李李李宗宗宗夏夏夏李李李宗宗宗夏夏夏

2 22 0 00 0 00 6 66 년 년 년 8 88 월 월 월

222000000666년년년 888월월월 석석석사사사학학학위위위논논논문문문

석 석 석사 사 사학 학 학위 위 위논 논 논문 문 문

제 제 제주 주 주도 도 도에 에 에서 서 서 대 대 대기 기 기- - -해 해 해양 양 양 상 상 상호 호 호작 작 작용 용 용에 에 에 의 의 의한 한 한 중 중 중규 규 규모 모 모 순 순 순환 환 환장 장 장의 의 의 변 변 변화 화 화

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╷해해해 양 양 양상 상 상호 호 호작 작 작용 용 용에 에 에 의 의 의한 한 한 중 중 중규 규 규모 모 모 순 순 순환 환 환장 장 장의 의 의 변 변 변화 화 화

조 조

조 선 선 선 대 대 대 학 학 학 교 교 교 대 대 대 학 학 학 원 원 원

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대 기기기 과과과 학학학 과과과

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제 제 제주 주 주도 도 도에 에 에서 서 서 대 대 대기 기 기- - -해 해 해양 양 양 상 상 상호 호 호작 작 작용 용 용에 에 에 의 의 의한 한 한 중 중 중규 규 규모 모 모 순 순 순환 환 환장 장 장의 의 의 변 변 변화 화 화

The The The

The Variations Variations Variations of Variations of of of Mesoscale Mesoscale Mesoscale Mesoscale Circulations Circulations Circulations by Circulations by by by the the the the Interaction Interaction Interaction Interaction of

of of

of the the the the Atmosphere Atmosphere Atmosphere and Atmosphere and and and Sea Sea Sea Sea Surface Surface Surface around Surface around around around Jeju Jeju Jeju Jeju Island Island Island Island

2 2

20 0 00 0 06 6 6년 년 년 8 8 8월 월 월 일 일 일

조 조 조 선 선 선 대 대 대 학 학 학 교 교 교 대 대 대 학 학 학 원 원 원

대대대 기기기 과과과 학학학 과과과

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제 제 제주 주 주도 도 도에 에 에서 서 서 대 대 대기 기 기- - -해 해 해양 양 양 상 상 상호 호 호작 작 작용 용 용에 에 에 의 의 의한 한 한 중 중 중규 규 규모 모 모 순 순 순환 환 환장 장 장의 의 의 변 변 변화 화 화

지지지도도도교교교수수수 류류류 찬찬찬 수수수

이이이 논논논문문문을을을 이이이학학학석석석사사사학학학위위위신신신청청청 논논논문문문으으으로로로 제제제출출출함함함...

2 2

20 0 00 0 06 6 6년 년 년 4 4 4월 월 월 일 일 일

조

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대대대 기기기 과과과 학학학 과과과

李 李 李 宗 宗 宗 夏 夏 夏

이 이 이종 종 종하 하 하의 의 의 석 석 석사 사 사학 학 학위 위 위 논 논 논문 문 문을 을 을 인 인 인준 준 준함 함 함

심

심심사사사위위위원원원장장장 조조조선선선대대대학학학교교교 교교교 수수수 김김김 희희희 남남남 인인인 심

심심사사사위위위원원원 조조조선선선대대대학학학교교교 교교교 수수수 류류류 찬찬찬 수수수 인인인 심

심심사사사위위위원원원 기기기 상상상 청청청 공공공학학학박박박사사사 이이이 종종종 호호호 인인인

2 2

20 0 00 0 06 6 6년 년 년 5 5 5월 월 월 일 일 일

조 조 조 선 선 선 대 대 대 학 학 학 교 교 교 대 대 대 학 학 학 원 원 원

목 목 목 목 차차차차

ABSTRACT_{·······················································································································v}

Ⅰ

Ⅰ

Ⅰ

Ⅰ. . . . 서론서론서론서론···1

Ⅱ

Ⅱ

Ⅱ

Ⅱ. . . . 본론본론본론본론···4

A.

