예보관훈련용기술서 위성기상학
1 장. 대기복사기초 2 장. 천리안위성및기상산출물 3 장. 구름분석 4 장. 바람 5장. 가강수량 6 장. 강우강도 7 장. 안개 8 장. 에어로졸 9 장. 태풍 10 장. 지면정보
1.1 서론 1.2 용어및단위 1.3 흑체복사 1.4 복사법칙빈의변이법칙 1.5 복사전달 1.6 흡수, 방출, 산란및반사 1.7 태양복사 1.8 지구복사 1.9 전지구복사수지
학습목표 - 원격탐사의기본이되는전자기파 ( 이하복사 ) 의특성을이해한다. - 복사를정의하는다양한용어들을이해한다. - 복사관련법칙들을이해한다. - 복사와대기 ( 기체, 구름, 에어로졸 ) 간의상호작용 ( 산란, 흡수 ) 을이해한다. - 지구복사수지를이해한다.
1 장대기복사기초 1 1.1 서론 기상위성이나레이더는관측물체와직접접촉을하지않은상태에서관측대상의상태를관측한다. 이와같이물체와직접접촉하지않고관측하는것을총칭해서원격탐사 (Remote Sensing) 라하며이때사용하는도구가다양한파장대의전자기파 (Electromagnetic Wave/ 복사 : Radiation) 이다. 전자기복사 ( 이하복사 ) 는열을전달하는 3가지 ( 전도, 대류, 복사 ) 과정중의하나로다른두과정과달리매질이없는상태 ( 진공 ) 에서도열전달이가능한특성이있다. 복사의이러한특성이바로지구상 36,000km상공에서도지구를관측할수있게하는것이다. 여기서는원격탐사에서가장기본이되는전자기파 ( 복사 ) 의특성에대해간략하게살펴본다. -전자기파는전기장과자기장으로이루어지는데일반적으로전기장의세기가자기장보다매우강하기때문에전기장만으로파의특성을설명할수있다. -전자기파의마루 ( 골 ) 와마루 ( 골 ) 사이의길이를파장이라하며일반적으로 λ 로표시하며단위로는주로 μm를사용한다. -또한특정지점에서단위시간당전자기파의마루 ( 골 ) 가통과하는개수를진동수라하며 υ (s -1 ) 로표시한다. -전자기파는진공에서파장에관계없이빛의속도 (c) 인 30만 km/s로이동하기때문에다음식이성립한다. (1.1) - 단위길이당파의수를파수 (ω) 라하며단위는 cm -1 이다. - 빛은파동처럼행동하지만다른한편으로는입자의성질을갖고있는데 이러한입자를광자 (Photon) 라한다. 광자들은빛의속도로이동하며 그에너지는다음과같다. E = hυ (1.2) 여기서 h는플랑크상수로 6.6262x 10^-34Js이다. 식 (1.1) 에서보는바와같이주파수는파장에반비례함으로광자가갖는에너지는파장이짧을수록크다. 이러한이유로자외선의에너지가가시광선이나적외선의에너지보다강한것이다.
2 1 장대기복사기초 1.1 서론 전자기파의파장의전범위 (0~ ) 를전자기스펙트럼이라부르는데, 파장에따라에너지의강도뿐만아니라대기나지표면과같은물체들과의상호작용 ( 산란, 흡수, 방출...) 하는방식이상이하므로전자기스펙트럼주요파장역으로분류한다. 예를들어, 사람의눈망막세포가민감하게반응하는파장역 (0.390-0.760μm) 을가시광이라하며표 1.1에서와같이파장별로색상이구분된다 ( 그림 1.1). 현재위성에서주로활용하는파장대는가시광선, 근적외선, 적외선그리고마이크로파이다. 하지만파장이상대적으로긴마이크로파는에너지가약하기때문에현재정지궤도위성에는활용이되지못하고있다. [ 표 1.1] 가시광선역에서의파장대와색상 색상 파장구간 (μm) 보라색 0.390 0.455 짙은파란색 0.455 0.485 밝은파란색 0.485 0.505 녹색 0.505 0.550 황록색 0.550 0.575 노란색 0.575 0.585 주황색 0.585 0.620 빨간색 0.620 0.760 파장 (μm) [ 그림 1.1] 전자기스펙트럼에서파장별명칭
1 장대기복사기초 3 1.2 용어및단위 물체가받는복사에너지량은물체의면적, 에너지를받는시간, 빛의파장및입사방향등의함수로주어진다. 복사에너지량과관련된용어및단위는표 1.2와같다. 여기서복사에너지가방향의함수임은태양복사에너지의일및계절변화에서쉽게이해할수가있다. 복사에너지의단위는다른에너지와같이 J이다. 단위시간당복사에너지양을복사속 (Radiant Flux) 이라하며단위는와트 [W: J/s] 이다. 단위시간및단위면적당복사에너지양을복사조도 (Irradiance or Radiant Emittance) 라하며단위는 [W/m²] 이다. 여기서복사에너지가방향의함수임으로입사또는방출하는방향 ( 입체각 - Steradian: sr) 을고려한것을복사휘도 (Radiance) 라하며단위는 [W/m²/sr] 이다. 최종적으로파장을고려한단위를단색복사휘도 (Monochromatic Radiance) 라하며단위로는 [W/m²/sr/μm] 이다. 이단색복사휘도는특정파장에서의복사휘도를의미하며위성및레이더에서기본적으로활용되는단위이다. 센서에탐지된단색복사휘도를플랑크방정식에대입하면물체의온도 ( 휘도온도, 흑체를가정한온도 ) 를구할수있다. 복사에너지는 2차원평면이아닌 3차원공간에서다루어야한다. 따라서 2 차원좌표상에서의각이아닌 3차원공간상에서방향을고려해야하는데이때 3차원공간상에서의각을입체각 (Solid Angle) 이라한다. 또한물체의겉보기크기는거리의함수이다. 여기서입체각이란구중심으로부터임의의거리 r에위치한물체의표면과구의중심을잇는모든선들이단위거리의구에투영된각도로정의할수가있다. 방위각과천정각이각각 φ, θ 이고중심으로부터의거리 r에위치한물체의면적 (dσ) 은다음과같이나타낼수가있다. dσ = rdθ rsinθ dφ (1.3) 따라서물체의입체각은 dσ 를중심으로부터의단위거리상 (r=1) 의구에투 영된면적 ( 각도 ) 을나타냄으로위의면적을 r 2 으로나누어주면된다. dω = dσ/r 2 = sinθ dθ dφ ( 단위가없으며 sr 로표시 ) (1.4)
4 1 장대기복사기초 1.2 용어및단위 [ 표 1.2] 복사에너지와관련된용어및단위 기호 단위 복사에너지 (Radiant Energy) de J (Joules): N.m 복사속 (Radiant Flux) de/dt J/sec (W) 복사조도 ( 복사속밀도 : Irradiance) de/dt/da W/m 2 복사휘도 (Radiance) de/dt/da/dω W/m 2 /sr 단색복사휘도 (Monochromatic Radiance) de/dt/da/dω/dλ or de/dt/da/dω/dν W/m 2 /sr/µm or W/m 2 /sr/cm -1
1 장대기복사기초 5 1.3 흑체복사 19 세기중 후반, 플랑크, 스테판, 볼쯔만등독일과오스트리아물리학자들 이다수의복사법칙들을정립하였다. 복사법칙들을상세히살펴보기전에 관련용어를먼저소개한다. 흡수란전자기복사가물체의표면에입사될때일어나는현상으로, 전자기복사에너지의일부또는전부가표면에흡수되는현상을의미하며뒤에서상세히설명하겠지만흡수는파장의함수이다. 방출이란외부로나아가는전자기복사의생성에의해물체의표면에서에너지가손실되는것을말하며이또한파장의함수이다. 원자와분자에의한복사에너지의흡수와방출에대한자세한사항은 1.5절에서기술한다. 흑체란모든파장의복사에너지를흡수하고방출하는가상적인물체로써, 입사하는복사에너지를모두흡수하고전파장에걸쳐최대가능한방출을하는물체이다. 독일물리학자 Max Planck(1858-1947) 는 1900 년에주어진온도에서흑 체가방출하는단색복사휘도 ( 을반 - 경험적으로유도하였다. ) [Wm -2 sr -1 μm -1 ] 에대해다음과같은식 exp (1.5) 여기서 c 는빛의속도 (2.998 10 8 ms -1 ), h 는플랑크상수 (6.6262x10-34 Js), k 는볼쯔만상수 (1.38x10-23 JK -1 ) 이다. 그림 1.2는흑체를가정한상태에서위의수식으로계산된각파장별단색복사조도를온도별로나타낸것이다. 이그림에서우리는온도가높아질수록방출되는복사에너지의량이급격히증가함과함께방출에너지가최대되는파장이짧아지는점그리고 λ가증가할수록방출에너지가최대점까지강하게증가하다가최대점을경계로감소폭이약하게일어나는점 ( 비대칭 ) 을알수가있다. 이러한특성에대해서는뒤에상세히설명한다.
6 1 장대기복사기초 1.3 흑체복사 [ 그림 1.2] 흑체를가정한상태에서플랑크방정식으로계산된각온도별단색복사조도
1 장대기복사기초 7 1.4 복사법칙빈의변이법칙 1.4.1 빈의변이법칙 우리는그림 1.2에서온도가높아질수록복사에너지가최대로방출되는파장이짧아짐을보았다. 이러한특성을처음으로인식한 Wilhelm Wien(1864-1928) 은 1893년에에너지가최대로방출되는파장 ( 방출체의온도와의관계를나타내는이론을발전시켰다. ) 과 (1.6) 여기서 T는절대온도 (K) 이고 λ는파장 (μm) 이다. 분자의상수는단위 (μmk -1 ) 를가진다. 온도가높아질수록최대에너지를방출하는파장이짧아짐을볼수있으며이를비인의변위법칙이라한다 ( 그림 1.2). 태양복사 의경우온도를 6000K 로할경우 를 300K 로하면는약 10.0μm 이다. 는약 0.5μm 이고지구의경우온도
8 1 장대기복사기초 1.4 복사법칙빈의변이법칙 1.4.2 스테판 - 볼쯔만법칙 앞의그림 1.2에서온도가높아질수록흑체가복사하는총복사에너지량 ( 복사조도 ) 이급격히증가됨을알수가있다. 즉, 각온도별단색복사조도선아래의면적이급격히증가되고있음을알수가있는데이를처음인식한오스트리아물리학자인 Josef Stefan(1835-1893) 은 1879년에실험적으로흑체복사조도가다음과같이주어짐을증명했다. 또다른오스트리아물리학자인 Ludwig Boltzmann(1844-1906) 이 1894년에이법칙을열역학적관점에서증명해보였다. (1.6) 복사조도의단위는 Wm -2 이며, σ=5.67 10-8 (Wm -2 K -4 ) 이다. 즉, 절대온도 T를갖는흑체표면의단위면적에서단위시간당방출되는전파장의복사에너지 ( 흑체의전복사조도 ) 는절대온도의 4승에비례하며이를스테판-볼쯔만의법칙이라한다. 이법칙을사용하여태양의흑체온도를태양의복사조도 (6.34 10 7 Wm -2 ) 로부터다음과같이계산할수있다. (6.34 10 7 /5.67 10-8 /) 1/4 =5780K 태양이흑체가아니기때문에이값은정확하게같지는않지만, 색온도와 유사하다.
1 장대기복사기초 9 1.4 복사법칙빈의변이법칙 1.4.3 키르히호프의법칙 흑체복사는주어진온도에서물질이방출할수있는복사에너지의상한을나타낸다. 흑체는지구상에존재하는물체가아닌가상의물체임으로지구상에존재하는물체들은흑체보다적은복사에너지를방출하게되는데흑체에서의복사에너지에대한일반물체의복사에너지의비를방출율이라 하며주어진파장에서의방출률 ( ) 은다음과같이정의된다. 실제복사휘도 흑체복사휘도 (1.8) 그러므로방출률은특정파장에서물체가복사방출을얼마나효율적으로 하는지를나타내는척도라고할수있다. 이에대응하는흡수율 ( 과같이정의한다. ) 은다음 파장 에서흡수되는복사휘도 파장 에서전체입사되는복사휘도 (1.9) 정의에따르면, 흑체의흡수율과방출률은전파장에서 1.0 이된다. 1855 년에독일과학자 Gustav Kirchhoff(1824-1887) 는열적평형상태 에있는물체에대해다음과같은관계를발견했다. (1.10) 이것을키르히호프의법칙이라하며, 다음과같이정리할수있다. " 주어진파장에서흡수가잘일어나는물체는방출또한잘일어나며, 주어 진파장에서방출이약한물체는흡수또한약하다."
10 1 장대기복사기초 1.4 복사법칙빈의변이법칙 지구표면이나구름과같이불투명한물체에복사에너지가입사하면일부 는흡수되고나머지는반사된다. 이때흡수율과같이반사율 (r λ ) 을정의할 수있다. 파장 에서반사되는복사휘도 파장 에서전체입사되는복사휘도 (1.11) 또한매질이대기와같이불투명하지않을경우에는입사된복사에너지는매질을통과하면서흡수되거나통과하게된다. 이때전체입사된복사에너지중매질을통과한에너지의비율을투과율 (τ λ ) 이라하며다음과같이정의된다. 파장 에서투과되는복사휘도 파장 에서전체입사되는복사휘도 (1.12) 투과율이 0 에가까운물체를불투명체라하며, 대기중에서투과율이높은 파장대를우리는대기의창이라한다. 그림 1.3은각파장별투과율과주요흡수기체를나타낸것이다. 자외선역에서는오존에의한흡수로투과율이거의 0에가까우며가시광선역과 8-12μm파장역에서는투과율이매우높음을알수있다. 우리는이 8-12μm 파장대를대기의창이라부른다. 각흡수기체들의선택적흡수는원격탐사에서매우중요하다. 예를들어 9.6μm오존흡수대를이용하면대기중오존농도를측정할수있으며 11과 12μm에서의수증기에대한흡수차를이용하면대기중수증기량을측정할수있다. 위성에탑재할센서의목적에따라파장대를선정하게되는데지표면의특성을측정하고자할때는주로대기의창파장대를사용하고수증기, 오존, 메탄과같은흡수기체의농도를측정하고자할때는각흡수기체에민감한파장대를이용한다.
1 장대기복사기초 11 1.4 복사법칙빈의변이법칙 [ 그림 1.3] 파장별투과율및주요흡수기체
12 1 장대기복사기초 1.5 복사전달 자연현상에서에너지 ( 열 ) 가전달되는방법은복사, 대류, 전도로 3가지방법이있다. 이세가지방법중에서매질이없이도열이전달될수있는방법이복사이다. 복사는태양에너지가거의진공상태인우주공간을지나지구에도달할수있게하고, 우주공간의궤도상에서임무를수행하는기상위성에전자기파형태의각종신호가도달할수있는것또한가능하게한다. 하지만복사형태로전달되는에너지는대기층을통과하는동안대기를구성하는물질에의해흡수, 산란및방출이일어나에너지의재분배가발생한다. 이러한대기층내에서의일련의과정을계산하여기상위성의산출정확도를높이는과정이필요하다. 그림 1.4는복사에너지가임의의두께의대기층을통과할때대기에의한복사에너지감쇠를나타내는그림이다. [ 그림 1.4] 대기층에의한복사에너지의감쇠
1 장대기복사기초 13 1.5 복사전달 위그림과같이임의의파장 를가지는복사조도 가임의의두께 을갖는대기층을통과한후의에너지를 로나타낼수있다. 일반적으로 는기층의두께, 기체의밀도, 그리고투과전복사조도 에비례한다. 수식으로표현하면, (1.13) 와같다. 위식에서 는복사에너지가흡수에의해감쇠되는비율을의미 하며흡수계수라고도한다. 만약기체의고도 ( 두께 ) 가 Z 일경우식 1.9 를 적분하면, (1.14) 와같다. 이때식 (1.10) 과같이주어지는관계를비어의법칙 (Beer's Law) 이라고한다. 이는단색복사조도가질량흡수계수 ( ) 와광행로의곱에지수적으로감소하는것을나타낸다. 한편복사에너지의진행방향이대기층과 의각을이루고있을때 ( 태양또는위성천정각 ), 식 (1.13) 과식 (1.14) 은각각 (1.15) (1.16) 와같이된다.
14 1 장대기복사기초 1.5 복사전달 식 (1.13) 의 또는식 (1.16) 의 를흡수광학두께 (Absorption Optical Thickness) 라고한다. 이는매질의흡수계수 뿐만 아니라, 복사에너지투과경로의길이및매질의밀도가복사에너지의감쇠에영향을미치는것을의미한다. 여기서입사된복사에너지와투과된복사에너지간의비율로써계산되는흡수율 는, (1.17) 이다. 흡수계수 를비교해보기위해, 복사에너지가광학적두께가얇은대 기층에대하여연직으로입사한다고가정하면, 테일러근사에의해식 (1.18) 와같이나타낼수있다. (1.18) 즉, 흡수율와흡수계수는서로비례하는것을알수있다. 흡수계수는대기를구성하고있는성분과고려하는파장에따라다르다. 때문에기상위성을이용하여특정기상요소에대한정보를얻고싶을때, 해당기상요소에대해서만민감하게반응하는채널과어느것에도민감하지않은채널 ( 대기의창영역 ) 을동시에사용한다면, 두개의차에의해서특정기상요소의광학적두께를산출할수있다. 가장대표적으로분리대기창방법을이용하여가강수량, 에어로졸을산출하는것이있으며이는각각 5장, 8장에서상세하게다룬다. 한편매질에입사한빛은구성입자에의한산란으로복사조도가감소되기 도하는데, 식 (1.9)~ 식 (1.16) 에흡수계수대신산란계수를넣어산 란광학두께 (Scattering Optical Thickness) 를계산할수있다. 매질에의한빛의흡수와산란이동시에서로독립적으로발생한다면, 흡수계수와산란계수를더할수있으며이때의값을감쇠계수 (Extinction Coefficient) 라고한다. (1.19)
1 장대기복사기초 15 1.5 복사전달 이감쇠계수를이용하여임의의대기층 (s,s) 내에서흡수와산란에대한 총광학두께 (Optical Thickness) 를정의하면, (1.20) 와같다. 즉, 복사에너지가투과하는경로상의매질의흡수및산란정도, 투과경로의길이, 매질의밀도에따라광학두께가결정되고, 이값은기상위성을이용한기상요소산출을위한복사전달및복사에너지계산에있어서가장핵심적인변수이다.
16 1 장대기복사기초 1.6 흡수, 방출, 산란및반사 복사에너지와매질사이의상호작용은크게흡수, 방출, 산란및반사등 4 가지로이루어진다. 즉, 물체에서의방출이없다고가정하면에너지보존 법칙에의해하나의매질에입사된복사조도 ( 수과정의합으로설명될수있다. ) 는반사, 투과, 그리고흡 (1.21) 양변을 로나누면 여기에서는흡수율, 는반사율, 는투과율이다. 흑체는흡수율이 1이므로투과율및반사율은모두 0이다. 또한투과율이 1(0) 이물체는반사율과흡수율의합이 0(1) 이다. 여기서투과율이 0인불투명체에서는흡수율 + 반사율 = 1의관계임을알수있다. Kirchoff 의법칙을적용하면위의식에서흡수율 ( ) 대신방출율 ( 적용할수있다. ) 을 공기분자 ( 원자 ) 에의한복사에너지의흡수는주로광해리, 운동에너지와양자에너지의변화에의해이루어진다. 여기서양자에너지란분자들의진동, 회전그리고전자궤도천이에의한에너지를의미하며이들은운동에너지와달리각분자 / 원자마다고유한값을갖기때문에불연속적인값을갖는다. 분자의광해리나전자궤도천이등에는강한에너지가요구되는반면분자들의진동이나회전에너지에는상대적으로약한에너지만으로도가능하다. 따라서오존과같은분자의광해리나원자의궤도천이에는자외선과같은짧은파장에서만발생한다. 반면에너지강도가약한적외선이나마이크로파에서는주로분자들의운동-진동-회전과같은에너지준위의변화를통해서흡수가발생한다.
1 장대기복사기초 17 1.6 흡수, 방출, 산란및반사 1.6.1 공기분자에의한흡수및방출 대기는질소, 산소, 이산화탄소, 오존등다양한분자와원자로구성되어있다. 여기서원자는핵과그주위를공전하고있는다수의전자로구성되어있다. 전자들은각각의궤도에따라에너지준위라고하는일정량의에너지를가진다. 양자역학에서는전자궤도가연속적으로존재하는것이아니라, 특정한전자궤도의구성만이가능하며이로인하여불연속적인에너지준위만을가질수있다고보고있다. 분자내평균위치에대한원자의진동과관련된에너지와질량중심에대한분자의회전과관련된에너지가있다. 또한, 각분자 ( 원자 ) 별로특정진동주기와회전률만이허용되므로, 전체에너지변화는양자화 (Quantization) 또는불연속적단위로구성되어야만한다. 전자기복사는파동적인특성뿐만아니라광자라고불리는단위로존재하 는것으로생각할수있다. 진동수 υ 를갖는하나의광자와관련된복사에 너지량은다음과같이주어진다. (1.22) 여기서 h 는플랑크상수, 6.626x10-34 Js 이다. 따라서복사의주파수가 높을수록, 즉파장이짧을수록광자에포함되는에너지는크다. 고립된분자는불연속한에너지만을흡수하고방출할수있기때문에특정 파장의복사만을흡수하거나방출할수있다.
18 1 장대기복사기초 1.6 흡수, 방출, 산란및반사 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. 충돌이더 잘발생하는높은압력하에서잘일어나는반면, 도플러선폭확대는개별 분자의속도와연관되어온도가높을수록크게나타난다. 액체나고체상태에서는분자간거리가가까워서많은수의분자간상호 작용에따른에너지준위를갖게한다. 그러므로, 액체와고체에서는광범 위하고연속적인스펙트럼영역에서방출과흡수가일어날수있다.
1 장대기복사기초 19 1.6 흡수, 방출, 산란및반사 1.6.2 알베도 어떤면에입사된일사 ( 복사조도 ) 에대한반사된일사의비율 (0~100%) 을알베도라고한다. 알베도와반사율또는반사능과의가장큰차이점은알베도는특정파장에대한개념이아니고전파장에대한평균값을의미하는점이다. 불투명한표면으로입사되는단파복사는흡수되거나반사된다. 즉, 이다. 여기서 는알베도또는표면의반사도이다. 대기과학에서는주로 지표면과구름의알베도에관심을갖는다. 지구표면의알베도는특히구성물질에크게영향을받는데지구표면의 2/3를차지하는바다에서는매우작지만적설지역이나빙하에서는매우크다. 표 1.3은지표면구성물질에따른알베도를나타낸것이다. 또한지구의약반 (50%) 은항상구름으로뒤덮혀있는데구름의종류, 두께, 운상등에따라알베도가크게달라진다. 이들을종합한지구의평균알베도는결국지구복사수지에대단히큰영향을미치게됨으로이들의알베도를정확히추정하는것은온실기체에의한복사수지변화그리고태양상수의변동을정확히관측하는것과함께매우중요하다. 최근에는위성탐사의기술이발달됨에따라태양상수, 알베도등을위성으로관측해오고있다. 표 1.3은태양복사에너지파장내에서여러선택된표면이가지는알베도값이다. [ 표 1.3] 여러형태의지면에대한태양복사의알베도값 황무지 0.1-0.25 모래, 사막 0.25-0.4 초원 0.15-0.25 숲 0.1-0.2 건조하고깨끗한눈 0.75-0.95 축축하고더러운눈 0.25-0.75 해수면 ( 태양고도 >25도 ) <0.1 해수면 ( 낮은태양고도 ) 0.1-0.7
20 1 장대기복사기초 1.6 흡수, 방출, 산란및반사 1.6.2 알베도 물체를통과하는빛은흡수만큼이나산란에의해감소될수있다. 그러나흡수와는다르게산란은복사에너지를열에너지로변환시키는데관여하지않는다. 산란입자와의상호작용으로복사에너지의방향이바뀔수있다. 평행하게대기에입사하는태양복사에너지는측면과후면으로부분적으로산란된다. 따라서, 지구에도달할때그강도가약해진다. 산란이론에따르면태양복사에너지가지구대기를통과할때, 파장이짧을수록산란이훨씬더효과적으로일어난다. 이것이태양에서멀리떨어진곳을볼때하늘이푸르게보이는이유이다. 우리가보는하늘의색은산란광의색을보는것이다. 태양의고도가낮을때태양복사는대기권내긴거리를통과하면서짧은파장의빛은대부분산란되어없어지고우리눈에도달할때의복사에너지는파장이긴붉은색을나타낸다 ( 그림 1.5). 다른중요한예는기상레이더로강우를관측할때빗방울에의한마이크로파의산란을측정하는것이다. [ 그림 1.5] 입사하는태양복사는스펙트럼의파란색부분에서더효과적으로산란되며, 하늘을푸르게보이도록함. 일출이나일몰때에는대기층의투과경로가길어파란색빛은거의대부분산란되고스펙트럼의붉은색만남기때문에하늘이붉게보임
1 장대기복사기초 21 1.7 태양복사 1.7.1 태양 대기에서일어나는모든과정은궁극적으로태양에너지에의해서일어나며, 태양은핵융합으로수소가헬륨으로전환되는과정에서대규모의에너지를방출한다. 수소핵 4개의질량은헬륨핵 1개의질량보다약 1% 정도더크다. 이핵융합의결과로, 아인슈타인방정식 에따라여분의질량이에너지로전환된다. 태양의색온도는흑체온도와다르다. 태양이전스펙트럼을통틀어흑체와같은방출을함에도불구하고그림 1.6과같이자외선 /X-레이영역과마이크로파 / 라디오파영역에서흑체와차이가있음을볼수있다. 태양복사의 99% 가 0.15~4.0μm사이에위치하며, 태양활동의변화에도불구하고이영역에서의복사방출은시간에따라일정한것처럼보인다. [ 그림 1.6] 태양의스펙트럼 ( 실선 ) 과온도가 5780K 인흑체의스펙트럼 ( 점선 ) (Q.J.R. Meteorol. Soc. 84, 311)
22 1 장대기복사기초 1.7 태양복사 1.7.2 태양복사의지형및계절적분포 태양에대한지구의공전궤도는거의원형이다. 태양과지구간평균거리는 1.4968 x 10 11 m이지만, 지구공전궤도의이심률로인해 1월 1일의평균거리는 1.67% 더짧아지고, 7월 1일의평균거리는 1.67% 더길어진다. 복사조도는거리의역제곱에비례하기때문에, 태양복사에너지의입사율은평균값의 ±3.37% 범위내에서변한다. 지구대기상단에서태양광선에수직인단위면적에단위시간당입사하는태양복사에너지를태양상수라하는데이값은약 1360Wm -2 이다. 공전궤도면에서 23 27 기울어진지구자전축의경사는궤도주기에따른계절적변화 ( 그림 1.7) 를야기한다. 그결과북반구 ( 남반구 ) 에서는지구와태양간의거리가가장먼 ( 가까운 ) 여름철 ( 겨울철- 북반구기준 ) 에태양복사에너지를가장많이 ( 적게 ) 받게된다. 즉, 지구자전축의경사는단위면적당입사하는태양복사량과일조시간에영향을주어기온의계절변화를일으키게된다. 반면지구의자전은밤 / 낮이교대로나타나게한다. 따라서가시광선을이용하는센서는야간에는지구를관측할수가없게된다. [ 그림 1.7] 지구자전축의경사로인해결정되는계절변화. 북극권과남극권을나타내는위도는 90-23 27 =66 33 으로주어지며, 이위도대로부터극쪽에위치한곳에서는겨울의특정기간동안에 24 시간밤이지속되고, 여름철특정기간동안에는 24 시간낮이지속되는현상이일어남. 두극에서는 6 개월간밤이지속되고 6 개월간낮이지속됨
1 장대기복사기초 23 1.7 태양복사 그림 1.8 은날짜와위도에따른입사태양복사의변동을나타낸다. 춘분과 추분 (3 월 21 일, 9 월 21 일 ) 의낮의길이는전위도에서동일하고일사량은 위도의코사인 (cosine) 값에비례한다. 반구가여름일때극지방으로갈수록낮시간은길어지지만태양의고도각은낮아진다. 따라서낮은태양고도각을길어진낮시간이보상하여태양복사에너지의위도에따른변화가작다 ( 극에서는약한최대값이나타난다 ). 따라서여름에는남북방향의온도차가작아진다. 하지만겨울반구에서는극지방으로갈수록낮시간이짧아지는현상과태양고도각이낮아지는현상이동시에일어나고위도로갈수록일사량이급격하게감소하여극야 (Polar Night) 의가장자리에서일사량이 0이된다. 그결과남북방향으로입사태양복사에너지차가증가하게되어온도차가커지게된다.
24 1 장대기복사기초 1.7 태양복사 [ 그림 1.8] 날짜와위도에따른대기상부의단위수평면에입사하는태양복사. 단위는 MJm -2 day -1 임. 점선은태양의적위를나타냄. (Meteorological Tables, Smithsonian Institute, Washington, D.C. (1951), p.417.) 그림과같은두반구간의약간의비대칭은지구공전궤도의이심률때문이다. 이러한패턴은대기에의한하향방출을포함하면바뀐다. 지표면에입사하는일사량의최대는위도 35 에서한여름낮에발생하고, 극에나타난최대값은태양고도가낮을때통과해야하는대기층의투과경로가길어져서없어진다.
1 장대기복사기초 25 1.7 태양복사 1.7.3 대기기체에의한태양복사산란및흡수 대기기체에의한태양복사의산란은태양복사스펙트럼의단파부분에서가장효과적이다. 대기수직층를보면, 입사하는태양복사가근적외선영역에서는 1% 보다적은양이산란되는반면, 자외선영역근처에서는약 40% 가후방산란으로흩어진다. 그림 1.9를살펴보면가시광과자외선파장대에서훨씬더많은양의복사가흡수보다는산란됨을알수있다. 지구대기로입사하는태양복사의평균약 13% 가산란되는데, 이중대략절반정도가지표면에확산복사로도달하며나머지절반은우주공간으로되돌아간다. 산란과는반대로, 태양복사의흡수는주로흡수체인 O 3 ( 오존 ), O 2 ( 산소 ), H 2 O( 수증기 ), CO 2 ( 이산화탄소 ) 에의해특정파장대역에서뚜렷하게일어난다 ( 그림 1.9). 0.1μm보다짧은파장대에서는아주적은양의태양복사가광전리된 N 2 ( 질소 ), O 2 ( 산소분자 ), O( 일원자산소 ) 에의해흡수된다. 여기에는분자에서전자를떼어낼수있을만큼충분히에너지가강한광자가관여하게되는데, 이현상은 90km 보다높은대기층에서일어난다. 0.1~0.2μm 의파장대역에서의복사는실질적으로다음과같은광해리반응으로모두흡수된다. (1.23) 그결과로산소원자는 100km상공의주요대기구성요소가된다. 또한, 쉽게 O₂와결합해 O₃를형성하는반응이일어나는저층대기에서추적물질이된다. 오존은광해리반응을통해 0.2~0.3μm파장대의모든복사에너지를흡수하는데굉장히효과적이다.
26 1 장대기복사기초 1.7 태양복사 [ 그림 1.9] 태양복사스펙트럼. 위의곡선은대기상층부에서측정한값이고, 아래굵은곡선은평균적인대기상태의지표면에서측정한값임. 빗금친영역은기체구성요소에의해흡수되는부분을나타냄 산소원자는빠르게산소분자와재결합하여오존을형성한다. 이같은방법 으로오존은잠재적으로위험한요소인자외선복사를차단하는차폐막역 할을한다. 0.7μm 보다긴파장대, 즉, 적외선영역에서는, 태양복사에의해대류권이 직접적으로가열되는주요원인인수증기에의한흡수선이나타난다.
1 장대기복사기초 27 1.7 태양복사 1.7.4 구름및에어로졸입자에의한태양복사산란및흡수 구름에의한효과를고려하면복사에너지를계산할때문제가상당히복잡해진다. 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.
28 1 장대기복사기초 1.7 태양복사 대기중에는많은양의에어로졸입자가존재한다 ( 해양 10 3 cm -3, 내륙 10 5 cm -3 이상 ). 이들에어로졸입자는다음과같이주로두가지방법으로 생성된다. (1) 인간의활동, 화산, 산불등에의해생성된먼지, 꽃가루, 해염입자등이직접대기중으로유입 (2) SO 2 가 H 2 SO 4 또는황산염으로전환되는것과같이기체가반응하여고체로변하는화학반응에의한생성 이들에어로졸입자의반지름은 10-4 μm 에서 10μm 이상까지다양하며, 작 은에어로졸이많다. 작은에이트켄핵보다수밀도가낮지만반지름이 0.1μm 이상인에어로졸은대기를혼탁하게하거나연무를발생시키는원인이된다. 이는이들의수밀도는에이트켄핵보다낮지만, 단면적의합은에이트켄핵의단면적합보다더크기때문이다. 연무상태에서는관찰자를향하는빛이산란되어이미지가번져보이므로뒷배경과의구분이힘들다. 대기하층부의에어로졸은태양복사를직접적으로흡수해대류권을가열 시키지만, 에어로졸의후방산란에의하여대기의알베도를증가시킴으로 써지표면에도달하는태양복사에너지를감소시키기도한다.
1 장대기복사기초 29 1.8 지구복사 지표면은거의흑체와마찬가지로최대방출파장에서복사에너지를방출한다. 빈의변위법칙을이용하고지표면의평균온도를 290K라고하면, 지표면에서의최대방출파장이약 10μm인것을알수있다. 또한지표면에서의태양복사스펙트럼이지구복사스펙트럼과아주일부분겹치기때문에이들두스펙트럼을구분하여다룰수있다. 1.8.1 대기기체에의한지구복사의흡수수증기, 이산화탄소, 오존은대기의장파복사전파에영향을미치는 3가지주요기체이다. 수증기에의한흡수는주로대류권에서이루어지는데, 특히수증기량이가장많은대류권하부에서이루어진다. 이산화탄소는고도에따라혼합비가일정하여, 수증기의혼합비가매우작은성층권냉각에주도적인역할을한다. [ 그림 1.10] Nimbus 4 위성이사하라사막위에서측정한대기흡수스펙트럼
30 1 장대기복사기초 1.8 지구복사 수증기는 6.3μm를중심으로지구복사스펙트럼의넓은부분에걸쳐서복사에너지를흡수한다 ( 그림 1.10). 8μm와 12μm 사이에 대기의창 이존재하는데이것을통해지구복사가우주공간으로방해받지않고빠져나갈수있다. 1.8.2 구름및에어로졸입자에의한지구복사의흡수태양복사에대한구름의효과는산란에의해좌우된다. 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
1 장대기복사기초 31 1.8 지구복사 첫째열 (a) 는구름이없는상태의맑은하늘을나타낸다. 플럭스발산으로 인해대류권의상부와하부에서냉각이일어남을보여준다. 둘째열 (b) 는지표면근처의구름이지표로부터방출되는복사플럭스를효과적으로차단하는것을보여준다. 구름이복사를잘방출하지만, 구름의온도가지표면의온도보다낮고, 대기하부에서의순복사플럭스발산이훨씬더증가하면서냉각이더잘일어난다. 이그림은대류권냉각이최대로일어나는경우를보여준다. 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.
32 1 장대기복사기초 1.9 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
1 장대기복사기초 33 1.9 전지구복사수지 지구표면에서복사플럭스와마찬가지로현열과잠열플럭스도지표면에 서방출된다. 현열이란수 mm 높이의대기가열전도에의해가열되어대 기경계층의난류와자유대류에의해대기상부로퍼지는것을말한다. 한편, 지표에서흡수된열은물이수증기로증발할때사용되고이후수증기는대기중으로혼합되고구름으로응결되어대기권에잠열을재방출한다. 육지에서의현열과잠열플럭스는일반적으로규모면에서비교가능한반면, 해양에서의잠열플럭스는현열플럭스보다대략 10배정도더크다. 지표면에서복사, 현열, 잠열플럭스와단파흡수량에따라가열된대기는 38% 의복사에너지를우주공간으로방출하는데, 이중대부분은온실가스 ( 이산화탄소, 수증기등 ) 에의해이루어진다. 온실가스는지구복사를흡수하고낮은온도에서재방출함으로써온실가스가없는경우에비해복사평형온도를더높게만든다. 지구시스템이평형상태에있기때문에 51% 만큼의복사에너지가지표면에도달하고 51% 만큼은우주공간으로나간다. 70% 가장파복사플럭스로대기를떠나고, 반사되는단파복사 30% 를더하면, 들어오는 100% 와평형이된다. 대기권만을살펴보면, 태양복사중 19%(16+3) 와지표면으로부터의에너지 45%(23+7+15) 를흡수한다. 이 64% 는수증기, 이산화탄소, 구름으로부터방출되는복사 (26+38) 와균형을이룬다. 장파복사 (5) 와단파복사 (16) 에서대기중으로흡수되는복사에너지는매우비슷하다. 대기상부에도달하는전지구평균복사조도는 238Wm -2 이지만, 수지의 각요소들의규모에는커다란공간적인편차가존재한다.
34 1 장대기복사기초 1.9 전지구복사수지 그림 1.13은대기상층부에서의위도에따른순복사가열 ( 흡수하는태양복사 - 방출하는지구복사 ) 을나타낸것이다. 연평균을나타낸선을보면, 북반구와남반구의위도가약 40 인지점과극지방사이에복사에너지부족이나타나는것을볼수있다. 또한, 계절적변화도큰데, 겨울일때의복사에너지를측정한선을보면 복사에너지부족이위도 15 까지확장되고, 여름일때는복사에너지과잉 이북반구와남반구에서위도약 70 까지도달한다. 여름 (6, 7, 8월 ) 과겨울 (12, 1, 2월 ) 곡선간비대칭성도존재한다. 겨울동안남반구의복사에너지과잉은여름동안북반구의복사에너지과잉보다최대점이훨씬높다. 이것은 1월에지구와태양간거리가가장가깝고남반구해양의알베도가낮기때문일것으로추측된다. [ 그림 1.13] 대기상부에서동서평균순복사조도 (Wm -2 ) 의위도별프로파일
1 장대기복사기초 35 1.9 전지구복사수지 극-적도간복사가열경도는지표면에서훨씬더큰데, 이는고위도에서의대기투과거리가더길어더많은복사에너지가지표면에도달하기전에흡수되기때문이다. 이러한복사조도분포가가져오는불균형을바로잡기위해서는극지방으로의에너지수송이이루어져야한다. 즉, 해들리셀과같은자오면상의순환이발달하게된다. 전지구순환관점에서본다면, 위와같은복사강제력의분포는극-적도간온도경도 ( 중위도지방에서최대 ) 를불러온다. 온도경도는경압불안정을야기시키고, 결과로생성된저기압은따뜻한공기를극지방으로, 찬공기를적도지방으로수송한다. 해양또한균형을잡는데중요한역할을하는데, 멕시코만류 (Gulf Stream) 와쿠로시오해류 (Kuroshio Current) 같은난류는저위도에서고위도로열을수송한다. 대기대순환및해류외에도태풍에의해서남북간의온도경도가일정수준이상으로증가하지않게된다.
36 1 장대기복사기초 1.9 전지구복사수지 1.9.1 대기온실효과 지구 / 대기권의평균알베도를 0.3 이라고하면, 지표면이흡수하는태양복 사의양은다음과같이주어진다. (1.24) πr² 은태양복사 (1360Wmˉ²) 를받는지구단면적을나타내고, 4πr² 은지구 가받은태양복사를배포하는지구표면전체의면적이다. 위의식으로부터 238Wmˉ² 의평균일사량를구할수있다. 긴시간동안지구가크게따뜻해지거나차가워지지않았기때문에지구 / 대기권을복사평형이이루어진것으로가정하면, 지구는 238Wmˉ² 만큼의장파복사를방출한다. 또한, 지구 / 대기권이흑체복사를한다고가정하고슈테판 - 볼츠만법칙을 적용하면, 다음과같은식이성립한다. (1.25) 여기서 Te는지구의유효복사온도이다. 위의식으로부터평균지표면의온도 (Tsfc=288K) 와비교되는 Te=255K 또는 -18 라는지구유효복사온도를얻을수있다. 그러나평균지표면온도와지구유효복사온도에는큰차이가존재하고그차이를 ΔT로나타낼수있다. 따라서평균지표면의온도는다음과같이표현할수있다. (1.26) 여기에서 ΔT는대기의온실효과로볼수있다. 온실효과는이산화탄소와수증기같은특정기체가태양복사보다지구복사를더잘흡수하기때문에일어난다. 따라서지표면에서방출되는장파복사는이들온실가스에의해흡수되어낮은온도즉, 낮은비율로재방출되는반면, 지표에서단파복사가열에대한효과는미미하다. 장파의대기광학두께가클수록, 중력의복사중심은높아지고온실효과는 커진다.