A.

A. A. 이론적 이론적 이론적 이론적 배경 배경 배경 배경

B.

B.

B. B. 수치모형 수치모형 수치모형 수치모형

C.

C.

C. C. 제주도의 제주도의 제주도의 제주도의 기상특성 기상특성 기상특성 기상특성

D.

D.

D. D. 실험의 실험의 실험의 실험의 설계 설계 설계 설계

E.

E.

E. E. 마찰에 마찰에 마찰에 마찰에 대한 대한 대한 대한 와열의 와열의 와열의 와열의 변화 변화 변화 변화 분석 분석 분석 분석

F.

F.

F. F. 대기 대기 대기 대기/ / /해양의 / 해양의 해양의 해양의 해수면 해수면 해수면 해수면 상태에 상태에 상태에 상태에 따른 따른 따른 칼만 따른 칼만 칼만 칼만 와열의 와열의 와열의 와열의 변화 변화 변화 변화

1. 1. 1.

1. 유선장 유선장 유선장 유선장 분석 분석 분석 분석

2. 2. 2.

2. 운동량의 운동량의 운동량의 운동량의 분석 분석 분석 분석

3. 3. 3.

3. 연직 연직 연직 연직 온도장 온도장 온도장 온도장 분석 분석 분석 분석

4. 4. 4.

4. 잠재와도의 잠재와도의 잠재와도의 잠재와도의 분석 분석 분석 분석

5. 5. 5.

5. 발산과 발산과 발산과 발산과 수렴의 수렴의 수렴의 수렴의 분석 분석 분석 분석

6. 6. 6.

6. TBB TBB TBB TBB 의 의 의 의 운정고도와 운정고도와 운정고도와 운정고도와 가강수량 가강수량 가강수량 분석 가강수량 분석 분석 분석

Ⅲ

Ⅲ

Ⅲ

Ⅲ. . . . 결론결론결론결론 ···89

참고문헌 참고문헌 참고문헌

참고문헌

List List List

List of of of Tablesof TablesTablesTables

TTTTable 1. The configuration of MM5 ···13 TTTTable 2. ···20 Table 3. Variation of mean wind velocity at a, b, and c for the period

of December 2002 ···25 Table 4. Variation of mean wind velocity at a, b, and c for the period

of January 2003 ···26

List List List

List of of of of FigueresFigueresFigueresFigueres

Fig. 1. The MM5 modeling system flow chart ···7 Fig. 2. Location and topography of jeju island, Korea. ···8 Fig. 3. Wind rose(a) of monthly average for 30 years in Jeju, and Vertical wind

profile(b) observed at Gwangju 00UTC 13 December 2003 ···11 Fig. 4. The model domains and their terrains for this study. Solid line in b) is

cross-section line for vertical analysis ···14 Fig. 5. The land use of Jeju islands. 3 is irrg. crop. past, 6 is crop/wood

mosaic, 8 is shrubland, 14 is evergreen need lf, 15 is mixed forest, 16 is water bodies. Land-use data are provided by Halla Short Range Numerical Weather Prediction System of KMA ···15 Fig. 6. Infrared image detected by GEOS satellite at 12 December 2003 ···17 Fig. 7. Synoptic chart of surface(a), and 500 hPa(b) in 09LST 12 December 2003

···18 Fig. 8. Stream lines distribution at 1km height under different roughness

length after 42 hours integration. Upper, middle, and lower panels are in with 0m, 1m ,and 5m surface roughness length , respectively ··· 19 Fig. 9. Location of analysis and topography of the Hanla mountain in Jeju island

··· 21 Fig. 10. Variation of wind velocity at a, b, c and d of Fig.8 Colors indicates

simulation cases and navy, pink, and yellow line mean wind velocity which were calculated by case LOW, CONT, and HIGH, respectively ···23 Fig. 11. Variation of daily mean wind velocity for the period of December 2002

···24 Fig. 12. The same as in Fig. 9, except for the period of January 2003 ···24 Fig. 13-1. Time series of streamlines at 900 hPa calculated by Case 1 the times

are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST,

g):1800LST, and h):2100LST ···28

Fig. 13-2. Same as in Fig. 12-1 except for Case 2 ···30

Fig. 13-3. Same as in Fig. 12-1 except for Case 3 ···32

Fig. 14-1. Time series of vertical cross section of potential vorticity and wind vector calculated by Case 1 along the A-A' line indicated at Fig. 9. The times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST ···36

Fig. 14-2. Same as in Fig. 13-1 except for Case 2 ···38

Fig. 14-3. Same as ib Fig. 13-1 except for Case 3 ···40

Fig. 15-1. Time series of vertical cross section of potential temperature calculated by Case 1 along the A-A' line indicated at Fig. 9. the times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST ···43

Fig. 15-2. Same as in Fig. 14-1 except for Case 2 ···45

Fig. 15-3. Same as in Fig. 14-1 except for Case 3 ···47

Fig. 16-1. Time series of potential vorticity(PV) at 800 hPa which was calculated by Case 1 : the interval is 5 PV. note: 1PVU= . The times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST ···51

Fig. 16-2. Same as in Fig. 15-1 except for 900 hPa ···53

Fig. 16-3. Same as in Fig.15-1 except for 1000 hPa ···55

Fig. 16-4. Same as in Fig. 15-1 except for Case 2 ···57

Fig. 16-5. Same as in Fig. 15-1 except for Case 2 and 900 hPa ···59

Fig. 16-6. Same as in Fig. 15-1 except for Case 2 and 1000 hPa ···61

Fig. 16-7. Same as in Fig. 15-1 except for Case 3 ···63

Fig. 16-8. Same as in Fig. 15-1 except for Case 3 and 900 hPa ···65

Fig. 16-9. Same as in Fig. 15-1 except for Case 3 and 1000 hPa ···67

Fig. 17-1. Time series of divergence and convergence at 800 hPa which was calculated by Case 1 : (+) divergence, (-) convergence. The times are a):

000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST ···70 Fig. 17-2. Same as in Fig. 16-1 except for 900 hPa ···72 Fig. 17-3. Same as in Fig. 16-1 except for 1000 hPa ···74 Fig. 18-1. Time series of cloud distribution which was calculated by Case 1.

The times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST ···77 Fig. 18-2. Same as in Fig. 17-1 except for Case 2 ···79 Fig. 18-3. Same as in Fig. 17-1 except for Case 3 ···81 Fig. 19-1. Time series of precipitable water which was calculated by Case 1.

The times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST ···83 Fig. 19-2. Same as in Fig. 18-1 except for Case 2 ···85 Fig. 19-3. Same as in Fig. 18-1 except for Case 3 ···87

ABSTRACT

The The The

The Variations Variations Variations of Variations of of Mesoscale of Mesoscale Mesoscale Mesoscale Circulations Circulations Circulations Circulations by by by the by the the the Interaction Interaction Interaction Interaction of

of of

of the the the the Atmosphere Atmosphere Atmosphere Atmosphere and and and Sea and Sea Sea Sea Surface Surface Surface Surface around around around around Jeju Jeju Jeju island Jeju island island island

Lee, Jong-Ha

Advisor : Prof. Ryu, Chan-Su Ph.D Department of Atmospheric Science, Graduate School of Chosun University