1 장대기복사기초 37 요약 1. 복사는열을전달하는 3가지 ( 복사, 전도, 대류 ) 방법중의하나로다른두과정과달리매질이없는상태에서열전달이가능한특성이있고, 이러한특성을이용하여우주공간에서기상위성을이용하여지구를관측할수있음. 2. 복사에너지는파장대별로각각서로다른특성을가지고있고, 크게자외선, 가시광선, 적외선, 마이크로파로나눌수있음. 3. 흑체란모든파장의복사에너지를흡수하고, 흡수한만큼방출하는이상적인물체임. 4. 지구상의모든물체는일부는흡수하고나머지는반사하는회색체임. 5. 절대 0 도 (0 K) 이상의온도를가지고있는모든물체는에너지를발산하며이와관련된방정식이플랑크방정식임. 6. 물체의온도가높을수록최대에너지를방출하는파장대는짧음 ( 빈의변위법칙 ). 7. 지구보다약 20배 ( 켈빈온도 ) 뜨거운태양의복사에너지방출량은지구의방출량에비해압도적으로크지만, 태양과지구사이의거리, 입사면적 ( 항상지구의절반만태양에너지가입사 ) 등을고려할때, 지구의에너지수지균형에지구복사에너지가미치는영향을무시할수없음. 8. 지구의대기를구성하고있는물질들은물질별특정파장에대해복사에너지를흡수하나, 대기구성물질로부터흡수되지않는파장대가존재함. 이파장대를대기의창영역이라고하며대표적인파장대는적외창영역이라고불리는 10.8μm(IR1), 12.0μm(IR2) 가있음.
38 1 장대기복사기초 연습문제 1. 흑체와휘도온도에대하여설명하시오. 2. 태양과지구의표면온도가각각 6000K, 300K 일때, 태양복사에너지 와지구복사에너지의차이를플랑크방정식 ( 식 1.5) 과빈의변위법칙 ( 식 1.6) 을이용하여설명하시오. 3. 대기의창에대하여설명하시오. 4. 위성에탑재된열적외센서로측정된자료로부터대기중오존이나수 증기량을추정하고자할때사용가능한파장대를제시하고그원리를 설명하시오.
1 장대기복사기초 39 참고문헌 1. 곽종흠, 소선섭, 1999: 일반기상학, 126-157 2. 이광목, 2004: 대기복사, 23~27
2.1 천리안위성 2.2 수신및전처리시스템 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS)
학습목표 - 우리나라최초의정지궤도복합위성인천리안위성 (COMS) 과순수국내기술로개발된천리안위성자료처리시스템 (CMDPS: COMS Meteorological Data Processing System) 으로부터산출되는 16종의기상산출물들에대해이해한다.
2 장천리안위성및기상산출물 1 2.1 천리안위성 천리안위성은국가우주개발중장기계획에따라 2003년부터기상청, 교육과학기술부, 국토해양부, 방송통신위원회공동사업으로추진하여 2010년 6월 27일남미프랑스령기아나꾸르우주센터에서성공적으로발사된우리나라최초의정지궤도복합위성으로 2011년 4월부터현업운용중이다. 천리안위성은지구적도상공 36,000km, 동경 128.2도에위치하여기상관측, 해양관측및통신서비스임무를수행하는복합위성으로기상분야주요임무는 1) 고해상도의다중채널을이용한기상현상연속감시및기상변수산출, 2) 태풍, 집중호우, 황사등위험기상조기탐지그리고 3) 장기간의해수면온도, 구름자료를통한기후변화분석등이다 ( 그림 2.1). 우리나라고유의정지궤도복합위성을보유하게됨에따라최대시간당 8회간격으로한반도부근지역의관측을통해바람장과위험기상의감시기능이향상되었다. 또한우리나라인근에서위험기상발생시자체관제기능을통하여관측영역및관측주기조정으로위험기상에대한조기탐지기능이강화되었고자체개발한자료처리시스템운영을통해 16종의다양한기상산출물생산및수치예보지원에필요한자료의생산도가능해졌다. 천리안위성에는표 2.1에서보는바와같이가시역 1개와적외역 4개등총 5개의채널로지구를관측하는기상영상기 (MI: Meteorological Imager) 가탑재되어있다. 천리안위성의가시채널의공간해상도는직하점일때 1km이며이채널은구름과지표면에서반사된태양복사에너지의강도를측정하기때문에주간에만관측이가능하다. 따라서태양복사에너지를많이반사하는구름이나눈의경우센서에도달하는에너지강도가강한반면바다와같이반사율이낮은곳은도달하는에너지강도가약하다. 가시채널에서측정된영상자료를흑백으로나타낼경우센서에도달한에너지강도에비례하게구름이나눈은밝게육지나숲은조금밝게그리고바다는어둡게나타난다. 가시영상을이용하면주간구름, 적설, 안개, 황사, 산불등을탐지할수있으며대기운동벡터산출도가능하다. 대기의창에해당되는적외 1과 2 채널, 단파적외그리고수증기채널의공간해상도는모두 4km이다. 적외채널은지구로부터방출되는복사에너지를측정하는것으로방출물체의온도, 방출율과함께대기의영향을주로받는다. 가시영상과일관성을갖도록적외영상에서는온도가높은곳은어둡게낮은곳은밝게표출한다. 적외 1과 2채널은주로해수면온도, 구름온도등온도산출, 구름특성분석, 황사나가강수량산출등에주로이용된다. 수증기영상은대기상층에서의수증기유무와함께구름이없는곳의상층대기흐름을이해하는데유용하게활용되고있다. 단파적외영상은주로야간의하층운이나안개, 산불등화재탐지그리고해수면온도추정에사용된다.
2 2 장천리안위성및기상산출물 2.1 천리안위성 [ 그림 2.1] 천리안위성과주요탑재체 채널수 5 채널 ( 가시 1, 적외 4) 전구관측시간 채널 [ 표 2.1] 천리안위성에탑재된기상영상기의주요특성및활용분야 중심파장 ( μm ) 공간해상도 (km) 27 분이하 활용분야 가시광선 0.67 1 단파적외 3.7 4 주간구름영상, 황사 산불 연무관측, 대기운동벡터 야간안개및하층운, 산불감지, 지면온도추출 수증기 6.7 4 중상층대기수증기량, 상층대기운동파악 적외 1 10.8 4 구름정보, 해수면온도, 황사관측 적외 2 12.0 4 구름정보, 해수면온도, 황사관측 천리안위성을독자적으로운용함으로서얻게되는가장큰장점은관측영역과주기를우리의필요에맞게조정할수있는점이다. 국가기상위성센터에서는천리안위성의관측영역을전구, 확장북반구그리고한반도지역등 3개로세분화하여관측을수행중이다 ( 표 2.2). 따라서기존의 MTSAT-1R과 2에비해북반구지역에서는관측주기가 2배그리고한반도지역의경우 4배가빨라졌다. 또한평상시에는위에서정한정규관측모드로관측을수행하고한반도주변에태풍, 집중호우등과같은위험기상발생시에는관측빈도수를증가시키는특별관측을수행한다.
2 장천리안위성및기상산출물 3 2.1 천리안위성 [ 표 2.2] 천리안위성의기상관측영역 FD* (Full Disk) 지구반면관측 ENH * (Extended Northern Hemisphere) 확장북반구영역 LA * (Local Area) 지역관측 * 정규운영시관측모드대상 국가기상위성센터에서 2011년 4월부터현업운용한결과를분석한바에의하면천리안에탑재된기상영상기의성능이일본의 MTSAT-1R과 MTSAT-2에탑재된영상기와유사하거나더우수한것으로보고되고있다. 천리안위성의관측주기와센서의성능을고려할때천리안위성의관측자료는다른관측기기로는탐지가거의불가능한여름철중규모대류계와같은악기상의조기탐지및발달과정감시를통한악기상예측수준의향상에서부터바람장등의자료동화로수치예보모델의수준향상에도크게기여하고있다. 또한천리안자료가장기간축적되면일본의 MTSAT 등다른위성자료들과함께동아시아지역에서의대기환경의기후학적변화연구에도활용될수있을것이다. 최근천리안위성의수신및자료활용시스템이한국국제협력단 (KOICA) 을통해스리랑카등동남아국가들에구축되고있어우리나라의국가위상을한단계높이는계기가되고있다.
4 2 장천리안위성및기상산출물 2.2 수신및전처리시스템 2.2.1 기상위성자료수신시스템 기상위성자료를수신하여사용자가필요로하는자료를제공하기위해서는지상국이필요하다. 그림 2.2는천리안위성자료수신, 처리및자료서비스기능을담당하는지상국을나타낸것이다. 현재천리안의경우기상위성자료수신및처리는국가기상위성센터에서, 천리안의관제는항공우주연구원에서각각담당하고있는데위성관제와기상임무는매우중요하기때문에유사시를대비하여백업시스템을각상대기관에설치하여운용중이다. [ 그림 2.2] 천리안운영지상국시스템구성도 ( 국가기상위성센터,2011) 기상위성자료와같은원격탐사자료는다른종관관측자료나수치모델자료등과함께사용되기위해서는복사검정 (Radiometric Calibration) 및지형보정 (Geometric Correction) 과같은전처리와위성에서관측된복사휘도값으로부터온도, 바람, 강수등과같은기상변수를산출하는과정이필요하다. 이때기상위성자료의전처리뿐만아니라기상변수산출과정은위성에대한복잡한정보가필요할뿐만아니라계산시간도많이소요되기때문에대부분지상국에서일괄적으로처리하여사용자에게제공한다. 지상국을구성하는주요시스템과기능은표 2.3과같다.
2 장천리안위성및기상산출물 5 2.2 수신및전처리시스템 2.2.2 전처리과정천리안과같은기상위성은지구상공에서망원경을통해지구에서반사된태양복사나지구에서방출된장파복사에너지를측정한다. 여기서망원경은우리가카메라로사진을찍듯이지구상의관측목표영역 ( 화소 : 가시채널 : 직경 1km 원, 적외채널 : 직경 4km 원 ) 에서의에너지만위성센서에도달하게한다. 위성이위치한우주환경은시간적으로변화가크기때문에센서의성능이항상일정하지않고위성센서에도달하는에너지에는목표물에의한복사에너지외에도우주복사값, 기기자체에서방출된잡음등이포함되어있다. 또한위성에는지구외에도태양과달등다른천체들의영향, 지구중력장의불균일그리고태양풍등이복합적으로작용하기때문에위성이정해진위치에서이탈하거나위성의자세가정해진상태에서벗어나는경우가발생하게된다. 천리안의경우위성이적도상공 36,000km에위치하고있기때문에위성위치나자세의미세한변화도지구상의위치에서는수 ~ 수십 km 크기의오차가발생할수도있다. 따라서위성자료로부터온도, 강수및바람과같은기상변수를도출하여다른관측및수치모델자료들과함께활용하고장기적으로기후분야에활용하기위해서는 1차적으로위성자료의정확도가높아야하고각화소별지구상의위치가정확해야한다. 위에서제시한위성자료가갖는원천적인문제점을최소화하는과정이필요한데이를전처리과정이라하며크게 2개의과정이있다. 즉, 안테나로수신된원시자료 ( 상대적크기의숫자 ) 에포함된잡음의영향을제거하고물리적특성을갖는값 ( 복사휘도 ) 으로변환하는복사검정 (Radiometric Calibration: Level 1A) 과열과행 (I J) 으로이루어진위성영상자료의각화소별지구상위치 ( 위도, 경도 ) 를찾아내는지형보정 (Geometric Correction) 이다. 이렇게전처리된자료를 Level 1B 자료라고하며이자료를이용하여구름, 강수, 해수면온도, 안개등과같은기상변수 (Level 2) 자료를산출한다. 또한전처리시스템에서는자료재생처리, 원시자료의품질평가, 복사검정및위치보정에필요한파라미터수정등원시자료의품질관리기능도수행한다.
6 2 장천리안위성및기상산출물 2.2 수신및전처리시스템 [ 표 2.3] 지상국을구성하는주요시스템과기능 ( 국가기상위성센터, 2011) 1. 안테나송수신시스템 지상에서위성과직접적으로 RF 신호를송수신하는기능을수행하는장치로 천리안위성의경우 L/S-Band 를사용함. 기상위성관측원시자료 (Raw) 를수신하여복사검정 (Radiometric Calibration) 2. 전처리시스템 및지형보정 (Geometric Correction) 을수행한후기본영상자료를생산하고, 위성방송서비스를위한 LRIT(Low Rate Information Transmission) /HRIT( High Rate Information Transmission) 자료를생산하는시스템. 천리안위성의전처리된기상영상기자료 (Level 1B) 를기반으로지상관측자료, 외국위성자료, 수치예보모델자료등을활용하여총 16 종의기상산출물 ( 구름 탐지, 청천복사, 대기운동벡터, 해수면온도, 지표면온도, 해빙 / 적설, 안개, 상층 3. 위성자료처리시스템 4. 위성자료분석시스템 5. 위성자료관리시스템 수증기량, 표면도달일사량, 강우강도, 지구방출복사량, 황사탐지, 에어로졸광학두께, 구름분석, 운정온도 / 고도, 가강수량 ) 을객관화된알고리즘에의해자동으로산출하고, 각산출요소별로산출결과에대한간단한품질검사를통해품질정보도함께제공하며각종보조자료를이용하여산출요소의정확도검증을수행하는시스템. 위성자료관리시스템에서천리안기본영상, 16종기상산출물, 외국위성자료, 기상자료, 지리정보자료등을입수하여분석자가 GUI상에서대화형으로분석이가능하도록지원해주는시스템. 지상국데이터베이스, 스토리지, 백업라이브러리및자료교환서버등의장비로구성되어있으며기상위성센터에서수집생산되는모든자료의저장, 분배, 백업의기능을수행하는시스템.
2 장천리안위성및기상산출물 7 2.2 수신및전처리시스템 [ 표 2.3] 지상국을구성하는주요시스템과기능 ( 국가기상위성센터, 2011) 6. 자료통신시스템 7. 위성관제시스템 8. 현업응용개발시스템 9. 위성자료분배시스템 10. 통합감시제어시스템 10. 작업관리시스템 라우터, 허브, 방화벽, 침입차단시스템, 침해위협탐지센서등의위성센터내모든네트워크망구성장비를총칭. 항공우주연구원의위성관제시스템에문제가생길경우를대비하여국가기상위성센터에구축된관제기능백업시스템. 기상위성자료를활용한새로운알고리즘개발과현업화준비등의개발업무를수행하기위한시스템. 웹 (Web) 을통해천리안위성자료, 16종기상산출물등국가기상위성센터에서생산하여서비스하는모든정보등을국내외사용자들에게제공하는시스템. 국가기상위성센터내의모든시스템들을실시간감시제어할수있도록구성한위성운영실내의 DLP Cube, 콘솔 PC, SMS, NMS, CCTV 등을총칭. 지상국자료처리현황모니터링, 프로세스위주의장애관리, 천리안위성자료서비스용분배스케줄및운영보조자료의생산을담당하는시스템.
8 2 장천리안위성및기상산출물 2.2 수신및전처리시스템 2.2.2.1 복사검정 위성센서에도달하는복사에너지에는목표물로부터반사되거나방출된것외에도우주복사에너지와같은잡음요인이포함되어있을뿐만아니라센서의성능도가혹한우주환경의영향으로시간에따라노후화 (Degradation) 되는데, 이들의영향을동시에제거하여정확한복사휘도를도출하는과정을복사검정 (Radiometric Calibration) 이라고한다. 산출된복사휘도는가시채널의경우반사도로, 적외채널의경우밝기온도 (Brightness Temperature) 로변환한후다양한산출알고리즘을적용하여기상변수들을산출한다. 따라서정확한기상변수산출은복사검정에서부터시작된다고할수있다. 일반적으로복사검정에는위성자체에탑재되어있는특정복사휘도값을이용하는방법 ( 주로적외센서 : 내부검정 ) 과사막이나두꺼운구름과같이물리적성질이일정한목표물에대해잘검정된다른위성의센서자료를이용하는방법 ( 대리검정 : Vicarious Calibration) 등이있다. 절대검정은위성에복사검정을위한기기를탑재하여센서에일정한크기의빛을보내고, 탐지되는수치로부터검정계수를산출하는방법이다. 현재 MODIS, SeaWiFS 등의센서에서이용되고있으며, GOES-R 에탑재될 ABI(Advanced Baseline Imager) 에도이용될예정이다. 천리안위성의경우기상탑재체의적외채널에는도입되었지만가시채널에는도입되지않았고, 해양탑재체의가시채널에는도입이되었다. 대리검정기법은외부의자료를이용하여복사휘도를산출하는방법으로크게위성간검정 (Intersatellite Calibration) 과복사모델링을이용한방법으로나눌수있다. 위성간검정은복사검정이잘수행된다른센서의관측값을이용하여복사검정을수행하는기법이다. 두위성센서로관측한화소의위치와시간이거의일치하고, 위성센서-목표물-태양사이의기하학적관계가유사한경우에두센서의복사휘도관측값을직접비교하여복사검정이잘수행되고있는지살펴볼수있다. 복사모델링을이용한방법은복사특성이시간적으로변화가작은목표물, 해양, 사막, 구름, 달, 혹은인위적인표적에서위성에도달하는복사휘도를복사전달모델을이용하여계산하여복사검정을수행하는방법이다. 적외채널의복사검정은주로기상영상기가관측한특정한온도로설정된흑체와우주공간자료를이용한다. 즉, 시간적으로변하지않는목표물로부터측정된두값으로복사휘도 (Radiance) = a DC + b ( 또는 Rad. = a(dc - DCo)) 를구할수있으며여기서 a, b는각각검정계수 ( 기울기 ) 와인터셉트 ( 절편 ) 이고 DC(DCo) 는상대적크기의수치 ( 우주공간에대한수치 ) 이다.
2 장천리안위성및기상산출물 9 2.2 수신및전처리시스템 [ 그림 2.3] 복사검정의개념도 (Rad.(WT- Warm Target): 특정온도를갖는물체에서측정된복사휘도, Rad.(DC): 우주에서의복사휘도 ; Rad.(CT-Cold Target) 는임의의목표물에서측정된수치값에해당되는복사휘도 ) 2.2.2.2 지형보정위성에탑재된센서로부터촬영되어전송된영상자료에는지구가구형인점 ( 공간대표성에영향 ), 관측중에도지구가자전하는점 ( 특히극궤도위성 ), 그리고위성의위치와자세가관측중에도변할수있는점등으로인해위성에서촬영된영상에서각화소의위치가항상지구상의동일위치와일대일대응되지못하게된다. 예를들어지구가구형인관계로화소의크기 ( 공간해상도 ) 는위성직하점에서가장작고직하점에서멀어질수록화소의크기가커지게된다. 또한극궤도위성의경우지구를관측하는동안에도위성이공전할뿐만아니라지구도자전하기때문에관측시작과종료시에위성의지구상의위치가다르게된다. 이러한요인들이복합적으로작용하여지구상의좌표관점에서볼때위성영상에는다양한유형의기하학적왜곡 (Geometric Distortion) 이발생하게된다. 이렇게기하학적으로왜곡된영상으로부터정보를추출할경우해당정보의정확한지구상의위치를알아낼수없기때문에정보자체의유용성이크게떨어지며, 이러한정보를사용한각종분석 ( 예 : 바람장 ) 및예측결과역시크게떨어지게된다. 이러한영상왜곡을바로잡는과정을지형보정또는위성영상위치등록 (Image Navigation and Registration) 이라하며주로영상에서의각화소별위치 (I, J) 와지구상의위치 (Lat., Lon.) 사이의 1:1 대응관계식를도출하는것이라할수있다. 지형보정은크게영상위치결정 (Image Navigation) 과영상위치등록 ( 유지 )(Image Registration) 으로구성된다.
10 2 장천리안위성및기상산출물 2.2 수신및전처리시스템 여기서영상위치결정이란앞에서말한영상에서의각화소별위치 (I, J) 에해당되는지구상의위치 (Lat., Lon.) 를결정하는것이고영상위치등록은정지궤도위성과같이위성의위치와자세가거의일정한위성으로관측한영상의각화소들이지구상의특정위치와대응되게하는것을의미한다. 따라서전자는지향정밀도의절대적인평가척도이고후자는지향안정성의평가척도이다. 2.2.2.3 천리안영상의위치결정위성영상의위치결정을위해서는위성의위치, 자세, 센서의주사방식과함께지구모델자료들이필요하다. 따라서위성영상의위치결정의정확도는이들자료의정확도에비례하게된다. 앞에서도설명한바와같이천리안은적도상공 36,000km 에위치하고있기때문에위성에대한정보 ( 지구상의위치, 고도, 자세,...) 에서의매우작은오차도위치결정에있어서는수 km 이상의오차를유발할수가있다. 이러한위성정보에대한오차를최소화하기위한방법으로관측영역에분포하는해안선이나섬과같이특이한지역들의위치좌표 (Landmark: 지표기준 ) 를사용한다. 구름으로오염되지않은지표기준좌표들과위상영상에서의좌표들과의차를이용하여위성의위치와자세에대한오차보정값을추정한다. 이를이용하여복사검정된 Level 1A 자료의각화소에대해지구상의위치를다시결정한후천리안영상센서가남북방향보다동서방향으로측정화소수가많은문제점을남북방향으로선형내삽하여지구와같이구형의영상을도출한다 (Level 1B, 그림 2.4). 천리안영상의위치결정에대해서는국가기상위성센터 (2011) 를참고하기바란다.
2 장천리안위성및기상산출물 11 2.2 수신및전처리시스템 [ 그림 2.4] 원시영상 ( 좌 ) 으로부터위성영상위치등록된영상 ( 우 )
12 2 장천리안위성및기상산출물 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 위성운용의궁극적인목표는위성자료를활용하여다양한기상현상의탐지, 이해그리고예측에활용하기위함이다. 일기예보, 수치모델및기후응용등다양한분야에서기상위성자료를효율적으로활용하기위해서는 Level-1B 자료로부터기상요소들을객관화된기법에의해자동으로산출하는시스템이필요하다. 국립기상연구소와국내 8개대학 10여명의교수진의협력으로 2003년부터천리안위성기상자료처리시스템 (COMS Meteorological Data Processing System: CMDPS) 을순수국내기술로독자개발하였다 ( 국립기상연구소, 2009). CMDPS에서는 Level-1B 자료에구름탐지알고리즘을적용하여각화소별로구름유무를판정한후구름이있는화소에대해서는구름과관련된정보를그리고맑은화소에서는해수면온도와같이구름이없을때산출이가능한변수를산출한다 ( 그림 2.5). CMDPS의장점은수신된원시위성자료의전처리가끝남과동시에실시간으로객관화된알고리즘에의해총 16종의기상정보를산출한다는점이다. 이렇게산출된기상정보들은중규모대류계와같은위험기상탐지및예측에서부터수치예보모델의정확도향상에기여할것이다. 장기적으로는한반도와아시아지역의기후변화분석및예측을위한기본자료로활용될수있으며, 관련기술에대한직 간접적정보교류를통해지구환경문제와관련하여한차원더높은국제협력이가능할것으로기대된다. 또한다른위성자료와지상관측자료들을이용하여산출기상요소에대한검증결과를제공함으로써자료의품질관리를하고있다. 다만위성자료의특성과산출된모든기상정보들에대한검증자료확보가어려운관계로모든산출물에대해정량적인검증정보가제공되지는않는다. 다음은 CMDPS에서산출되는 16종의기상변수에대한간략한소개이며이중에서일기예보나수치예보에서활용되는변수에대해서는다음장들에서상세히소개할것이다.
2 장천리안위성및기상산출물 13 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) [ 그림 2.5] 천리안위성기상요소산출물생산과정 ( 국가기상위성센터제공 ) 기상위성영상자료의정성적분석을통한기상예보활용도중요하지만자료동화등수치예보및기후분야에서정량적활용을위해서는기본위성자료로부터다양한기상정보를정량적으로추출하고활용하는분석기술또한필수적이다. 그림 2.6에제시한바와같이천리안자료로부터산출되는 16종기상산출물들은기상현상탐지, 집중호우, 태풍등과같은위험기상현상의감시와예측에크게도움이될것이다.
14 2 장천리안위성및기상산출물 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) [ 그림 2.6] 천리안위성 16 종기상요소산출물그림출처 : 국가기상위성센터 (2011), 기상위성영상의이해 (I) 2.3.1 구름탐지앞에서도설명하였지만각화소별로구름유무에따라산출기상변수가달라지기때문에구름탐지는 CMDPS에서매우중요한단계이다. CMDPS에서구름탐지는기본적으로구름이갖는속성, 즉지구상의다른물체들보다알베도가크고운정온도가낮은성질을이용한다. 따라서두꺼운적운이나중상층운등은매우쉽게그리고정확하게탐지가된다. 하지만운정온도가높은하층운, 알베도가상대적으로크지않은권운그리고구름의크기가화소보다작은경우에는탐지상에오류가발생할확률이높다. 또한안개나눈, 빙하등도구름탐지에오류를유발할수있다. 육지와바다의물리적특성차와주간과야간의가용채널수차로인하여해안선부근이나일출 / 일몰전-후에구름탐지결과에불연속이발생할수도있다. CMDPS로부터산출되는구름탐지자료는가시적구름유무정보를담고있어광범위한영역에서의기상변화를실시간으로파악할수있는장점이있다. 또한산출주기가 30분이내로짧은시간에급격하게발생하는대류성구름의발생및매시각변화하는태풍활동을분석함에있어매우유용한정보를제공한다.
2 장천리안위성및기상산출물 15 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.2 구름분석구름분석에서는구름으로탐지된화소에대해운형, 운량, 운상및구름의광학두께정보를산출한다. 구름은종류, 고도및운상에따라태양복사의반사및지구장파복사의흡수등복사수지에서부터강수특성에미치는영향이상이하기때문에운형과운량의분포및그변동성을파악하는것은중요하다. 위성으로부터산출되는구름분석정보는기상현상의발달과정감시에서부터자료동화, 수치모델결과의검증에이르기까지활용도가높은정보로보다상세한것은 3장에서설명한다. 2.3.3 운정온도및운정고도운정온도와고도란구름최상부의온도와지상으로부터의높이를의미하며구름을흑체로가정하면적외 1, 2채널자료로부터구름상부로부터대기상단까지의수증기영향을제거하면운정온도를쉽게구할수있다. 운정고도는주로대기연직구조에대한기후값을이용하거나수치예보모델자료를이용하여산출한다. 운정온도와고도할당에서문제가되는구름은권운과같은반투과성구름으로운정온도가실제보다높게산출되어결과적으로고도가낮게산출됨으로이에대한보정을적용하는것이중요하다. 운정고도산출처리는대상구름지역의넓이에의해전체운정고도산출처리와국지운정고도산출처리등으로구분된다. 또한 CMDPS에서는운정온도, 고도와함께운정기압자료도제공하며보다상세한것은 3장에서설명한다. 2.3.4 대기운동벡터 정지궤도기상위성은지구의 2/3를점유하는바다와육지에서도고위도지역이나고산지대와같이정규적관측이어려운지역들에서의바람정보 ( 대기운동벡터 ) 를제공한다. 대기운동벡터란연속적으로관측된 2개이상의위성영상에서주어진시간에구름이이동한거리와방향정보를이용해구한바람정보이다. 구름은주로대기의상하운동에의해생성 소멸되면서대기의수평운동즉, 바람에의해이동된다. 바람벡터를산출하기위해서는 1차적으로주어진시간동안구름의모양이크게변하지않는다는점과앞에서설명한위성영상위치등록이정확하다는가정이필요하다. 대기운동벡터의산출을위해서는위성자료외에도수치예보모델자료, 구름분석결과그리고경곗값등의보조자료등이사용된다. 대기운동벡터 ( 위성자료로부터도출되는바람장 ) 에대해서는 4장에서상세히설명한다.
16 2 장천리안위성및기상산출물 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.5 강우강도일반적으로강수관측은지상우량계및레이더로이루어지고있지만관측범위의제한으로인해기상위성으로부터산출된강수정보가매우유용하게활용되고있다. 그러나정지기상위성은시 공간적으로고해상도의정보를제공하는장점을가지지만탑재센서의한계로강수추정은경험적이며간접적인방법 ( 운정온도이용 ) 으로서정확도가높지않다. 그럼에도불구하고정지위성에의한강우강도산출은시간적연속성으로인해강우강도추정및실시간변화예측을위한보조자료로사용될수있으며, 해상의강수량또한파악이가능하다. COMS 자료로부터강우강도를추정하는원리와현황에대해서는 6장에서설명한다. 2.3.6 안개탐지안개는수증기의응결에의해서지표면근처에서발생하는기상현상으로구름의발생역학과유사하며, 대기중에작은물방울이부유함에따라서수평시정이악화 (< 1km) 되는현상이다. 안개는가시거리를악화시킴으로인해인간활동가운데교통및수송과관련하여큰위험성을내재하고있고, 산악내륙지역은복사무로인한지상교통수단, 해안지역에서는해무로인한선박및비행기운항에큰영향을미치고있다. 지상관측이나수치모델을통한안개예보와비교하면위성관측을이용한원격탐지는광범위한지역의안개정보를단시간내에제공할수있다. 그러나위성관측의경우수평시정의파악이어렵고, 상층운존재시탐지정확도가낮아지며국지적으로지표면가까이발달하는안개는하층운과도구분이어려운문제점이있다. COMS 자료로부터안개를탐지하는원리와현황에대해서는 7장에서설명한다.
2 장천리안위성및기상산출물 17 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.7 황사탐지대기중에부유하는에어로졸은가시채널뿐만아니라적외채널의강도에도영향을준다. 에어로졸의광학적인특성은각입자가지닌빛에대한굴절률의차이에의하여빛을산란및흡수시키는현상으로표현된다. 각단일입자들의산란및흡수율은입자의화학적구성과밀접한관계를가지고있으며, 빛을소멸시키는직접적인원인으로작용한다. 우리나라의경우황사로대표되는에어로졸은주로주간에는가시, 적외채널모두를이용하여탐지하는반면야간에는두적외채널사이의휘도온도차 ( 적외 1 - 적외 2 <0) 를이용하여탐지한다. COMS 자료로부터황사를탐지하는원리와현황에대해서는 8장에서설명한다. 2.3.8 에어로졸광학두께에어로졸이복사수지즉, 기후변화에미치는영향을파악하기위해서는에어로졸농도, 크기, 분포, 구성및광학적특성의이해가전제된다. 주로육상에서이루어지는지상관측은에어로졸의물리적특성및화학적특성에대한자세하고중요한정보를제공하지만에어로졸의시 공간적인분포특성에대해서는매우한정적인정보만제공할수가있다. 따라서해양을포함한전지구규모의에어로졸의광학적특성을규명하기위해서는위성자료를사용하는것은필수적이다. 에어로졸광학두께추정에대해서는 8장에서설명한다.
18 2 장천리안위성및기상산출물 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.9 해수면온도해수면온도란바다표면수 cm의온도를의미하는것으로바다가갖는열용량의크기로인하여다양한지구물리학적변수중에서해수면온도변동이대규모대기순환에가장큰영향을미친다. 현재해수면및바다속온도는배, 브이, 아르고스 (ARGOS) 등다양한장비에의해측정되고있지만지구의 2/3를차지하는바다의극히일부만이정규적관측이이루어지고있을뿐이다. 현재일기예보, 수치모델등다양한분야에서필요로하는수준의해수면온도를전대양에대해고해상도로주기적으로관측할수있는장비는위성이유일하다. 해수면은방출율이거의흑체에가까울뿐만아니라시 공간적으로변화가매우작기때문에대기의창에해당되는적외 1과 2채널의휘도온도차를이용하여대기영향 ( 주로수증기 ) 을제거하는방법으로산출한다. CMDPS에서는동아시아영역에대해해수면온도를산출하여제공하며자세한것은 10장에서설명한다. 2.3.10 지표면온도지면은바다와달리구성요소가다양할뿐만아니라식생, 토양수분, 눈덮힘등의시 공간적변화에의해채널별로방출율이상이할뿐만아니라각채널별방출율의시 공간적변동성도매우크다. 따라서해수면온도와달리지표면온도를위성자료로부터산출하기위해서는각채널별방출율자료를알고있거나산출해야하는문제점이있다. 또한토양의열용량이상대적으로작기때문에온도의시 공간적변동성이매우크며다양한구성요소로인해정규적관측또한어렵다. CMDPS에서는간접적인방법으로대기의창에해당되는적외 1과 2의방출율을산출한후해수면온도에서와같이두채널차를이용하여대기의영향을보정하는방법으로지표면온도를산출하며자세한것은 10장에서설명한다.
2 장천리안위성및기상산출물 19 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.11 상층수증기량주요온실기체중의하나인상층수증기 (Upper Troposphere Humidity: UTH, 단위 : %) 는지표에서방출되는넓은파장영역의장파복사를흡수하여이를다시낮은온도에서재방출함으로써, 지구의장파복사수지균형을유지하는데큰영향을미친다. 최근에는지구온난화로인한대기순환체계특히대류강도강화등의영향으로수증기량의연직분포에도변화가탐지되고있다. 기후모델의모의신뢰도와수증기되먹임과정을연구하기위해서는상층수증기에대한정확한관측이반드시선행되어야한다. 그러나라디오존데와같은매우한정된수의지상관측만을이용하여지구적규모의 UTH 분포를정확하게관측하는것은거의불가능하다. 따라서위성을통한 UTH의관측은기존의지상관측을대체할수있는좋은방안이라할수있다. 그림 2.7은위성에탑재된수증기채널 (6.7m) 이지표로부터방출된적외복사에너지를흡수한후재방출하는과정을개념적으로나타낸것이다. 즉, 이파장대는수증기가거의완전하게흡수하는파장대임으로상층에수증기가많을수록지상에서방출되는에너지를모두흡수한후상층의수증기온도에상응하는에너지를재방출하게된다. 따라서상층에수증기가많을수록이채널에서탐지된온도는낮게된다. CMDPS 에서는구름이없는화소에대해수증기채널의휘도온도와천정각등을이용한경험식으로상층수증기를산출한다. [ 그림 2.7] 위성에서수증기채널로상층수증기를측정하는개념도
20 2 장천리안위성및기상산출물 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.12 가강수량강수는시 공간적으로변동성이가장큰기상요소중하나로역학및물리과정의비선형적상호작용에의해일어나는현상으로자료동화와수치예보기술의현저히발달된현재에도정량적예측이가장힘든요소이다. 각화소별로대류권내에포함된전체수증기가응결된다고가정했을때의수증기량을 mm 단위로나타낸것을가강수량 (Total Precipitable Water: TPW) 이라한다. TPW는대기중의에너지전달에핵심적인역할을하는변수중의하나이기때문에장단기기후변화및일기예보에대단히중요한요소로악기상의발달가능성을나타내는주요대기지표로도사용되고있다. 이는 TPW가급격히증가하는지역에서상승기류와난류가강하게발달할경우뇌우의발달가능성이증가되기때문이다. 이러한이유로인하여 TPW는현업예보에중요한보조자료로사용되고있으며가강수량의산출에대해서는 6장에서설명한다. 2.3.13 맑은하늘복사량 ( 청천복사휘도 ) 청천복사휘도란구름이없는맑은화소에서의채널별복사휘도를추정한값으로각채널별위성관측값으로부터산출하는방법과복사전달모델을이용하여이론적으로계산하는방법이있다. 청천복사휘도의정확도는구름탐지의정확도와복사모델의입력자료로사용되는표면온도및연직온습도자료의정확도에영향을받는다. 가시채널의경우태양천정각자료를기준으로하여주간인경우에만산출하게되며, 적외채널의경우청천화소만을이용한다. 하지만수증기채널의경우보다많은영역에서의청천복사휘도산출을위하여청천화소뿐만아니라, 구름분석자료를이용하여수증기채널의복사휘도값에영향을미치지않는다고판단되는하층운영역에대해서자료를산출한다. 청천복사휘도는각화소별로산출한것을일정산출영역 ( 사용자요구사항의경우 100km 또는이하 ) 에대해평균을취하는방법을사용한다. 이때가시채널반사도와대기창영역에해당되는적외채널의경우육지와해상의경계면에서청천값에어느정도차이가존재한다는점을감안하여육지와해상에대해별도로산출하고육지에대한청천복사휘도의계산시는육지값만을사용하고해상의경우포함되는해상화소의값만을사용하게된다.
2 장천리안위성및기상산출물 21 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.14 해빙 / 적설역탐지지표면의약 30% 이상을덮고있는해빙및적설은지표면알베도, 증발, 거칠기길이, 강수등의과정에많은영향을미치며, 인간활동에도직접적인영향을미치는중요한기상요소이다. 적설이없는지표면은최소 0.05( 바다 ) 에서 0.4의알베도를보이나, 적설로덮혀있을때순수한눈의경우최대 0.9의높은지표알베도를갖고, 이는지면-대기순환에영향을미친다. 눈알베도는전구적복사수지에도관여하며기후모델의중요한입력자료중의하나이기도하다. 단기변화가큰적설을넓은지역에대해서정기적으로관측하기위해서는시 공간분해능이높고주기적관측이가능한위성자료가사용되고있다. 위성자료를이용한적설탐지는대표적으로극궤도위성인 NOAA/AVHRR 과 Terra/MODIS 등의광학센서를이용하는방법과 DMSP 위성의 SSM/I와같은마이크로파자료를이용하는방법이있다. 광학센서를이용하는방법은주간에구름이없을때만적설탐지가가능한반면마이크로파자료를이용한방법은주 / 야및구름유무에관계없이사용이가능한장점이있다. 하지만, 수동형마이크로파센서의낮은공간해상도로인해해빙 / 적설역을과소 / 과대탐지할가능성이크다. 정지궤도위성의장점은광역의영역에대해짧은주기로관측할수있는점으로하루동안의영상을모두합성하여사용함으로써구름에의한영향또한최소화할수있는장점이있으며보다상세한것은 10장에서설명한다.
22 2 장천리안위성및기상산출물 2.3 기상자료처리시스템 (CMDPS) 2.3.15 표면도달일사량표면도달일사량 (Insolation) 은주어진지표화소내입사하는전체태양복사에너지를의미한다. 이러한표면도달일사량은대기와해양을포함한모든지구유체운동의원동력이며, 대기-육지및대기-해양상호간의열에너지교환을조절한다. 따라서지구에너지시스템연구, 기후변화, 농업생산량추정, 식생태양에너지흡수비율, 그리고지표증발산산출등과같은다양한연구에서시 공간적으로고해상도를가지는표면도달일사량자료가필요하다. 그러나현재운용되고있는지상관측망시스템을이용할경우농업기상, 해양특성연구, 그리고수치모델등에서요구하는시 공간적분해능을제공하기에는한계가있기때문에최근에는기상위성을이용하여일사량을산출하는방법이보편적으로사용되고있다. 표면도달일사량을산출하기위해서는가장큰오차유발요인인구름에대한정확한탐지와분석이선행되어야한다. 일반적으로기상위성자료를이용하여표면도달일사량을산출할때, 먼저구름의유무를판별하고구름이존재할경우에는구름반사도, 태양천정각에따른구름투과길이, 그리고운정온도등과같은구름특성을분석하여그에따른감쇠효과를적용하여최종표면도달일사량값을산출하게된다. 2.3.16 지구방출복사량우주로방출되는복사량은물체의온도와대기투과율에비례함으로적외채널자료를이용하면지구에서우주로방출되는복사를관측할수있으며, 이는지구복사수지에서부터기상현상의시 공간변동파악에유용한정보를제공한다. 특히, 최근기후분야의주된이슈인구름-복사상호작용, 열대대류의활동및이동, 몬순과계절내 / 계절 / 격년변동성등많은연구에서이용되어왔다. 또한, 지구방출복사량은모델링연구의적운모수물리과정에도중요하게다뤄진다. 현재지구방출복사량을정량적으로측정할수있는유일한도구는기상위성이다. 기상위성자료로부터지구방출복사량산출알고리즘은크게광대역 (Broad-band) 알고리즘과협대역 (Narrow-band) 알고리즘으로나눌수있다. COMS와같은협대역 (Narrow-band) 을이용한위성으로부터지구방출복사량을산출할때는적외채널과수증기채널각각에서의관측복사휘도로지구방출복사량을모수화할수있다는가정을하고있다.
2 장천리안위성및기상산출물 23 요약 1. 2010년 6월 27일에우리나라최초의정지궤도복합위성인천리안의발사에성공하였고 2011년 4월부터현업운용을하고있음. 2. 천리안위성에는공간해상도가 1km인가시채널과공간해상도가 4km 인적외 1과 2 채널, 단파적외그리고수증기채널등 5개의채널을갖는기상영상기가탑재되어있음. 3. 천리안위성의기상분야주요임무는 1) 고해상도의다중채널을이용한기상현상연속감시및기상변수산출, 2) 태풍, 집중호우, 황사등위험기상조기탐지그리고 3) 장기간의해수면온도, 구름자료를통한기후변화분석임. 4. 위성에서관측된상대적크기의값을물리적의미를갖는복사휘도로변환하는복사검정과위성영상좌표를지구상의좌표로변환하는지형보정을통해 Level-1B 자료를생산함. 5. 복사검정은센서자체에있는검정기를이용하는절대검정방법과복사검정이잘된다른위성자료나복사전달모델을이용하는대리검정방법이있음. 6. 천리안위성자료활용확대와천리안자료사용자의부담을줄여주기위하여순수국내기술로자동화된 COMS 자료처리시스템 (CMDPS) 을개발함. 7. CMDPS는전처리된천리안자료 (Level-1B) 로부터바람장, 황사, 강우강도, 해수면온도와같은 16종의기상요소를위성자료수신과동시에자동적으로산출하고각종보조자료를이용하여산출수준을평가 ( 검증 ) 한후이들을 DB로구축하여사용자에게서비스하는시스템임.