Ⅰ

Ⅰ Ⅰ

Ⅰ. . . . 서 서 론 서 서 론 론 론

산을 넘는 기류에 의하여 만들어지는 대기요란현상은 행성규모로부터 아주 작 은 규모의 요란까지 다양하게 나타난다. 이러한 요란의 규모와 형태의 대표적인 인 자로는 장애물의 크기와 모양, 풍속 및 풍속의 연직분포 그리고 대기의 안정도 등 이 있다(Atkinson, 1981). 장애물의 존재는 기압장의 변동을 초래하고 평균장과 요란장을 변형시키며, 수평풍속의 일부를 연직풍속성분으로 전환시킨다. 그러므로 장애물의 후면에서는 다양한 형태의 흐름이 발생한다. 지형효과에 의한 연직적인 열과 운동량 수송을 다루는 산악파와 더불어 수평적인 관점에서 칼만(Karman) 와 열 역시 유체역학적인 관점에서 연구가 이루어져왔다. 산악파와 칼만와열은 대기의 상태 등에 의하여 상호 가역적으로 변환이 가능하다.

Hubert and Krueger(1962)는 와열의 형성 메커니즘에서 낮은 역전층을 수반 한 연직 중력파가 중요한 역할을 한다고 지적했다. Yagi et al.(1987)은 선형해를 이용하여 연구하였고, 칼만와열은 수평적 시어 흐름의 경압불안정의 결과로 형성되 며, shallow-flow 수치모델을 사용하여 풍하측에 칼만와열 생성이 마찰이 없이도 가능하다고 제시했다. Smolarkiewize and Rotuno(1989)는 3차원 비정수모델을 가지고 고립된 산을 넘어가는 성층화된 흐름을 연구했다. 그들은 칼만와열이 지표 마찰 없이도 생길 수 있고 형성 메커니즘이 중력파의 역할과 연관됨을 발견했다.

Smolarkiewize and Rotuno(1989)는 잠재와도(potential vorticity)생성은 와열 의 원인이라기보다는 결과라는 것을 보여주었다. Lee and Kimura(2001)는 지형과 지표면의 형태에 따른 국지순환을 설명하였고, Kang(1997)은 고립된 산의 이상적 인 조건에서의 수치실험을 통하여 마찰이 칼만와열의 형성에 절대적인 요소가 아 님을 설명하였으며, 이순환 등(1999)은 수치적인 연구를 통하여 정역학과 비정역 학적인 과정에서의 와열형성 및 중력파의 차이를 분석하여, 수치실험에서의 재현가 능성을 분석하였다. 류찬수 등(2004)은 복잡한 한반도 남서해안지형의 영향으로 난류가 형성되며, 이러한 난류는 중규모 순환장 생성과 발달에 영향을 미친다고 보 고하였으며, 류찬수와 이순환(2002)은 중규모 대기 해양 결합시스템을 이용하여

지형성 바람과 해상 표층류를 모의하였다. 또한, 이한세 등(2003)은 장애물의 고도 (지름)변화에 대한 민감도 실험과 해수면 온도(Sea Surface Temperature, SST) 변화에 대한 민감도 실험을 한 결과, SST변화에 따른 열적인 외력에 의한 영향력 이 장애물의 간접적인 변화를 가져오는 구조로 발전함을 보였다. SST의 증가는 구 름의 수증기량 및 대류권 하층의 혼합층의 깊이를 증가시켜 대기의 침강역전층의 하부경계를 상승시켜, 간접적으로 칼만와류의 형성에 필요한 장애물을 감소시키는 역할을 하였으며, 이에 따라 풍하측에 형성되는 칼만 와류의 공간규모가 감소됨을 확인하였다.

칼만와열에 의한 구름와열이 관측되는 지역은 전 세계적으로 그리 많지 않다.

그중 가장 대표적인 곳이 우리나라의 제주도이다. 특히 제주도는 세계적으로 칼만 와열행렬(Karman vortex street)의 형성지로 유명하며, 제주도를 대상으로 한 지 형후류에 관한 연구도 많이 이루어졌다(이종웅, 2002; 이순환과 박광순, 2004).