24 2 장천리안위성및기상산출물 연습문제 1. 위성자료의전처리과정에서검정 (Calibration) 의의미와중요성을설 명하시오. 2. 위성자료의전처리과정에서지형보정 (Geometric Correction) 의필요 성과중요성을설명하시오. 3. COMS 자료로부터산출되는 16 종의기상요소를제시하시오. 4. 우리나라가독자적으로천리안위성을확보 - 운영함으로써얻게되는 장점에대해설명하시오. ( 심화 ) 5. 현재국가기성위성센터에서현업운용중인천리안위성자료처리시스 템 (CMDPS) 을국내자체기술로개발한의미를설명하시오. ( 심화 )
2 장천리안위성및기상산출물 25 참고문헌 1. 국가기상위성센터, 2011: 기상위성영상의이해 (I), 191pp. 2. 국립기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발, 846pp.
3.1 서론 3.2 주관적운형분류 3.3 객관적구름분석 3.4 구름분석의한계및보완
학습목표 - 기상위성자료로부터구름특성에대한정량적인정보를산출하는원리와과정 에대하여이해한다. - 천리안위성자료를이용하여운량, 운상과구름의광학두께및고도를산출하는 방법을이해한다. - 운형의주관적분류방법과기상위성자료를이용한객관적운형분류방법의원 리와각각의장 단점을이해한다. - 현재기상위성자료를이용한구름분석이가지는한계와이를보완하기위한방 법을이해한다.
3 장구름분석 1 3.1 서론 구름은기온하강이나수증기공급등으로대기가포함할수있는최대수증기량 ( 포화수증기압, 상대습도 100%) 이상으로존재하게된수증기가응결또는승화된수적 ( 작은물방울 ) 이나빙정이무리를지어대기중에부유하는현상이다. 따라서구름은구름의온도에따라수적, 빙정또는두종류의혼합으로구성 ( 운상 ) 되며과포화된영역의크기에따라구름의크기 ( 운량 ) 가결정된다. 또한구름이형성될때대기가상대적으로안정하면넓게퍼져서형성될수있고 ( 층운형 ) 대기가매우불안정하면연직방향으로발달한구름 ( 적운형 ) 이생성될수있다. 이러한구름이생성되는고도에따라상층운, 중층운, 하층운으로구분한다. 구름은특징 ( 운형, 운상, 운량, 광학두께 ) 에따라복사수지와강수등일기및기후에미치는영향이다르기때문에구름의수평규모 ( 운량 ), 구름을구성하는입자의유형 ( 운상 ) 그리고구름의종류 ( 운형 ) 및고도등에대한정량적정보가필요하며이러한정보를산출하는과정을구름분석이라한다. 위성관측이있기전까지구름분석은주로지상에서사람이눈으로구름하부형태의관찰을통해이루어졌다. 지구상공수백 km 에서 36,000km 에위치한기상위성은사람과달리구름의상부를관측한다. 또한위성에탑재된센서의공간및분광분해능 (VIS 약 1km, IR 약 4km) 이사람의눈과비교해서낮기때문에지상관측과같이세밀한구름의형태분류는할수없다. 즉, 사람의눈은상대적으로좁은영역에대해구름의하부를상세하게볼수있는장점이있는반면위성은넓은영역에대해정량적, 객관적으로구름상부의속성을관측할수있는장점이있다 ( 마이크로파채널사용시구름내부도관측가능 ). 이처럼위성자료를이용하여분석하는구름정보는지상관측의구름정보형태와기본적으로다르다는것을인식해야한다.
2 3 장구름분석 3.2 주관적운형분류 위성자료를이용한운형분류는크게위성전문가가가시, 적외그리고수증기영상을이용해시각적으로분류하는주관적방법과각채널별특성 ( 온도, 알베도등 ) 을이용하여객관적으로분류하는방법이있다. 주관적방법은기상조건과구름패턴 시간변화등구름발달의배경에대한종합적인기상지식을활용하여분류하는장점이있는반면객관적방법은정해진알고리즘을이용함으로시 공간적으로일관성있게분류할수있는장점이있다. 위성자료를이용한구름분류에서는일반적으로 Ci( 상층운 ), Cm( 중층운 ), St( 층운 / 안개 ), Cb( 적란운 ), Cg(Cumulus Congestus: 웅대적운 ), Cu( 적운 ), Sc( 층적운 ) 의 7종류로분류한다. 운형은구름의발달특성에따라층상운 (Ci, Cm, St) 과대류운 (Cb, Cg, Cu) 으로구분되며 Sc는층상운과대류운의중간적인성격을갖는다. 층상운은구름이수평방향으로넓게발달한구름으로구름상부이상의대기가안정하기때문에구름의표면이매끄럽고운정고도의요철이적은특징을갖는다. 반면에대류운은주로연직으로강하게발달하기때문에구름의크기가상대적으로작고구름상부에서공간변동성이큰 ( 요철모양 ) 특징을가진다. 3.2.1 운형분류기준 3.2.1.1 가시영상과적외영상을이용한운형분류구름은다른지구상의물체에비해일반적으로반사도가크고온도가낮은특징을갖는다. 따라서태양광의반사강도를나타내는가시영상과물체의온도를나타내는적외영상을동시에활용하면구름을탐지하여분류할수있다. 위성영상의가시화에서는기본적으로반사도가큰 ( 작은 ) 부분과온도가낮은 ( 높은 ) 부분을밝게 ( 어둡게 ) 나타낸다. 즉, 구름이나눈과같이반사도가크거나온도가낮은부분을밝게표시하여위성영상의시각적분석을용이하게한다. 구름내수액량이많을수록, 구름이두꺼울수록태양광에대한구름의반사도는커진다. 따라서하층에서형성되는구름은상층에서형성되는구름보다반사도가큰경우가많다. 즉, St가 Ci보다반사도가크다. 대류운은층상운에비해서구름입자가크고두껍기때문에반사도가크다. 같은대류운이라도발달하면구름이두터워져서반사강도가증가함으로 Cu보다 Cg, Cg보다 Cb에서반사도가강하다. 그러나초봄에대륙에서많이출현하는매우농밀한 Ci는밝게보이기때문에다른구름과의구별에주의가필요하다. 또한얇은 Ci에서는 Ci를투과해서아래에존재하는중 하층운이보이는때가있다. 이경우는아래에존재하는구름으로부터의반사가더해져 Ci 단독으로있을때보다반사도가증가된다.
3 장구름분석 3 3.2 주관적운형분류 적외영상은구름, 바다및지표면등각물체의온도 ( 엄밀히말하면휘도온도 ) 를나타낸다. 적외영상의경우가시영상과의일관성을갖기위하여온도가낮은 ( 높은 ) 물체는밝게 ( 어둡게 ) 나타낸다. 일반적으로층상운의경우 Ci가가장밝고, 이어서 Cm, St 순의밝기가된다. 구름이충분히두껍게발달한경우에는운정온도를정확히관측하지만 Ci 와같이구름이얇은경우에는 Ci를투과한하층에너지의영향으로운정온도가실제보다높게나타나운정고도의설정에오류를유발하기도한다. 그결과얇은 Ci는적외영상에서 Cm으로오분류되기도한다. 또한매우농밀한 Ci는 Cb와같은정도의운정고도를가져, Cb와의식별이어려운경우가있다. 운정고도가낮은 St는지면온도와의온도차가작기때문에적외영상만으로탐지하기어렵다. 대류운의발달정도는운정고도를기준으로할수있는데운정고도가가장높은구름은 Cb이고다음으로 Cg 그리고 Cu의운정고도가가장낮다. 아래의그림 3.1은위성의가시영상과적외영상의조합에의한운형분류의정성적관계를나타낸다이어그램이다. 운정의밝기, 결, 형상등의특징으로부터위성영상에서각종운형을판별하는방법을표 3.1에나타내었다. 그림 3.1과표 3.1에서보는바와같이운형간에반사도와밝기온도에서중복되는부분이많음을볼수가있다. 즉, 이두채널의영상자료만으로는구름의유형을정확히분류하는것은한계있다. [ 그림 3.1] 운형판별다이어그램 ( 국가기상위성센터, 2011)
4 3 장구름분석 3.2 주관적운형분류 [ 표 3.1] 기상위성영상에서의각종운형의판별방법 ( 국가기상위성센터, 2011) 위성영상에서의운형 지상관측에서의운형 (10 종 ) 적외영상 위성영상상의특징 가시영상 권운백색회색 - 밝은회색 권층운줄기모양 : 권운줄기모양 : 권운 상층운 띠모양 : 권운 띠모양 : 권운층상및매끄러운 : 상층운 권적운 층모양 : 상층운 얇은상층운은중층및하층운이투과되어보이는경우가있음 고적운회색 - 밝은회색회색 - 백색 중층운 고층운난층운 층상 층상으로거의평탄 층적운 어두운회색-회색송이모양, 층모양, 집단 회색 송이모양및셀모양집단 층적운 안개 층운적운 어두운회색-흑색층상어두운회색-밝은회색알갱이모양, 선모양 회색 층상, 평탄하고매끄러움, 경계가명료 어두운회색 - 백색 알갱이모양, 선모양, 셀모양집단 적란운 백색덩어리모양, 선모양 백색 덩어리모양, 선모양, 띠모양, 요철, 그림자가보이는경우가있음
3 장구름분석 5 3.2 주관적운형분류 3.2.1.2 형상에의한판별층상운은운정위의대기가안정된상태에서발달하기때문에상당히넓은영역에서운정고도가일정한구름으로존재하기쉽다. 예를들면 St는일정한운정고도를갖기때문에구름가장자리가지형의등고선과평행하게발달하는경우가많다. Ci는줄기모양 (Ci streak), Cb로부터퍼져나가는깃털모양 ( 모루권운 ), 상층흐름에직교하는작은운열 (Transverse Line) 등특징적인형상을나타낸다. 대류운은비교적작은구름덩어리로존재하는때가많다. 대류운은발달이진행됨에따라, 구름의두께가두꺼워지거나다른구름들과병합하기때문에위성에서보면운역의면적이확장된다. 따라서각각의구름크기는일반적으로 Cb, Cg, Cu의순이된다. 대류운은줄무늬모양, 당근모양, 세포모양등특징적인패턴을나타낸다. 일반적으로대류운과하층운의가장자리는뚜렷한반면상층운의가장자리는상층의강한바람의영향으로흐트러진모습을하고있어불명료하다. 3.2.1.3 구름표면의요철에의한판별가시영상은다른영상에비해공간분해능이세밀하기때문에구름표면의세세한구조를제공한다. 구름표면의상태는태양광이비스듬하게비추고있는경우에요철에의한그림자가나타나기때문에구름상부상태를파악하기가쉽다. 층상운은상부가매끄럽고평탄한반면대류운의상부는요철이있어울퉁불퉁한모양을하고있다. 3.2.1.4 움직임에의한판별대기중에는일반적으로상층일수록바람이강하기때문에상층의구름은움직임이빠르고하층의구름은느리다. 따라서 St, Sc, Cu 등하층운은 Ci 에비해서움직임이느리다. Cb와 Cg처럼키가크고두꺼운구름은대체로운층의평균풍속으로이동하기때문에 Ci에비해서움직임이느리다. 3.2.1.5 시간변화에의한판별대류운은지속시간 (life time) 이짧기때문에구름의형태와운정고도의시간변화가큰반면층상운은구름의형태와운정고도의변화가작다. 예를들면 Cb와 Ci의시간변화를비교했을때, 형태와패턴의시간변화가적은쪽이 Ci로볼수있다.
6 3 장구름분석 3.2 주관적운형분류 3.2.2 운형분류사례 3.2.2.1 층운 / 안개안개와층운은구름하부가지상에접해있는지여부에의하여구별되나, 위성영상으로부터운저의모습을알수없기때문에안개와층운의구별이불가능하다. 안개의경우안개상부대기가안정하기때문에안개상층표면이매끄러우며가시영상에서는회색으로보이고, 안개의경계가예리한특성을보인다 ( 그림 3.2). 적외영상에서는지표면과구름의온도차가적어흑색 ~ 어두운회색이며, 지표면과의구별이거의불가능하다. 야간에는가시영상이없기때문에, 3.7μm차분영상에의하여안개지역을탐지한다. [ 그림 3.2] 야간 (2012 년 9 월 29 일 23:45 KST) IR( 좌상 ) 및 SWIR( 우상 ) 로탐지된서해상의안개영상및주간 (2012 년 9 월 30 일 07:15 KST) IR( 좌하 ) 및 VIS( 우하 ) 로탐지된서해상의안개영상
3장 구름분석 3.2 주관적 운형 분류 3.2.2.2 층적운 적운이 발달하는 과정에서 구름 상부에 역전층이 있어 더욱 발달할 수 없 어, 수평으로 퍼져 송이모양, 층상으로 보이게 된다(그림 3.3). 적운과 층운 의 양쪽성격을 가진 구름이 층적운이다. 집단을 이루어 형성되는 경우가 많다. 적외영상에서는 어두운 회색~회색이며, 가시영상에서는 회색으로 보인다. 적외영상 가시영상 [그림 3.3] 층적운 영상 예 3.2.2.3 적운 낮은 적운은 다양한 크기를 가진 불규칙적인 형태를 하고 있으며, 알갱이 모양, 선 모양, 셀 모양을 나타내고, 가시영상에서는 어두운 회색~밝은 회 색, 적외영상에서는 어두운 회색~회색으로 보인다(그림 3.4). 3.2.2.4 웅대적운 적 운 이 더 욱 발 달 하 여 운 정 고 도 가 높 아 지 면 웅 대 적 운 (Cumulus Congestus)이 되나, 위성영상에서의 구름의 분류에서는 "Cg"라는 약자로 표현하고 있다. 알갱이모양, 선 모양, 덩어리 모양을 이루며, 가시영상 및 적외영상 모두 밝은 회색으로 보인다(그림 3.4). 7
8 3 장구름분석 3.2 주관적운형분류 3.2.2.5 적란운적란운은표면이요철을이루며, 윤곽이명료하고, 선모양, 띠모양, 덩어리모양을나타낸다. 적란운은매우두껍고키가크며, 운정온도가낮기때문에, 가시및적외영상에서모두매우밝고하얗다. 발달한적란운은가시영상에서모루 (Anvil) 모양의권운이보이거나, 낮은구름이나지표면에그림자를만드는경우도있다 ( 그림 3.4). [ 그림 3.4] 적운 (Cu), 웅대적운 (Cg), 적란운 (Cb)
3 장구름분석 9 3.2 주관적운형분류 3.2.2.6 중층운중층운에는셀모양또는적운모양으로보이는고적운, 평탄한층상의고층운, 구름두께가있는난층운이있으나, 위성영상에서는일반적으로고적운, 고층운, 난층운의구별이곤란하여, 모두 " 중층운 " 으로하고있다. 가시영상에서는비교적밝고거의평탄하게보이지만, 적외영상에서는중간정도의회색 ~ 밝은회색으로보인다 ( 그림 3.5). 가시영상 [ 그림 3.5] 중층운영상예 적외영상
10 3 장구름분석 3.2 주관적운형분류 3.2.2.7 상층운구름이위치한고도가높아온도가낮은상태에서형성되는권운은빙정으로이루어졌으며, 깃털모양이다. 가시영상에서는줄기모양, 띠모양으로보이며, 얇은구름인경우는구름을투과하여하층의구름이나지표면이보인다. 적외영상에서는온도가낮아밝게보이며, 적외센서의수평분해능이낮기때문에가시영상에서보다퍼져보인다. 층상의상층운은주로권층운으로, 표면이일정하고평활하게보이며, 긴밴드또는넓이를가지고있다. 적외영상에서는하얗고, 가시영상에서는밝은회색으로보인다. 적운모양의상층운은권적운이나, 셀모양구조는위성에서는알수가없어, 권층운과구별할수없다. 따라서위성영상에있어상층운은 " 권운 " 으로식별할수있을때는 " 권운 " 으로분류하나, 그렇지않을때는단순하게 " 상층운 " 으로분류한다 ( 그림 3.6). [ 그림 3.6] 상층운영상예
3 장구름분석 11 3.3 객관적구름분석 3.3.1 산출물개요구름분석모듈에서는구름탐지정보와관측된복사휘도, 그리고복사전달결과를이용하여구름으로탐지된화소에대해운량, 운형, 구름상, 구름의광학적두께, 운정온도및고도등의구름성질을정량적으로분석한다. 구름분석은기본적으로화소단위해상도로산출한다. 구름분석은주야판독, 기후값및경계값입력을하는전처리과정, 1차산출물 ( 운상, 운형, 운정고도 ) 과이산출물을이용하여생산되는 2차산출물 ( 구름광학두께, 목측운량등 ) 을산출하는구름분석과정그리고이들산출물들의품질검사를하는후처리과정으로이루어진다. 운형은유럽의 Meteosat-8에탑재된 SEVIRI(Spinning Enhanced Visible and InfraRed Imager) 센서에적용된분류방식뿐아니라, 사용자요구사항에의해운정온도, 구름광학두께의정보를종합하여국제위성구름기후과제 (ISCCP; International Satellite Cloud Climatology Project) 방식의운형분류도생산하고있다. 여기서주 / 야결정은각화소별태양천정각검사를통해이루어지며 ( 주 : 태양천정각 < 80 ) 본정보는구름분석에사용될채널수의결정에서부터산출물유형에까지활용된다. 본장은현재국가기상위성센터에서운용중인 CMDPS 의보고서를중심으로작성한것이기때문에향후본문에서특별히인용을밝히지않는그림이나표는국립기상연구소 (2009) 에서발췌한것임을밝힌다. 3.3.2 구름분석원리위성에탑재된센서에도달하는가시역에서근적외파장대의에너지는목표물의후방산란 ( 반사 ) 과함께태양복사가대기를두번 ( 태양 => 대기 => 목표물 => 대기 => 위성센서 ) 통과하는과정에서의산란효과도고려해야한다. 따라서구름입자의광학적특성을산출하려면구름산란성분에서대기분자에의한산란의성분을분리해야한다. 한편구름이구형의수적으로만되어있을경우에는일반적인미산란 (Mie Scattering) 이론으로쉽게계산되나, 입자형태가비대칭이며종류가다양한얼음입자에대해서는그계산이훨씬복잡하여계산의불확정성을항상내포한다. 임의의물체에입사된가시영역의복사에너지와후방산란된에너지의비율은반사도 (Reflectivity) 로정의되는데특히구름에서의 VIS0.6μm파장대반사도는구름의광학적두께에비례하여광학적두께가두꺼울수록반사도는증가한다. 구름의광학두께산출은이원리를이용한다.
12 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 위성에서관측되는장파 (>(3.7μm) 복사량은지표, 대기권, 그리고구름꼭대기에서방출되는복사강도 (Intensity) 의가중합이다. 이때각요소에서방출되는복사량은방출률 (Emissivity) 및휘도온도에의해결정된다. 유사한지표및대기연직온도구조하에서구름의유무는위성에서관측되는장파복사량에크게영향을주게되며특히운정고도가높아휘도온도가낮은구름이있을경우에는위성에서탐지되는복사휘도가현저히작아지게된다. 이것이운형, 구름상, 운정고도산출의원리이다. 대기분자에의한흡수가거의없는대기창영역이라불리는 IR10.8μm및 IR12.0μm파장대에서는구름유무, 구름고도와구름의광학두께가중요하다. 특히구름의광학두께가얇은경우에는구름에서의복사량과하층에서의복사량이합쳐서관측되기때문에운형, 운고및운상분석에오류가발생하기쉽다. 3.3.3 운형 3.3.3.1 산출물개요 운형은구름의형상, 고도및운상등을종합적으로판단하여분류하는것으로화소단위가아닌일정영역의자료에근거한다. 위성자료를활용한객관적인운형분류는국제위성구름기후사업 (ISCCP) 에서 1983년부터시작되었다고볼수있다. 이사업에서는사용가능한모든정지및극궤도위성의적외창과가시채널의정보에전통적인운형분류기법을적용하여전지구에대해운형을분류해왔다. 운형분류자료의축적기간이길어지고분류정확도가향상됨에따라많은기후학자들이이 ISCCP 운형의자료를이용해지구에너지수지및구름-복사상호작용, 중 대규모모델, 강수알고리즘개발등의연구를수행해오고있다. 한편, 최근 Derrien과 Le Gleau(2005) 은유럽의정지위성센서인 MSG/SEVIRI에대한운형분류기술을개발하였다. 이알고리즘은현재 SEVIRI 센서가탑재된 MSG 위성 (Meteosat-8과 Meteosat-9) 의기본시스템으로유럽의일기예보에쓰이고있다. 국가기상위성센터에서는위두방법모두를이용하여운형을분류하여제공하고있으나일부운형의경우천리안위성이제공하는채널의한계로정확도에문제가있음을밝힌다.
3 장구름분석 13 3.3 객관적구름분석 3.3.3.2 알고리즘개념운형분류는기본적으로구름으로탐지된구름화소를대상으로산출한다. 주야에따라가용채널이상이한점을고려하기위하여 1차적으로태양천정각을고려해주야를판단하고, 각각경계값검사를수행한다. 다른산출물에서와같이여기서사용되는경계값은정적경계값과동적경계값으로이루어지는데, 동적경계값은수치모델의온도연직분포, 전체대기기둥에대해적분된총가강수량그리고기후값의함수로조절되도록하였다. 이러한경계값검사를통해결정된불투명구름은적외창채널의운정온도에따라최상층, 상층, 중층, 하층및최하층운의 5가지로분류된다. 상층반투명구름의경우투과도에따라두꺼운, 보통, 얇은, 하층운등 4가지로분류된다. ISCCP의운형분류는구름광학두께와운정고도 ( 기압 ) 정보를이용하여산출하며 9가지운형 ( 권적운, 권층운, 적란운, 고적운, 고층운, 난층운, 적운, 층적운, 층운 ) 이동시에산출된다 (Rossow and Schiffer, 1999). 따라서 ISCCP 운형알고리즘은전체구름분석중가장마지막단계에수행된다. 또한구름광학두께를사용하기때문에야간에는산출할수없다. 운형분류를위한경계값은 ISCCP(http://isccp.giss.nasa.gov/ cloudtypes.html) 에서제공되는정적경계값을사용한다. SEVIRI 운형은불투명구름을먼저분류한후나머지구름낀화소를반투명구름과조각구름으로분류한다. SEVIRI 운형은불투명구름, 반투명구름, 하층조각구름으로분류되며, 불투명구름에대해상 중 하층운으로다시분류, 상층반투명구름에대해두꺼운구름, 엷은구름, 하층구름위구름으로다시나뉜다. CMDPS에서는 MSG/SEVIRI의운형분류상세설계개념을따르나, 천리안위성의 5개채널에맞게간소화한것이다. 3.3.3.3 알고리즘배경이론구름의높이및광학적성질, 미세물리적입자특성은구름표면에서방출되는복사휘도의차이를만들어낸다 ( 그림 3.7). 그림 3.7은청천과구름이낀조건에대해 ER-2 항공기에탑재된고분광분해능적외분광계 (High-spectral resolution infrared spectrometer) 에서관측한 9.1μm에서 17μm사이의적외영역스펙트럼이다. 오존에의한강한흡수밴드인 cm 1 cm 1 9.6μm (1040 1 ) 와이산화탄소흡수밴드 15μm (667 ) 를확인할수있다. 10-12μm (1000-830 cm ) 스펙트럼창영역은약한수증기흡수선이 산포되어있다. 작은얼음입자를가진엷은권운을제외하고, 액체수적으로이루어진하층구름이나큰얼음입자를가진엷은구름은흑체와비슷하게대기창영역에서의스펙트럼변화가없다.
14 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 불투명구름은엷은구름에비해적은복사휘도를내며, 하층구름일수록 대기창영역에서높은복사휘도를갖는다. 이러한입자상에따른흡수도의 차이, 운정온도의차이와관련된복사특성을운형분류에활용할수있다. [ 그림 3.7] 31.1-37.4 N, 95.0-95.3 W 지역의고고도 ER-2 항공기에탑재된초분광해상도 IR 분광계로부터관측된휘도온도스펙트럼 (1996. 4. 21)
3 장구름분석 15 3.3 객관적구름분석 CMDPS에서운형을분류하는과정은그림 3.8과같다. 운형을분류하기위해사용하는입력자료는정적자료와동적자료로구성되며정적자료는지표면정보및경계값검사에필요한경계값, 그리고각종기후값으로이루어진다. 동적자료는위성에서매관측주기마다제공되는각채널별휘도온도와반사도이다. 운형분류시주야에따른가용채널수차이와대기의영향을고려하여경계값은주간, 야간, 박명에따라다른값을가진다. 이경계값은위성천정각과총대기수증기량에따른조견표 (look up table) 를내삽하여구하고조견표는복사전달모델모의를통해미리계산되어준비된다. [ 그림 3.8] CMDPS 운형산출알고리즘순서도
16 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 1차적으로결정된경계값을이용하여불투명구름및반투명구름과조각구름을분리한다. 상층반투명구름은 TB10.8 - TB12.0 값, TB6.75 - TB10.8 값또는 TB3.75 - TB10.8 값의특성을이용하여불투명구름과식별할수있다. 그러나천리안위성의가용채널한계로상층반투명구름은이종류의구름탐지를위해특별히개발된미국 NASA의 MODIS센서의수증기흡수근적외채널 1.38μm로탐지된영상과비교해볼때, 그정확도는상당히낮은편이다. 주간에는 TB10.8-TB12.0과 TB3.7-TB10.8과 TB10.8, 그리고 0.65 에서의반사도경계값을이용해운형을분류하고, 야간에는 TB10.8-TB12.0과 TB3.7-TB10.8과 TB10.8의경계값을이용해운형을분류한다. 마지막단계에서는앞의단계에서분류된운형을 TB10.8의값을이용하여매우높음, 높음, 중간, 낮음, 매우낮음으로분류한다. 가. 야간의부분구름과상층반투명구름식별 1 TB10.8 - TB12.0 검사 : 두꺼운구름 < 권운 ( 특히, 구름상부와지표면사이의온도차가큰경우, 이값은뚜렷이큼 ). * 구름이광학적으로충분히두꺼우면거의흑체로생각할수있으며구름상부와위성센서사이의수증기량이적을수밖에없다. 따라서두채널사이의차가작아지게된다. 2 TB6.75 - TB10.8 검사 : 두꺼운구름 < 권운 ( 특히, 구름상부와지표 면사이의온도차가큰경우, 이값은뚜렷이큼 ). 3 TB3.75 - TB10.8 검사 : 두꺼운구름 < 권운 * 얼음상구름의투과율과 3.8μm에서의플랑크함수의높은비선형성때문이며특히구름상부와지표면사이의온도차가큰경우더욱효과적이다. 하지만온도가매우낮은경우에발생하는단파적외 (3.75m) 채널의잡음문제로인하여이특성은운정온도가아주낮은경우에는사용해서는안된다.
3 장구름분석 17 3.3 객관적구름분석 나. 주간의부분구름과상층반투명구름식별 1 낮시간에는다음과같이정의된 TB10.8의분산과 Refl0.675의분산을결합시킨구름결특성을이용하여이분리수준을향상시킬수있다. Varilog TB10.8 = log (1+std(TB10.8μm)) Varilog Refl0.675 = log (1+std(Refl0.675μm)/13.) 2 TB10.8 - TB12.0 검사 : 야간과같이두꺼운구름 < 권운 3 TB6.75 - TB10.8 검사 : 야간과같이두꺼운구름 < 권운 4 Refl0.6 검사 : 권운 < 불투명구름 5 공간표준편차검사 : 권운 - 가시채널 < 적외채널 그림 3.9 는천리안위성영상자료로부터산출한운형영상예를나타낸것 이다. [ 그림 3.9] COMS 영상자료로부터산출한운형영상예
18 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 3.3.4 운량 위성으로부터도출되는운량이란임의의대기공간 ( 예 : 7x7 화소 ) 중에서구름으로탐지된화소의비율 (0~100%) 을의미하며지상의목측에서는관측자가볼수있는전체하늘공간에서구름이존재하는비율을주관적으로판단하여구해진다. 이러한운량정보는전지구기후시스템을조절하는태양에너지의강도를조절할뿐만아니라지구로부터방출되는장파복사가우주밖으로나가는정도를조절하기도한다. 운량은일기예보의핵심이되는기상요소로서최근까지는지상관측을통해이루어져왔다. 위성관측운량의경우, 구름의위치나크기에큰영향을받지않지만그림 3.10에서보는바와같이지상관측운량에서는이러한요소들이중요하게작용한다. [ 그림 3.10] (a), (b) 는지상관측운량이며 (c), (d) 는위성관측운량 (Kassianov et al., 2005)
3 장구름분석 19 3.3 객관적구름분석 그러므로 CMDPS 운량에서는지상관측자의천정에구름이많고그주위에구름이없을경우, 목측운량은과대평가될수있는반면천정에구름이없고주위에구름이많을경우는목측운량이상대적으로과소평가될수있기때문에이를고려하여목측운량을산출한다. 위성에서관측하는운량과지상에서관측하는목측운량차는주로위성관측은지구밖에서구름위를탐지하는반면목측운량관측은지표에서구름하부를탐지하는관측방향차이에기인한다. 위성관측자료로부터목측운량을산출하기위해서는이러한차이를보정해야하는데여기서는관측자를중심으로부터천정각이커질수록가중치를많이두는방법으로보정한다. 목측운량산정에대한자세한내용은기상연구소 (2009) 를참조하기바란다. 그림 3.11은 2012년 7월 6일 03시의운량분석결과를나타낸것이다. 장마전선의영향으로만주등중국일부지역을제외한동아시아지역대부분이구름으로되어있음을볼수가있다. 또한구름의중심부에서는운량이 100% 에가깝지만구름의가장자리에서는운량이 0~30% 정도로변동성이크게나타나고있다. 실제지상에서관측한목측운량은 Scatter나 Broken 정도의운량이많이관측되는데비해위성에서산출한운량의경우 Clear나 Overcast가주로나타난다는점에대해서는해석할때고려해야할부분이다. [ 그림 3.11] COMS 자료로부터분석한운량 (%) 예
20 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 3.3.5 구름상 3.3.5.1 산출물개요구름은수증기가온도에따라응결또는승화되어형성됨으로구름의온도에따라액체상또는얼음상으로존재하게된다. 하지만일반적으로구름상부에서의입자의크기가작기때문에표면장력의영향으로물방울이 - 10C o 이하에서도얼지않는즉, 과냉각수적상태로존재하기도한다. 또한입자의크기와구름의나이에따라동일온도에서도액체상과얼음상이각각또는동시에존재할수도있다. 따라서여기서구름상산출이란구름이얼음상, 액체상또는두상의혼합중어느것으로이루어졌는가를분석하는것을의미한다. 광학센서를탑재한위성자료로부터구름상을분석할경우에는센서의특성상구름상부를기준으로분류하며이자료는다른구름정보를산출하기전구름의복사특성을결정하는데중요한역할을하는산출물이다. 예를들어 EUMETSAT SAF에서는구름상정보가기후감시및반투명구름이나엷은권운을분류하기위한핵심정보로사용된다. 또한강한대류운의성장과정을예측하는데도사용된다. 3.3.5.2 알고리즘개념구름상을산출하기위해서는적외채널온도자료와함께얼음상과액체상에서흡수율에큰차이를보이는 8.7μm채널이필요하다. 하지만천리안위성의기상영상기에는구름상산출에가장중요한 8.7μm채널이없으므로본 CMDPS 운상알고리즘은수증기흡수채널을이용하여얼음상의구별을개선한알고리즘이다 (Choi et al., 2007).
3 장구름분석 21 3.3 객관적구름분석 3.3.5.3 알고리즘의배경이론구름상알고리즘에서는액체상, 얼음상, 혼합상, 미확인상 4가지로구름상을구분한다. 구름상알고리즘은 MODIS 구름상알고리즘을원형으로하여대기창역의 10.8μm과 12.0μm채널을사용한다. 여기에상층구름의얼음상산출의정확성을높이기위해수증기흡수채널인 6.75μm을추가하였다. 구름상알고리즘은정적경계값을이용한검사방법의조합으로구성되어있다. 각각의검사과정중판별할수없는화소는 미확인상 으로분류한다. 각검사의경계값은복사전달모델모의로부터산출되었으며 15일간의 MODIS 관측자료가사용되었다. CMDPS 구름상알고리즘은근본적으로적외채널에서의구름액체입자, 얼음입자간의흡수도차이를이용한다. 그림 3.12는파장대별액체상과얼음상의굴절지수의허수부, 즉흡수도를계산한결과이다. 흡수도는물과얼음이파장에따라다르고흡수도가클수록방출되는복사휘도가작다. 따라서 6.7μm, 10.8μm, 12.0μm복사휘도또는이들의차이는구름입자의상에따라다른값을갖게되는데이것이분리대기창적외채널검사의원리이다.
22 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 [ 그림 3.12] 얼음과물의굴절지수허수부 그림 3.13 은구름상을산출하는과정을나타낸것이다. 첫번째검사는 10.8μm의휘도온도를이용한단순경계값검사이다. 두번째는 10.8μm과 12.0μm의휘도온도차이를이용한검사이다. 마지막검사는 6.7μm의휘도온도를이용한검사로주로얼음상탐지에사용한다. 우선얼음상의결정이먼저이루어지는데 3개의검사가동시에사용된다. 만약화소가 얼음상 으로식별되지않는다면 TB10.8 과 TB6.7 검사를이용한혼합상구별단계로넘어간다. 화소가 혼합상 으로식별되지않는다면액체상단계로넘어가며, 이단계에서 액체상 으로식별되지않으면 미확인상 으로구분된다.
3 장구름분석 23 3.3 객관적구름분석 [ 그림 3.13] 구름상산출과정순서도 구름입자의크기, 광학두께, 구름층수등을입력자료로하여복사전달모 델의모의결과로부터산출한각단계별구름상을결정하기위한경계값은 표 3.2 에나타낸바와같다. [ 표 3.2] 운상결정경계값 구름상검사에서적용되는경계값 얼음상혼합상액체상 TB10.8 < 238 K or BTD10.8 12.0 4.5 K or TB6.7 < 234 K For no ice 238 K TB10.8 < 268 K or 234 K TB6.7 < 250 K For no ice/mixed TB10.8 285 K or TB6.7 250 K
24 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 아래그림 3.14 는천리안위성영상자료로부터산출한구름상영상예이다. [ 그림 3.14] COMS 영상으로부터산출한구름상예 3.3.6 구름광학두께 3.3.6.1 산출물개요 구름광학두께란구름에입사된빛에대해전체구름층이어느정도소산시키는가를정량적으로표시한량으로 0~ 까지의값을가지며유효입자반경이란구름을구성하는입자들의평균크기라정의할수있다. 위성으로부터구름광학두께와유효입자반경을산출하기위한주입력자료는 VIS0.675μm와 SWIR3.75μm복사휘도이다. 본알고리즘에서는 0.675μm채널의특성상주간에구름이있는화소에대해서만구름광학두께를산출한다. 여기서사용되는두채널중 VIS0.675μm는지표반사도에영향을받고 SWIR3.75μm의경우주간에는지구복사성분이포함되므로구름의광학두께와유효입자반경산출에앞서두채널모두보정을하여야한다. 이렇게보정된 VIS0.675μm와 SWIR3.75μm복사휘도는복사전달모델을통해미리계산된조견표와대응하여최적의구름광학두께와유효입자반경을동시에찾는다.
3 장구름분석 25 3.3 객관적구름분석 3.3.6.2 알고리즘개념구름광학두께는태양천정각검사로주간으로판정된장면중구름으로탐지된화소에대해서만산출된다. VIS0.675μm에포함된지표반사도의영향은간단한경험식으로보정하며 SWIR3.75μm에포함된지구복사성분은 IR10.8μm의휘도온도에대한함수로보정하였다 ( 그림 3.15). 다양한조건에대해복사전달모델모의로작성된조견표의계산값과관측값을대응시켜최종산출물의구름광학두께와유효입자반경을동시에산출한다. [ 그림 3.15] 광학두께 τ(0 to 64) 및유효입자반경 re(0 to 32 μm ) 을달리한구름에대한 3.7 μm의열복사의민감도 ( ) 및 IR10.8 μm위성관측복사 ( ) 간의관계 L th 3.7 L obs 10.8
26 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 3.3.6.3 알고리즘의배경이론일반적으로 MODIS 그룹에서와같이구름의광학두께를현업적으로산출하는곳에서는 King(1987) 과 Nakajima et al.(1990) 에의해발전된구름광학두께산출알고리즘을이용한다. 본알고리즘의기반이된태양반사기술은가시채널과근적외채널을이용한것으로수증기의흡수여부에따라다음과같이두가지로분류할수있다. - 수증기비흡수영역 : 0.675, 0.86, 1.24 μm - 수증기흡수영역 : 1.6, 2.1, 3.7 μm 또한, 지표면의성질에따른수증기의비흡수파장대는다음과같이사용한다. - 육지 : 0.675 μm, 해양 : 0.86 μm - 눈또는얼음 : 1.24 μm 현재사용가능한채널과기술력으로는낮시간만자료산출이가능하고, 액체상구름에대해서는적용되지만얇은권운에대해서는모호한결과가산출되는문제점이있다. 지구전표면에대해수증기비흡수파장대인 0.65, 0.86, 1.24 μm채널은모두요구되나, 수증기흡수파장대인근적외선영역은 1.6 μm이나 3.75 μm중하나만이요구된다. 그러나본천리안위성알고리즘에서는가용한 0.675 μm를이용하여육지, 해양에서의구름광학두께를산출하고, 눈이나얼음으로덮인지면에대해서는산출을생략한다. 현재 ISCCP는구름의광학두께를 0.6 μm의반사율만으로정의하여생산하므로최소한 ISCCP 운형분류를위해서필요한자료를생산할수있다. 또한복사전달모델의계수를적절히선택하지않으면정확한조견표를얻기힘들다. VIS0.675 μm복사휘도는구름광학두께및지표알베도의함수이다. 복사전달모델을사용하여다양한조건 ( 태양천정각 (solar zenith angle): 0 80, 위성천정각 (satellite zenith angle): 0 80, 구름광학두께 (cloud optical thickness): 0 123, 유효입자반경 (effective particle radius): 2 64) 에서지표반사도에따른 VIS0.675 μm복사휘도의변화를모의하였고그결과를그림 3.16에나타내었다. 그림에서보는바와같이구름의광학두께가작을수록지표면의반사도영향을많이받음을알수있다.
3 장구름분석 27 3.3 객관적구름분석 모의결과에기반하여지표반사도효과는다음과같은간단한함수로표현 할수있다. L 0.65 =a 0 +a 1 L obs o.65 +a 2 (L obs o.65) 2 (3.1) 여기서는보정된 VIS0.65 μm복사휘도이고, L obs 는관측된 VIS0.675 L 0.65 μm복사휘도이다. a 0, a 1, 그리고 a 2 는계수로지표반사도에따라달라진 다. 0.65 [ 그림 3.16] 구름의광학두께및지표알베도에따라모의된 VIS 채널의복사휘도 그림 3.17은천리안위성채널1과 3자료를이용하여광학두께를구하는가정을나타낸것이다. 그림에서보는바와같이태양천정각검사 ( 주 / 야 ) 및장면검사 ( 구름유무 ) 를거쳐서구름으로판정된화소에서의채널 1과 3의관측자료에대해지표면반사효과와지구방출복사영향을보정한다. 이렇게보정된채널 1과 3의복사휘도자료를미리계산된조견표와비교하여가장근접한구름광학두께와유효반경을찾는다.
28 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 [ 그림 3.17] CMDPS 구름광학두께산출알고리즘순서도 3.3.7 운정온도 / 고도운정온도와기압 (CTTH; Cloud Top Temperature/Height) 이란운정에서의온도와기압을의미하며이산출물은초단기예보지원, 대기운동벡터산출등과같이다양한분야에유용하게활용되는정보이다. CTTH는장면분석에서산출되는정보의일부분으로구름탐지정보와위성에서관측된휘도온도값, 그리고수치예보자료를이용하여생산된다. 3.3.7.1 알고리즘개념 CTTH 알고리즘의결과물은운정온도, 운정기압및운정고도이다. 알고리즘은단일채널법과복사비율법을동시에수행한다. 단일채널법은 10.8 μm의휘도온도로운정온도 (K) 를구하고대기프로파일자료를이용하여운정기압 (hpa) 을산출한다. 이때수치모델이나관측값이없을경우에는미리준비된기후값을이용한다.
3 장구름분석 29 3.3 객관적구름분석 복사비율법은 6.75 μm과 10.8 μm채널을이용하여운정기압을구한다. 이는반투명구름의운정기압을보완하기위해사용하는것이다. 두방법을통해계산된운정기압을비교하여최적의운정기압을선택한다. 이렇게선택된운정기압으로부터측고공식을이용하여운정고도를산출한다. 3.3.7.2 알고리즘의배경이론 CTTH 알고리즘의산출방법은단일채널법과복사비율법을모두수행하여운정기압 (hpa) 을구하는것이다. 단일채널법은적외대기창역 IR10.8 μm의채널이구름의높이에따라값이달라지는성질을이용하는반면, 복사비율법은 IR10.8 μm과 WV6.7 μm의휘도온도를사용한다. 단일채널법은 IR10.8 μm의휘도온도로부터간단한함수를이용해운정온도를산출하는데, 이때함수의계수는위성천정각에따라달라진다. 운정기압은앞에서산출한운정온도를 NWP의대기프로파일과비교하여산출한다. 1) 단일채널법운정온도는위성천청각에따라 IR10.8 μm휘도온도에차감값 (Offset) 을하여산출한다 ( 그림 3.18). 이차감값은하층구름이나위성천정각이클때큰값을갖는다. 차감값표는 IR10.8 μm의휘도온도 ( 즉불투명구름의높이를가리킴 ) 와위성천정각을입력자료로하여미리복사전달모델모의가수행되어계산한다. [ 그림 3.18] 운정온도에따른휘도온도차감 ( 복사에너지흡수 ) 량 (SAFNWC/MSG user manual, 2002)
30 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 운정기압은대기의연직분포자료가실시간으로제공되어야한다. 대기의연직분포는 NWP 모델의결과를이용하며위성관측시간에맞게내삽하여사용한다. 대기의 IR10.8 μm휘도온도는대기의연직분포자료에의해각기다른압력층에대해모의된다. 최종운정기압은관측된 IR10.8 μm의복사값과모의값과의최적대응 (best fit) 으로산출된다. 하층이역전층인경우에구름의온도가하부역전층보다차가우면구름이역전층위에있는것으로간주된다. 2) 복사비율법 복사비율법 (Radiance Ratioing Method) 은반투명구름의운정기압을두개의적외채널을이용하여산출한다. 또한온라인으로복사전달모델모의자료가뒷받침되어야하며대기연직분포자료도필요하다. 이방법의기본방정식은식 (3.2) 과같다. (3.2) 여기서 은관측복사량, 은청천복사량, 는불투명구름의복사량 ( 모의값 ), N은운량, ε은구름의방출률이다. 양변의 1, 2는각각적외창채널과 WV6.75 μm을가리킨다. 방출률의비율이 1에가깝다고가정하면, 식 (3.3) 과같이간단해진다. (3.3) 양변은모두선택된채널및지표면온도, 연직온도및흡수분포에따라 달라진다. 우변은 로인해운정기압에따라달라지는값이다. 결론적으 로만약우리가고정된지표온도와연직분포를사용한다면우변은압력에의존하는함수가되고좌변은상수가될것이다. 산출할운정기압은식 (3.3) 을만족하는기압 p이다. 복사비율법은잡음에매우민감하며특히얇은권운에대해더욱민감하다. 또한수증기채널에서모의된복사휘도는수증기의예측성자체가좋지않아부정확하다. 산출된운정기압은 ISCCP 운형분류의입력자료로보내어진다. 그림 3.19은 COMS의수증기및적외 1 채널자료를이용하여운정온도, 기압및고도를산출하는과정을나타낸것이다. 그림에서보는바와같이본산출물알고리즘에서는대기의온도및습도프로파일을정확하게제공할수있는수치모델과보조자료가중요하다. 그림 3.20, 21, 22는각각이알고리즘으로산출한운정온도, 운정온도, 운정기압의분포영상이다.
3 장구름분석 31 3.3 객관적구름분석 [ 그림 3.19] CTTH 알고리즘순서도 [ 그림 3.20] COMS 자료로부터산출한운정온도 (C) 영상예
32 3 장구름분석 3.3 객관적구름분석 [ 그림 3.21] COMS 자료로부터산출한운정고도 (km) 영상예 [ 그림 3.22] COMS 자료로부터산출한운정기압 (hpa) 영상예
3 장구름분석 33 3.4 구름분석의한계및보완 구름분석을위한방법에는주어진자료를바탕으로전문가의식견과경험을이용하여분류하는주관적분석방법과, 알고리즘및해당경계값을바탕으로구름을분석하는객관적구름분석이있다. 주관적분석방법은운형을분류할때기상조건, 구름패턴등의상황에따라유연한판단을내릴수있으나, 지속적인자료를산출하는데에는큰한계가따른다. 반면객관적분석방법은광범위한영역에대하여주관적분석에비해높은시간해상도의자료를일관성있는기준으로산출할수있지만오염화소등이있을경우오차가발생하는등의유연한판단이불가능하다. 더욱정확한자료를지속적으로생산하기위해서는객관적분석의정확도를향상시키기위해알고리즘을지속적으로업데이트하고, 위성의해상도를높이기위해기술을개발함과동시에주관적분석을융합하여산출효율과정확도를극대화해야할것이다.
34 3 장구름분석 요약 1. 구름분석에는위성영상을토대로전문가가판단하는주관적분석과설계된알고리즘을기반으로분석하는객관적분석이있음. 2. 주관적방법은 VIS 및 IR영상, 구름의형상및요철, 구름의움직임및시간변화자료를근거로하여운형을 7가지로분류함. 3. CMDPS의구름분석알고리즘은구름에대한운형, 운량, 구름상, 구름의광학두께를분석함. - 운형을분류하는것은운형에따라광학적성질 ( 흡수도, 운정온도등 ) 이각각다른것을이용하여운형을분류함. - 운량을산출하는것은관측대상지점에서의시점을고려하기위해위성천정각에따른가중치를부여하여운량을산출함. - 구름상은대기창채널에서얼음과물방울의흡수도가서로다른특징을이용하여분류함. - 구름광학두께는지표효과와지구방출복사를보정하고, 복사전달모델을이용하여작성된조견표를바탕으로산출함. - 운정온도 / 고도는단일채널법, 복사비율법이있으며, 단일채널법은 IR 채널에서관측된휘도온도에따른휘도온도흡수량을고려하여결정하고, 복사비율법은수증기채널과 IR 채널의휘도온도를바탕으로계산함. 4. 주관적분석은기상조건, 구름패턴등에따라유연한판단을내려정확도를높일수있는반면지속적인자료산출이어렵다는단점이있음. 5. 객관적분석은설계된알고리즘에대해일관성있는기준으로정량적인값을산출할수있으나오염화소등이발생하면오차가능성이높아지는등유연한판단이불가능함. 6. 위성의정확도를향상시키고알고리즘의지속적인업데이트가필요함.
3 장구름분석 35 요약 [ 그림 3.23] 주관적 / 객관적구름분석대상및분석기준 ( 또는원리 )
36 3 장구름분석 연습문제 1. 운형판별다이어그램 ( 그림 3.1) 을이용하여주관적분석의한계에대하 여설명하시오. 2. 구름에대한주관적분석방법중운형을분류하는방법들을나열하고 설명하시오. 3. 기상위성을이용한구름의객관적분석방법에서구름상을분석하는원 리를설명하시오. 4. 현업예보서주관적분석과객관적분석이서로차이가발생할수있는 기상현상의예를제시하고해결방법을설명하시오. ( 심화 ) 5. 위성자료로부터운정고도와운정기압을결정하는방법, 이용사례와한 계에대해설명하시오. ( 심화 )
3 장구름분석 37 참고문헌 1. 기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발최종보고서, 335-347pp. 2. 국가기상위성센터, 2011: 기상위성영상의이해 (Ⅰ), 73-81pp. 3. Choi, Y.-S., Ho, C.-H., Ahn, M.-H. and Kim, Y.-M., 2007, An exploratory study of cloud remote sensing capabilities of the Communication, Ocean and Meteorological Satellite (COMS) Imagery. International Journal of Remote Sensing, 28, pp. 4715-4732. 4. Derrien, M and Le Gleau., 2005: MSG/SEVIRI cloud mask and type from SAFNWC, International Journal of Remote Sensing, 26, 4707-4732. 5. King, M. D., 1987: Determination of the scaled optical thickness of cloud from reflected solar radiation measurements, Journal of the Atmospheric Sciences, 44, 1734-1751. 6. Kassianov, E. I., Long, C. N. and Ovtchinnikov, M., 2005: Cloud sky cover versus cloud fraction: whole-sky simulations and observations, Journal of Applied Meteorology, 44, 86-98. 7. Le Gleau, M. Derrien., 2002: User manual for the PGE01-02-03 of the SAFNWC/MSG: Scientific part., EUMETSAT documentation. 8. Nakajima, T.Y. and King, M.D., 1990, Determination of the optical thickness and effective particle radius of clouds from reflected solar radiation measurements, Part 1: Theory. Journal of the Atmospheric Sciences, 47, 1878-1893. 9. Rossow, W.B and Schiffer, R.A., 1999, Advances in understanding clouds from ISCCP. Bulletin of the American Meteorological Society, 80, pp. 2261 2287.
4.1 서론 4.2 바람장산출개념 4.3 바람장산출원리 4.4 바람장산출의한계및보완
학습목표 - 기상위성자료로부터대기층의바람장을산출하는원리에대해이해한다. - 현업에서바람장을산출하는과정과원리, 장 단점에대해알아본다. - COMS를이용하여바람벡터를산출한후, 고도를할당하는과정및후처리과정에대해공부한다. - 기상위성을이용한바람장산출의한계에대하여알아본다.
4 장바람 1 4.1 서론 바람은 3차원공간상에서기압장의불균형을해소하기위해발생하는대기의흐름이다. 따라서바람장은다양한기상현상의위치와발달상황을한눈에파악할수있는자료로써활용된다. 천리안위성 ( 통신해양기상위성 : COMS) 을이용한바람장산출은레윈존데, 윈드프로파일러등으로는관측이제한되는오지 ( 해양, 사막등 ) 의중 / 상층바람장을산출할수있을뿐만아니라, 직접관측에비해다양한시간대의바람장을산출할수있다는장점이있다. 반면에방대한계산량으로인해소요시간이길고, 산출된자료의품질 ( 바람및고도 ) 이비정상적인경우가많은단점이있다. 또한관측대상 ( 구름, 안개등 ) 의유무에따라바람장산출가능여부가정해지기때문에일정한고도에서의바람장을지속적으로산출할수없는단점이있다. 그럼에도불구하고지금까지한정된수의레윈존데를이용한직접관측이나, 지오포텐셜고도를통해얻은바람장 ( 지균풍 ) 자료보다천리안위성자료를통해산출된바람장자료는공간적으로광범위한지역에대해시간적으로연속적인바람자료를더많이획득할수있다는점에서상당히실용적이다.
2 4 장바람 4.2 바람장산출개념 4.2.1 개요 천리안위성자료로부터바람장을산출하기위해 CMDPS(COMS Meteorological Data Processing System) 의대기운동벡터 (Atmospheric Motion Vector; AMV) 알고리즘을이용한다 ( 국립기상연구소, 2009). 대기운동벡터 ( 이하바람장 ) 는정지궤도위성이제공하는 2개이상의연속된영상을통해산출되는바람자료이다. CMDPS에서는천리안위성이제공하는적외창채널 (IR1; 10.8μm), 수증기채널 (WV; 6.75μm), 단파적외채널 (SWIR; 3.75μm), 가시채널 (VIS; 0.65μm) 영상에서바람장이산출된다. 이중적외창채널바람장은산출과정의물리적타당성, 정확성등의측면에서주산출물로여겨진다. 기상위성을이용한바람장을산출할때, 위성의공간분해능과계산안정성, 자료의유의성등을고려하여직하점에서약 50km의공간해상도로산출한다. 산출주기는천리안위성의관측일정에따라달라질수있으나적어도 1시간에 1회이상산출한다. 또한위성영상내구름의분포에따라, 한영역에서최대 3개고도의바람장을산출할수있다. 바람장은일정시간간격의영상들을이용하여산출하는데, 영상들의시간간격은산출되는바람장의시공간적규모를결정하는직접적요인이다. 관측되는영상들의시간간격이짧으면보다정확하고안정적인산출이가능하나계산량이방대해진다. 영상간시간간격이길면바람장산출의핵심이되는구름의형태가변화할확률이높아지기때문에정확도가낮아진다. 이를보완하기위해그만큼큰규모의표적을이용해야하는데, 그러면공간해상도가낮아진다. 4.2.2 산출개념 바람장산출알고리즘은연속적인위성영상에나타나는구름이나수증기의움직임을정량화, 자동화한것이다. 천리안위성자료를이용하여바람장을산출하기위해서는구름의움직임은바람에만의존한다는것과영상을관측하는동안구름형태의변형이일어나지않는다는두가지의가정이필요하다. 천리안위성에서는 30분간격의영상들을이용하여바람장을산출하므로끊임없이변하는대기를고려하면구름형태의변형은일어날수있지만, CMDPS에서는최초의구름표적과교차상관계수가최대가되는지점을이동한표적으로인식하여두영상사이의변위를산출한다. 바람장을산출하는개략적인과정은그림 4.1과같다.
4 장바람 3 4.2 바람장산출개념 [ 그림 4.1] 바람장산출과정
4 4 장바람 4.3 바람장산출원리 4.3.1 표적설정및분석대기중에위성이관측할수있는구름, 수증기, 황사등이존재한다면이들의움직임을추적함으로써대기의바람장을산출할수있다. 적외창, 단파적외, 그리고가시채널자료를이용할경우구름의이동을통해서바람장을산출하기때문에, 구름이존재하는영역에서만바람장을산출할수있다. 물론황사와같은에어로졸을통해대기의바람정보를얻을수있지만고도할당을정확하게하지못할가능성이있다. 반면수증기채널의영상을이용할때에는위성관측이가능한전영역에대해서상층바람장을산출할수있다. 위성영상내에서하나의바람을산출하게될화소들의집합 ( 예 : 33 33화소 ) 의정사각형을표적 (Target) 이라고부르며, 이는바람장산출의기본단위가된다. 표적의크기는바람장의공간규모를결정하는중요한변수이다. 지나치게큰표적을사용하면바람장이국지바람을산출하지못하고, 표적이작아지면표적내정보량이부족하여교차상관계수를통한변위추적에서오류가발생할가능성이높아진다. 현재의산출해상도 (Gridvector) 는 12 12 화소인데이는위성직하점을중심으로약 48km 48km의크기에해당한다. 표적을선정할때, 선정된표적의내부가구름으로가득찰경우, 변위를추적하기어려우므로표적이구름의가장자리를포함하도록표적의중심을이동시킨다. 바람장알고리즘에서주변 3 3 화소들의표준편차가 20 이상의값을가질경우구름의가장자리로판단한다. 표적을이동해가면서이런화소를최대한많이포함하는곳을최종표적으로선정하게된다 ( 그림 4.2). [ 그림 4.2] 표적최적화과정
4 장바람 5 4.3 바람장산출원리 해안선이포함된표적은해양과육지의복사대비효과로인한오차가능성이있기때문에표적내에해양과육지의비율이일정경계값이하일때바람을산출하지않는다. 표적내부의 10% 이상이구름화소를포함할경우에는구름표적으로, 이하일경우에는청천표적으로분류하고적외창, 단파적외, 가시채널은구름표적에서만바람장을산출하며수증기채널은청천표적과구름표적모두에대해산출한다. 이렇게산출되는바람장에고도를할당함으로써최종바람장자료를산출할수있다. 구름표적은불투명구름과반투명구름으로구별을하는데, 이는반투명여부에따라고도할당방법에차이가있기때문이다. 표적에서관측된적외창채널과수증기채널의휘도온도간선형상관계수를계산하여그값이 0.8 이상인경우반투명구름으로판단하여고도를할당해준다. 4.3.1.1 추적영역 (Search Area) 설정추적영역 (Search Area) 이란표적과의교차상관계수를구하게되는다음시각영상내의영역을의미한다. 시간에따른표적의변위는최초표적에서추적영역내의표적까지의벡터를구함으로써계산된다. 가장적절한추적영역을찾기위한방법으로교차상관계수 ( 식 4.1) 를이용하는데, 다음시각영상에서의교차상관계수가가장높은위치를탐색하여변위를계산한다.(Nieman et al, 1997, Bűche et al., 2006). CC= E( T - T) -E( S- S) σ T σ S = E( T S) -E( T)E(S) σ T σ S (4.1) 위식에서 는표적영역 (Target Area) 을, 는일정시간 이후추적영역 (Search Area) 내에위치한표적영역과크기가같은영역을의미한다. 의 위치가, 크기가인정사각형격자이고, 의위치가일때 식 4.1 을이용하면교차상관계수는식 4.2 와같다. (4.2) 위식을이용하여추적영역내에존재하는표적영역과크기가같은모든영역에서계산을하고가장높은교차상관계수가나타나는지점을최초표적이 이후이동된지점으로판단하여변위를계산한다. 만약추적영역 의크기가일경우총계산횟수는회가된다.
6 4 장바람 4.3 바람장산출원리 추적영역의크기는바람장의최대풍속산출을결정한다. 만약 129 129 화소크기의추적영역을사용한다면, 33 33 화소크기의표적은동서로 48 화소만큼움직일수있고 (129/2-33/2 = 48화소 ), 이는 4 km 해상도의 30분간격의영상들을이용하는본알고리즘의경우, 위성직하점에서 약 106 정도까지의풍속을산출할수있는크기에해당한다 (48*4000m/30*60s = 106 ). 하지만추적영역의크기가작아지면강 한바람을정확하게산출할수없고, 추적영역이커지면실제변위와무관한위치에서최대교차상관계수가나타날확률이커져서바람산출의안정성이저하될수있다. 천리안위성에서는이두단점을동시에해소하고산출된바람장자료의전반적품질과안정성을높이기위하여동적추적영역방법을사용한다. 동적추적영역방법이란표적의위치가결정되고고도가할당되면수치모델의바람자료를이용하여표적의이동위치를예상하여추적영역의크기를조절해주는방법이다. 이방법을이용하면작은크기의추적영역으로도큰풍속의바람을관측할수있게되어그만큼계산량이적어지는효과를얻을수있고, 작은풍속의바람을지나치게큰영역에서추적하여발생하는추적오류를감소시킬수있다. 그러나추적영역을지나치게작게설정하면대기운동벡터가전반적으로수치모델의바람예측과유사해지거나벡터추적오류가발생할가능성이커지므로주의해야한다. 또한고도할당알고리즘에서고도를잘못추정할경우에도올바르지않은예상위치 에서벡터추적이이루어져오류가발생하는경우가있다. 현재, 수치모델 바람의풍속이 20 보다작은경우는추적영역의중심을이동하지않 으며, 추적영역의크기는동서류, 남북류모두수치모델의바람장과비교 하여 ±30 의관측범위를가지도록설정되었다.
4 장바람 7 4.3 바람장산출원리 4.3.1 추적영역 (Search Area) 설정표적의위치가결정되고최대교차상관계수를통해추적영역이선정되면선정된표적에대해각표적의변위와영상간의시간차를이용하여벡터 ( 바람 ) 가산출된다 ( 그림 4.3). [ 그림 4.3] 표적영역및추적영역의모식도 CMDPS에서는바람벡터산출을위해약 30분간격의시간차를가지는세장의위성영상을이용한다 ( 그림 4.4). 이때두번째영상의분석을통해표적이결정되고, 첫번째와세번째영상내에서벡터추적이이루어진다. 첫번째영상과두번째영상을이용하여생산된벡터1, 그리고두번째와세번째영상을이용하여생산된벡터2의단순평균이최종적으로산출되는벡터가된다. 이러한방법을통해비교적안정적인벡터산출이가능해지며, 벡터1과벡터2의일관성은최종벡터의품질을결정하는데사용된다.
8 4 장바람 4.3 바람장산출원리 [ 그림 4.4] (a) 표적의이동을파악하기위한 3 개의영상 (,, ) (b) 바람벡터산출을위한표적추적모식도 위그림에서최초표적영역 ( 붉은색상자 ) 을기준으로추적영역내부에서표적영역과크기가같은상자 ( 점선상자 ) 가움직이면서각위치에서의교 차상관계수를계산하고, 그값이최대가되는지점 ( 실선상자, ) 을이동 된지점으로인식하여두점의변위와시간간격을이용하여바람벡터를산출한다. 계산된표적의변위는위 경도정보로나타나기때문에, 구면좌표계를이용하여식 (4.3) 와식 (4.4) 에의해 SI단위로의변위가계산된다. (4.3) (4.4) 위식에서 는지구반지름, 는표적의최초 최종위치의위 경도이다. 이렇게벡터의물리적변위가계산되면관측시간차로나누어서풍속과풍향즉, 바람정보를산출한다.
4 장바람 9 4.3 바람장산출원리 4.3.2 고도할당 (Height assignment) 위성영상에나타나는구름들은서로다른고도를가지기때문에, 구름을통해산출된바람장에대해고도를할당해야한다. 고도할당은표적내위성관측값들의특징과대기의온 습도자료가이용된다. 바람장의전처리과정에서는, 전구수치모델이실시간으로제공하는대기온 습도자료를이용하여다양한고도의구름이방출하는적외창채널과수증기채널의복사량을모의한다. 이러한복사모의자료들과관측값을비교하여고도를할당한다. 바람장의고도할당방법은모든바람장산출에서기본적으로사용되는 EBBT (Equivalent Black-Body Temperature; 상당흑체온도 ) 방법, 수증기채널청천표적바람장산출에서만사용되는 NTC(Normalized Total Contribution; 정규화된총기여 ) 방법과 NTCC(Normalized Total Cumulative Contribution; 정규화된총누적기여 ) 방법이있다. 그리고표적이반투명구름일경우에고도를할당하는 STC(Semi-Transparent Correction; 반투명구름수정 ) 방법과 IR/WV Intercept 방법이있다 ( 그림 4.5). [ 그림 4.5] 고도할당순서도
10 4 장바람 4.3 바람장산출원리 4.3.2.1 고도할당전처리과정 1) 하부역전층과대류권계면결정모든채널의바람장은하부역전층과대류권계면사이에서만고도를할당할수있다. 하부역전층과대류권계면을탐지하기위해수치모델이예측한각격자점의연직기온자료를이용한다. 400 hpa 이상의상층에서양의기온감률이나타나는고도바로아래층을대류권계면, 600 hpa 이하의하층에서양의기온감률이나타나는바로위층을하부역전층으로결정한다. 2) 수증기채널의휘도온도모의보정복사전달모델이모의한청천수증기채널휘도온도가표적내관측된수증기채널휘도온도들의평균보다 2K 이상낮을경우수증기채널의복사모의값을보정한다. 이때고도에따라보정폭을달리하는데, 하부역전층이하의모의값은위성이관측한청전휘도온도평균으로대체하고, 고도에따라점차보정의폭을줄여서대류권계면보다높은곳에서는보정이이루어지지않도록한다 ( 그림 4.6). 이러한보정은표적내에참조할수있는청천화소가 10 개이상일때행할수있다. 복사전달모델의수증기채널청천모의가위성이측정한청천휘도온도보다높은경우에는보정하지않는다. [ 그림 4.6] 계산값과측정값이불일치할경우수증기채널의휘도온도를보정하는예
4 장바람 11 4.3 바람장산출원리 4.3.2.2 구름표적바람장의고도할당 1) EBBT(Equivalent Black-Body Temperature) 방법이방법은표적내적외창채널휘도온도대표값과복사전달모델의연직휘도온도모의자료를비교하여고도를할당하는방법으로모든채널바람장산출에기본적으로이용되는방법이다. 전구수치모델의예측온 습도장을입력하고모델연직각층에두꺼운구름이존재한다고가정하여복사전달모델을수행하기때문에두꺼운구름을표적으로실시할경우효과적이다. 표적의대표휘도온도는, 적외창채널휘도온도중가장낮은 15% 화소들의평균으로구하는데, 이와가장비슷한복사전달모델모의값을가지는두층을선택하고, 두운정고도의휘도온도를기준으로연직내삽하여고도를결정한다. 적외창, 단파적외, 그리고가시채널을이용한바람장산출에서고도의할당은모두적외창채널을이용하는 EBBT 방법을사용한다. 수증기채널에서 EBBT 방법을사용할때에는표적내모든화소들의평균으로대표휘도온도를구한다. 하지만사용되는복사전달모델은불투명한구름으로가정하여수행되므로반투명구름표적의고도를할당할때에는 EBBT 방법이부정확하다. 특히상층에반투명한층운이존재할때위성은구름을투과하는상향복사까지관측하므로, EBBT 방법으로고도를할당하면실제운정고도보다낮게된다. 따라서반투명구름표적에서적외창채널을이용하여바람장을산출하는경우에는반투명구름보정알고리즘인 IR/WV Intercept 방법과 STC 방법을수행해야한다. 2) IR/WV Intercept 방법 IR/WV Intercept 방법은적외창채널을이용한바람장산출에서반투명구름아래의복사효과를보정한다. 단일구름층에대하여대류권상층수증기에영향을받은수증기채널복사휘도와적외창채널휘도온도가운량에따라선형적인관계가있는것을이용하여고도를보정하는방법으로 (Smith and Frey, 1992) 식 (4.5) 을이용한다. R(WV)-R cl (WV) R(IR1 )-R cl (IR1 ) = R c(wv,p c )-R cl (WV) R c (IR1,P c )-R cl (IR1 ) (4.5)
12 4 장바람 4.3 바람장산출원리 위식에서수증기채널과적외창채널에서의방출률은거의같다고가정하였다. R(WV) 와 R( IR1 ) 은표적내수증기채널과적외창채널의휘도온도, 아래첨자 c 와 cl 은각각구름과청천을의미하고, 는표적내에서구름이 차지하는비율이다. 그림 4.7에서적색곡선은각각다른운정고도의불투명구름에대해모의된적외창채널및수증기채널휘도온도값을이은것이다. 청색선은위성이관측한표적내적외창채널휘도온도와수증기채널휘도온도의선형회귀선이다. 이때위성으로관측한휘도온도들의회귀선과반투명구름에대해계산된휘도온도곡선은청천과불투명구름영역에서교차하게되는데, 반투명구름의고도는이두선의교점으로구한다. 나. IR/WV Intercept 방법 [ 그림 4.7] 화소내에부분적으로구름이있을때관측된휘도온도의추세선 ( 청색 ) 및대기내의다른층별로불투명한구름에대해 IR1, WV 를이용하여계산된휘도온도 ( 적색곡선 ) 표적내에존재하는구름의성질이반투명인지를결정하기위해경계값검사를수행하게되는데, 선형추세선을구할때사용되는표적내적외창채널휘도온도와수증기채널휘도온도의선형상관계수가 0.8 이상인경우이를반투명구름표적으로간주한다. IR/WV Intercept 방법으로산출된고도가 500 hpa보다낮은경우는사용하지않는다.
4 장바람 13 4.3 바람장산출원리 3) STC(Semi-Transparent Correction) 방법 STC 방법은 IR/WV Intercept 방법과동일한원리로적외창채널을이용한바람장산출에서반투명구름의고도를계산한다. IR/WV Intercept 방법은위성이관측한표적내모든화소의휘도온도자료를이용하여선형회귀선을이용하는반면, STC 방법은복사전달모델의청천모의값과표적내위성이관측한구름화소들의평균휘도온도를이은직선을이용하여고도를추정한다. 이방법은복사전달모델의청천모의값에민감하기때문에표적내에 20개이상의충분한청천화소를통해수증기채널의모의휘도온도를보정할수있는경우에만수행된다. STC 방법또한 IR/WV Intercept 방법과마찬가지로산출된고도가 500 hpa보다낮은경우는사용하지않는다. 4.3.2.3 청천표적바람장의고도할당청천표적에서는수증기채널을이용하여바람장을산출한다. 수증기채널에서관측되는복사값은대기의여러층에서방출되는상향복사값에의해결정되어지며, 보통 400 hpa의고도에서가장큰가중치를갖는다. 비록건조한지역이라할지라도대기상층에수증기가어느정도존재한다면, 수증기채널을이용하여평균적으로 200 hpa에서 400 hpa 사이의바람을산출할수있다. CMDPS 전처리모듈에서제공되는복사모의는다양한층의불투명한구름들을가정하여수행되는데, 운정부터대기최상층사이의수증기채널영역방출률도함께계산된다. 운정이바뀌면서다양한광학두께의대기에대한방출률이산출되고, NTC(Normalized Total Contribution) 방법또는 NTCC(Normalized Total Cumulative Contribution) 방법으로중간값을계산한다. 이중간값의방출률을대기두께의대표값으로하여이에대응되는광학두께의운정고도를청천표적의고도로할당한다 ( 그림 4.8).
14 4 장바람 4.3 바람장산출원리 [ 그림 4.8] 각층에서모의된수증기채널의방출률 ( 청색 ) 및운정부터대기최상층까지의누적방출률 ( 적색 ). 그림 4.8에서가로축은운정고도에해당하는수치모델의층수를나타내고, 붉은선은각층을운정고도로했을때운정에서대기최상층까지의방출률을나타낸다. NTCC 방법 ( 붉은선 ) 은운정에서최상층까지대기의방출률이 0.5 가되는운정고도를대표고도로할당한다. 반면 NTC 방법은붉은선을미분하면대기각층의방출률을알수있는데이중가장높은방출률, 즉가장광학두께가두꺼운층을대표고도로할당한다. 4.3.3 후처리 4.3.3.1 최종고도결정적외창채널을통해산출된바람장은각각의고도할당알고리즘 (EBBT, STC, IR/WV Intercept) 에의해최대세개의고도추정값을가지며, 청천표적의수증기채널을이용하여산출된바람장은 NTC와 NTCC 방법에의해두개의고도추정값을가진다. 고도를할당할때에는계산된값들중에서항상가장높은고도, 즉기압이가장낮은값을최종고도로선택하게되는데, 이는교차상관계수를이용한바람장산출과정이가장높은고도의움직임을반영할가능성이크기때문이다.
4 장바람 15 4.3 바람장산출원리 4.3.3.2 운저고도보정하층적운은운저 (Cloud Base) 의속도로움직인다는사실에근거하여 650 hpa 보다낮은하층에고도가할당된모든바람장에대해서운저보정이이루어진다. 운저고도보정을위해운저온도를추정하는식 (4.6) 은다음과같다. (4.6) 위식에서는운저온도, 은표적의적외창채널대표휘도온도, 은표적내휘도온도들의표준편차이다. 위식으로계산된운저온도와복사전달모델의적외채널모의값을이용하여 EBBT 방법으로계산한고도가하층바람장의최종고도가된다. 중 / 상층의바람장을산출하는수증기채널은운저고도보정을하지않는다. 4.3.3.3 품질검사품질검사는총다섯가지검사 (Holmlund, K.,1998) 를통해품질계수 (Quality Indicator; QI) 를산출하여이루어진다 ( 표 4.1). 각검사는산출된바람장의시공간적변동성을고려하여계산되는데, 위성관측의시공간해상도변화에맞추어최적화할수있다. [ 표 4.1] 후처리를위한품질계수산출 구분내용가중값 풍향비교 1 시간균질성검사 ( 전 후시각의자료와비교 ) 풍속비교 1 벡터비교 1 공간균질성검사산출된주변바람장과의비교 2 수치모델자료비교모의된바람장과의비교 1
16 4 장바람 4.3 바람장산출원리 각각의검사는 0에서 1사이의값으로품질을나타내고각검사들의가중값을고려하여계산된가중평균이최종품질계수 (QI) 가된다. 평균풍속이 2.5 m s보다작은벡터는정확도가떨어진다고판단하여최종품질계수에 0.4를곱하여품질계수를낮춰준다. 또한수증기채널을통해산출된바람장의고도가 400 hpa 보다낮은경우 ( 기압이 400 hpa보다높은경우 ), 400 hpa 로부터의연직거리제곱에비례하여품질계수를낮춰서 500 hpa 이하의모든벡터들은 0의품질계수를갖도록한다. 품질검사를통해품질계수가높은자료들로최종바람장을산출한다 ( 그림 4.9). [ 그림 4.9] IR1( 좌상 ), SWIR( 우상 ) 영상을이용하여산출한바람장 (2012.12.01 1800UTC) 및 VIS( 좌하 ), WV( 우하 ) 영상을이용하여산출한바람장 (2012.12.02 0300 UTC) 청색 : 400 hpa ~, 녹색 : 700 ~ 400 hpa, 적색 : ~ 700 hpa
4 장바람 17 4.4 바람장산출의한계및보완 연속적인기상위성자료로부터대기의운동을산출하기위해수평공간상에서이동의탐지가가능한대상 ( 구름, 수증기등 ) 을일정시간간격으로관측하여바람벡터를산출하는데, 이과정에서는서론에서언급했듯이크게두가지의전제조건이필요하다. 하나는탐지가능한대상 ( 구름, 수증기 ) 이바람에따라움직인다는것과일정시간간격내에대상의모습이변하지않는다는것이다. 첫번째가정은충분히가능하지만, 두번째가정을만족하기위해서는짧은시간간격으로계산해야하는데시간간격이짧을수록강한바람을탐지하기가어려워질것이다. 이를해소하기위해서는추적영역을넓혀야하지만추적영역이넓어지면계산량이방대해져적절한시간내에바람을산출하기어려워질것이다. 결국정확하고빠른바람장을산출하기위해서는위문제들을해결할수있는효율적인알고리즘개발이필요하다. 한편, 고도할당을할때불투명구름으로가정한복사전달모델의모의결과에의존하기때문에반투과성권운의고도를할당하기위해이를정확하고효율적으로탐지할수있는기법이개발된다면더욱정확한바람장을산출할수있을것이다.
18 4 장바람 요약 1. 바람장을산출하는방법에는 AWS( 지상 ), 레윈존데, 윈드프로파일러, 도플러레이더그리고기상위성등이있음. 2. 기상위성을이용하여바람장을산출할경우시 공간적제약없이산출할수있음. 3. 바람장을산출하기위해서는 1) 구름및수증기는바람에의해서만움직이고, 2) 구름및수증기패턴은움직이는동안모양의변화가없어야한다는가정이필요함. 4. 기상위성자료를이용한바람장산출은같은영역을일정시간간격으로관측한 3개의영상을비교하여구름 ( 또는수증기 ) 의변위로부터바람장을산출함. 5. 바람장계산에앞서권계면과하부역전층을찾고, WV 휘도온도를보정함. 6. 추적영역내에구별이용이한지역 ( 구름가장자리등 ) 을표적영역으로설정하고, 교차상관계수를계산하여일정시간후의표적을찾음. 7. 계산된바람장에고도를할당하는방법은구름영역에고도를할당하는 EBBT, IR/WV Intercept, STC 방법과청천영역에고도를할당하는 NTC, NTCC 방법으로총 5가지임. 8. 각고도할당방법으로산출된고도중가장높은고도를최종고도로할당함. 9. 650 hpa보다낮은고도에대해서는운저보정을실시하고, 품질검사를통해최종산출물을얻음. 이때, 품질검사는시공간적균질성검사및수치모델모의결과와비교를행하는과정임. [ 그림 4.10] 바람장산출의순서및키워드요약도
4 장바람 19 연습문제 1. 기상위성자료로부터바람장을산출하기위해필요한가정은무엇인가? 2. 추적영역이란무엇이며, 추적영역의크기가바람장산출에주는영향 에대해설명하시오. 3. 관측시각에서의영상에서선정된표적을 시각이후영상에서탐 색하는원리에대해설명하시오. 4. 산출된바람장의고도할당방법중구름표적에대해행해지는 EBBT 방법의원리와한계에대해설명하시오. 5. 기상위성자료로부터산출한바람장정보의예보활용분야와예보수준 향상에미치는효과에대하여설명하시오. ( 심화 )
20 4 장바람 참고문헌 1. 기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발최종보고서, 77-90 2. Bűche, G., H. Karbstein, A. Kummer, and H. Fischer, 2006, Water vapour structure displacements from cloud-free Meteosat scenes and their interpretation for the wind field, J. Appl. Meteorol. Clim., 45, 556-575. 3. Holmlund, Kenneth, 1998, The utilization of statistical propertied of satellite-derived atmospheric motion vectors to derive quality indicators, Wea. Forecasting, 13, 1093-1104. 4. Nieman, Steven J.. W. Paul Menzel, Christopher M. Hayden, Donald Gray, Steven T. Wanzong, Christopher S. Velden, and Jaime Daniels, 1997, Fully automated cloud-drift winds in NESDIS operations, Bull, Amer. Metoor. Soc., 78, 1121-1133.
5.1 서론 5.2 가강수량산출 5.3 CMDPS 가강수량산출알고리즘의장점과한계
학습목표 - 가강수량의정의와중요성에대해공부한다. - 기상위성자료로부터가강수량정보를산출하는과정과원리에대해자세히알아본다. - COMS를비롯한기상위성을이용하여가강수량을산출할때의장점과한계에대하여알아본다.
5 장가강수량 1 5.1 서론 대류권에서의수증기분포는일기와기후에영향을미치는중요한기상요소중하나이다. 수증기는전지구적기후시스템에영향을미치는온실기체중하나인동시에구름의생성 소멸및대류권하층에서의화학조성에깊이관여하기때문에대기중수분장의정확한파악은예보업무에있어서상당히중요하다. 수분장의공간분포를파악하기위해주로라디오존데관측자료를사용해왔는데, 이러한지상관측만으로는전지구적규모의수분장을산출하는데있어시 공간적으로많은한계가있다. 그러나최근기상위성으로해양지역이나사막과같이지상관측이어려운지역들에대해시 공간적으로연속성있게관측을수행함으로써지상관측의한계를보완할수있게되었다. 이번장을시작하기에앞서가강수량 (Total Precipitable Water; TPW) 의개념에대해먼저알아야할필요가있다. 가강수량이란단위면적의연직공기기둥에포함되어있는모든수분이응결되었을때그양을깊이 (mm) 단위로나타낸것이다. 가강수량은실제예상강수량을의미하는정보는아니지만, 대기중의에너지전달에핵심적인역할을하는변수이기때문에장 단기기후변화및일기예보를위해대단히중요한정보이다 (Reber and Swope, 1972; Tomasi, 1981). 또한가강수량이급격히증가하는지역에서강한상승기류가있으면뇌우가발달할가능성이높아지기때문에 (Petersen et al., 1984; Robinson et al., 1986), 가강수량은악기상의발달가능성을파악하는주요정보로사용된다 (Barnes and Lilly, 1975; Fuelberg et al., 1986). 위와같이가강수량은현업예보에반드시필요한자료이며수치예보모델과기후모델의복사전달계산에중요한변수로사용된다. 따라서위성자료를통한정확도높은가강수량을전지구적으로산출하는것은현업예보에있어서반드시필요하다.
2 5 장가강수량 5.2 가강수량산출 5.2.1 개요 위성자료로부터가강수량을산출하기위해 Split-Window 채널 ( 이하분리대기창채널 ) 을이용한다. 대기의창채널의파수 (Wave Number) 중 O₃ 흡수대 (1020~1060 cm-1 ) 보다낮은범위에있는분리대기창채널은 IR1 채널 ( 약 11, 800~870 cm-1 ) 과 IR2채널 ( 약 12, 870~950 cm-1 ) 로나뉘며약 1 의중첩되는파장범위 (band-width) 를가진다. 위의채널들을이용하여가강수량을산출하는과정에서지표면의영향으로인해오차가생길수있는데, CMDPS의가강수량산출알고리즘은지표면의영향에대해경험적으로도출한보정값을이용하여비교적정확하게가강수량을산출한다. 여기서는국립기상연구소 (2009) 의보고서를중심으로천리안위성자료로부터가강수량을산출하는원리와현황에대해소개한다. 5.2.2 산출개념 선행연구 (Chesters et al., 1983, 1987; Jedlovec, 1990; Kleespies and McMillin, 1990; Guillory et al., 1993; Andersen, 1996) 를통하여위성의분리대기창채널관측자료를이용한가강수량산출알고리즘들이제안되었는데, 그중 Chesters et al.(1983, 1987) 은정지궤도기상위성 GOES 의 VAS( 가시적외탐측기 ) 로측정한분리대기창채널의휘도온도자료들로가강수량을산출하는 SWLR(Split-Window Logarithm Ratio) 알고리즘을개발하였다. SWLR 알고리즘은수증기층을통과한분리대기창채널 IR1, IR2의휘도온도차를이용하여수증기량을산출하는원리이다. 즉, IR1채널과 IR2채널의수증기에대한민감도차에의한두채널의휘도온도비를대기중에포함된수증기량의함수로모수화하고, 관측된휘도온도를모수화된식에대입함으로써총수증기량을산출하는것이다. 이방법은알고리즘계수를결정하기위한 TIGR( 대기연직탐측기초기추측장 ) 자료와 RTM( 복사전달모델 ) 의정확도에의존하는경향이있으나, 분리대기창채널의관측자료만으로가강수량을산출할수있기때문에계산시간이빠른장점이있다. 위과정에는분리대기창채널에영향을주는대기성분은오직수증기여야하는가정과, 두채널의방출률은같다는가정이필요하다. 분리대기창채널은대기의창영역이기때문에다른대기성분에의한영향은거의없으나, 표적내부에구름이있을경우는오차가크기때문에청천으로인식된화소에서만가강수량을계산해야하고, IR1 채널은에어로졸에민감하기때문에에어로졸농도가높은지역에서는가강수량이과소산출이될수있다.