대부분의 연구는 독립지형에 의해서 형성되는 지형강제력에 주안점을 두고 칼 만와열행렬 등을 연구하여 왔다. 그리고 독립지형후면의 흐름은 근본적으로 지형강 제력에 의하여 형성된다고 밝혔다. 그리고 지형에 의하여 형성된 흐름의 시간 및 공간적인 변화를 살펴보는 것도 매우 중요하다. 형성된 흐름의 변질은 대기-지표 면, 대기-해양의 상호작용에 의하여 결정된다. 특히 대기-해양의 상호작용은 대기 시스템에서 매우 중요하게 작용한다.

늦가을부터 초봄에 걸쳐 10 kts (5 m/s) 이상의 북서풍이 불 때 제주도 남해 상에서 칼만와열에 의한 구름이 형성되는 것을 인공위성 관측을 통하여 확인할 수 있다. 이것은 제주도 한라산의 중턱에 해당하는 해발 900 hPa 고도에 형성된 강한 역전층에 원인을 두고 있다. 이에 대한 연구는 2차원적인 칼만와열의 생성과 소멸 과정 중 일부(대칭적 와열와 와열간의 거리)에 한정하여 연구가 이루어졌다.

그러나 시간에 따른 바람장의 변화와 변수 상호간의 연구는 부족한 점이 있었 다. 특히 Deardorff (1978)에 의해서 물리적인 지형의 존재 자체만으로 와열이 형 성될 수 있음을 보였는데, 이러한 연구에서와 같이 칼만와열의 형성에 마찰의 효과 가 절대적이 아니라는 정성적인 효과가 있을 뿐 정량적인 분석은 많지 않다. 그리

고 연직시어는 안정한 대기의 연직방향진동을 유발시킨다. 이러한 연직시어가 칼만 와열과 결합되어지면 복잡한 흐름이 나타날 것으로 예상된다. 그리고 이러한 연직 시어의 경우 실험실에서의 유체 역학적인 실험으로는 재현이 매우 어렵다.

한편, 겨울철 제주도는 풍상측의 열역학적 환경에 절대적으로 지배를 받고 있 기 때문에 칼만와열의 동역학적인 분석 뿐 만아니라 동역학적인 환경과 열역학적 인 환경의 상호 작용에 대하여 비선형적인 영향이 칼만와열의 형태 변화에 중요하 게 작용한다. 그러나 대부분의 칼만와열의 연구는 동역학적인 레이놀즈 유체에 집 중을 하고 있고, 실험실 실험 역시 동역학적인 요인에 의한 칼만와열의 형성에 주 안점을 두고 이루어져 왔다.

본 연구에서는 제주도를 대상으로 3차원 대기역학 모형을 이용한 수치실험을 통하여 지형마찰과 바람의 연직시어 등 칼만와열에 영향을 미치는 동역학적인 요 인에 대하여 정량적으로 분석하고, 열역학적인 요인에 의한 칼만와열의 변화를 규 명하기 위하여 제주도 주변의 해수면온도를 변화시켰을 때 칼만와열의 구조에 어 떤 영향을 미치는 지를 알아보고자 한다. 이를 통하여 단순한 역학적인 칼만와열의 형성 뿐 아니라 대기해양의 상호 열역학적인 작용에 의한 제주도 후면의 칼만와열 의 3차원적인 구조와 진화과정을 정량적으로 규명하고자 하였다.

Ⅱ

Ⅱ

Ⅱ

Ⅱ. . . . 본론 본론 본론 본론

A. A. A.

A. 이론적 이론적 이론적 배경 이론적 배경 배경 배경

강도 k인 선와가 등 간격으로 배열되어 있는 한 와열과, 같은 간격의 강도 -k 의 와열이 서로 엇갈리는 위치에서 평행하게 배열되는 한 쌍의 무한와열을 칼만 vortex(와열)라 한다. 한 와열에서 선과 선 사이의 간격을 a, 와열과 와열 사이의 간격을 2b로 표시하기로 한다. 그리고 상와열 상의 한 선와는 하와열의 서로 인접 하는 두 선와 사이의 중점 바로 위에 위치한다. 칼만 와열은 원통 주위를 점성유체 가 흐를 때 Reynolds수가 100정도에서 원통의 배후에 발생하는 것을 관측할 수 있다. 점성유체가 원통주위를 흐를 때, 원통 후류 양쪽에서 주기적으로 번갈아 가 면서 생성하고 이탈해 나간다.