5 장가강수량 3 5.2 가강수량산출 반면두채널의방출률은서로같지는않으나그차이가미세하기때문에계산시에는무시한다. 또한대기의창영역에서휘도온도는특성상지면온도에영향을받을수있기때문에보정이필요하다. 그림 5.1은가강수량산출에필요한입력자료와알고리즘실행과정의간략한순서도이다. [ 그림 5.1] TPW 산출의개략적인순서도 그림과같이알고리즘실행을위해분리대기창채널과수증기채널의 L1b 휘도온도, 구름탐지결과, 지표면온도 (or 해수면온도 ) 산출결과, 위성의천정각, 위 / 경도정보, 알고리즘계수등의값을입력한다. 입력값을토대로가강수량산출알고리즘을실행 (5.2.3절에서상세히다룬다.) 한후품질검사 (QC; Quality Control) 를거쳐서가강수량을산출하고이값을실측값 (GTS 자료 ) 과비교하여검증한후선별된최종값을가강수량값으로사용한다.
4 5 장가강수량 5.2 가강수량산출 5.2.3 산출원리 5.2.3.1 분리대기창채널의특성그림 5.2는두개의기상위성 MTSAT-1R, MTSAT-2 그리고천리안위성 (COMS) 의분리대기창채널 (IR1 과 IR2 채널 ) 에대한 SRF(Spectral Response Function; 분광반응함수 ) 를나타낸것이다. 천리안위성의분광반응함수는녹색, MTSAT-1R 및 MTSAT-2는각각청색과적색으로나타내었다. [ 그림 5.2] COMS 및 MTSAT-1R, MTSAT-2 의 IR1, IR2 채널영역에서의분광반응함수 COMS 와 MTSAT-1R, MTSAT-2 의분리대기창채널에대한분광반응함 수는거의유사한형태를가지고있으며, 이들채널은약 9.6 (1040 ) 부근의 O3 흡수대보다긴파장대 ( 약 10 ~ 14 ) 의대기의창영역에위치하고있다. 그리고분리대기창채널은약 1 의중첩되는파장범위 (band-width) 를가지며, 분광반응함수의모양은 12.5 (800 ) 부근 에위치한 CO2 흡수대를피하기위한 IR2 채널보다 IR1 채널이더이상적인 형태이다. 또한, H2 O 흡수선 (855 ) 이포함된 IR2 채널 (800 ~ 870 ) 이 IR1 채널 (870 ~ 950 이용하여가강수량을산출할수있게된다. ) 보다수증기에더민감한데, 이민감도차이를
5 장가강수량 5 5.2 가강수량산출 5.2.3.2 가강수량산출관계식위성의분리대기창채널관측자료를이용하여가강수량을산출하는알고리즘은 IR2채널이 IR1채널보다수증기량에더민감한특성을이용한다. Chesters et al.(1983, 1987) 은대류권하부 (1000 ~ 600 hpa) 의가강수량을산출하기위해서대기를균질한평형대기로가정하고, 대기의가강수량에따른대기의투과도를모수화한식은다음과같다. (5.1) 위식에서 는각각의 분리대기창채널의파장이고, 는위성의천정각이다. (g cm-2 ), (g cm-2 ), (const.) 는각각수증기에대한차등흡수계수이다. 위식으로모수화된가강수량에의한대기의투과도를이용하여위성에서관측한휘도온도를선형복사전달방정식으로정의하면다음과같다. (5.2) 위식에서 와 는각각지면온도와 1000 ~ 600 hpa 사이의대기층 에대한평균유효대기온도이고, 는위성에서관측한각분리대기창채널의휘도온도이다. 식 (5.2) 를투과도에대해정리하고두채널의투과도의비를구하면다음과같다. (5.3) 위식에서,, 를나타낸다. 위식을통해지표온도와관련된가제거되었다. 또한 는상대적으 로작은값이므로무시한다 (Chesters et al., 1987). 따라서위식을가강 수량에대하여정리하면식 (5.4) 와같다. (5.4)
6 5 장가강수량 5.2 가강수량산출 5.2.3.3 지표효과보정분리대기창채널의 BTD(Brightness Temperature Difference; 이하휘도온도차 ) 에따른가강수량산출민감도를구하기위해이론적인방법으로휘도온도차에따른가강수량을계산한다. 가강수량을산출하는식 (5.4) 를이용하여 IR1채널의휘도온도는 285.0 K로고정하고, IR2채널을휘도온도차를 6 K까지서서히감소시킨다. SWLR 방법의알고리즘계수인수증기차등흡수계수 와 및유효대기온도 air는 TIGR 자료 (Chevallier, 2001) 를이용하여 RTTOV(Saunders et al., 1999) 로모의한휘도온도자료로결정하였다. 그림 5.3은 SWLR 방법으로계산한가강수량의산출민감도를나타낸것이다. [ 그림 5.3] SWLR 방법으로부터산출한 TWP 의 BTD 에따른산출민감도. 이결과에따르면, 이론적으로가강수량은분리대기창채널의휘도온도차가증가함에따라양의선형관계를가진다. 그러나위성에서관측된 IR1채널과 IR2채널의휘도온도는특성상대기의수증기와지표의방출및지표부근의에어로졸에도민감하게반응한다. 특히, Sobrino et al.(1999) 과 Andersen(1996) 은분리대기창채널에유입되는지면복사의영향으로가강수량산출정확도의오차가증가함을밝혔고, Justice et al.(1991) 은 AOD (Aerosol Optical Depth: 에어로졸광학두께 ) 와가강수량값의정확도가음의상관관계가있음을밝혔다. 그러므로안정적인가강수량산출정확도를위해서는위성의분리대기창채널에대한지표면의방출에대한기여를보정해야한다.
5 장가강수량 7 5.2 가강수량산출 그러나산출식에서지표온도에관한항이제거되어도실제위성에서관측된분리대기창채널의휘도온도는이에의한기여를여전히포함하고있으므로, 산출된가강수량의정확도는지표면의방출율과온도에의존하기때문에가강수량산출정확도의향상을위해서는지표면영향을고려해야하고, 이를위해 Chesters et al. (1987) 이제안한식 (5.1) 을 (5.5) 와같이수정한다. 이때추가된 는지표면의영향을포함하는기여항으 로써경험적으로얻은값이다. 식 (5.5) 를가강수량에대해정리하면 (5.6) 로나타낸다. 여기서, Ci는각각알고리즘계수이다. 위식은 Chesters et al.(1987) 이제안한가강수량산출식인식 (5.4) 와달리지면온도의보정항을포함하였고, 분리대기창채널의휘도온도및 WV채널의휘도온도를이용하여각채널의편차를보정하는항을포함하였다. 이로써가강수량산출식의정확도를향상시키고지면온도에의한가강수량산출오차를최소화시킬수있다.
8 5 장가강수량 5.2 가강수량산출 5.2.3.4 가강수량산출과정 CMDPS는 SWLR 알고리즘을개선하여가강수량을산출한다. 가강수량산출흐름도는그림 5.4와같다. 그림과같이가강수량산출과정은크게전처리 (1~5), 주처리 (6), 후처리 (7) 과정으로나뉘며, 세부적인내용은다음과같다. 1 구름탐지결과에서구름 / 청천화소중청천화소만선별 2 분리대기창채널의휘도온도가허용범위를만족하는지여부확인 3 휘도온도차가가강수량산출이가능한범위인지검사 4 타겟화소에대한지면온도산출결과의사용가능여부확인 5 타켓화소의주변화소들 (9 9 화소 ) 의구름유입비율검사및각각의분리대기창채널휘도온도에대한균질성검사 : 이과정의결과는검증과정에영향을줌 6 타겟화소에대한가강수량계산을수행 7 산출된가강수량에대한품질검사를수행가. 산출된가강수량의산출범위적합성검사나. 타겟화소에대한시 공간연속성검사 8 가강수량산출자료와품질검사결과를저장하고다음화소에서 1 과정을반복수행
5 장가강수량 9 5.2 가강수량산출 [ 그림 5.4] TPW 산출흐름도
10 5 장가강수량 5.2 가강수량산출 그림 5.5는천리안위성자료로부터산출한 2012년 7월 6일오후 2시 ( 좌 ) 및 2012년 12월 4일 12시 ( 우 ) 의가강수량의분포를나타낸것이다. '12년 7월 6일의경우, 대만동쪽북서태평양에동서방향으로 50 mm 이상의 TPW가분포하고있으며, 특히산둥반도와만주지역등에서도계절적인영향으로 TPW 가 40~60 mm 로매우높게나타나고있다. 하지만오흐츠크해역에서는 TPW가 ~10 mm 수준으로매우낮게나타나고있다. 발해만남쪽해역에서는 TPW의강한공간차가나타나고있으며산둥반도에서는육지와바다사이에불연속이나타나고있다. 반면 '12년 12월 4일의영상을보면, 북서태평양의가강수량값이여름에비해현저히작은것을알수있고, 한반도를포함한만주, 중국지역의가강수량도작게분포되어있다. 이는낮은온도로인해포화수증기압이낮기때문으로해석할수있다. 두그림모두가강수량값이공간적으로불규칙하게산출된것을알수있는데, 이는구름영역에서는계산을하지않았기때문이다. [ 그림 5.5] COMS 를이용하여산출한가강수량영상 ( 12.07.06( 좌 ), 12.12.04( 우 )) ( 영상에서흰색은구름을나타내며위의영상은국가기상위성센터에서제공한것임 )
5 장가강수량 11 5.3 CMDPS 가강수량산출알고리즘의장점과한계 CMDPS의가강수량산출알고리즘은 SWLR 방법과달리지면온도를이용함으로써, 시 공간의함수인지면방출율을 TPW 계산에적용하고있다. 그결과 SWLR 알고리즘이시 / 공간적으로고정된단일알고리즘계수를이용하기때문에발생되던지역에따른산출오차가현저히감소되었으며, 주 / 야간및계절에따른산출정확도역시크게개선되었다. 또한개선된알고리즘은지면에의한영향및부가적인기여항들을고려해서기존 SWLR 방법의문제였던평균유효대기온도에대한민감도역시크게감소되었다. 하지만분리대기창방법을이용한가강수량산출의가장큰단점은구름영역에서의값을산출할수없다는것과, 에어로졸로인한오차가능성을항상내재하고있다는점이다. 특히, IR1 채널은에어로졸에민감하기때문에에어로졸이강할경우 BTD 값이감소하여가강수량값을과소산출할수있다. 이를보완하기위해에어로졸의정량적인탐지와가강수량산출시에어로졸을고려하여알고리즘을개선한다면더욱양질의가강수량을산출할수있을것이다.
12 5 장가강수량 요약 1. 가강수량 (TPW) 이란단위면적의연직기둥전체에포함되어있는수증기가응결하였을때의양을깊이 (mm) 단위로나타낸것임. 2. 가강수량값은강수량의예측에직접적으로활용할수는없지만, 대기권에서에너지흐름의핵심적인역할을하는변수이기때문에전지구적산출이매우중요함. 3. 가강수량이많은지역에서강한상승기류발생시악기상이발생할수있기때문에, 악기상예보에활용되며수치모델및기후모델의입력자료로써활용됨. 4. 가강수량을산출하기위해서는 1) 대기중에에어로졸이없고 2) IR1, IR2 채널의방출률이같다는가정이필요함. 5. 가강수량산출은크게전처리, 주처리, 후처리로나누어지며, 전처리과정에서는구름존재, 휘도온도및지면온도유용성을검사하고주처리과정에서가강수량을계산하며, 후처리과정에서시공간적연속성및허용범위를고려하여자료의품질을향상시킴. 6. CMDPS에서는산출알고리즘에지면방출률을고려하여정확도를향상시킴. 7. IR1 채널은에어로졸에민감하기때문에, 에어로졸의농도가높은지역에서는 BTD가낮게산출되어가강수량값이과소산출될수있음. [ 그림 5.6] 천리안위성을이용한가강수량산출개념도및필요한가정
5 장가강수량 13 연습문제 1. 가강수량의정의와, 기상위성을이용한가강수량산출의원리에대해 설명하시오. 2. 가강수량의산출흐름도 ( 그림 5.4) 를참고하여전처리, 후처리에속해 있는각과정의필요성에대하여논하시오. 3. 기상위성으로부터산출된가강수량정보를검증하기위해라디오존데 자료를이용한다. 그렇다면라디오존데를이용하여얻은일정고도별 상대습도를통해 TPW 를산출하는방법에대하여설명하시오. ( 심화 ) 4. 기상위성으로부터산출한가강수량자료의주요활용분야와예보수준 향상에미치는효과에대하여기술하시오. ( 심화 )
14 5 장가강수량 참고문헌 1. 국립기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발최종보고서, 312-331pp. 2. Andersen, H. S., 1996: Estimation of precipitable water vapour from NOAA -AVHRR data during the Hapex Sahel experiment. Int. J. Rem. Sensing, 17, 2783-2801. 3. Barnes, S. L., and D. K. Lilly, 1975: Covariance analysis of severe storm environments. Preprints, Ninth Conf. on Severe Local Storms, Norman, Amer. Meteor. Soc., 301-36. 4. Chesters, D., L. W. Uccellini, and W. D. Robinson, 1983: Lowlevel water vapor fields from the VISSR Atmospheric Sounder (VAS) "split window" channels. J. Climate Appl. Meteor., 22, 725-743. 5. Chesters, D. R. Wayne and L. W. Uccellini, 1987: Optimized retrievals of precipitable water from the VAS "Split Window". J. Climate Appl. Meteor., 26, 1059-1066. 6. Chevallier, F., 2001: Sampled database of 60-level atmospheric profiles from the ECMWF analyses. EUMETSAT/ECMWF SAF programme, Research Report No. 4, 27 pp. 7. Fuelberg, H. E., Y. L. Lin, and H. Chang, 1986: A moisture analysis of the meso-b scale thunderstorm environment during AVE-SESAMEV (20-21 May 1979). Mon. Wea. Rev., 114, 534-545. 8. Guillory, A. R., G. J. Jedlovec and H. E. Fuelberg, 1993: A Technique for deriving Column-integrated water content using VAS Split-Window data. J. Appl. Meteor., 32, 1226-1241. 9. Kleespies, T. J., and L. M. Mcmillin, 1990: Retrieval of Precipitable Water from Observations in the Split-Window over varying Surface Temperatures. J. Appl. Meteor., 29, 851-862. 10. Petersen, R. A., L. W. Uccellini, A. Mostek, and D. A. Keyser, 1984: Delineating mid- and low-level water vapor patterns in preconvective environments using VAS moisture channels. Mon. Wea. Rev., 112, 2178-2198. 11. Reber, E. E., and J. R. Swope, 1972: On the correlation of the total precipitable water in a vertical column and absolute humidity at the surface. J. Appl. Meteor., 11, 1322-1325.
5 장가강수량 15 참고문헌 12. Robinson, D. A., K. F. Dewey, and R. R. Heim, Jr., 1993: Global Snow Cover Monitoring: an Update, Bull. Ame. Met. Soc., 74(9), 1689-1696. 13. Saunders, R. W. and K. T. Kriebel, 1988: An improved method for detecting clear sky and cloudy radiance from AVHRR data, Int. J. of Remote Sens., 9, 123-150. 14. Sobrino, J. A., N. Raissouni, J. Simarro, F. Nerry, and F. Petitcolin, 1999: Atmospheric water vapor content over land surfaces derived from the AVHRR data: Application to the Iberian peninsula. IEEE Trans. Geosci. Rem. Sensing, 37, 1425-1434. 15. Tomasi, C., 1981: Determination of the total precipitable water by varying the intercept in Reitan's relationship. J. Appl. Meteor., 20, 1058-1069.
6.1 서론 6.2 강우강도산출 6.3 강우강도산출의한계와보완
학습목표 - 기상위성자료로부터강우강도를산출하는여러가지방법에대해알아보고현 업에서기상위성으로부터강우강도를산출하는과정과장 단점을이해한다. - COMS 의 IR 자료와 TRMM 의 SSM/I 의 MW 채널자료로부터강우강도를산출 하는원리를이해한다. - 정지궤도위성인 COMS 와저궤도위성 TRMM SSM/I 의자료들을시 공간적으로 일치시키는방법에대해서학습한다. - 현재기상위성을통한강우강도산출의한계와이를보완하기위한방법에대해 알아본다.
6 장강우강도 1 6.1 서론 강우강도는강우현상이현재강도로한시간동안지속되었을때의강우량 을 mm 로나타내는값으로써강우현상의세기를알수있는척도이다. 강 우강도를산출하는대표적인방법들과각각의장 단점은표 6.1 과같다. [ 표 6.1] 강우강도관측및산출방법과장 단점 구분방법장점단점 직접관측 AWS 정확도가장높음 실시간관측 낮은공간해상도 해양등의오지관측불가 Radar 비교적높은해상도 비교적정확함 지형장애물있을시관측제한 강한강우에서부정확함 정지궤도위성 (IR) 관측범위넓음 시공간해상도높음 정확도비교적낮음 간접관측 ( 산출 ) 극궤도위성 (Passive MW) 해양에서비교적높은정확도 적은관측횟수 육지지역에서정확도낮음 극궤도위성 (Active MW) 해양에서비교적높은정확도 공간해상도높음 적은관측횟수 육지에서비교적낮은해상도 상당한전력필요 예측 수치예보모델 강수예측가능 시공간해상도좋음 가장낮은정확도 위표에명시된방법들이외에도다수의방법들을조합하고응용하여강우강도를산출하는방법들이있다. 강우강도를산출하는궁극적인목적은집중호우등의악기상감시및실시간예보와중규모시스템의객관분석에활용하기위해서이다. 기상위성을이용하여산출하는강우강도정보는광범위한영역에서실시간으로값을산출할수있기때문에, 정확한값을산출할수록강우강도의산출목적에부합될수있다.
2 6 장강우강도 6.2 강우강도산출 6.2.1 개요 CMDPS의강우강도산출은 COMS의 IR채널휘도온도와 MW 분광센서촬영기 ( 이하 SSM/I) 의 MW채널강우강도자료를이용하여경험적으로추정한다. IR채널은 MW에비해파장이짧아서구름입자를통과하지못하기때문에구름상부에서발산되는휘도온도만측정한다. 반면 MW채널은 IR채널에비해파장이길어서구름입자는쉽게통과하므로구름내부의강수입자, 빙정등에서산란, 반사가일어나는것을이용하여강수를관측한다. 이러한두채널들의특성을이용하여비구름에대한운정온도와동일한시간에산출된강우강도값을저장하여유사한운정온도가관측되면저장했던강수량값을내삽하여강우강도를추정한다. 그러나강우는구름의특성및시 공간분포에따른편차가크고일정한규칙이없기때문에경험적인방법으로강우강도를정확히산출하는것은어렵다. 이를해결하기위해시 공간분포에따른구름을세밀하게분류한다면비교적정확한값을산출할수있으나계산량이방대해져실용적이지않다. 이러한제한사항들을고려하여정확한강우강도를산출하는것이궁극적인과제이다. CMDPS를통해강우강도를산출할때, 정지궤도위성인 COMS와극궤도위성인 SSM/I의관측자료를이용하는데, 이들의시 공간적특성이서로다르기때문에조견표 (Look-Up Table) 를이용한다. 조견표를통해서극궤도위성인 SSM/I의관측공백을보완하고, 계산속도를높일수있다. 한편 MW채널의방출률은육지와달리해양에서상당히낮아강우를관측할때육지에서는주변보다온도가낮게관측되는반면해양에서는주변보다온도가높게관측되기때문에 SSM/I는육지와해양영역에서다른알고리즘을사용한다. 이와같은과정으로강우강도값을산출한후품질검사를실시하고, 한반도의자동기상관측시스템 (AWS) 자료와동아시아의 SSM/I 강수량자료로검정하여최종강우강도를산출하게된다.
6 장강우강도 3 6.2 강우강도산출 6.2.2 산출개념 CMDPS에서는 COMS의휘도온도와 SSM/I의강우강도자료사이의확률관계를이용하는 PMM(Probability Matching Method) 방법 (Atlas et al., 1990, Crosson et al., 1996) 으로강우강도를산출한다. 6.2.1에서언급했듯이강우강도산출을위해서조견표를운용하는데, 보통 COMS의관측시간으로부터 12시간전까지 SSM/I의자료를 COMS의자료와일치시키는동적조견표를사용하고 SSM/I의자료가 12시간이상지연되거나없는상황에는일정기간동안의평균자료인정적조견표를사용한다. 또한 SSM/I 자료는육지와해양의산출알고리즘이다르기때문에 COMS의휘도온도또한육지와해양으로나누어산출한다. CMDPS 의강우강도산출과정은크게강우강도산출 (DPM; Data Processing Module) 과후처리 (POM; Post-Processing Module) 과정, 검정과정으로나뉜다. 그림 6.1은 CMDPS의강우강도산출알고리즘을간략하게나타낸것이다. [ 그림 6.1] CMDPS 의강우강도산출과정순서도 후처리과정에서는 COMS의휘도온도자료와 SSM/I의강우강도자료간의조견표를산출한다. 강우강도산출과정에서는 COMS의자료들과후처리과정에서구성된조견표를이용하여강우강도를산출한다.
4 6 장강우강도 6.2 강우강도산출 6.2.3 산출원리 6.2.3.1 시 공간일치 COMS와 SSM/I의시 공간일치는각화소의관측시각및공간해상도에따라수행된다. 그림 6.2는알고리즘개발시점인 2008년 7월 22일에 SSM/I 위성의동아시아지역 (90 E 160 E, 10 N 60 N) 을관측수행시간을나타낸것이다. SSM/I의센서인 F13 F15의 1회관측시간은약 120분 ( 검은실선 ) 이고적색 (Ascending node) 및녹색사각형 (Descending node) 은동아시아지역관측시간이며 01 05UTC 및 13 18UTC에는공백이발생했다. 이를바탕으로 COMS와 SSM/I 자료의시간을일치시키고 SSM/I 화소 (25 km 25 km) 에포함된 COMS의휘도온도를평균하여 SSM/I 화소와공간을일치시킨다. [ 그림 6.2] 동아시아지역에서의 SSM/I 관측수행시간 (2008. 7. 12) 6.2.3.2 조견표산출및강우강도계산 그림 6.2와같이동아시아지역에대한 SSM/I의관측시간과자료처리및전송시간때문에최대 10시간이상자료공백이생길수있다. 이를해소하기위해 COMS의관측시각부터 12시간이전자료들을시 공간일치자료로사용하여실시간조견표를산출한다. COMS의휘도온도와 SSM/I의강우량사이의확률관계를이용하는 PMM(Probability Matching Method) 방법의관계식은식 (6.1) 과같다. (6.1)
6 장강우강도 5 6.2 강우강도산출 여기서 R은 SSM/I에서관측된강우강도이고 BT는 COMS의적외채널휘도온도이다. COMS의휘도온도와 SSM/I의강우강도의확률분포함수가서로경향이비슷하다고가정하여휘도온도와강우강도의누적분포함수가일치하는,, 값이조견표값으로입력된다. 실시간조견표는 40개를기준으로계산하나시 공간일치자료수의부족으로 30개미만일때는 10 일이상의시 공간일치자료를이용한정적조견표를이용하여강우강도를계산한다. 그림 6.3은 2008년 7월 24일 0033UTC에관측및계산한 COMS 휘도온도와 SSM/I 강우강도의확률밀도함수와누적밀도함수이다. [ 그림 6.3] COMS 휘도온도와 SSM/I 강우강도의확률분포함수 ( 상 ) 와누적분포함수 ( 하 ) (2008. 7. 24. 0033UTC)
6 6 장강우강도 6.2 강우강도산출 그림 6.4 는그림 6.3 의동일한누적확률을토대로계산된조견표이다. 그림 에표시되지않은자료들은선형내삽방법으로산출된다. [ 그림 6.4] COMS 휘도온도 (BT) 와 SSM/I 강우강도간의조견표 (2008. 7. 24 0033UTC)
6 장강우강도 7 6.2 강우강도산출 그림 6.5는육지에서산출한강우강도조견표이다. 붉은색일수록강한강우강도를의미한다. 실시간강우강도를산출하기위해동적조견표를우선적으로이용하나조견표의개수가 30개미만일때에는정적조견표를이용하여안정적인강우강도를산출한다. [ 그림 6.5] COMS 와 SSM/I 로산출한동적조견표 ( 좌 ) 와정적조견표 ( 우 ) 의시계열도 (2008.7.21 ~ 25)
8 6 장강우강도 6.2 강우강도산출 6.2.3.3 품질검사 강우강도는구름화소가있을때산출하기때문에구름탐지를통해강우강도산출이불가능한청천화소를제거해야한다. 구름화소는육지와해양으로구분하여후처리과정에서산출된조견표에따라강우강도를계산한후품질검사가수행된다. 품질검사는각화소별로시행되는데, 적외온도차가 2.5 K 이상인화소를강수현상이없는권운으로판단하여강수영역에서제외시키고, 최소및최대강우강도의범위를 0.5와 35 mm/hr로설정하여이를벗어나는강우강도화소를제거한다. 그림 6.6은위와같은품질검사를거쳐서 2012.9.16 1400KST( 좌 ), 2012.10.27 1200KST( 우 ) 동아시아지역에대하여산출한강우강도이다. [ 그림 6.6] COMS 로산출된강우강도영상 (2012.9.16 1400KST( 좌 ), 2012.10.27 1200KST( 우 )) http://nmsc.kma.go.kr/jsp/homepage/contents/chollian/imageviwer_coms.jsp?dat atype=1002
6 장강우강도 9 6.3 강우강도산출의한계와보완 CMDPS에서는 COMS의휘도온도와 SSM/I의강우강도의상관성에의존하여강우강도를산출하기때문에휘도온도와실제강수량의상관관계가선형일수록정확한강우강도를산출할수있으나, 실제두자료간의상관성은상당히낮다. 이는정확한강우강도를산출하는것은쉽지않다는것을의미한다. 이러한한계를보완하기위해서다양한관측방법의장점들이접목된정밀한산출기법을개발하고, 고감도센서를탑재한인공위성을운용한다면더욱정확한강우강도를산출할수있을것이다.
10 6 장강우강도 요약 1. 강우강도산출방법은 AWS, RADAR, 기상위성, 수치모델등이있으며각각장 단점이있음. 2. 이중에서기상위성은오지를포함한광범위한영역에서의강우강도를산출할수있다는측면에서가장중요함. 3. CMDPS의강우강도산출은 COMS의 IR채널휘도온도와 SSM/I의 MW채널강우강도의경험적관계를이용함 ( 강우가강할수록구름의높이가높은관계를이용 ). 4. 후처리과정에서는조견표를산출및운용하여 SSM/I의관측공백을보완함. 5. 강우강도와운정고도의선형관계에의존하는산출방식으로인해, 운정고도가높음에도강한비가내리거나, 구름높이에비해구름두께가두껍지않아비가적게내릴경우상당한오차가발생함. 6. 기상위성을통해산출된강우강도의정확도는높지않으며지속적인보완이필요함.
6 장강우강도 11 연습문제 1. 강우강도산출함에있어서 IR 채널과 MW 채널의장 단점을설명하시오. 2. CMDPS 를이용하여강우강도를산출할때, 오차가크게발생할수있 는경우를논하시오. 3. 우리나라에서여름철에자주발생하는온난강우의경우적외및 MW 채널자료모두강우현상의탐지에한계가있다. 그이유를설명하시오. ( 심화 ) 4. 현업예보에있어서기상위성을이용한강우강도산출의중요성에대하 여논하시오. ( 심화 )
12 6 장강우강도 참고문헌 1. 기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발최종보고서, 514-528. 2. Atlas, D., D. Rosenfeld, D. B. Wolff, 1990: Climatologically tuned reflectivity-rainrate relations and links to area-time integrals. J. Appl. Meteor., 29, 1120-1135. 3. Crosson et al., 1996: Assessment of rainfall estimates using a standard Z-R relationship and the probability matching method applied to coposite radar data in Central Florida. J. Appl. Meteor., 35, 1203-1219.
7.1 서론 7.2 안개탐지 7.3 안개탐지의한계및보완
학습목표 - 기상위성자료로부터안개영역을탐지하는원리에대해이해한다. - 이를기반으로현업에서기상위성으로부터안개를관측하는과정과장 단점을 이해한다. - 천리안위성자료를이용하여안개영역을탐지할때사용하는채널과그원리를 알아본다. - 안개탐지수준향상을위해수행되는후처리에대해알아본다. - 기상위성을이용한안개영역탐지의한계와이를보완하기위한방법에대해알 아본다.
7 장안개 1 7.1 서론 안개는지표면부근의대기가냉각되거나수증기를공급받아포화수증기압까지도달하여응결된물방울이대기중에부유하는현상으로써수평시정이 1km 미만일때안개로정의한다. 안개는크게냉각과정으로생성되는복사안개, 이류안개, 활승안개와증발과정으로생성되는증발안개, 전선안개로구분한다. 안개는인간활동과생태계에상당한영향을주기때문에이를예보하고탐지하는것은매우중요하다 (Underwood et al., 2004). 예를들면안개로인한시정악화로교통, 항해, 항공에혼란을초래할수있고, 공장지대, 도심등에서인위적으로생성된대기오염물질과의화학반응으로인체에치명적인스모그 (Smog) 를유발할수있다. 따라서정확한안개탐지와지속시간예보는안개로인한피해를예방및최소화하기위한중요한정보이다. 지상에서목측또는시정계로안개를관측하는것은한정된지점에서안개를관측하기때문에관측소가없는지역의안개정보를얻기가제한되고, 야간의경우정확한관측이어렵다. 하지만기상위성을이용하면지상관측의단점을보완하여넓은영역에서높은공간해상도의안개자료를실시간으로얻을수있고, 특히관측소가존재하지않는해상이나산악지역에대해비교적정확하게관측할수있기때문에, 기상위성을이용한안개탐지는점점더중요해지고있다. 이장에서는기상연구소에서 2009년에발간한 통신해양기상위성기상자료처리시스템 의제2장제 14절을기본으로하여 CMDPS의안개영역탐지원리에대해서자세하게알아본다.
2 7 장안개 7.2 안개탐지 7.2.1 개요 안개는탐지하는시간에따라사용하는채널과방법이다르다. 야간에는적외채널이용이하기때문에 SWIR(3.75 μm ) 채널의휘도온도 (BT3.7) 와 IR1(10.8 μm ) 채널의휘도온도 (BT10.8) 를이용할수있다. 반면주간에는지구복사와태양복사간의경계파장인 4 μm부근 (3.75 μm ) 에서는지구의방출복사휘도의신호크기가상대적으로작아져신호대잡음비가커져 SWIR 채널을사용하기가어렵다. 이문제점을해결하기위해주간에추가적으로사용할수있는 VIS(0.68 μm ) 채널을이용한다. VIS 채널은안개와같은수적이있을때반사도가높아지는성질을가지고있기때문에주간의안개를탐지하는동안정확도향상을위한도구로이용된다. 반면태양복사의영향을받는 SWIR(3.75 μm ) 채널은새벽과초저녁에 SWIR(3.75 μm ) 신호강도가급격히변하기때문에동적인경계값을이용하여안개를탐지한다. 또한안개층위의구름들로인해안개탐지에오차를유발하는문제를해결하기위하여, 수치모델 (NWP) 온도조건도사용한다. 특히새벽 / 초저녁기간에나타나는시공간적불연속을제거하고, 보다연속적이고안정적인안개구역을탐지하는데중점을두었다. 7.2.2 산출개념 CMDPS에서안개영역을탐지하는원리는 SWIR(3.75 μm ) 채널 ( 이하 SWIR 채널 ) 과 IR1(10.8 μm ) 채널 ( 이하 IR1 채널 ) 간의불투명수적에대한방출률의차이 (Eyre et al., 1984; Turner et al., 1986; Dybbroe et al., 1993; Bendix, 2002), 그리고태양복사와지구복사에함께영향을받는 SWIR 채널의광학적성질을이용하는것이다. 불투명수적에대한 IR1 채널의방출률은 1.0에가까우나, SWIR 채널의경우 0.7~0.8을갖는다 (Ellord 1995; Wetzel et al., 1996; Lee et al., 1997). 안개영역에서의이러한방출률차이는두채널의휘도온도차 (BTD3.7-11) 값이음의값을갖게한다. 반면 SWIR 채널의주간휘도온도는표면에서방출되는지구복사뿐만아니라태양복사에의한영향도받기때문에안개영역에서측정된휘도온도는안개의본래온도에비하여매우높게관측된다. 따라서태양복사의영향으로주간에는두채널의휘도온도차 (BTD3.7-11) 가큰양의값을갖게된다. 이러한이유로안개시에두채널의휘도온도차 (BTD3.7-11) 값은청천에비해주간에는큰양의값을갖고야간에는음의값을갖는데, 이러한두채널간의휘도온도차이를안개탐지에사용한다.
7 장안개 3 7.2 안개탐지 하지만주 / 야간이변화되는시점인여명기에는태양천정각에따라 BTD3.7-11 값이급격하게변하기때문에 CMDPS에서는주 / 야간및계절에따른안개탐지불연속을최소화하기위해여명기에는동적경계값을사용하는알고리즘을이용한다. 같은의미에서새벽 / 초저녁기간에지표면반사도변화의영향으로잘못탐지되는화소를제거하기위해청천가시채널의반사율을사용한다. 또한 BTD3.7-11 값은안개층위에존재하는반투과성권운의영향을받기때문에반투과성권운에대한보정이필요한데, 적외채널의휘도온도차로안개와반투과성권운의구분이가능하기때문에 (Gultepe et al., 2007), 채널차 (IR1-IR2, IR1-WV) 방법등을사용하여오탐지화소를최소화한다. 한편가시채널은안개영역에대해높은반사도를가지기때문에주간의짙은안개역을구분할때활용한다. 계절별, 주 야간경계값은지상관측 ( 안개, 운량 ) 과정지위성자료를이용하여유도되며, 안개탐지 ( 또는경계값 ) 에대한검증은지상안개관측자료, 다른위성관측자료, 중규모안개모형의결과에서주어진정보를이용하여수행한다. 7.2.3 산출원리 7.2.3.1 시간불연속성보완 CMDPS에서는안개영역에서단파적외채널과적외채널이각기다른방출률을갖는특성으로인한두채널의휘도온도차 (BTD3.7-11) 를이용하여안개역을탐지한다. BTD3.7-11은야간에음의값을갖고, 주간에는양의값을갖는다. 이것은주간에 SWIR 채널의경우안개상단으로부터의방출성분뿐아니라반사된태양복사도함께측정하기때문이다. 특히안개와같이작은입자의수적에대해서는태양천정각에따라 BTD3.7-11이크게달라지는데 (Lee et al. 1997; Turk et al. 1998; Schreiner et al., 2007), COT 별태양천정각에따른 BTD3.7-11의변화를물방울입자의크기를나타내는유효반경 (effective radius: Re) 을달리하여복사모의를수행한결과를그림 7.1에나타내었다. 야간 ( 태양천정각 > 90 ) 일때, 모든그림에서 BTD3.7-11은음의값을갖고, 해가뜨면서 ( 태양천정각 < 90 ) BTD3.7-11은변화하는데, 유효반경이큰경우 ( 짙은남색 ) 보다유효반경이작은경우 ( 밝은청색 ) 에 BTD3.7-11이크게변한다. 이는유효반경이작을수록물방울들이조밀하게분포되어있어더많은태양복사를반사하기때문이다. BTD3.7-11은태양천정각이 60 ~ 90 사이에있을때가장변화가크고, 60 보다작을때비교적일정한값을갖는다. 이런경향은 COT(Cloud Optical Thickness) 를달리하여도나타나는데, COT가커질수록반경이작은물방울의변화폭은더커진다.
4 7 장안개 7.2 안개탐지 따라서 CMDPS 에서는물방울입자가작은안개의광학특성을이용하여 태양천정각에따라변화하는 BTD3.7-11 에동적경계값을적용하여안개를 탐지한다. [ 그림 7.1] 복사전달모델을이용한태양청천각, 입자반경, 광학두께에따른 BTD3.7-11값 ( 밝은청색부터짙은남색순으로유효반경 2, 4, 8, 16, 32, 64 ) 7.2.3.2 반투과성권운제거 적외휘도온도차및가시반사도의경우안개층위의반투과성권운에영향을받는다 ( 그림 7.2). 같은광학적두께의안개층의경우에도안개층위에반투과성권운이있는경우 ( 그림 7.2의 B지점 ) 가반투과성권운이없을경우 ( 그림 7.2의 A지점 ) 보다큰적외휘도온도차및가시반사도값이나타난다. 반투과성권운존재시에는실제상황과유사한조건하에서사전에복사전달모델로계산된조견표를통하여적외휘도온도차및가시반사도에대한관측값을보정하고, 이값이안개탐지경계조건을만족할때안개라고판정한다.
7 장안개 5 7.2 안개탐지 [ 그림 7.2] 위성관측에서안개층상부에존재하는반투과성권운에의해발생하는휘도온도차 (BTD3.7-11) 및 R0.65 반사도값차이의모식도 현재의안개탐지알고리즘에서는안개층위의반투과성권운문제를해결하기위해하층운조건, NWP 모델의 850hPa 온도와 BT11 간의비교조건 (BT11 > TNWP_850hPa), BT11 > 270 K 조건, 그리고조견표를통한위성관측값을보정하는조건및 IR1-IR2 또는 IR1-WV 채널을이용하여상층운효과를제거한다. 7.2.3.3 안개탐지알고리즘 CMDPS의안개탐지알고리즘의대략적인순서도는그림 7.3과같다. 알고리즘은크게자료를수집하여다양한경계값검사를통해 1차적으로안개를탐지한후, 안개의탐지수준을향상을위해새벽 / 주간 / 황혼에대한시간연속성검사와청천가시채널반사도검사등과같은후처리를통해안개영역을최종판단한다. 주 / 야간계절별연속적인탐지를위하여태양천정각에따라크게변화하는 BTD3.7-11에동적경계값을적용하여안개영역을탐지하는데, 그림 7.1을바탕으로태양천정각에따라주간 ( 태양천정각 <60 ), 새벽 / 황혼 (90 > 태양천정각 >60 ), 야간 ( 태양천정각 >90 ) 을구분하고, 야간에는일정한음의경계값을, 주간에는양의경계값을주고, 새벽 / 황혼에대해서는태양천정각에따라변하는동적경계값을사용한다. 또한이때나타나는구름및지표면으로부터의오염화소를제거하기위해적외채널차, 청천가시채널반사도등을사용하고, 안개의특성인시간연속성을이용하여정확도를향상시킨다. 시간연속성검사는청천가시채널반사도를이용해보정했을경우, SWIR의특성으로인하여새벽시간의안개화소가제거되는문제를보완하기위해이용하는방법이다.
6 7 장안개 7.2 안개탐지 이방법은바로전시간의안개탐지결과를이용하는방법이다. 결과적으로, 청천가시채널반사도검사를통해제거된안개화소가시간연속성검사에서안개로탐지될경우, 안개화소로복구하는기능을한다. 이방법은청천가시채널반사도보정을수행하는새벽 / 황혼시간대와주간에만적용한다. [ 그림 7.3] 안개탐지알고리즘모식도 7.2.3.4 안개탐지및후처리 표 7.1은그림 7.3에서실시되는경계값테스트를자세하게나타낸것이다. 기상위성으로안개를탐지하기위해 SWIR, IR1채널이주로사용되지만, 더다양한채널과변수를고려하여과대탐지된안개화소들을제거함으로써정확한안개탐지를할수있다.
7 장안개 7 7.2 안개탐지 [ 표 7.1] 안개탐지에사용된주요변수및경계값 구분 경계값야간새벽 / 황혼주간 사용목적 태양천정각 90 이상 60 90 60 이하 주 / 야구분 SWIR-IR1-9.5-2.5 동적계수 15 26 하층운분리 IR1-IR2 동적계수 반투과성권운제거 IR1-WV 동적계수 지표면효과, 반투과성권운제거 IR1 270 K 이하 상층운제거 ( 야간 ) 청천가시채널반사도 - 2 25 2 25 지표면효과제거 가시채널반사도 - - 25 55 안개영역 1) 태양천정각, SWIR-IR1 태양천정각을통해주 / 야를구분하는경계값은그림 7.1의결과를바탕으로설정하였다. SWIR-IR1 값은야간에는음의값을, 주간에는양의값을가지고여명기에는동적경계값을이용하여안개를탐지한다. 2) 분리대기창휘도온도차 (IR1-IR2) IR1, IR2 채널은분리대기창채널로써대기중의에어로졸이나수증기를산출하는데주로사용되지만, 빙정에대한흡수율차이를이용하면반투과성권운을판단할수있다. 그림 7.4는수적, 빙정에대해파장에따른굴절계수의허수부 ( 흡수율 ) 를나타낸것이다. 그림을보면빙정 ( 주황색선 ) 에대해서 IR2(12 μm ) 채널의흡수율이더높은것을알수있다. 즉 IR1, IR2 채널로동시에빙정으로이루어진권운을관측한다면, 휘도온도는 IR1 채널에서더높게나타난다. 이러한특성을이용하여지표에서의상향복사의영향으로고도에비해 IR채널의휘도온도가높은구름을반투과성구름으로판단할수있고, IR1 채널과 IR2 채널의휘도온도에적절한경계값을설정하여빙정으로이루어진상층운 ( 권운 ) 으로판단할수있다. 이렇게판단된반투과성권운을안개탐지영역에서제거한다.
8 7 장안개 7.2 안개탐지 [ 그림 7.4] 수적, 빙정에대한파장별굴절계수의허수부 ( 흡수율 ) 3) IR1-WV IR1 채널은대기의창영역으로써, 상향복사의영향을받지않는다면구름을관측했을때의휘도온도를구름의온도로여길수있다. 반면 WV 채널은수증기에대하여민감하기때문에구름상단과기상위성사이의수증기량에비례하여휘도온도를실제보다낮게관측한다. 그림 7.5( 출처 : The COMET Program) 는수증기채널의고도별가중함수를나타낸그래프이다. 그림을보면, 620~150hPa 사이에서가중함수가가장크고, 그이상에서는거의변화없는것을알수있다. 즉, 150hPa( 약 13km) 이상의권운을관측할때 IR1 채널의휘도온도와 WV 채널의휘도온도가거의같기때문에적절한경계값을설정하면상층운을찾아제거할수있다.
7 장안개 9 7.2 안개탐지 [ 그림 7.5] 수증기에대한 WV 채널 (6.7 μm ) 의고도별가중함수 4) 청천가시채널반사도경계값검사를통해안개영역을탐지할때, 시간에따라안개탐지특성이달라지는데, 이는태양의위치와채널특성이변하기때문이다. 특히야간에서새벽으로시간이변하면서지표면에의한오염화소가크게나타난다. 지표면에의한오염화소를제거하기위해이전 15일최소가시채널반사도를사용하며, 적용방법은식 (7.1) 과같다. (7.1) 여기서 R 0.65 (min_15day) 는이전 15 일간의가시채널반사도중최소값이 고, 계산된 DR 의값이 2 25 의범위에있는화소를안개로탐지한다.
10 7 장안개 7.2 안개탐지 5) 가시가시채널반사도가시채널영상에서안개는높은반사도를갖기때문에높은반사도와안개의공간균질성, 시간연속성등의특성을이용하면가시채널영상에서안개영역을쉽게찾을수있다. CMDPS의안개탐지에서도주간안개탐지에가시채널반사도를이용하는데가시채널반사도는태양의고도각이클수록 ( 천정각이작을수록 ) 크기때문에동적경계값을사용해야하나, 효율적인계산을위해가시채널반사도를태양천정각으로보정하면식 7.2와같다. (7.2) 여기서, R 0.65 와 R mod 는각각가시채널반사도와태양천정각보정후의반사도이고, 는태양천정각이다. 보정된가시채널반사도는전체적으로값이커지지만 ( <1), 태양천정각에대하여반비례하는두변수를나눔으로써태양천정각에따른변화를상쇄시킨다. 즉, 태양천정각의변화를무시할수있기때문에정적경계값을사용할수있다. CMDPS에서안개로판단하는보정된반사도는 25~55 이다. 7.2.3.5 안개탐지산출물 그림 7.6은천리안위성을이용하여산출한안개탐지영상이다. 그림에서육지경계선을제외한노란색영역은안개가능지역이며주황색영역은안개로판단한영역이다. 좌측그림에서는서해상에짙은안개가관측되었으며, 우측그림에서는영서지방에짙은안개가관측된다. 위성영상특성상광범위하게안개가발생했을경우육안으로알아보기쉽지만, 분지등에서발생하는국소적안개일경우위성영상으로판단하기가어렵다.
7 장안개 11 7.2 안개탐지 [ 그림 7.6] COMS 를이용한안개탐지영상 (2012.09.30. 0300KST( 좌 ), 2012.10.29 0500KST( 우 ))
12 7 장안개 7.3 안개탐지의한계및보완 안개는지표면과가까이에서발생하는현상이기때문에하층운의성질을가지므로위성을이용한안개탐지에많은어려움이있다 (Bendix et al., 2005). 안개의분광특성은안개생성조건, 안개를구성하는물방울들의상 (Phase), 계절, 지표면특성등에따라매우다양하여하층운등구름과의구별이어렵다. 또한한반도와같이지형이복잡하여국지적인안개가발생하는경우에는위성의공간분해능과위치오차에의해위성을이용한안개탐지가더어렵다. CMDPS 알고리즘은기존알고리즘의문제점을극복하고안정적인안개탐지를실시하고자하는목적으로개발되었지만, 이알고리즘은위성영상에서확인가능한넓은영역의짙은안개에중점을두어개발되었다는점을감안해야한다. 앞으로기상위성으로부터의안개영역탐지알고리즘에서반투과성권운을 정확하고효율적으로제거할수있는기법을개발하고, 위성의공간분해능 을향상시킨다면더욱정확하게안개영역을탐지할수있을것이다.
7 장안개 13 요약 1. 안개는응결된물방울에의해수평시정이 1km 미만이되는현상으로생활에많은영향을미치는기상현상이기때문에기상위성을통한안개의실시간탐지는매우중요함. 2. 안개영역관측은안개에대한 SWIR과 IR1 채널의방출율차이를이용함. 3. SWIR 채널은태양복사의영향을받기때문에, 주 야안개영역판단을위한경계값이다름. 4. 여명기에는 SWIR의값이급격히변하므로동적경계값을이용하여안개영역판단. 5. 안개로오인할수있는반투과성권운을다른채널 (IR1-IR2 등 ) 을이용하여제거해야함. 6. 주간에는 VIS 채널을이용하여짙은안개를탐지하거나, 반투과성권운을제거. 7. 안개탐지는안개입자들의상, 계절, 생성조건등에따라상당히다양하기때문에정확한탐지가어렵고, 하층운과의구별이어려움. 8. 우리나라의경우지형과하천 ( 강, 댐 ) 의영향으로기상위성의공간해상도보다좁은영역에서국지적으로안개가자주발생하는데현재로서는이러한국지성안개를탐지하는것은한계가있음. [ 그림 7.7] 주 야간안개탐지시 SWIR, IR1 채널복사에너지의흐름모식도 ( 동적경계값의필요성 )
14 7 장안개 연습문제 1. 안개의정의및인간활동에미치는영향에대해논하시오. 2. 그림 7.4 의그래프를이용하여반투과성권운을탐지하는원리에대해 설명하시오. 3. 기상위성을이용하여안개를탐지할때, 후처리방법에대하여설명하 시오. 4. 현업에서 CMDPS 를활용하여안개를탐지할때의장 단점및한계를 논하시오.
7 장안개 15 참고문헌 1. 기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발최종보고서, 456-511. 2. Bendix, J., 2002; A satellite-based climatology of fog and lowlevel stratus in Germany and adjacent areas. Atmos. Res. 64. 3-18. 3. Bendix, J., B. Thies, J. Cermak, and T. Naub, 2005: Ground Fog Detection from Space Based on MODIS Daytime Data-A Feasibility Study. Wea. and Forecasting. 20, 989-1005. 4. Dybbroe, A., 1993. Automatic detection of fog at night using AVHRR data. Proc. 6th AVHRR Data Users' Meeting, pp. 245-252. 5. Ellrod, G.P., 1995: Advances in the detection and analysis of fog at night using GOES multispectral infrared imagery. Wea. Forecasting, 10, 606-619. 6. Eyre, J. R., J. L. Brownscombe, and R. J. Allam, 1984: Detection of fog at night using Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR) imagery. Meteorological Magazine, 113, 266-271. 7. Gultepe, I., M. Pagowski, and J. Reid, 2007: A satellite-based fog detection scheme using screen air temperature. Wea. Forecasting, 22(3), 444-456. 8. Lee, T. F., F. J. Turk, and K. Richardson, 1997: Stratus and fog products using GOES-8-9 3.9-μm data. Wea. Forecasting, 12, 664-677. 9. Schreiner, A. J., S. A. Ackerman, B. A. Baum, and A. K. Heidinger, 2007: A multispectral technique for detecting low-level cloudiness near sunrise. Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, 24(10), 1800 1810. 10. Turk, J., J. Vivekanandan, T. Lee, P. Durkee, and K. Nielsen, 1998: Derivation and Applications of Near-Infrared Cloud Reflectances from GOES-8 and GOES-9. Amer. Meteor. Soc., 37, 819-831. 11. Turner, J., Allam, R. J., Maine, D. R., 1986: A case study of the detection of fog at night using channel 3 and 4 on the Advanced Very High Resolution Radiometer (AVHRR). Meteorol. Mag. 115, 285-290.
16 7 장안개 참고문헌 12. Underwood, S.J., G.P. Ellrod, and A.L. Kuhnert, 2004: A multiplecase analysis of nocturnal radiation-fog development in the central valley of California utilizing the GOES nighttime fog product. J. Appl. Meteor., 43, 297-310. 13. Wetzel, M. A., R. D. Vorys, and L. E. Xu, 1996: Satellite microphysical retrievals for land-based fog with validation by baloon profiling. J. Appl. Meteor., 35, 810-829.
8.1 서론 8.2 에어로졸탐지 8.3 에어로졸탐지의한계및보완
학습목표 - 기상위성자료로부터황사와같은에어로졸및에어로졸광학두께를탐지하는 원리에대해이해한다. - 현업에서기상위성으로부터에어로졸및광학두께를산출하는과정에대해서 이해한다. - 천리안위성자료를이용하여에어로졸을탐지할때오차를유발할수있는요소 들과오차들을보정하는원리를이해함으로써에어로졸탐지관련현재의기술 수준을이해한다. - 기상위성을이용한에어로졸탐지의한계와이를보완하기위한방법에대해알 아본다.
8 장에어로졸 1 8.1 서론 에어로졸 (Aerosol) 이란대기권에액체상혹은고체상으로부유하는입자상물질들을통칭하는것으로우리나라에서는황사가대표적이다. 황사는연강수량이 200mm 이하의건조지역인중국북부지역의몽고고원과고비사막, 타클라마칸사막에서발생한다 (Iino et al, 2004). 이지역에서강한상승기류가발생하면대기중에많은양의먼지와모래가부유하여편서풍을타고멀리날아가면서낙하되는현상을황사로정의한다. 황사는중국, 한국과일본지역은물론아메리카대륙의서안지방까지영향을미치며 (Jaffe et al, 1999), 최근에는중국의급속한산업화로 NOx, SOx 등의많은오염물질도같이수송되는것으로보고되고있다 (Xiao et al, 1997; Berntsen et al, 1999; McKendry et al, 2001). 중국북서부지역에서의강수량감소, 지나친방목등자연적그리고인위적요인에의한사막화로 2000년대부터황사의발생빈도와강도가높아지고있다 (Takemura et al, 2002). 이로인한황사피해역시증가하고있는데, 우리나라에서의황사에의한경제적피해규모는한해최대약 7조3천억원에이른다 ( 임영욱등, 1989). 황사와같은에어로졸은인간활동뿐만아니라지구의복사수지를변화시키거나구름형성과정에관여하는등지구기후변화에도직 간접적으로영향을미치므로이의발생과분포양상에대한전지구적탐지및물리적특성에대한연구가꾸준히요구되어왔다. 대기중의에어로졸의양을나타내면서위성관측으로부터도출할수있는가장기본적인변수는에어로졸광학두께 (Aerosol Optical Depth; 이하 AOD) 다. 대기에존재하는에어로졸이지면에서대기상한까지진행하는복사에너지를산란또는흡수를통하여소산시키는정도를소산계수 (Aerosol Extinction Coefficient) 라정의했을때, 소산계수를전체대기에대해복사의진행방향으로적분한값이다. 현재전지구적으로 AERO-NET[Holben et al., 2002] 과같은지상관측망이구축되어있어서 AOD 및에어로졸의물리 화학적특성에대한상세한정보를수집하고있다. 하지만이들관측망은주로선진국을중심으로되어있어관측영역에한계가있으며특히바다, 사막등과같은지역에서는관측이불가능하기때문에에어로졸의시 공간적변동성을연속적으로관측하는데는한계가있다. 반면기상위성을이용할경우지리적위치에관계없이광범위한지역을동시에관측함으로써에어로졸의발생과이동경로, 강도등을연속적으로추정하는데매우효과적이다. 또한동일한지점을연속적으로감시하여황사예보나수치모델의정확도를향상시킬수있기때문에기상위성을통해서정확한에어로졸영역및 AOD를탐지하려는시도가지속되고있다.
2 8 장에어로졸 8.2 에어로졸탐지 8.2.1 개요 CMDPS 에어로졸탐지알고리즘은기존의휘도온도차 (BTD) 방법에배경경계값 (BTV) 을도입하여기존의휘도온도차방법에서발생하는오차는줄이고민감도를높임으로써단점을최소화하였고, 다른산출물을입력자료로사용하지않기때문에비교적단시간에에어로졸을탐지한다. 또한위성의가시채널로에어로졸을탐지할경우에는, 태양복사에너지가지구대기나지표에서우주로반사되어나오는세기를이용하는데, 이는반사도로변환할수있고대기상한에서관측되는값이므로대기상한반사도라칭한다. 대기상한반사도는태양복사에너지가지구대기를통과하는과정에서구름, 에어로졸, 지표면, 대기효과 (Rayleigh 산란등 ), 흡수기체등과의상호작용에의해결정되므로에어로졸효과를제외한나머지효과를제거하거나보정할수있다면에어로졸의정보를산출할수있다. 이에 CMDPS에서는복사전달모델 (RTM) 을이용하여조견표 (LUT) 를작성하고, 이를이용해대기상한반사도로부터 AOD를산출하도록하였다. 이때지표면반사도정보는 AOD 산출에매우큰영향을미치므로관측시점이전의 30일간관측된대기상한반사도로부터미리계산한다. 또한산출된 AOD 값을태양복사전용복사전달모델인 6S(Second Simulation of a Satellite Signal in the Solar Spectrum) 에적용하면시정을산출할수있다. 8.2.2 산출개념 위성을이용한에어로졸탐지는여러파장대를이용한다. 자외선은다른파장대에비해상대적으로지표반사도가작으며, 위성과태양고도에의한방향성반사효과가작기때문에에어로졸탐지에적합하지만 (Torres et al., 2002), 공간분해능이가시광선과적외선에비해매우낮다는단점이있기때문에자외선보다는가시광선을이용한다. 그러나가시광선은자외선에비해상대적으로높은지표반사도때문에사막과같은지역에서는에어로졸에대해매우낮은민감도를가진다. 그러므로가시광선을이용한에어로졸탐지는지표반사도가낮은해양과육지의식생지역에서주로사용한다 (Fukushima and Toratani, 1997; Kaufman et al., 1997; King et al., 1999; Mishchenko et al. 1999; Stow et al., 1993; Torres et al., 2002). 반면적외선을이용한에어로졸탐지는에어로졸입자의직경보다파장이더길기때문에산란강도가매우약해에어로졸탐지에적합하지않다.
8 장에어로졸 3 8.2 에어로졸탐지 그러나황사의경우입자의크기가일반적인에어로졸보다크기때문에적외선을이용하여도효과적으로탐지할수가있다 (Ackerman et al, 1994). 또한자외선이나가시광선파장대와달리높은지표반사도를가진지역과야간에도탐지할수있는장점이있다. 적외선을이용한에어로졸탐지는대기의창영역에해당하는단파적외 (SWIR) 채널과적외 1 채널의휘도온도차이를이용한다 (Ackerman, 1989). 그러나 SWIR 채널은태양과위성의천정각과지표온도에큰영향을받기때문에이채널을이용한에어로졸탐지는큰오차를유발한다. 또다른방법은 Prata(1989) 가제시한분리대기창 IR1, IR2 채널의휘도온도의차이를이용한다. Wen and Rose(1994) 과 Gu et al.(2003) 은 IR1, IR2채널휘도온도의차이가대기중에부유하는에어로졸의경우음수로나타나고, 구름과같은수적의경우양수가나타난다는점 ( 그림 8.1) 을 AVHRR 자료에적용하여화산재에어로졸의입자크기, AOD, 총질량을산출하였다. Gu et al.(2003) 은이방법을 MODIS 자료에적용하여동아시아지역의황사를측정하였다. 그러나산출된에어로졸양은대기복사모델의입력자료로사용한입자의굴절지수, 크기분포, 입자모양, 지표와대기의상태에따라 10 40% 정도의매우큰오차를가질수있다고밝혔다. 현재국가기상위성센터에서는휘도온도차방법을 AVHRR 자료에적용하고있는데, 황사와구름의구별을위한경계값을 -0.7 K로잡고있지만이경계값은에어로졸의광학적특성, 지표, 대기의상태에영향을받는다 ( 하종성등, 2006). 즉, 경계값은시 공간적으로변하기때문에이에대한개선이필요하다. [ 그림 8.1] IR1, IR2 채널이수증기또는에어로졸을통과하는동안발생하는차이를보여주는모식도 (Gu et al, 2003)
4 8 장에어로졸 8.2 에어로졸탐지 8.2.3 산출원리 8.2.3.1 에어로졸탐지 에어로졸유무에대한휘도온도차 (Bright Temperature Difference; 이하 BTD) 의경계값은 0보다조금큰양수값을가진다. 또한표준대기상태에따라 BTD 경계값이달라질수있다. 에어로졸이존재하지않는청정한대기상태에서위성과태양의천정각, 대기의연직온 습도분포, 지표면온도와방출률, 그리고지표면반사도등에따른 BTD의경계값변화를분석하고에어로졸이존재할때, 구성성분과존재고도, 그리고표준대기상태에따른 BTD의변화를분석하여에어로졸탐지에필요한자료로써활용한다. 1) 에어로졸성분대기중에는황사를비롯하여화산재, 해염입자등다양한종류의에어로졸이존재하고성분에따라 BTD 민감도가다르기때문에, 정확한탐지를위해서는에어로졸종류에따른민감도정보가필요하다. 에어로졸이없는청천의경우 BTD는 0.8K의경계값을보였으나, 실제대기에서는복사모델결과와상이할수있기때문에, 0K의경계값하나만으로에어로졸을탐지하는것은한계가있다. 즉, 에어로졸종류에따라 BTD의값이다르기때문에정확한에어로졸탐지를위해서는에어로졸의구성성분정보가필요하다. 2) 태양천정각, 위성천정각위성에서관측되는복사량은위성의천정각, 태양의천정각등에영향을받는다. 그러나 BTD값과 IR1 채널휘도온도는태양복사에의한영향을받지않기때문에태양천정각변화에따라경계값은변하지않는데, 이러한특징으로인해야간에도탐지가가능하다. 반면위성의천정각이클수록높은 BTD 경계값이나타나는데, 이는위성의천정각이커질수록대기투과경로가길어지기때문이다. 즉, 위성의천정각은경계값에많은영향을미치기때문에경계값산출과민감도에중요한인자로고려해야한다. 3) 대기상태및수증기연직구조표준대기상태는대기의온도와습도연직구조및대기의구성물질에의해결정되기때문에계절및위도별로대기의연직구조등의조건에따라경계값이다르게나타난다. 이러한경계값변화를일으키는주된대기인자는온도와수증기의연직구조이다. 특히대기의수증기분포에대해서는 IR2 채널이민감하게반응하기때문에 BTD 경계값산정에서대기의수증기분포는중요하게고려되어야한다.
8 장에어로졸 5 8.2 에어로졸탐지 4) 지표면방출률지표면을 14가지특성으로분류하여 IR1, IR2에서관측한방출률을계산한결과건조한토양 (Arid Bare Soil) 에서 BTD 경계값이가장낮게나타나고눈과얼음지역을제외한다른지표면유형, 특히초목지역과비교해보았을때 BTD는 0.2~0.3 K 정도로매우낮게나타난다. 즉, 황사에의한 BTD의변화정도와비교하여약 10% 의오차를가지기때문에지표면의특성에따른 BTD의변화를고려해야한다. 5) 지표면온도와특성 BTD 방법을적용하여산출한에어로졸분포를살펴보면시간에따라 BTD 값이변화하고있으며특히야간에는에어로졸이없는경우에도 BTD가음의값을나타낸다. 적외역은물체의온도에따라방출되는에너지가다르기때문에지표면의온도와밀접한관련이있다. 특히황사의발원지역인건조 / 반건조토양지역의경우지표면온도에따라 -1.6 K에서 0.8 K까지약 2.4 K 정도로변한다. 이정도의편차는 BTD 값에 100% 의오차를포함할수있고, 청정한대기상태를에어로졸지역으로잘못탐지할수도있다. 그러므로 BTD 경계값산정에지표면온도와지표면특성은중요하게고려되어야한다. 8.2.3.1.1 에어로졸탐지원리 이론적으로 BTD 방법은 0K를경계로구름과에어로졸을구분한다. 그러나복사전달모델을이용한민감도검사결과위성천정각, 대기내의총가강수량, 그리고지표면온도와연직구조에따라경계값이크게변한다. 즉, 경계값설정에따라강한황사를약하게탐지하거나, 황사가존재하지않는화소를황사로오인할수있다. 화소별 BTD 경계값은시간과공간에따라서변하기때문에일률적으로적용되는경계값으로인해황사탐지에큰오차를유발할수있기때문에, CMDPS에서는시 공간적으로변하는배경경계값을적용한다. 가시광선을이용한에어로졸측정은기본적으로주어진화소에서에어로졸이나구름이없는청정한날의배경반사도를도출하고이를분석당일의탐지된값에서감하여산출한다 (Hauser et al. 2005). 즉, 현재로부터지난며칠동안주어진화소의반사도중에서가장작은값을맑은날로정의한다. 또한각화소에서관측일을포함한지난 10일중동일관측시간대의 IR1 채널의최대휘도온도를청천화소로정의하여당시의 BTD를그화소에서의배경경계값 (BTV) 으로정의한다.
6 8 장에어로졸 8.2 에어로졸탐지 황사가탐지되는시기는주로봄철이며기온이상승하는시기이므로 IR1 채널의휘도온도가최대값을보일때가관측일에가장가까운지표온도를나타내고, 구름이나수증기의영향을가장적게받았다고판단하여청정화소로정의한다. 그러나해양지역등구름과수증기의영향을자주받는곳에서는배경경계값이 0보다훨씬클수있기때문에, 구름화소검사를통해 IR1과 IR2 채널의휘도온도차이가 0.5K 이상인경우는수증기의영향으로판단하여제거한다. [ 그림 8.2] 서울에서의 IR1( ), IR2(*) 의배경휘도온도 (a) 및휘도온도차 (b) 의시계열도및서해상에서의 IR1( ), IR2(*) 의배경휘도온도 (c) 및휘도온도차 (d) 의시계열도. (b), (d) 의파란색실선은 BTD 의 24 시간평균이다.(http://kma.go.kr)
8 장에어로졸 7 8.2 에어로졸탐지 그림 8.2는서울과서해상의청천화소에서구한각시간별 IR1, IR2 휘도온도와 [(a), (c)] 두휘도온도차이 (BTD) [(b), (d)] 를나타낸다. 서울과같은육지의경우한낮의경우가장온도가높고일출직전가장온도가낮다. 이것은하루동안육지에서관측되는온도와매우유사하다. 해양의경우하루동안온도변화가거의없다. 이러한육지와해양의하루동안온도변화는지상관측자료와매우유사함을보여주는것으로산출된배경경계값의신뢰도를보여주고있다 (http://kma.go.kr). 구름탐지를통해산출된배경경계값을황사가탐지된날의 BTD 값에서빼준보정된휘도온도차이를황사지수 (Aerosol Index: AI) 로정의한다. 8.2.3.2 에어로졸광학두께 입사복사에너지의소산능력을나타내는에어로졸광학두께 (AOD) 는대기에존재하는에어로졸이지면에서대기상한까지진행하는복사에너지를산란또는흡수를통하여소산시키는정도를소산계수 (Aerosol Extinction Coefficient: 복사의진행방향으로적분한값이다 ( ) 라정의했을때, 소산계수를전체대기에대해 ). 소산계수는파장, 입자 의크기와모양, 빛을흡수하는정도에따라달라지며, 앞의변수들이고정되어있는상태에서는복사에너지가진행하는방향의공기기둥에존재하는에어로졸의양에비례한다. 이때, 지표면반사도정보는 AOD 산출에큰영향을미치므로관측시점이전의 30일간관측된대기상한반사도로부터미리계산한다. 또한부수적인산출물로써, AOD로부터시정정보를얻을수있다. CMDPS에서는복사전달모델 (RTM) 을이용하여다양한대기상태, 에어로졸및위성-태양조건에따라조견표 (LUT) 계산하고, 이를이용해대기상한반사도로부터에어로졸광학두께 (AOD) 를산출하도록하였다.
8 8 장에어로졸 8.2 에어로졸탐지 8.2.3.2.1 에어로졸광학두께산출알고리즘 AOD 산출알고리즘의전체적인흐름도를그림 8.3에나타내었다. 알고리즘은크게세가지로나눌수있는데, Part 1은지표면반사도와 AOD 산출에이용할조견표를복사전달모델로부터계산하는과정이다. 조견표는일정간격을두고계산되기때문에계산간격사이로대기상한반사도가선형적으로변한다고가정하고, 실제관측조건이주어지면미리계산된기준값들을조건에맞게내삽하여사용한다. [ 그림 8.3] CMDPS 에서활용하는 AOD 산출알고리즘 Part 2는지표면반사도를계산하는과정이다. 이는관측시점이전의 30일동안동일한시간에관측된대기상한반사도와 AOD가 0 일경우에계산된조견표를이용하여구할수있다. 30일동안같은시간에관측되는대기상한반사도각각은우선구름화소를제거한뒤지표면반사도 (Semi-surface Reflectance) 로변환된다. 그리고모든화소에서임시지표면반사도의최소값을구함으로써지표면반사도를산출한다. 이때, 최소값은잡음에의한영향을받을수있으므로, 각화소별로 30일간변환된임시지표면반사도의두번째최소값으로전체관측영역의지표면반사도를구성한다.
8 장에어로졸 9 8.2 에어로졸탐지 30일간의관측으로부터변환된지표면반사도는대기중존재하는에어로졸의영향을포함하여변환된결과이다. 마지막으로 Part3은 AOD를산출하는과정으로 Part1에서생산된조견표에 Part2에서구해진지표면반사도를입력하여대기상한반사도를 AOD로변환하고, AOD와시정간상관식을통하여보조산출물로시정을계산한다. 가. 구름제거구름이존재하는화소에서는복사전달모델로부터에어로졸에의한효과만을찾기어렵기때문에본알고리즘에서 AOD는구름이없는화소에서만계산된다. CMDPS에서는구름탐지결과및 IR1 채널의휘도온도와가시채널의반사도경계값을이용하여구름화소를제거한다. 이방법은두꺼운구름을효과적으로제거할수있으나, 두께가얇거나지면또는해면위로가깝게떠있는구름은제거하기어렵다. 나. 조견표계산에어로졸의산란특성을정확하게분석하는것은산출물의정확도에매우중요한요소이다. 다중채널을이용하는알고리즘은실시간으로관측지점에존재하는에어로졸의특성을분석하여에어로졸의여러유형을바탕으로작성한조견표로부터그와가장유사한에어로졸유형을찾아내어에어로졸의산란특성에의한오차를최소화할수있다. 하지만단일가시채널을이용한 AOD 산출알고리즘이가지는가장큰문제중하나는에어로졸의광학적특성을실시간으로탐지할수없다는점이다. 이러한한계를극복하기위해서는조견표를계산할때실제나타날수있는가능성이가장큰에어로졸의특성을반영하여계산하고, 이를위해서는동아시아에적합한장기간의에어로졸광학특성자료의 DB 구축이필요하다.
10 8 장에어로졸 8.2 에어로졸탐지 [ 표 8.1] 계절및지역에따른에어로졸특성 표 8.1은안면도, 베이징, 시라하마에서계절별로얻어진평균 AOD와 0.5 μm에서 Refractive Index의실수부 (n) 와허수부 (k) 를나타낸것이다. Refractive Index의실수부는에어로졸에의하여산란되는빛의세기를나타내고허수부는에어로졸에의하여흡수되는빛의세기를의미한다. 동아시아지역의 AOD는봄 여름에높고가을 겨울에낮다. 계절에따라서산란특성에는큰변화가없으나주로봄철에산란특성이커진다. 흡수특성은봄에서겨울철로가면서커지는특징이뚜렷하고베이징에서의 AOD가가장두껍다.
8 장에어로졸 11 8.2 에어로졸탐지 다. 산출물그림 8.4는 2011년 5월 1일 1900KST에천리안위성을이용하여동아시아영역및한반도영역의에어로졸을탐지한영상이다. 그림의우측하단에있는범례는에어로졸광학두께 (AOD) 를나타낸다. 이시기에한반도전역및동해북부지역상에짙은에어로졸이관측되었다. [ 그림 8.5] COMS 를이용한동아시아 ( 좌 ) 및한반도영역 ( 우 ) 의에어로졸탐지영상 (2011.05.01 1900KST)
12 8 장에어로졸 8.2 에어로졸탐지 라. 시정산출 대기중존재하는입자수가증가하면가시거리는줄어들게되는데, 식 (8.1) 은경험적인방법으로도출된시정과 AOD 간의상관식이다. Visibility = 0.9429 e ( 1.703/ ( A OD + 0.2967 ) ) (8.1) 그림 8.5는경험적으로산출한회귀식인식 (8.1) 을이용하여산출한곡선과복사전달모델 (6S) 로산출한곡선을한그래프에나타낸것이다. 흑색점은모델결과를통해얻어낸시정과 AOD간의산포도이고, 흑색실선은산포도의회귀선이다. 그리고붉은점선은회귀선과산포도사이의차를나타낸다. 복사전달모델과회귀식간의오차가작은것을확인할수있다. 시정의산출결과는 km단위를갖고, 상관식은 AOD가 0.2 이상일경우에대해서만적용된다. [ 그림 8.6] 복사전달모델 6S 및회귀식으로부터산출된시정값
8 장에어로졸 13 8.3 에어로졸탐지의한계및보완 일반적으로황사를탐지하기위해파장이짧은자외선이나가시광선을이용하고있으나이들은낮은공간해상도와주야간불연속적탐지등많은문제점을가지고있다. 반면에에어로졸이분리대기창적외채널에미치는영향이상이한특성을이용하여황사를탐지하는방법은주야, 지리적위치에관계없이적용할수있는장점이있다. 하지만분리대기창채널사이의휘도온도차 (BTD) 는대기중수증기및에어로졸만의함수가아닌지표면온도, 방출율, 위성천정각등의함수이기때문에 BTD 만으로는황사탐지에한계가있다. 때문에 CMDPS에서개발한배경경계값을이용한황사탐지방법은기존의 BTD 방법이가지는단점을최소화하여정확도를향상시켰다. 그러나황사탐지수준의향상을위해서는정확한배경경계값산출과함께 BTD를지리적위치 / 계절에따라역동적으로적용할필요가있다. 또한 CMDPS에서의 AOD 산출에있어가장중요한점은지표면반사도의산출과에어로졸의특성분석이다. CMDPS에서는안면도와베이징, 시라하마에서산출된에어로졸의광학특성을반영함으로써에어로졸특성에의한오차를줄였지만한정된지역과기간의자료이기때문에정확한 AOD 산출에어려움이있다. 또한황사입자가항상구형이지않고, 크기도일정하지않다는점도오차를발생시킬수있는요소이다. 동아시아지역의에어로졸탐지는예보능력향상을통하여국민의삶의질을향상에기여할수있을뿐아니라, 세계적으로높은에어로졸발생빈도및농도를나타내는이지역의에어로졸분포특성에대한정보를제공함으로써학문적인기여또한클것으로예상된다. 따라서앞으로도이와관련된연구및개발사업이꾸준히진행되어야할것이다.
14 8 장에어로졸 요약 1. 황사는중국북부및몽골의사막지대에서발생하며, 장거리이동과정을통해복사수지, 강수과정및인간생활에막대한영향을끼침. 2. 광범위한영역에서연속적으로에어로졸을탐지하기위해기상위성 ( 예 : COMS) 를이용함. 3. 기상위성을이용하여에어로졸을탐지할때, 안개탐지에서와같이채널간차 (SWIR-IR1, IR1-IR2) 를이용하거나 VIS 채널을이용하여에어로졸을탐지함. 4. CMDPS에서는휘도온도차방법 (IR1-IR2) 을이용하는데, 이는 IR1 채널이 IR2 채널보다에어로졸에대한흡수성이높다는성질을이용한방법임. 에어로졸이많을경우휘도온도차 (BTD) 는음수값을나타냄. 5. IR2 채널은수증기에의해많이흡수되기때문에, 대기중에에어로졸과함께수증기가많을경우에어로졸을정확히탐지할수없는한계가있음. 6. 그외에어로졸탐지정확도에영향을주는요소들은에어로졸특성 ( 성분, 모양, 직경등 ), 태양의천정각 (SWIR), 위성천정각, 지표면의방출률및온도등이있음. 7. 에어로졸광학두께 (AOD) 를산출하기위해기상위성에서관측되는대기상한반사도값을이용함. 8. 대기상한반사도는태양및위성의천정각, 태양과위성간의방위각, 지표면온도, 지표면방출률, AOD의함수임. 9. 기상위성을이용하여에어로졸광학두께 (AOD) 산출하기위해서복사전달모델 6S와 3개지역 ( 베이징, 안면도, 히라시마 ) 에서의직접관측으로얻은 AOD 관측값으로조견표를작성하고, 기상위성에서관측되는대기상한반사도와조견표를대조하여 AOD를산출함. 10. AOD를산출함으로써황사의강도를추정할수있고부수적으로시정을계산할수있음. 11. 조견표작성에사용되는직접관측은 3개지점에서만실시되기때문에, 한정된자료의수로인해정확도가떨어짐. 12. 그외에어로졸의성분, 모양, 크기등의변수들로인해정확한에어로졸탐지는한계가있음.
8 장에어로졸 15 요약 [ 그림 8.7] 분리대기창 (IR1, IR2) 채널을이용한에어로졸산출원리의개념모식도
16 8 장에어로졸 연습문제 1. 황사의발생과정및황사가인간생활에미치는영향을논하시오. 2. 위성에탑재된광학센서로부터에어로졸산출할때, 탐지정확도에영 향을미치는요소들과보정방법을쓰시오. 3. 안면도, 베이징, 시라하마에서에어로졸을직접관측하여알수있는요 소와위성관측에적용함으로써얻을수있는장점은무엇인가? 4. 현업에서기상위성을이용한에어로졸탐지및예보의한계에대하여 논하시오.
8 장에어로졸 17 참고문헌 1. 기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발최종보고서,556-607. 2. 임영욱, 정용, 1989: 호흡성분진중의중금속오염도에관한조사연구. 한국대기보존학회지, 5(1), 68-78. 3. 하종성, 김재환, 이현진, 2006: 적외선채널을이용한에어로솔탐지의경계값및민감도분석, Korea Journal of Remote Sensing, Vol.22, No.6, 2006, 507-518. 4. Ackerman, S. A. and K. I. Strabala, 1994: Satellite remote sensing of H2SO4 aerosol using the 8 to 12μm window region: Application to Mount Pinatubo, J. Geophys. Res., 99(D9), 18639-18649. 5. Ackerman, S. A., 1989: Using the Radiative Temperature Difference at 3.7 and 11μm to Track Dust Outbreaks. Remote Sens. Environ. 27, 129-133. 6. Fukushima, H. and M. Toratani, 1997: Asian dust aerosol: Optical effect on satellite ocean color signal and a scheme of its correction, J. Geophys. Res., 102(D14), 17119-17130. 7. Gu, Y., W. I. Rose, and G. J. S. Bluth. 2003: Retrieval of mass and sizes of particles in sandstorms using two MODIS IR bands: A case study of April 7, 2001 sandstorm in China. Geophys. Res. Lett. 30(15), doi:10.1029/2003gl017405. 8. Iino N., K. Kinoshita, A. C. Tupper and T. Yano, 2004 : Detection of Asian dust aerosols using meteorological satellite data and suspended particulate matter concentrations, Atmospheric Environment 38 (2004) 6999-7008. 9. Kaufman, Y, J, and D. Tanre, 1998: Algorithm for remote sensing of tropospheric aerosol from MODIS. 10. King, M. D., Y. J. Kaufman, D. Tanre, and T. Nakajima, 1999: Remote sensing of Tropospheric Aerosols from Space: Past, Presents, and Future, Bulletin of the American Meteorological Society, 80, 2229-2259. 11. Mishchenko, M.I., I.V. Geogdzhayev, B. Cairns, W.B. Rossow, and A.A. Lacis, 1999: Aerosol retrievals over the ocean using channel 1 and 2 AVHRR data: A sensitivity analysis and preliminary results. Appl. Opt., 38, 7325-7341.
18 8 장에어로졸 참고문헌 12. Torres, O., P. K. Bhartia, J. R. Herman, A. Sinyuk, P. Ginoux, and B. Holben, 2002: A Long-Term Record of Aerosol Optical Depth from TOMS Observations and Comparison to AEROENT Measurements, J. Atmos. Sci. 59, 398-413.
9.1 서론 9.2 태풍탐지및분석 9.3 태풍탐지의한계및보완
학습목표 - 기상위성자료로부터태풍의중심위치, 강풍반경등을산출하는과정에대해알아본다. - COMS 자료를이용하여태풍을분석하는알고리즘의원리를이해한다. - 한계를보완하기위한방법에대해알아본다.
9 장태풍 1 9.1 서론 태풍은주로적도부근북태평양서부에서발생하는열대성저기압으로, 우리나라에서는순간최대풍속이 17m/s 이상인열대성저기압을태풍으로정의한다. 태풍은저위도에서생성될때발생하는중심에서의강한기압차로해양에서의연직혼합을강화시켜생태계를활성화시킬뿐만아니라저위도의많은에너지를고위도로수송함으로써남북방향의에너지불균형을해소시키는데중요한역할을한다. 하지만바다에서공급되는엄청난양의수증기가응결될때생성되는잠열을에너지원으로태풍이생성되고발달하는과정에서강한강수와강풍을동반하기때문에, 동아시아각국에서는태풍에의한피해가매년반복되고있다. 우리나라의경우 1993년에서 2010년까지 18년간기상재해로인한피해중태풍에의한피해가가장많았으며, 그피해액은 10조 8,745억원에달했다 ( 성지혜 et al,. 2011). 그러므로태풍의진로, 풍속및강우강도에대한정확한예측은태풍의피해를예방하는측면에서상당히중요하다. 특히태풍의진로예측은가장중요한정보중하나이며, 태풍이피해예상지점으로부터먼거리에있을때예측할수록예방할수있는시간을확보할수있기때문에태풍에대한상세한관측이상당히중요하다. 그러나바다에서생성되어육지에상륙하기전까지의대부분의시간을바다에서보내는태풍에대한정확한정보를획득하는것은매우어려운일이다. 이러한이유로기상위성자료의활용이가능하기전인 1960년대초까지는태풍중심에대한정확한정보가없는상태에서과거의이동경로를외삽하여 12시간및 24시간후의위치를예보하는방법을사용했기때문에 ( 이미선 et al., 1996) 그정확도가높지않았다. 태풍의현재위치와이동경로에대한정확한관측값을확보할수록태풍의진로예측수준이향상되는점을고려할때, 기상위성자료로부터태풍의중심과강풍반경등에대한추정수준을향상시키기위한노력이필요하다.
2 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 태풍에대해관측또는예측해야할정보는크게네가지로구분할수가있다. 첫번째는태풍의중심위치로태풍의중심위치는강풍반경, 진로등태풍에관한모든정보를산출하는데가장기본적인정보가되기때문이다. 두번째는태풍의진로를정확하게예측해야한다. 태풍의진로를정확하게, 일찍예측할수록태풍으로인한피해를예방할수있는시간을확보할수있기때문이다. 태풍의진로를예측하기위해서대부분수치모델을이용하지만, 기상위성의수증기채널의영상을이용하여예측할수도있다. 이방법은태풍의진행방향이전향될때나타나는수증기영상의특징을통계적으로분석한결과를토대로태풍의진행방향을예측하는방법이다 ( 이미선 et al., 1996). 세번째는 CI(Current Intensity Number) 로표현되는태풍강도이다. CI수는태풍의강도를 1.0~8.0 까지 0.5의단위로나타낸다. CI는 Dvorak (1975) 에의해개발되어현재전세계적으로가장보편적으로이용되고있는 Dvorak 방법에기초하는데, 구름시스템의발달정도에따른 CI수를산출함으로써태풍의강도를알수있는척도가된다. 마지막으로기상위성으로부터얻은 CTT(Cloud Top Temperature) 자료를통해강풍반경을계산한다. 강풍반경이란태풍영역에서풍속이 15m/s 이상인영역을나타내는것으로써, 태풍에서강풍이부는영역을알수있다. 태풍에의한피해가주로강수와강풍인것을고려하면강풍반경을산출하는것은매우중요하다.