두 평행한 무한와열의 중앙을 x축, 상와열의 임의와를 지나고 x축에 수직인 선 을 y축으로 택하고, 배열을 시각 t=0에서의 배열이라고 가정한다. 이 순간 상와열 내의 선와들은 점 ma+ib에 그리고 하와열 내의 선와들은 점 (m+1/2)a-ib에 위치 하게 된다. 여기서 m=0, ±1, ±2, …이다.

시각 t=0에서 복소 potential 은

   

 

      

 

   

    (1) 어떤 와열도 자기 스스로 자기 자신의 속도에는 영향을 주지 못하므로 z=a/2-ib에 위치한 하와열의 와의 속도는 다음과 같은 복소속도로부터 계산할 수 있다.

    

  

 

         



 





   

  

 

 (2) 그러므로 하와열의 속도는

  

 

    (3)

과 같이 얻어진다. 이것은 하와열의 선와들은 상와열의 와동 때문에 음의 x방향으 로    만큼 지연된다. 그러므로 주류가 양의 x방향으로 U의 속도 로 흐른다면 하와열의 속도는

  



 (4) 로 흘러내려간다. 상와열의 속도도 같다.

안정성은 임의선와를 약간 교란시켰을 때, 시간과 더불어 그 변위가 증대되지 않고 최초 교란된 변위 그대로를 유지하는가의 여부를 검사하면 얻어진다. 칼만 vortex는 2b/a=0.281일 때만이 안정하다. 이 경우 와열의 속도는(주류에 대한 상 대속도)    이다.

칼만 vortex 모형은 원통후류의 속도를 정확히 예측해주지는 못한다. 실제유동 에 있어서는 점성효과 때문에 와의 강도를 쇠진시켜버린다. 그러므로 원통 근방 영 역을 칼만와열로 정확하게는 모형화 할 수는 없으나, 이 모형을 사용하였을 때 상 당히 접근되는 근사치를 얻을 수 있다. 예를 들면, 실축을(원통 중심을 지나는 선) 따르는 후류의 속력을 얻기 위하여 복소속도를 계산하면

   

  

  

      

  

   

     

     

   

   

  

 

  

   

     

 

  

 (6) 을 얻는다. 속도를 계산하는 과정에서 점 z=0을 택한 것은 실축상의 모든 점의 속 도는 z=0에서의 속도와 같기 때문에(퍼텐셜유동에서) 계산에 편리한 점을 취하였 다.

그러나 실제로 어떤 b/a의 값에 대하여, 와열 중앙선을 따라 평균속도를 계산

하면 -k/a를 얻는다. 후류내의 속도는 일반적으로 작기 때문에

  

 ≅  (7) 이 근사적으로 성립한다. 그러므로 발생와의 강도 k와 주류속도 U 사이의 관계는

 ≅ 

 (8) 이 근사적으로 성립된다.

B.

B. B.

B. 수치모형수치모형수치모형수치모형

본 연구에서는 이론적인 상태에서 대기의 흐름과 실제 대기 상태하의 흐름을 각각 고려함에 따라 독립된 지형이 미치는 중규모 대기흐름에 미치는 영향을 알아 보았다. 그러므로 제어 가능한 이상적인 조건의 실험에 사용한 모형과 현업용으로 실제 기상수치예보에 사용하는 현업모형을 사용하였다.