9 장태풍 3 9.2 태풍탐지및분석 9.2.1 태풍중심위치결정 기상위성자료를이용하여태풍을분석하는방법으로가장널리알려진 Dvorak 방법은 10단계로이루어져있으며그중첫번째단계가태풍의중심위치를결정하는것이다. 태풍의중심위치정보는태풍강도지수를산출하는데직접적인영향을미치기때문에매우중요한요소이다. 태풍의중심위치를산출하는것은구름패턴의유형에따라달라진다. STAGE CLOUD PATTERN SUBDIVIDED PATTERN CHARACTERISTICS Generating Stage ( 발생단계 ) Developing Stage ( 발달단계 ) CB CLUSTER LSP SHEAR BAND CDO [ 표 9.1] 열대저기압의구름패턴및특성 UNORGANIZED CB CLUSTER ORGANIZED CB CLUSTER DISTINCT CDO INDISTINCT CDO 중심부근에불규칙한 CB-Cluster 가있고조직화가안된패턴 중심부근에불규칙한 CB-Cluster 가있고조직화된패턴 하층운의소용돌이 (Vortex) 만이존재 Dense Overcast 로부터분리된하층운의소용돌이가존재 곡률을가진구름대 중심부근에명로한가장자리를가진두터운원형의운역 (CDO) DISTINCT SMALL EYE 눈의직경이 3/4 ( 위도거리 ) 보다적은것 Mature Stage ( 성숙단계 ) EYE DISTINCT LARGE EYE RAGGED EYE 눈의직경이 3/4 ( 위도거리 ) 보다큰것 눈의형태가일그러진형태를보이며눈속에약간의구름이존재하는것 BANDING EYE 구름밴드형의눈형태를보이며구름밴드의스파이랄길이가중심둘레길이보다큰것 Weakling Stage ( 쇠약단계 ) SHEAR LSP EXL 하층운의소용돌이만이존재 중심이전선성구름대에접근해있음. 중심부근까지한기에의한하층운이침입 표 9.1을바탕으로구름패턴을분류한후태풍의중심위치를결정한다. 태풍의중심은구름계중심 (Cloud System Center) 으로추정할수있으며구름계를형성하고있는모든만곡된구름선또는구름대가모이는초점을의미한다. 구름패턴별 CSC의위치는표 9.2와같다.
4 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 [ 표 9.2] 구름패턴별 CSC 의위치
9 장태풍 5 9.2 태풍탐지및분석 CSC를선정하는공통적인원리는구름벽이이루는곡률의중심점을 CSC 로정하는것이다. CSC의위치가불분명할때에는모델을이용하여산출하고만약 CSC로예상되는점으로구름선이모여드는형태이거나, CDO(Cloud Dense Overcast) 인경우에는 CSC의곡률의중심구름선들이모여드는지점및 CDO의중심을 CSC로선정한다. 한편, 2개이상의 CSC가가능할때에는지금까지의태풍경로를참고하여가장타당한점을선택하고, 가장낮은층의구름선으로구한중심점을 CSC로한다. 바람의강한연직시어가있는곳에서의 CSC는두텁고짙은구름역의풍상측가장자리에위치하게된다. 태풍의중심을결정하는순서도를간단하게나타내면그림 9.1과같다.
6 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 [ 그림 9.1] CSC 결정순서도
9 장태풍 7 9.2 태풍탐지및분석 9.2.2 태풍강도지수 (CI) 산출 위성영상을이용한태풍의강도분석은 Dvorak(1975) 에의해개발된 Dvorak 방법에기초하며, 이방법은전세계에서가장보편적으로이용되고있는방법이다. Dvorak 방법은열대저기압에동반된구름시스템의패턴으로부터태풍의강도지수를추정하며, 최대풍속, 폭풍역및강풍역등을경험적인관계로부터추정하여태풍분석업무에활용하고있다 ( 박혜숙 et al., 2003). Dvorak 방법을이용하여태풍강도지수 (CI; Current Intensity Number) 를산출할때가시채널영상과강조적외 (EIR: Enhanced-IR) 영상을이용한다. 태풍강도지수 (CI) 란, 태풍의강도를 1.0~8.0 까지 0.5의단위로나타내는무차원량의값이다. CI수를산출하는대략적인순서도는그림 9.2와같다. [ 그림 9.2] CI 수산출다이어그램
8 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 CI수는열대저기압의구름발달정도를나타내는 T수 (Tropical Number) 를기초로열대저기압의성장, 쇠퇴를고려하여결정한다. T수는구름시스템의패턴의분석을통해얻어진 3가지의수중에서최적의값을 T수로결정한다. (1) PT수 (Pattern T-number) 열대저기압에동반된구름시스템을정해진구름패턴개념도에의해결정하는 T수 (2) MET수 (Model Expected T-number) 열대저기압의강도변화모델을기초로하며 24시간전과현재의구름패턴을비교하여예측하는 T수 (3) DT수 (Data T-number) 열대저기압에동반하는구름시스템의패턴별로정리되어있는다이어그램을토대로구조를분석하여산출하는 T수 DT수를산출할때구름패턴을수량화하기위하여구름패턴을정확하게분류하고인식하는것이중요하다. 태풍에동반된구름패턴은표 9.1과같이만곡된밴드 (Curved Band) 패턴, 시어 (Shear) 패턴, 눈 (Eye) 패턴, CDO(Central Dense Overcast) 패턴으로나뉜다. 이러한태풍의중심부및주변구름대의특징을정량화하기위하여몇가지지수를정의하고있다. CF수 (Central Feature Number) : 열대저기압에동반된구름계중심구조상태지수 BF수 (Banding Feature Number) : CF를둘러싼구름밴드의상태를나타내는지수 E수 (Eye Number) : 눈주위의두텁고밀도가큰운영인 CDO의구조상태지수 E보정수 (Eye-adjustment) : 눈의형태및대류의깊이에따라 E수를보정하는양
9 장태풍 9 9.2 태풍탐지및분석 이와같이정의된지수들을통해열대저기압의강도를나타내는 T수와 CI 수가결정된다. 그림 9.2의다이어그램과같이 DT수는 CF수와 BF수를더한값이며 CF수는 E수와 E 보정수를더한값이다. T수를최종적으로결정하기위해산출된 PT, MET, DT수중가장신뢰성있는지수를선택하여 T수를결정한다. T수선정시우선순위는 DT-PT-MET 순이며기본적으로구름패턴이명확하게측정될때에는 DT수를 T수로결정하고, DT수가불명확할때에는 PT수를 T수로, 두개가전부불명확하다면 MET수를 T 수로결정한다. 하지만 T수를선택함에있어서표 9.3과같은조건을반드시만족해야한다. [ 표 9.3] 최종 T 수산출조건 구분 조건 최초 24 간동안 T 수는 1.0~1.5. T 수가 1.0 인시점에서 24 시간이지났을때 T 수는 2.5 보다작다. T 수 T 수 <4.0 일때, 24 시간동안 T 수의변화량은 ±2.0 을초과할수없다. T 수 >4.0 일때, 24 시간동안 T 수의변화량은 ±2.5 를초과할수없다 (±1.0/6h, ±1.5/12h, ±2.0/18h, ±2.5/24h). MET 수 최종 T 수 = MET 수 ±1.0 을만족한다. 야간 최초성장하는 48 시간동안 T 수는야간에줄어들수없다. 위와같은과정으로산출된 T수를통해 CI수를결정한다. CI수는태풍의중심기압, 최대풍속과동일한통계적인관계를가지고있는지수로서태풍발달시에는 T수와 CI수가같지만쇠약기에접어들때에는아래와같은관계를고려하여 CI수를결정해야한다. T수가감소하기시작해도 12시간동안은 CI수를내리지않음 이후에는 CI수를 T수보다 1.0 높게유지하고, T수의변화가 0.5/24h일경우 0.5 높게유지 재발달할때에는 T수가 CI수와같아질때까지그대로둠 쇠약단계에서 T수가 24시간동일하고 MET수의변화경향이쇠약이면 CI수를 0.5만큼내림
10 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 위의 CI 수결정조건은구름패턴에서태풍의약화가나타나는것과실제 요란이약화되기시작하는것이시간차이가있음을고려한조건이다. 한편, 태풍이육지에상륙하여약화할때 CI 수는다음규칙에따라결정된다. 상륙과동시에 T수가감소했을경우 CI=T CI수의극대값이후 12시간이내에상륙하고 T수가감소할경우 T감소량만큼 CI 감소 위두가지사항을적용후재발달의징후가인지되면 CI수결정규칙을따름 위와같은규칙은태풍이상륙하여약화된시범에있어서 T수와 CI수의시간차를해소하는것으로, T수가이미 12시간이상연속해서감소한상태에서태풍이상륙할때에는이규칙을적용하지않는다. 그림 3은 EIR영상을이용하여태풍강도지수를산출하는 Dvorak method의절차의모식도이다. 그림에서보는바와같이모든구름패턴의분류가체계적으로이루어져있음을알수있다. 현재사용하고있는웹기반태풍분석시스템에서는태풍중심위치를수동으로분석한후에태풍강도분석을실행하면자동적으로위에서설명한드보락분석방법을적용하여강도지수와최대풍속, 그리고중심최저기압이계산된다. ADT(Advanced Dvorak Technique) 알고리즘은미국위스콘신대학산하 UW/CIMSS(University of Wisconsin-Madison /Cooperative Institute for Meteorological Satellite Studies) 에서개발되었다. 위성의적외영상을기반으로한객관적인태풍강도추정을위하여 ADT 알고리즘은열대저기압을강도에따라생성단계, 발달단계, 소멸단계로분류하고기존에분석자가위성영상분석을통하여판독하던열대저기압의강도패턴분석을 FFT(Fast Fourier Transform) 를이용한경험적인패턴인식알고리즘으로대체함으로써자동화가가능해졌다. 버전은 6.3.0 버전, 7.2.3 버전, 8.1.3 버전이있으며, 8.1.3 버전으로변경되면서, 히스토리파일에근거한추정, 가중평균에의한추정, 환경온도 (Environmental Temperature) 에대한새로운정의와결정방법, 다양한주관적드보락규칙의구현, 관측자료에근거한회귀관계사용등이있다. 이러한변화는보다안정적이고만족스러운태풍강도추정을가능하게한다.
9 장태풍 11 9.2 태풍탐지및분석 [ 그림 9.3] 주관적으로태풍강도지수판단하기위한 EIR 분석도표 (MSC/JMA, 1990)
12 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 9.2.3 태풍강풍반경산출 태풍의강풍반경이란태풍의중심으로부터순간최대풍속이 15m/s 이상이되는영역을말한다. 태풍의강풍반경은현업에서태풍으로부터산출하는요소중에하나이며, 태풍으로인한피해의대부분이강한강수뿐만아니라강한바람에의해발생하기때문에, 태풍의강풍반경을산출하는것은매우중요하다. CMDPS에서바람장을산출할때에는구름의이동또는수증기의이동벡터를산출하여바람장을간접적으로산출하였다. 비록간접적이지만각채널의영상으로부터가시적인구름또는수증기의움직임으로산출한값이기때문에비교적신뢰도가있다. 태풍의눈주변에발생하는구름대는하층의기압이낮을수록더높게발달한다는가정하에 IR 채널자료로부터태풍의강풍반경을산출하는데, 이는하층의풍속이하층기압에반비례한관계를이용한것이다. 태풍의강풍반경을산출하는방법은 5단계로나눌수있으며이에대한간략한순서도는그림 9.4와같다. [ 그림 9.4] 태풍의강풍반경산출순서도
9 장태풍 13 9.2 태풍탐지및분석 9.2.3.1 구름영역구분 태풍의강풍반경을산출할때에도가장먼저태풍의중심위치를찾아야한다. 태풍의중심위치를찾으면태풍의눈영역과구름영역을구분하는것이태풍의강풍반경을산출하는첫번째단계이다. 대략적인산출모습은그림 9.5의 a와같다. a) b) [ 그림 9.5] 태풍의영역구분 (a), 태풍에서의 8방향기준온도선모식도 (b) 9.2.3.2 기준온도산출 태풍의눈영역과구름영역을나눈후강풍반경산출을위해기준온도를산출한다. 기준온도는최대운정온도가 -50 C보다작을경우기준온도를 -45 C로하고, 그렇지않을경우에기준온도는 ERT+2*CRT)/3 의관계식을이용하여산출한다. 이때 ERT는태풍의눈영역에서의최고온도이고 CRT는구름영역의평균온도이다. 9.2.3.3 8개방향등온선및강풍반경산출 산출된기준온도를이용하여태풍의눈을중심으로 8개방향에대해기준온도에해당하는점을찍고서로를연결하면그림 5의 b와같다. 등온선을그리면, 태풍의중심으로부터등온선까지의거리를각방향에대해할수있고, 식 9.1을이용하여 8개방향의최대강풍반경 (RMW) 을계산할수있다. RMW (9.1)
14 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 9.2.3.4 8 방향강풍반경평균 태풍의중심에위치한눈의벽 (Eye Wall) 주변에는강한시어가있으므로, 강풍반경은태풍의눈을중심으로동심원이라고가정할수있다. 이때 8방향에대해산출된각각의강풍반경을평균하여중심에서의강풍반경을산출한다. 9.2.3.5 강풍반경최종산출 태풍의반경의최종적산출을위해우선식 9.2를통해서가중계수 ( ) 를산 출한다. (9.2) 여기서 r은강풍반경, 는각방향최대중심거리의평균이며 는동심 원계수를의미한다. 이를이용하여최대강풍반경은식 9.3으로보정될수있다. (9.3) 이를이용하여 15m/s 의강풍반경은식 9.4 로계산될수있다. (9.4) 여기서 는완화계수 (Relaxation Coefficient; 630km) 이다. 한편동심원계수와완화계수는관측자료를적합하여상수로취급한다. 그림 9.6은위와같은과정으로 2011년에발생한태풍무이파에적용하여강풍반경을산출한결과이고, 그림 9.7은태풍의 4가지구름패턴인쉬어패턴 (Shear Pattern), 만곡선밴드패턴 (Curved Band Pattern), 눈패턴 (Eye Pattern), CDO패턴 (Cloud Dense Overcast Pattern) 에대해각각강풍반경을산출한결과를나타낸모습이다.
9 장태풍 15 9.2 태풍탐지및분석 [ 그림 9.6] 2011 년태풍무이파의강풍반경산출모습 (NMSC, 2011)
16 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 [ 그림 9.7] 태풍구름대의의각패턴별강풍영역산출예 (NMSC, 2011)
9 장태풍 17 9.2 태풍탐지및분석 9.2.4 태풍진로예측 태풍의진로를예측하기위해서대부분수치모델링을이용하지만, 수치모델링을통해정확한예측을하려면정확한관측자료가기반이되어야한다. 가장정확한관측자료는직접관측했을때얻을수있지만, 해양등에서의관측은힘들기때문에기상위성자료를이용한다. 결국, 정확한태풍진로예측에있어서기상위성자료는필수불가결의관계이다. 1960년대초까지는위성영상에서태풍의진로를예측하기위해서과거영상자료를통해얻어진태풍의이동패턴을외삽하는외삽법을사용하여다음 12시간또는 24시간후의위치를예측하였다. 이방법은태풍의중심을알지못해도사용할수있지만태풍이방향을전향할시오차가생길수있는가능성이내재되어있다. 그후에는태풍의이동경로와구름의패턴변화가서로관련이있음을이용하여태풍의진로를예측하기시작했다. Chan(1978) 은태풍곡률이주변구름대와관련이있다는것을제시했으며, Veldon et al. (1984) 은태풍예보를위해기상위성으로부터산출된바람장을이용하는방법을제시했다. 한편, Dvorak(1984) 은수증기영상을이용하여태풍을분석하려는연구를활발하게진행했으며경험적으로얻은태풍예보기법을소개하여현재이기법은전세계에서현업으로사용중이다. 9.2.4.1 수증기채널을이용한태풍진로예측 수증기 (WV) 채널영상을이용한태풍진로예측은 Dvorak(1984) 에의해처음시작되었다. Dvorak은수년간의태풍의이동경로와 WV채널영상을경험적으로분석하여 WV채널영상이특정한패턴을보일때태풍이전향한다는것을밝혔다. 특히, WV채널영상에서보여지는 CMB(Curved Moisture Band; 저기압성으로굴곡된만곡선으로써어두운영역에서밝은영역으로날카로운변화를가지는영역 ) 의배치및태풍의습기또는구름의패턴에따라서태풍의진로가다르게전향되는관계를경험적으로구축함으로써 WV채널영상을통해태풍의진로를예측할수있는기반을마련하였다. Dvorak의경험적태풍예보기법은총 6단계로나눌수있으며아래와같다.
18 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 1 단계 : 전향에영향을주는요소가없는경우과거의진로를외삽하여예 보한다. 2단계 : 전향요소를찾기위해 3시간또는 6시간마다 ( 북 ) 서진하는태풍을관찰한다. (1) 태풍및 CMB의이동을파악하기위해 WV채널영상위에북서방향으로 20 길이의북서지시자를그려넣고지시자이내에있는 CMB의접근속도를 12시간마다관찰한다. (2) CMB와관련된 VC(Vorticity Center; 와도중심 ) 의이동방향을관찰한다 (3) 태풍북서쪽의습기와구름양의변화를관찰한다. 태풍중심으로부터북쪽의습기또는구름의생성은북쪽으로의전향과관계가있으며태풍습기및구름이흩어지는것은서쪽으로의전향과관련이있다. 3단계 : CMB가 20 거리내까지접근하거나습기또는구름이북쪽에서생성되고있으면, 북쪽이나북동쪽으로의전향예보가가능하다. CMB는전체예보기간동안태풍의서쪽에있는큰규모의기압골과관련이있다. 전향하는시간은그림 9.8을보면추측할수있다. [ 그림 9.8] 태풍이북쪽또는북서쪽으로전향하는시간을예측하는데사용되는계산도표
9 장태풍 19 9.2 태풍탐지및분석 그림 9.8은 Dvorak의실험적태풍예보기법을통해산출한계산도표이다. 계산도표를보면, CMB와태풍까지의거리및 CMB가태풍과가까워지는속도를알면예상전향시각을예측할수있다. CMB가가까워지는속도를크게 3가지로나눠서나타내었으며, FAY, RYAN, JANIS로나타나있는실선은실제로발생한 3개의태풍의사례를그려넣은것이다. 4 단계 : CMB 의접근속도, VC 의움직임, 태풍의습기패턴의변화를관찰 하여 6 시간마다예보를갱신한다. 이때태풍의습기패턴의북쪽면에서어 두운영역은북쪽전향예보를무효화시킨다. 5 단계 : CMB 가북서지시자의 9 내로움직이고서쪽으로진행하는강한 태풍이면, 북서방향으로의전향을예보한다. 9.2.4.2 태풍진로예측예 6 단계 : WV 채널영상에서태풍북쪽에어두운영역이있고태풍의동서 패턴에서변형이존재하면, 6 시간후서쪽으로의전향을예보한다. 2012년에발생한태풍 BOLAVEN에대해수증기영상및 Dvorak 기법을적용한태풍진로예측과실제태풍의이동경로를비교해본다. Dvorak(1984) 은태풍의전향특성을분석한결과태풍을중심으로 15 내에 CMB가접근하게되면, 태풍은북쪽또는북동쪽으로전향함을밝혔다. 그림 9.9는 2012년발생한태풍 BOLAVEN의전향전후 WV채널영상이다. 그림 9.9의왼쪽그림 ( 전향전 ) 에서태풍중심으로부터 315 방향의수증기분포를보면, 태풍의중심에서북서방향에 CMB가관측된다. 이때의 CMB는저기압성으로휘어져있었다. 이시간으로부터약 36시간후인그림 9.9의 (b) 를보면 BOLAVEN은북쪽으로전향한것을알수있다. 태풍 BOLAVEN의이동경로인그림 9.10을보면, 이시점에태풍이북서방향에서북쪽방향으로전향하였다는것을알수있다.
20 9 장태풍 9.2 태풍탐지및분석 CMB CMB [ 그림 9.9] WV 채널로관측한 2012 년태풍 BOLAVEN 의전향전 ( 좌 ) 및전향후영상 ( 우 ) [ 그림 9.10] 2012 년태풍 BOLAVEN 의이동경로 ( 기상청 )
9 장태풍 21 9.3 태풍탐지의한계및보완 기상위성을이용하여태풍을분석하는것은 Dvorak 방법에근거하고있다. 이방법은비교적정확하지만경험적으로얻어진결과를토대로태풍의성질을분류하는것이기때문에정확도에는한계가있다. 태풍의중심을추정할때에는태풍의눈이정확하게보이지않거나태풍의중심으로판단할수있는정확한근거가없을때오차가발생할수있다. 태풍의강도지수또한미리분류된구름계에따른각각의지수와산출하려는태풍의구름계의패턴을비교하여산출하기때문에, 수치적으로정량화된값을산출하는것은아니다. 태풍의진로예측은태풍이서 ( 북서 ) 진하다가북 ( 동 ) 진할때수증기영상에서나타나는 CMB의특징을실험적으로분석하여얻은원리이기때문에항상맞는것은아니다. 실제로 Dvorak은 10 이내에 CMB가접근하는 37개태풍을연구한결과이중 1/3은북 ( 동 ) 진하지않았다. 한편태풍의강풍반경은운정온도에의해하층의강풍영역을계산하는원리이기때문에오차범위가상당히클수있다. 이처럼기상위성을이용하여태풍에대한정보를산출하는것은대부분경험적으로얻어진결과를기반으로결정하기때문에정량적인양을산출하는것은한계가있다. 이를보완하기위하여 Velden and Olander(2006) 는정지궤도기상위성의적외영상자료를이용하여태풍의강도를객관적인방법으로추정하는기술을개발하였다. 국가기상위성센터에서도이방법을도입하여우리나라환경에맞도록개선작업을통해태풍분석의정확도수준을향상시키고있으며강풍반경에추정기술을자체적으로개발하여강풍반경추정수준도개선중이다 ( 국가기상위성센터, 2011). 비록관측주기가예보에활용할수있을정도로짧지않고공간해상도가수십 km 수준이지만마이크로파관측자료를적외영상자료와융합활용하는기법의개발도병행하고있으며능동형원격탐사기법을이용한해상풍산출자료도태풍의중심위치및강도분석에활용하는기술도개발중이다.
22 9 장태풍 요약 1. 태풍은저위도해양지역에서발생되는강력한열대저기압으로, 강한강수및강풍으로인간생활에큰피해를주는기상현상임. 2. 태풍의진로에대해더빠르고정확하게예측할수록태풍으로인한피해를줄일수있기때문에, 기상위성을이용한태풍의특성을관측하고이를이용하여예측하는것은상당히중요함. 3. 광학센서를탑재한기상위성을이용하여산출하는태풍에대한대표적인정보는태풍의중심위치, 태풍강도지수, 태풍의강풍반경, 그리고태풍의진로예측으로총 4가지임. 4. 기상위성을이용한태풍의정보산출은 Dvorak 방법에근거하며이방법은 Dvorak이수많은태풍들을경험적으로분석하여산출한각각의기준값들을바탕으로여러가지정보를산출하는것으로많은국가에서활용되고있음. 5. 태풍의중심위치를산출하는. 것은기상위성을이용하여태풍의정보를산출함에있어서가장중요한요소임. 6. 태풍의중심위치는태풍의구름계 ( 구름대 ) 의모양에따라각각의기준이있으며, 대부분은구름대의곡률중심을태풍의중심으로판단함. 7. 태풍의강도지수는태풍에동반된구름계의패턴에따라판단하여결정할수있으며, 총 10단계로이루어져있음 ( 그림 9.5). 8. 태풍의강풍반경은태풍에동반된구름의성장이하층의강한저기압으로부터형성되었다는가정하에, 구름이높게발달할수록하층의바람이강하다는가정하에산출함. 9. 태풍의진로예측은수증기채널영상을통해실시되며, CMB(Current Moisture Band) 의접근및태풍의북 ( 서 ) 쪽에형성되는권운대를통해태풍의전향시각을예측할수있음. 10. Dvorak 방법은주관적 / 경험적으로산출된분류시스템이기때문에많은오차가내재되어있으며최근에는이를보완하기위하여분류과정의자동화와객관화를하고있음.
9 장태풍 23 연습문제 1. 태풍의강도를분석하는 Dvorak 방법의기본원리에대해설명하시오. 2. 기상위성으로부터태풍에대한다양한정보를산출할때, 가장먼저산 출해야하는정보는무엇이며왜그런지설명하시오. 3. 기상위성자료로부터태풍에대한 4 가지정보 ( 태풍의중심위치, 강도지 수, 강풍반경및진로예측 ) 를산출하는원리를설명하시오. 4. 현업예보에서태풍에대한정보를산출할때의장점과한계에대하여 설명하시오.
24 9 장태풍 참고문헌 1. 국가기상위성센터, 2009: 기상위성영상의이해, 143-151pp. 2. 국가기상위성센터, 2011: 위성자료분석및예보분야서비스기술개발 (Ⅲ), 142-169pp. 3. 박혜숙, 김금란, 김병선, 서애숙 ; 2003, 위성영상자료를이용한태풍강도지수산출방법및응용사례, 한국기상학회지. 39, 2, 279-289pp. 4. 성지혜, 한상옥, 김현욱 ; 2011, 최근우리나라기상재해피해현황분석. 한국기상학회가을학술대회논문집. 244-245pp. 5. 이미선, 손승희. 김동호, 서애숙 ; 1996, 수증기영상을이용한태풍진로예측. 한국기상학회지 32, 3 485-494. 6. Chan. M.Y., 1978: Satellite potograph as an aid to forecast tropical cyclone recuvature. Royal Observatory. Hong Kong Frecaster' Note NO.4, Oct., 1978. 7. Dvorak V. F., 1975: Tropical Cyclone Intensity analysis and Forecasting from Satellite imagery. Mon. Wea. Rev., 103(5), 420-430. 8. Dvorak, V.F., 1984: Tropical Cyclone Intensity analysis using satellite data. NOAA Technical Report NESDIS, 47pp. 9. Veldon. C.S., W.L. smith and M. Mayfield, 1984: Application of VAS and TOVS to tropical cyclones. Bull. Amer. Meteor. Soc., 65. 1059-1067. 10. Velden, C.S., and T.L. Olander, 2006: The Advanced Dvorak Technique (ADT) - continued development of an objective scheme to estimate tropical cyclone intensity using geostationary infrared satellite imagery. Wea. and Forecasting. 11. Velden, C. S., C. M. Hyden, W. P. Menzell, J. L. Franklin and J. S. Lynch, 1992: The impact of satellite-derived winds on the hurricane track forecasting. Wea. Forecasting, 7, 107-119. 12. JMA. MSC.
10.1 서론 10.2 이론적배경 10.3 해수면온도 10.4 지표면온도 10.5 해빙 / 적설
학습목표 - 구름이없는맑은날에기상위성자료로부터지면정보 ( 지표면온도, 해수면온도, 해빙 / 적설 ) 를산출하는원리와현재의산출수준에대해알아본다. - 기상위성을이용한지면정보산출의한계와이를보완하기위한개선방법에대해알아본다.
10 장지면정보 1 10.1 서론 지구표면 ( 이하지표면 ) 은크게육지, 바다그리고해빙으로구성되며이들의상태에따라기상및기후변화에직 간접적으로영향을주는지면-대기상호작용이변하게된다. 즉, 지표면의상태는온도 ( 지표면온도, 해수면온도 ), 식생유무, 적설유무, 토양수분, 거칠기길이, 염분도등다양한변수들로표현된다. 이중에서지표면온도 (Land Surface Temperature: LST) 는주어진화소를구성하는토양, 식생등의가중평균온도를의미하고해수면온도 (Sea Surface Temperature: SST) 는바다표면상단의온도를의미한다. 지표면온도, 적설, 해수면온도그리고해빙은지표면-대기상호작용에서에너지와수증기의교환을조절하는중요한생물리적 (Bio-physical) 요소중의하나로써주로농업, 수산업, 수치예보와기후모델의입력및검증자료로활용되고있다. 일기예보, 수치모델및기후변화등다양한응용분야에서지표면정보의중요성이부각됨에따라정량적이고정규적인관측의필요성이제기되고있다. 하지만육지는구성요소가다양할뿐만아니라접근이어려운지역이많아서지표면온도와적설등은정규적인관측이거의이루어지지못하고있는실정이다. 또한지구표면의 2/3를차지하는바다에는육지와달리고정관측소를설치운영하기가매우어렵고비용도많이들기때문에해수면온도와해빙의정규적관측도매우제한적이다. 불규칙하게분포한기존의지상관측과달리기상위성은높은공간분해능으로일관성있게주기적으로관측을수행하며, 접근이곤란한지역 ( 예 : 바다, 사막, 및산악지역등 ) 도관측이가능하기때문에극궤도및정지궤도기상위성자료로부터지표면정보를산출하는방법이다양하게시도되고있다. 최근에는공간분해능, 정확도및관측주기면에서기상위성의관측성능이크게향상됨에따라광학및마이크로파센서를탑재한기상위성자료로부터지표면정보를산출하는시도가활발해지고있다. 특히, 천리안위성은극궤도위성의관측에비해매우빈번하게지구를관측하므로구름때문에가려져서볼수없었던지표면상태를보다상세하게파악할수있는기회를제공해준다. 위성으로부터도출된해수면온도의경우정확도가매우높기 (> 0.1K) 때문에이미오래전부터수치및기후모델의경계조건뿐만아니라엘니뇨 / 라니냐 (ENSO) 현상의탐지, 적조, 수산업등많은분야에서현업적으로활용되고있다. 또한기상위성으로부터도출된장기간의적설과해빙자료는지구온난화의증거로활용되고있다.
2 10 장지면정보 10.2 이론적배경 절대온도가 0K 이상인모든물체는플랑크법칙에따라복사에너지를방출한다. 하지만지구상의대부분의물체는방출율이 1인흑체 (Black Body) 또는 1에가까운회색체 (Gray Body) 가아니기때문에파장에따라방출율이각각다르다. 또한지표상에서방출된에너지가대기를통과하는과정에서대기중의온실기체에의한파장별흡수와재방출의영향을받는다. 따라서지표면에서방출된복사에너지를기상위성에서측정하여역플랑크법칙으로온도자료를산출하기위해서는지표면의방출율과대기효과를반드시고려하여야한다. 일반적으로지표면이나해수면온도측정에사용되는기상센서들은대기의영향을최소로받는대기의창에해당되는파장대를이용한다. 위성에탑재된센서에도달하는파장별복사량은지표면복사 ( 경로복사 ( ) 의합으로다음과같이나타낼수가있다. ) 와대기 (10.1) 위식에서 i와 τi 는각각파장역과지표면과센서사이대기의투과율을나타낸다. 또한지표면에서의상향복사량은지표면온도에의한복사량과하 향대기복사 ( ) 중센서방향으로의반사량의합이다. 식 (10.2) 에서흡수 율대신방출율을사용한것은키르히호프의법칙에의해흡수율과방출율이동일한원리를이용한것이다. (10.2) 위두식에서보는바와같이위성센서를이용하여지표면온도를계산하는과정에서대기의영향을보정하기위해서는 1) 대기경로복사 (Lp), 2) 대기경로투과율 (τi), 3) 하향복사량및 4) 지표면의방출율을알아야한다. 단일채널을이용할경우위의네가지를계산하기위한상세대기정보와방출율자료가각화소별로필요한데이는현실적으로거의불가능하다. 이러한문제를해결하기위하여사용되는방법이대기에의한흡수효과가상이한두파장역을이용하는분리대기창방법이다. 분리대기창방법을이용한지표면온도알고리즘은지표면의방출율을알고있다는점과대기의영향 ( 주로수증기흡수효과 ) 은두채널의온도차로보정할수있다는가정을한다. (10.2) 식을 (10.1) 식에대입하고정리하면다음과같이쓸수있다. (10.3)
10 장지면정보 3 10.2 이론적배경 위식에서는하향복사 ( ) 중센서방향하향복사를의미한다. 식 (10.3) 에서보는바와같이위성에서측정된값은각채널별로하나지만미지수 는지표면온도, 방출율및대기연직구조등 3개여서미지수가방정식보다많게된다. 해수면의경우방출율이거의 1에가깝고파장에따라차이도크지않기때문에위식이매우간단하게처리되는반면지면의경우방출율이지면피복에따라상이할뿐만아니라채널 ( 파장 ) 별차이도커서반드시방출율을고려하여야한다. 즉, 기상위성에서측정된복사휘도를이용하여지표면온도를산출하기위해서는온도와습도의대기연직구조자료를알고있거나지표면의방출율을알고있다는가정을하게된다. 즉, 어떤보조자료를알고있거나다른방법을이용한산출이가능한것으로가정하느냐에따라지표면온도를산출하는방법이다르게된다. 최근에는지표면을구성하는다양한물체들에대해특별관측한방출율자료들이축적되고있고수치모델의해상도및예측수준이향상되고있지만일반적으로각화소단위의채널별방출율자료도구하기가쉽지않을뿐만아니라각화소크기의대기연직구조자료도실시간으로구하는것도현실적으로매우어렵다.
4 10 장지면정보 10.3 해수면온도 10.3.1 개요 천리안위성위성의해수면온도알고리즘은기본적으로열적외밴드자료와실제해양관측치에경험적회귀분석을적용하여해수면온도산출식에필요한계수들을생산한다. 여기서구름낀화소의제거는 CMDPS의구름탐지알고리즘의결과를활용한다. 해수면온도는구름에민감하기때문에구름탐지과정에서하층운이나권운등의탐지실패가능성을고려하여해수면온도계산과정에서도비이상적으로저온인값으로평가될때에는자체적으로 flag를주도록하였다. SST 후처리과정에서는계산된해수면온도영상자료들을일정기간동안모아서 1일, 5일, 10일등에대해기간평균된합성장을생산한다. 여기서는해수면온도알고리즘의이론적배경, 산출및검증방법, 그리고산출사례에대해기상청 (2009) 을중심으로소개한다. 10.3.2 알고리즘배경 1970 년대이후로미국의 NESDIS(National Environment Satellite, Data, and Information Service) 에서는전구규모해수면온도 (SST) 를생산하고운영하여왔다. NOAA 7호가발사되기이전까지는해수면온도 (SST) 알고리즘은 11μm휘도온도를기반으로하여생산되었다. NOAA 9호에는분리대기창채널들이있었으나, NOAA 10호의경우에 12μm채널이없어서 11 μm단일채널을사용하여다음과같이대략적으로산출하였다. (10.4) 이후 1981년 NOAA 7호가발사되었는데이위성에는 11, 12, 그리고 3.7 μm채널이탑재되어다중채널을사용한좀더정확한해수면온도알고리즘이개발되기시작하였다. Prabhakara et al.(1974) 이기상위성관측적외영역의자료들을이용해해수면온도를추정할수있는다중채널회귀분석법 (MCSST) 의이론적배경을처음으로제안하였다. 이방법을이용하여 McMillin(1975), McClain(1985) 등이기상위성자료로부터해수면온도를다음과같은알고리즘으로산출하기시작하였다. (10.5)
10 장지면정보 5 10.3 해수면온도 여기서 는분리대기창의두채널을의미하고, 에의해주어지는데 는각채널별수증기흡수계수이다. 그후 Barton(1985) 이기상위성센서에도달한해면복사휘도는대기통과경로에의존한다는사실을지적하면서, 산출식에위성천정각 (SZA: Satellite Zenith Angle) 을도입할것을제안하였고, 이후미국 NOAA/NESDIS는해수면온도산출식에위성천정각 ( ) 을고려하여대기보정을하는다음과같은 MCSST(Multi- Channel SST) 의기본적인골격을갖추게되었다. (10.6) 하지만수증기의영향이선형이아니기때문에 값이일정하지않게되어대기중수증기량이많아질경우 SST의오차가커지게된다. 최근에는이러한수증기의비선형성을고려하는다양한방법들이개발되어활용되고있다 ( 예 : Walton, 1988). NASA/JPL에서는대기중수증기함량의다소에따라서로다른계수들을유도하여쓰는 PFSST(Pathfinder SST) 방법을개발하여활용하고있다. PFSST 알고리즘은 NLSST(Non-Linear SST) 와매우유사하나, 대기의습한정도에따라분리대기창채널의휘도온도차 ( T 11 -T 12 ) 값이 0.7 을기준으로서로다른알고리즘을사용하고있다. (10.7) 이알고리즘에있는각계수들은지속적인해양관측-위성자료 Matchup DB를바탕으로매월다르게사용되고있다. 이렇게유도된계수들이안정적으로활용되기위해서는주어진기간동안상당히많은해양자료가요구된다. 시공간적으로연속적인해수면온도를산출하기위해 1일, 5일, 10 일, 한달평균된해수면온도장을생산한다. 해수면온도합성장을만드는데는여러가지방법을사용할수있으나, 여기서는단순평균과최근가장많이활용되고있는최적내삽법을사용한다.
6 10 장지면정보 10.3 해수면온도 10.3.3 알고리즘개발 현재국가기상위성센터에서운용중인 SST 산출알고리즘은 2011년 4월천리안위성이현업운용되면서축적된천리안위성자료와동일시간 / 위치의 GTS 부이등으로관측한 SST DB 자료로부터도출한것이다. 이때 DB를구축하는과정에서구름으로오염된화소는제외하였다. 해양관측자료는관측자료의시간정보, 위치 ( 위도, 경도 ), 수온과관측깊이에관한정보를포함하고있어야하고, 계산된해수면온도의오차의특성을이해하기위하여대기상태에관한자료를저장해야한다. 부이의종류에따라서대기온도, 해상풍등에관한부가정보들을포함하고있어서산출된해수면온도오차의크기와특성그리고오차에영향을주는여러가지요인들을파악할수있다. 해양관측자료와위성자료간의최대시간차는 30분으로하였으며, 공간차는위성의지상해상도를고려하여 5km로하였다. 이러한조건을만족하는자료들을선별하여메치업 DB를만들었고, 향후실시간으로운용할경우에는일치된자료들이기존의 DB에자동으로추가되도록하였다. 다중채널해수면온도산출식의계수들 ( ) 은해양자료-위성자료간의매치업 DB 자료를이용하여경험적회귀분석을통해얻는다. (10.8) 위식에서 는천리안위성의적외채널 11과 12μm에서의휘도온도 를나타내고 는천리안위성의천정각이다.
10 장지면정보 7 10.3 해수면온도 10.3.4 해수면온도산출현황 실시간으로천리안위성자료가수신되면, 가시영역반사도와적외영역휘도온도를이용하여구름유무를판단한다음, 구름이나다른문제로오염되지않은화소에대하여해수면온도산출식을이용하여해수면온도를계산한다. 해수면온도를계산하면서구름으로오염되어있거나다른원인으로비정상적인해수면온도를보이는화소는 Flag를주어서해수면온도계산단계에서제거하였다. 또한위성자료의시간을고려하여그시점에해당하는기후평균장을구하여기후평균에비해 5 이상차이가나는화소는최종산출결과에서제외되도록하였다. 일반적으로각화소에서태양천정각이주어진값 (<80 ) 보다작을경우에는주간으로, 클경우에는야간으로구분하여주야별계수를활용한다. 해수면온도소프트웨어의입출력파일과수행조건을제어하는파일에서합성하고자하는기간을지정해주면, 해당해수면온도파일들을검색하여합성장을생산한다. 제어파일에서단순평균을할것인지, 3차원최적내삽법을사용할것인지방법을선택하여주면그방법에따라일련의해수면온도영상자료들을추출하여합성장을생산한다. 그림 10.1 은동아시아지역에대한 9월과 12월의 1일합성해수면온도를나타낸것이다. 1일합성임에도불구하고지속적으로발생하는구름에의해해수면온도가산출되지못한지역 ( 검은색 ) 들이저위도와고위도지역을중심으로나타나고있다. 기온과달리해수면온도는공간적으로균일한분포를보이고있으며 9 월에는서태평양지역에약 28-29 의높은해수면온도가광범위하게분포하고있고우리나라주변에는약 23-25 를보이고있다. 계절변화의영향으로 12월에는해수면온도가전체적으로낮아지고있으며특히저위도보다고위도지역에서크게낮아지고있다. 그결과해수면온도의남북경도가크게증가되고있음을볼수가있으며우리나라주변의해수면온도는약 10-12 를보이고있다. 여름과다른점은대마도난륜의영향으로동해안의해수면온도가서해안보다약 2-3 높게나타나는점이다. 해수면온도를계산할때구름이없는화소에서의해수면온도자체의정확도도중요하지만구름으로오염된화소를정확히구별하는기술은향후생산될해수면온도의전체적인정확도를좌우할만큼매우중요하다. 현재 CMDPS에서기후학적평균에비해지나치게높거나낮은화소는제거하고있지만해양현상들이국지적인시 공간규모로발생할수있기때문에기후학적평균을적용함에있어많이제거되거나혹은제거되지않을수도있다.
8 10 장지면정보 10.3 해수면온도 이럴경우는천리안위성이빈번하게각해역을관측하므로현시점에서지난일정기간동안 ( 예, 3-5일 ) 주어진화소에서해수면온도의최대치를기록하고, 그값과현시점의해수면온도와의차이를조사하여, 한계치를설정하여제거한다면구름으로인한해수면온도의저하를어느정도해결할수있을것으로보인다. 특히야간의해수면온도산출의정확도를향상시킬수있으리라판단된다. [ 그림 10.1] 천리안위성로부터도출된해수면온도의공간분포. a) 초기알고리즘, b) 보정된알고리즘, c) 두알고리즘으로도출된해수면온도차 (2011. 9. 1)
10 장지면정보 9 10.4 지표면온도 10.4.1 방출율 주어진온도에서임의의물체를흑체로가정했을때방출되는복사에너지와실제복사된에너지의비로정의되는방출율은이론상으로 0.0~1.0의값을가질수있고, 지면의방출율은대부분 0.8 이상의값을가진다. 해수면과달리지면의방출율은구성물질, 파장, 토양수분, 방향및구성요소의구조의함수이기때문에시 공간적으로변동성이매우크다. 따라서지표면온도산출에필요한수준의방출율측정자료가거의없기때문에다른방법으로각화소및채널별로방출율을산출하여이용한다. 방출율도현장관측이거의불가능하기때문에다양한방법으로산출되고있으나여기서는지면이토양과식생으로만구성되어있다는가정을전제로방출율을계산하는 Valor and Caselles(1996) 의 VCM(Vegetation Cover Method) 방법을이용하여각화소별방출율을산출하였다. 이방법은방출율의시 공간적변동성을공간적으로변동하는지면피복과시간적으로변동하는식생지수를이용하여산출한다. 즉, 각지면피복별로작성된식생과토양에대한방출율조견표와각지면피복에서시간적으로변동하는식생비율자료를이용한다 (Kerr et al., 1992; Gutman and Ignatov, 1998). 이방법은현재미국의 MODIS 그룹이나유럽연합의 (EUMETSAT) LSA/SAF(Land Surface Analysis/Satellite Application Facility) 에서사용하는방법으로다음과같다. (10.9) 위식에서 는각채널별 (IR1, IR2) 방출율이며, 는각채널에서지면피복종류에따른식생 (Vegetation) 과토양 (Ground) 의최대방출율을나타낸다. 각채널별지면피복유형에따른방출율조견표는 EUMETSAT MSG에적용할목적으로 Peres and DaCamara(2005) 에의해작성된것을이용하였다. 이때필요한지면피복유형은 IGBP(International Geosphere Biosphere Programme) 의 17개유형이다. 또한위식에서필요로하는주어진화소에서의식생비율을의미하는 FVC(Fraction of Vegetation Coverage) 는 Kerr et al.(1992) 의방법을이용하였으며다음과같이계산한다. (10.9)
10 10 장지면정보 10.4 지표면온도 위식에서 NDVI는 MODIS 자료에대해최대치합성법을적용하여 8일주기로합성한후식생의시 공간연속성을이용한보정기법으로후처리를하여구축해놓은식생지수를나타낸다. NDVImax와 NDVImin은각각식생이최대로성장하여주어진화소가완전히식생으로채워졌을경우와식생이최소일때토양의식생지수를의미한다. 이방법은적용이용이하며지면피복으로방출율의공간분포를반영하고식생의계절변화를이용하여방출율의시간변동을고려하는장점이있다. 하지만이방법은눈덮임과토양수분의영향을고려하지못하는단점이있다. 방출율의시간변동성을나타내기위해사용되는식생비율은식생지수로부터산출되며, 최근에관측한우수한품질의식생지수자료를필요로한다. 도시개발및확장, 벌목, 화재등다양한원인에의해지면의상태는계속변화하기때문에너무오랜과거의자료는현재의지면상태를제대로대표하지못한다. 따라서기존개발기술을기반으로최근식생지수자료를이용하여새로운식생지수및방출율자료를산출할필요가있다. 식생비율산출알고리즘에필요한식생지수최대및최소값산출을위해준비된식생지수자료에대해계절변동및도수분포도 (Histogram) 분석을수행하여연중식생이최대로성장했을때와식생이완전히쇠퇴한토양의식생지수를파악하였다. 식생비율산출과정에서식생지수가식생지수최대치보다큰경우에는최대치로, 최소치보다작은경우에는최소치로치환하여계산한다. 그림 10.2는 VCM 알고리즘의최종산출물인방출율의공간분포를나타낸것으로방출율은최저 0.94부터최고 0.99 사이의값을갖는다. 전체적으로 IR1(10.8 μm ) 의방출율보다 IR2(12.0 μm ) 의방출율이높은것으로나타나고있으며사막지역과식생지역등지표면유형에따른방출율의공간대비가잘표현되고있다. 그림의밝은부분은방출율이낮은영역으로써나지, 사막, 도시지역등을의미하고, 어두운부분일수록방출율최고치인 0.99에가까운값으로식생의종류에따라차이는있지만식생의분포가조밀하고많이성장할수록큰값을갖는다. 인도네시아등을중심으로적도지역의방출율이높게나타나고있고, 고비사막이나호주중심부의사막지역을중심으로방출율이낮게나타나고있다.
10 장지면정보 11 10.4 지표면온도 [ 그림 10.2] 채널별방출률예. 어두울수록방출률이크다 ( 왼쪽 : IR1, 오른쪽 : IR2). 10.4.2 지표면온도산출기법개발 기상위성자료로부터지표면온도를산출하는경험적회귀식을도출하기위해서는실제관측에의해구축된자료 (Matchup Database) 를사용하여야하는데, 해수면온도와달리지표면온도는지상관측자료 DB가거의없는실정이다. 따라서지표면온도는복사전달모델 (Radiative Transfer Model, 예 : MODTRAN4) 를이용하여모의한유사관측자료와위성측정복사휘도로부터지표면온도산출알고리즘을개발한다. 지표면온도의유사매치업 (Pseudo Match-up) DB를구축하기위하여 MODTRAN4 를이용하였으며이모델은밴드모델모수화로서대기투과율, 복사휘도, 복사수지를계산하는데주로사용되는모델이다. 파수영역은 0~50,000 로가시및근적외, 적외역등이포함된다 (Berk et al., 1999; http://www.vs.afrl.af.mil/). 육지의경우위성에도달하는열적외복사휘도는지표면온도뿐만아니라각채널별방출율, 대기하층에서의역전층 / 초단열감율이포함된대기 ( 주로온도와습도 ) 의연직구조, 위성천정각의영향을받는다.
12 10 장지면정보 10.4 지표면온도 따라서모의지표면온도를산출하기위해서는이러한영향요인들을최대한고려하여야한다. 천리안위성의관측영역에적합한대기중의수증기에의한효과를고려하기위해 MODTRAN4 에실제관측자료인 TIGR(The Thermodynamic Initial Guess Retrieval) DB를입력자료로사용하였다 (http://ara.abct.lmd.polytechnique.fr/). TIGR DB는전지구에대해관측된 2311개의대기프로파일을포함하고있고, 각지점은 40개의기압층에대해온도 (Ta), 기압, 수증기량과오존량이포함되어있다. 2311개의데이터중천리안위성위치를중심으로각지점에서의위성천정각을계산하여위성천정각이 60도이내인 535개의자료만을선별하여입력하였다 ( 그림 10.3). [ 그림 10.3] 천리안위성로부터위성천정각이 60 도이내에위치한 TIGR 지점분포
10 장지면정보 13 10.4 지표면온도 지면의종류및채널에따라서방출율이다르기때문에방출율의효과를고려하기위해각적외채널별로각 11 단계방출율값을사용하였다. 지표면온도는기온 ( 지표면에서 2m 연직에있는온도, Ta) 보다일교차가심하여시간변동성이크기때문에주간의지면가열과야간의역전층등의영향을고려하기위하여각 TIGR 지점에서의기온을기준으로 Ta-6K ~Ta+14K의범위에서 2K 간격으로총 11단계의값을사용하였다. 본연구에서 MODTRAN4 모의시사용한조건 ( 표 10.1) 은대기프로파일 535 개, 대기프로파일별위성천정각 11개, 적외채널별방출율 11개, 지표면온도 11개로, 각채널별로 64,735회의복사전달모의를수행한다. [ 표 10.2] MODTRAN 4 를이용한복사모의에사용되는조건들 영향요소대기연직구조위성천정각방출률 조건 TIGR database : 535 sets. 0 ~ 60 (calculated value of each point) IR1 : 0.9576 ~ 0.9890(intv: 0.00314) IR2 : 0.9663 ~ 0.9908(intv: 0.00245) 지표면온도 T a - 6K ~ T a + 14K (intv: 2K) 위성자료는각채널에서파장별로센서에탐지되는강도가다르게존재하기때문에, 모의자료를위성으로부터관측한온도로변환하기위해천리안위성의 IR1, IR2에해당하는분광반응함수 (Spectral Response Function) 값을적용하였다. 그림 10.4는천리안위성과 MTASAT-1R 의 IR1 과 IR2의분광반응함수를나타낸것으로두위성간에작은차이들이존재함을볼수있다.
14 10 장지면정보 10.4 지표면온도 [ 그림 10.4] 천리안위성과 MTSAT 위성들의적외채널분광반응함수 이렇게산출된모의자료와처음모의시처방하였던지표면온도자료에통계처리도구인 MINITAB을이용하여지표면온도산출알고리즘의회귀계수를산출하였다. 식 (10.10) 은두채널간의수증기흡수차, 위성천정각, 채널별방출율, 하층에서의연직온도구조를모두고려하여천리안위성에적합하게유도된최종지표면온도산출알고리즘이다. 다른분리대기창알고리즘들과다른점은두채널간수증기흡수차의영향이비선형 ( ) 인점을고려한점이다. (10.11)
10 장지면정보 15 10.4 지표면온도 10.4.3 천리안위성자료를이용한 LST 산출및검증 현재국가기상위성센터에서운용중인천리안위성자료처리시스템 (CMDPS) 에서적외 1, 2채널자료로부터도출한지표면온도를그림 10.5 에나타내었으며그림에서흰부분은구름으로오염된지역이다. 2011년 9 월 22일과 10월 7일정오시간사례의한반도지역지표면온도는공간차가매우큰분포를보이고있으며특히서울, 대구등대도시지역과나대지지역에서높은지표면온도를보이고있는반면산악지역에서는낮은지표면온도를보이고있다. 9월사례보다 10월사례에서한반도서부지역의농지등에서지표면온도가상대적으로높게나타난것은가을철추수와관계된것으로보인다. [ 그림 10.5] 천리안위성으로부터산출한한반도지역에서의지표면온도의공간분포예
16 10 장지면정보 10.4 지표면온도 그림 10.6은동아시아지역에대한주간과야간의지표면온도를나타낸것이다. 기온과달리주간지표면온도의공간분포는위도및고도에따라큰차이를보이지않고있다. 이처럼지표면온도가위도및고도의영향을적게받는것은고위도지역의지면상태가저위도지역보다건조한것과관련된것으로보인다. 특히 9월중순임에도고위도에위치한몽고서쪽사막지역에서는주간에지표면온도가 50 이상으로높게나타나고있다. 이것은사막지역의특성인지면이매우건조하여비열이작은것에의한것으로판단된다. 야간에는지표면온도가대부분지역에서낮게나타나고있으며특히주간에지표면온도가높았던지역 ( 예 : 사막지역 ) 에서더욱낮게나타나고있다. 이는앞에서설명한바와같이이들지역에서토양의비열이매우작은것에기인한다.
10 장지면정보 17 10.4 지표면온도 [ 그림 10.6] 천리안위성로부터도출된동아시아지역에서의주간과야간의지면온도의공간분포
18 10 장지면정보 10.5 해빙 / 적설 10.5.1 개요 지표면의 30% 이상을덮고있는적설은기후변화및인간생활에미치는영향이매우크다. 적설이없는지표면은최소 0.05에서 0.4의알베도를보이나, 적설로덮혀있을때순수한눈의경우최대 0.9의높은지표알베도를갖고, 이는지면-대기순환에영향을미친다 (Berry, 1981; Walsh et al., 1985). 또한적설은직접적으로인간생활은물론야생동물의활동에도제약을주는한편, 그자체가중요한수자원으로써농업및자연활동에도움이된다. 눈이많이오면풍년이든다는속담이있듯, 실제로겨울철에내린눈이녹으면서봄철의가뭄을해소시키는역할을한다. 최근들어중국과우리나라에심각한피해를주고있는황사또한겨울철발원지의적설량에의해영향을받는데, 정확한적설탐지자료는황사예보모델의초기자료로써황사의발생시기나발생빈도등을예측하는데중요하다 (Kurosaki et al., 2004). 위성자료를이용한적설탐지는대표적으로극궤도위성인 Terra/MODIS 와 NOAA/AVHRR 등의광학센서를이용하는방법 (Salomonson et al., 2004) 과 DMSP(Defense Meteorological Satellite Program) 위성의 SSM/I(Special Sensor Microwave/Imager) 와같은마이크로파자료를이용하는방법 (Groby, 1988) 이있다. 광학센서를이용하는방법은주간의구름이없을때만적설탐지가가능하다. 반면마이크로파자료를이용한방법은주 / 야간에무관하게사용이가능하며, 구름의영향도받지않는장점이있다. 하지만, 마이크로파는낮은시 / 공간해상도로인해적설역을과소 / 과대탐지할가능성이크다. 이에반해, 높은시 / 공간분해능의영상을얻을수있는정지궤도위성자료는, 광역의지역에걸쳐적설탐지가가능할뿐만아니라, 하루동안의영상을모두합성하여사용함으로써구름에의한영향또한최소화할수있는장점이있다. 본절에서는천리안위성자료를이용한해빙 / 적설탐지알고리즘에대해소개한다.
10 장지면정보 19 10.5 해빙 / 적설 10.5.2 이론적배경 눈 (Snow) 은가시채널영역에서지표면의다른물체들에비해높은반사도를갖는특성이있어구름이나안개가없는청천역에서의적설탐지가용이하다. 그러나구름과안개역시가시채널에서높은반사도를갖기때문에단일채널로는구름 / 안개와눈을구분하기어렵다. 근적외채널의반사도는수적운에서는높고, 빙정운에서는중간인반면눈에서는매우낮은데, 이특성을이용하면눈과구름을쉽게구분할수있다 (Bunting et al., 1982; Carroll, 1990; Klein et al., 1998, Rosenthal and Dozier, 1996). 그림 10.7은지표상에분포하는다양한물체들의파장별반사도를나타낸것이다. 눈의경우가시채널에서는반사도가매우높은반면, 근적외채널에서는상당히낮게나타나고있다. 이러한채널간반사도차를이용하여가시및근적외채널이탑재된극궤도위성인 NOAA/AVHRR, Terra(Aqua)/MODIS 관측자료로부터적설면적을탐지하여왔다. 하지만천리안위성을포함한대부분의정지궤도위성에는근적외채널 (1.6μm) 이포함되어있지않다. Kidder et al.(1984) 은낮동안 3.7μm채널에서적설과하층운의밝기온도가대조를이루는것을보인바있다. 따라서여기서는근적외채널의대안으로 3.7 μm채널을이용한적설탐지알고리즘을개발하였다. 본알고리즘에선, 가시채널 (VIS0.65μm) 과단파적외채널 (SWIR3.7 μm ) 의반사도차를이용하여적설을탐지하고, 적외1채널 (IR10.8μm) 과수증기채널 (WV6.7μm) 의채널차를적용하여구름과지형효과를제거하였다. 여기서태양의고도각에따른반사율차를보정하였으며식생이있는경우적설에의한반사도가영향을받는점을고려하여식생지수자료를이용하여반사율을최종보정하였다 (Mod-sza-ndvi-alb). 단파적외채널의경우야간에는지구의방출에너지만을관측하나주간에는태양에너지의반사성분이포함되는특성을가지고있기때문에, 단파적외채널의반사도비율을계산하기위해지표방출에너지량을대표하는적외 1채널의휘도온도를사용한다. Setvak and Doswell(1991) 은적외채널의복사값이단파적외채널의방출복사값과같다고가정하여단파적외채널의반사성분을계산해내는식을개발하였다. 하지만 Allen et al.(1990) 과 Romanov et al.(2000) 등은단파적외채널에서적외채널을빼는간단한방법을주로사용해왔으며, 본연구에서도이방법을적용하였다. 주간에단파적외채널과열적외채널의차는지표면에서의태양복사에너지의반사도차에비례하게되며눈은반사도가크기때문에다른물체들에비해쉽게구분이된다.
20 10 장지면정보 10.5 해빙 / 적설 [ 그림 10.7] 다양한지표물체들의파장별반사도 ( 막대는 GOES 영상기의채널 1 과 2 를나타냄 )(Romanov et al., 2000) 10.5.3 해빙및적설탐지해빙 / 적설탐지알고리즘은크게각각의위성영상으로부터해빙 / 적설을탐지하는부분과이를일일합성하는부분으로이루어져있다. 적설탐지는 CMDPS의구름탐지결과에서청천인화소에대해서만수행되는데가시채널자료를이용하므로태양천정각이 80 이하인경우에만적설을탐지하였다. 이렇게선택된주간의청천화소에대해태양천정각을이용하여반사도를보정한후, 보정된반사도값으로적설유무를판단한다. 여기서, 태양천정각의보정은태양의고도각에따라반사도값이달라지는것을보정해주기위함이다 (Mod-sza-alb). 다음으로보정된반사도와단파적외와열적외채널차값들을이용하여구름과눈을분류하고, 최종적설역을산출한다 ( 표 10.2). 최종적으로는매시간산출된적설탐지결과들을합성하여일일적설지도를산출한다. 그림 10.7은천리안위성자료로부터탐지한 1일및 8일평균의해빙및적설에대해한반도와동아시아지역에대해나타낸것이다. 2012년 12월은이례적으로한파가자주내습하였을뿐만아니라폭설도자주발생하였다. 12월 10일의경우한반도를비롯하여동아시아지역의북서부지역에적설이광범위하게분포하고있다.
10 장지면정보 21 10.5 해빙 / 적설 이러한적설의분포는 8일합성영상에서도잘나타나고있으며특히러시아지역에도적설이광범위하게분포하고있다. 하지만 1일및 8일영상에서해빙은나타나지않고있다. 한반도영상에서우리나라의경우 12월 25 일내린눈의영향으로주로한반도중부서해안지역과북한의동해안지역에적설이있는것으로탐지되고있다. 또한산둥반도와만주지역에도적설이광범위하게분포하고있다. 특히 8일영상에서는약하게나타났던발해만의해빙이 25일영상에서는해빙의면적이크게확대되고있다. 8일합성영상에서는한반도호남지방, 지리산지역그리고북한의동해난지역에적설이있는것으로탐지되고있다. 특히 25일영상에비해산둥반도, 북한그리고만주지역에는광범위하게적설이존재함을볼수가있다. [ 표 10.2] MODTRAN 4 를이용한복사모의에사용되는조건들 Criteria 적설 해빙 임계값들의기능 mod_sza_alb - 13.5 < 청천의바다에서해빙탐지 mod_sza_ndvi_alb 28 < - 청천의지표면에서적설탐지 SWIR-IR1 2.5-8 0-3.5 구름과적설 / 해빙분류 IR1-WV 15-35 15-35 상층운, 사막지역보정 IR1 < 277 K < 277 K 하층운보정 SST - < 278 K 바다에서구름오염화소보정 해빙은주로고위도에존재하기때문에천리안위성과같은정지궤도위성자료로부터해빙을탐지하는데는많은제약이따른다. 즉, 천리안위성자료로부터해빙표면의온도나반사도를산출할경우위성천정각이 60 이상이기때문에정확도가매우낮은문제가발생한다.
22 10 장지면정보 10.5 해빙 / 적설 [ 그림 10.8] 천리안위성으로부터도출된한반도와동아시아지역에서의해빙및적설사례영상
10 장지면정보 23 요약및개선방향 1. 지표면정보 ( 해수면온도, 지표면온도, 적설 / 해빙...) 는지구복사수지, 물순환, 기후변동, 농업, 수산업, 도시열섬, 수치및기후모델의초기및검증에활용되는지표면의중요한생물리적요소중하나임. 2. 지표면온도, 해수면온도, 적설 / 해빙은그중요성에비해정규적관측에드는비용과현장관측의어려움으로주요활용분야에서요구되는해상도, 주기및정확도를만족시킬수있는현장관측이불가능한요소들임. 3. 현재로서는위성원격탐사자료로부터지표면정보를도출하는것이유일한대안이나광학센서의경우구름이있을경우지표면정보를도출하지못하는문제점을있음. 4. 해수면온도산출알고리즘은일반적으로현장관측자료와동일시각 / 위치의위성자료 DB로부터경험적회귀기법으로도출함. 이때구름제거가매우중요하며대기중수증기와위성천정각의함수로다중채널산출식 (MCSST) 을개발함. 또한최근에는수증기영향의비선형성과 SST의주야변동특성을고려하여 SST의산출수준을높이고있음. 5. 현장관측지표면온도자료가충분하지않기때문에위성에서의지표면온도관측에영향을주는위성천정각, 대기중수증기량, 방출율등을복사전달모델에주어유사관측자료 DB를구축하여지표면온도산출알고리즘을개발함. 6. 위성으로부터지표면온도를산출하기위해다양한변수들을고려해야하며 ( 그림 10.9) 특히, 각채널별방출율자료가필요하나이들자료를실시간으로확보하기가쉽지않기때문에시공간적으로변동성이상대적으로작은지표면의방출율을알고있다는가정을바탕으로지표면온도산출알고리즘을개발함. 7. 방출율은주로주어진화소가식생과토양으로만구성되었다는가정하에지면피복과식생비율을이용하여각화소및채널별로산출함. 8. 해수면온도는주로현장관측자료를이용하여검증을실시하나지표면온도는지상관측자료가충분하지않기때문에주로다른위성자료 ( 예 : MODIS LST) 를이용하여검증함. 9. 천리안위성과같은정지궤도위성으로부터도출한해수면온도는해양을이해하는가장기본적인변수로기후변동의원인이해와폭설예측, 기상예보등에활용될수있으며지표면온도자료는도시열섬의일변동및공간변동연구에활용될수있음. 10. 해빙및적설은기본적으로주간에태양고도각이보정된가시채널반사도자료를이용하여탐지한후단파적외채널과열적외채널차등을이용하여구름과구분함.
24 10 장지면정보 요약및개선방향 11. 분리대기창방법을이용한지표면온도산출에서정확도를향상시키기위해서는구름제거수준향상과함께가강수량영향의비선형성보정이필요함 ( 또한지표면온도의경우각채널별방출율자료 ( 공간해상도, 주기및정확도등 ) 의향상이필요함 ). 12. 궁극적으로현장관측자료를이용한검증을통해지표면정보산출수준을평가할수있도록다양한기상조건에서의검증자료확보가필요함. [ 그림 10.9] 지표면온도산출에영향을미치는변수들
10 장지면정보 25 연습문제 1. 지표면 - 대기상호작용에서정량적인지표면상태정보 ( 해수면온도, 지 표면온도, 적설, 해빙 ) 가필요한이유를설명하시오. 2. 위성에탑재된대기의창의열적외센서자료로부터지표면온도와해수 면온도를산출하는기본원리를설명하시오. 3. 구름탐지과정에서충분히제거되지않은반투과성권운, 조각구름, 하 층운이나안개가지표면정보산출의정확도에미치는영향에대해설 명하시오. 4. 위성으로부터도출된해수면온도를일기예보에활용하는사례를들고 원리를간단히설명하시오. ( 심화 ) 5. 위성으로부터도출된적설자료를일기예보에활용하는사례를들고원 리를간단히설명하시오. ( 심화 )
26 10 장지면정보 참고문헌 1. 국가기상위성센터, 2011: 기상위성영상의이해 (I), 191pp. 2. 국립기상연구소, 2009: 통신해양기상위성기상자료처리시스템개발, 846pp. 3. Allen, R. C., P. A. Durkee, and C. H. Wash, 1990: Snow/cloud discrimination with multispectral satellite measurements. J. Appl. Meteor., 29, 994-1004. 4. Barton, I. J., 1985: Transmission model and ground-truth investigation of satellite-derived sea surface temperatures. J. Clim. Appl. Meteorol., 24, 508-516. 5. Berk, A., G. P. Anderson, P. K. Acharya, J. H. Chetwynd, L. S. Bernstein, E. P. Shettle, M. W. Matthew, and S. M. Adler-Golden, 1999: MODTRAN4 version 2 USER'S MANUAL. 6. Berry, M. O., 1981: Snow and climate. Handbook of Snow. Pergamon Press, 32-59. 7. Bunting, J. T., and R. P. d'entremont, 1982: Improved cloud detection utilizing Defense Meteorological Satellite Program near infrared measurements. AFGL TR 82-0027, 91. 8. Carroll, T. R., Operational airborne and satellite snow cover products of the National Operational Hydrologic Remote Sensing Center, paper presented at 47th Eastern Snow Conference, Bangor, Maine, 7-8 June 1990. 9. Groby, N. C., 1988: Surface identification using satellite microwave radiometers. IEEE Trans. Geosci. Remote Sens., 26, 850-859. 10. Gutman, G., and A. Ignatov, 1998: Derivation of green vegetation fraction from NOAA/AVHRR for use in numerical weather prediction models. Int. J. Remote Sens., 19, 1533-1543. 11. Key, J., D. Santek, C. S. Veldenn, N. Bormann, J.N. Thepaut, L. P. Riishojgaard, Y. Zhu, and W. P. Menzel, 2002: Cloud drift and water vapor winds in the polar regions from MODIS. IEEE Trans. Geosci. Remote. Sens., 41, 482-492. 12. Kidder, S. Q., and H.-T. Wu, 1984: Dramatic Contrast between low cloud and snow cover in daytime 3.7μm imagery. Mon. Wea. Rev., 112, 2345-2346. 13. Klein, A. G., D. K. Hall, and G. Riggs, Improving snow cover mapping in forests through the use of a canopy reflectance model, Hydrol. Processes, 12, 1723-1744, 1998.
10 장지면정보 27 참고문헌 14. Kurosaki, Y. and M. Mikami, 2004: Effect of snow cover on threshold wind velocity of dust outbreak, Geophys. Res. Lett., 31, L03106, doi:10.1029/2003gl018632. 15. McClain, E. P., W. G. Pichel, and C. C. Walton, 1985: Comparative performance of AVHRR-based multichannel sea surface temperature. J. Geophy. Res., 90, 3655-3661. 16. McMillin, L. M., 1975: Estimation of sea surface temperatures from two infrared window measurements with different absorption, J. Geophy. Res., 80, 5113-5117. 17. Peres, L. F., and C. C. DaCamara, 2005: Emissivity maps to retrieve land surface temperature from MSG/SEVIRI. IEEE T. Geosci. Remote, 43(8), 1834-1844. 18. Prabakahara, C., G. Dalu, and V. G. Kunde, 1974: Estimation of sea surface temperature from remote sensing in the 11-13 μm window region, J. Geophy. Res., 79, 5039-5044. 19. Romanov P., G. Gutman, and C. Ivan, 2000: Automated Monitoring of snow cover over North America with Multispectral Satellite Data, J. of Appl. Meteor., 39, 1866-1880. 20. Rosenthal, W., and J. Dozier, Automated mapping of montane snow cover at a subpixel resolution from the Landsat Thematic Mapper, Water Resour. Res., 32, 115-130, 1996. 21. Salomonson, V. V. and I. Appel, 2004: Estimating fractional snow cover from MODIS using the normalized difference snow index, Remote Sens. Environ., 89, 351-360. 22. Stavak, M., and C. A. Doswell, 1991: The AVHRR channel 3 cloud top reflectivity of convective storms. Mon. Wea. Rev., 119, 841-847. 23. Valor, E., and V. Caselles, 1996: Mapping land surface emissivity from NDVI: Application to European, African, and South American areas. Remote Sens. Environ., 57, 164-184. 24. Walsh, J. E., W. H. Jasperson, and B. Ross, 1985: Influences of snow cover and soil moisture on monthly air temperature. Mon. Wea. Rev., 113, 756-768. 25. Walton, C. C., 1988: Nonlinear multichannel algorithms for estimating sea surface temperature with AVHRR satellite data. J. Appl. Meteorol., 27, 115-124.
부록. 연습문제해설 1 1 장연습문제 1. 흑체와휘도온도에대하여설명하시오. 해설 : 흑체란모든파장의복사에너지를흡수하는만큼방출하는이상적인물체로써, 입사하는복사에너지를모두흡수하고전파장에걸쳐최대가능한방출을하는물체이다. 물체의온도가 0 K( 절대 0도 ) 이상이라면, 모든물체는에너지를방출하는데, 방출되는에너지를관측하여온도로환산했을때의온도를휘도온도라고한다. 사실자연에존재하는물체는대부분흑체와거의유사한성질을가지는회색체 (Gray-body) 이기때문에, 100% 방출을하지못한다. 따라서휘도온도는실제온도보다항상낮거나같다 ( 흑체일경우같음 ). 2. 태양과지구의표면온도가각각 6000K, 300K 일때, 태양복사에너지 와지구복사에너지의차이를플랑크방정식 ( 식 1.5) 과빈의변위법칙 ( 식 1.6) 을이용하여설명하시오. 해설 : 태양과지구가흑체라고가정했을때, 플랑크방정식 ( 식 1.5) 를이용하여계산한복사조도각파장별로나타내면본문의그림 1.2 와같다. 이를전파장에대해적분하게되면 ( 그래프내부면적 ) 총방출에너지가되는데, 이는태양이지구에비하여압도적으로크다. 하지만지구상의복사수지균형을나타내는그림 1.12를보았을때, 지구복사의영향력이상당하기때문에비록플랑크함수로계산된에너지규모는작더라도무시할수없다. 빈의변위법칙은최대에너지방출하는파장은물체의온도에반비례한다는법칙인데, 태양의경우가시광영역에서최대에너지를가지며지구의경우적외영역에서최대에너지를방출한다.
2 부록. 연습문제해설 1 장연습문제 3. 대기의창에대하여설명하시오. 해설 : 지구의대기에는다양한성분의기체물질 ( 에어로졸등 ) 이혼합되어있다. 각각의물질은복사에너지에대해선택적흡수를하게되는데, 대기를구성하고있는성분들이흡수하는파장을제외한파장대즉, 흡수가거의일어나지않는파장대를대기의창영역이라고한다. 대기에의한영향을받지않기때문에, 기상위성을이용하여지구를관측할때매우유용하게사용된다. 기상위성에서대표적으로사용되는대기의창영역의파장대는 10.8μm(IR1), 12.0μm(IR2) 가있다. 4. 위성에탑재된열적외센서로측정된자료로부터대기중오존이나수 증기량을추정하고자할때사용가능한파장대를제시하고그원리를 설명하시오. 해설 : 그림 1.3에서보는바와같이열적외채널중에서수증기는주로 5-8 μm 파장대를주로흡수하고오존은 9.6 μm에서최대의흡수를보이고있다. 즉, 이들파장대에서위성에서측정되는에너지의강도는대기중수증기량과오존량에반비례하게될것이다. 즉, 지표면온도와각파장대별방출율을알고있다면대기창채널로측정된온도와수증기 ( 오존 ) 흡수채널간의휘도온도차로부터대기중수증기 ( 오존 ) 량을추정할수있을것이다. 바로이러한성질을이용한것이수증기채널 ( 예 : 6.7μm) 이나오존채널 (9.6μm) 이다.
부록. 연습문제해설 3 2 장연습문제 1. 위성자료의전처리과정에서검정 (Calibration) 의의미와중요성을설 명하시오. 해설 : 우주공간의열악한환경에서지구를관측하는위성탑재센서의성능은시간이지남에따라저하 (Degradation) 될수밖에없다. 또한유사한센서라도위성마다조금씩관측결과가다르기때문에위성탐사자료를정량적으로그리고기후학적으로활용하기위해서는관측자료의표준화 / 일치화가필요하며이러한처리과정을검정이라고한다. 2. 위성자료의전처리과정에서지형보정 (Geometric Correction) 의필요 성과중요성을설명하시오. 해설 : 우주공간에위치한위성에는지구중력장외에도많은힘들 ( 태양풍, 중력장의불균일, 달의인력등 ) 이작용하여위성의자세가항상일정하게유지하기가어렵다. 특히정지궤도위성의경우위성의위치와자세에서아주미세한변화만있어도지구상에서는수십 km의오차가발생할수있다. 위성자료에대한정확한지구상의위치계산이반드시필요하며이를지형보정이라하며위성자료와기존의관측자료와융합활용, 바람장산출, 자료동화, 기후학적활용등을위해서는반드시필요한과정이다. 3. COMS 자료로부터산출되는 16 종의기상요소를제시하시오. 해설 : 2 장목차참조
4 부록. 연습문제해설 2 장연습문제 4. 우리나라가독자적으로천리안위성을확보 - 운영함으로써얻게되는 장점에대해설명하시오. ( 심화 ) 해설 : 1) 위성의현업운용에대한전문적지식을축적 2) 우리나라주변에위험기상발생시상시관측및감시를통한예보수준향상 3) 위성자료활용기술수준향상및응용분야확대 4) 국제사회에기여 5. 현재국가기성위성센터에서현업운용중인천리안위성자료처리시스 템 (CMDPS) 을국내자체기술로개발한의미를설명하시오. ( 심화 ) 해설 : 1) 위성자료처리및활용에필요한기반기술확보 2) 실시간으로 16종의기상요소를산출하고서비스함으로써위성자료사용자의부담경감및정량적활용확대에기여 3) 향후후속위성들의자료처리시스템개발에필요한핵심기술확보
부록. 연습문제해설 5 3 장연습문제 1. 운형판별다이어그램 ( 그림 3.1) 을이용하여주관적분석의한계에대하 여설명하시오. 해설 : 그림 3.1은위성의가시영상과적외영상의조합에의해운형을분류할때이용되는다이어그램이다. 그래프내에서모든운형에대해독립적인영역을가지고있다면두채널영상의자료만으로정확한운형분류를할수있겠지만, 실제운형분류다이어그램을보면각운형마다중복되는부분이상당히많다. 때문에, 가시영상과적외영상두채널의자료만으로운형을정확하게분류하는것은어렵다. 2. 구름에대한주관적분석방법중운형을분류하는방법들을나열하고 설명하시오. 해설 : 1) 가시영상, 적외영상을이용한판별 : 그림 3.1, 표3.1 참조. 2) 형상에의한판별 : 층운형구름은비교적안정된대기상태에서존재하기때문에수평으로넓게분포하는반면, 대류운은수직적으로높게발달되는특징을이용하여분류한다. 3) 구름표면요철에의한판별 : 가시영상은해상도가뛰어나구름표면의요철에의한그림자가입체적인효과를보여주기때문에구름의구조를쉽게알수있다. 요철이심할수록대류운의상부로판단할수있다. 4) 움직임에의한판별 : 상층일수록강한바람이존재하기때문에, 구름의움직임이빠를수록상층운으로판단할수있다. 대류운같은경우운층의평균풍속으로이동하기때문에상층운에비하여이동속도가느리다. 5) 시간변화에의한판별 : 비교적안정적인층에존재하는층운형구름은대류운에비해지속시간이길기때문에이를토대로운형을판별할수있다.
6 부록. 연습문제해설 3 장연습문제 3. 기상위성을이용한구름의객관적분석방법에서구름상을분석하는원 리를설명하시오. 해설 : CMDPS에서는구름상 (Cloud Phase) 을크게 4가지 ( 물방울, 얼음, 혼합, 미확인 ) 로구분한다. 크게 3가지검사를실시하고그원리는다음과같다. 1) IR1 채널 : 그림 3.12를보면 IR1채널이투과하는매질의구성이물방울일때보다얼음입자일때더많이흡수되는것을알수있다. 이두가지차이를이용하여경계값검사를통해구름의상을판별할수있다. 2) BTD(IR1-IR2) : IR1 채널과 IR2 채널이각각얼음입자와물방울에대한흡수도의차이가서로다른것을이용하여두휘도온도의차이로구름의상을판별할수있다. 3) WV(6.7 μm ) : 수증기채널은상층 (300~400mb) 의수증기에서많이흡수되기때문에얼음상탐지에사용된다. 위 3가지검사로도구름의상을탐지할수없을때미확인상으로판별한다. 4. 현업예보서주관적분석과객관적분석이서로차이가발생할수있는 기상현상의예를제시하고해결방법을설명하시오. ( 심화 ) 해설 : 안개와하층운은지표근처에고르게분포하고있고매끄러운상부표면을가지고있다는점에서구별하기어려운기상현상의대표적인예이다. 때문에주관적및객관적분석에서서로다른결과가나올수있다. 이럴경우에는위성영상과더불어지상의관측자료를추가적으로참고하여구분하는것이방법중하나이다.
부록. 연습문제해설 7 3 장연습문제 5. 위성자료로부터운정고도와운정기압을결정하는방법, 이용사례와한 계에대해설명하시오. ( 심화 ) 해설 : 운정온도는단일채널법을이용하여산출하는데, 구름으로부터방출되는 IR1 채널의휘도온도값으로산출한다. 하지만 IR1 채널의복사에너지는대기의영향으로감쇄되며그양은투과경로의길이에비례하기때문에, 이를고려해줘야한다. 투과경로에영향을미치는변수는구름의높이와위성천정각이다. 투과경로의길이는하층운일수록, 위성천정각이클수록길어지며이에비례하여감쇄량이증가하기때문에그만큼더큰값을보정하여정확한운정온도를산출한다. 또한이방법으로산출된운정온도와수치모델및보조자료의대기연직분포와비교및내삽하여운정기압및운정고도를산출할수있다. 또다른방법은반투명구름의운정기압을두개의적외채널 (IR1, WV) 을이용하여산출하는복사비율법이다. 이방법은복사전달모델의모의자료및대기연직분포자료가필요하다. 본문에서언급된식 3.2 를개념적으로해석한다면, 화소내의반투명구름을화소일부를차지하고있는불투명구름으로간주하여계산하는것이다. 위식에서좌변은실제반투명구름을관측한값이므로 1 개의값을가지고, 우변의값은복사전달모델로계산된값이기 때문에운정기압에대한함수이다. 즉, 식을만족하는 값을계산 한후, 이값에대응되는운정기압을복사전달모델로부터계산함으로써해당화소의운정기압을산출하는것이다. 이방법으로산출된운정기압과수치모델및보조자료의대기연직구조를비교및내삽하여대응되는운정고도및운정온도를산출할수있다. 위와같은방법으로산출된운정고도 / 온도 / 기압은초단기예보에활용되며특히 4장에서다루는바람장산출중고도를할당하는과정에서중요한자료로사용된다. 하지만위의두가지방법은산출과정에서발생하는정확도면에서한계를가진다. 단일채널법은 IR1채널을사용하는데, IR1채널의복사에너지는에어로졸에흡수되는특성을가지고있어투과경로상의에어로졸광학두께에따라오차가발생할수있다. 반면복사비율법은잡음에매우민감하고, 수증기채널에서모의된복사휘도는수증기의예측성자체가좋지않아정확도에한계가있다. 게다가이두가지방법은모두수치모델의값을이용하기때문에수치모델자체의정확도에의존하는한계가있다.
8 부록. 연습문제해설 4 장연습문제 1. 기상위성자료로부터바람장을산출하기위해필요한가정은무엇인가? 해설 : 1) 구름및수증기는오직바람에의해서만움직인다. 2) 추적단위 시간동안표적구름및수증기의모양변화가없어야한다. 2. 추적영역이란무엇이며, 추적영역의크기가바람장산출에주는영향 에대해설명하시오. 해설 : 추적영역이란표적과의교차상관계수를구하게되는다음시각영상내의영역을뜻한다. 추적영역의크기가크면강한바람을산출할수있으나, 전혀다른위치에서교차상관계수가높게나타날확률이내재되어있어산출정확도를떨어뜨리고, 계산량이증대되어산출시간이길어지게된다. 반면추적영역의크기가작으면계산량이적어져산출속도는빠를수있지만, 강한바람일경우표적이추적영역을벗어날수있기때문에바람장을정확하게산출할수없다. CMDPS에서는이딜레마를해소하기위해수치모델로부터예측한바람장정보를이용하여추적영역을조정하는동적추적영역방법을사용하고있다.
부록. 연습문제해설 9 4 장연습문제 3. 관측시각에서의영상에서선정된표적을 시각이후영상에서탐 색하는원리에대해설명하시오. 해설 : 일때표적내의정보와 이후추적영역내에서표적영역크기로 존재할수있는모든위치내의정보와의교차상관계수를계산하여, 가장높은교차상관계수를가진위치를이동된표적의위치로인식하는원리이다. 이때수행하는계산횟수는 회만큼계산을실시하게된다 (S : 추적영역의크기, T : 표적영역의크기 ). 예를들어, 좌측그림과같이 이후추적영역의크기가 5x5, 표적영역의크기가 2x2일때의교차상관계수를계산할때, 표적영역의크기와같은흑색, 적색, 청색영역을포함하여추적영역내에존재하는 모든표적영역크기의정보들과 일때의표적영역 내의 정보와의 교차상관계수를계산하며이때총계산횟수는 회이다.