본 연구에서 사용된 대기역학모형은 SMART(System of Multi-scale Atmos -pheric and Random particle Transport model)와 MM5(Mesoscale Model Fifth)이다. 전자는 이상적인 조건을 잘 구현하므로 이론적인 것을 알고자 할 때 많 이 사용하고 후자는 실제 값을 넣어 정량적으로 분석을 하고자 할 때 많이 사용하 고 있다.

본 연구에 사용한 수치모형인 MM5(Fifth-Generation NCAR/Penn. State Mesoscale Model)는 미국 펜실베니아 주립대와 미국 대기과학연구소(National Center for Atmospheric Research, NCAR)가 공동으로 개발한 모델로서, 1970년 대 초에 개발되었으며 그 이후 개선과정을 거친 3차원 대기역학 모형이다. 시대에 따른 컴퓨터의 성능이 발전하면서 MM5 역시 계속 진보되고 있다. 세계적으로 연 구 및 현업에 많이 이용되는 수치모형의 하나이고 본 모형의 특징은 다중 네스팅 능력, 비정역학, 4차원 동화시스템, 다양한 외부자료 이용, 여러 가지 계산기에의 적용성 및 다양한 물리과정 옵션 등을 들 수 있다. 본 연구에 사용된 모델은 MM5

version 3.5를 기본으로 하고 있으며, Fig. 1과 같이 MM5는 여러 단계의 전처리 과정과 후처리과정을 위한 부속 모듈로 구성 되어 있고, 각각의 모듈을 설명하면 다음과 같다.

MM5는 각각 TERRAIN, REGRID, RAWINS, INTERPE, MM5, NESTDOWN, INTERPB 그리고 GRAPH/RIP의 8개의 독립된 Program의 집합으로 되어있다.

Fig. 1은 각 모듈의 흐름도를 나타낸 것이다.

TERRAIN USGS Terrain and Landuse

MRF/AVN final analysis

LITTLE_R OBSERVATIONS

INTERPF

MM5 REGRID PREGRID

REGRIDDER

Fig. 1. The flow chart of the MM5 modeling system

C.

C. C.

C. 제주도의 제주도의 제주도의 제주도의 기상특성기상특성기상특성기상특성

한반도 남단의 제주도를 수치실험의 대상영역으로 정했다. Fig.2는 제주도의 위치와 지형도를 나타낸 것이다. 제주도는 동경 126°08'∼126°58', 북위 33°06'∼

34°00'에 위치하고, 제주도는 하나의 한라산체로 이루어진 섬으로 평면도상의 모양 은 장축이 단축보다 2.4배나 긴 타원에 가까운 형태이며 장축이 위도에 대하여 북 동방향에서 남서방향으로 약 15도 가량 기울어진 모습으로 일반적으로는 동서방향 으로 보아 동서로 73 ㎞, 남북으로 31 ㎞이며(Fig. 2), 해안선의 길이는 253 ㎞에, 총면적은 1,825 ㎢로 전국토의 1.8％이다. 우리나라에서 가장 큰 섬으로 중심부에 1,950m의 한라산이 원추형으로 위치해 있으며, 한라산을 정점으로 하여 동서사면 은 매우 완만한 경사(3~5°)를 이루고 있으나, 남북사면은 동서보다 급한 경사 (5~10°)를 보이고 있다.

126 127 128 129

Longitude (deg)

34 35 36 37 38

Latitude (deg)

126 127 128 129

Longitude (deg)

34 35 36 37 38

Latitude (deg)

Fig. 2. Location and topography of Jeju island, Korea.

또한 ‘오름’이라 불리는 기생 화산체들이 약 360 여 개 산재하고 있으며 동쪽 사면을 따라 평균 300~700 m 의 비교적 높은 오름이 많다(유종인, 1999). 이러한 지형 특성 때문에 산악은 주간에 해풍과 곡풍을 결합하여 해륙풍 순환을 강화시키 며 상층 되돌이 기류도 강하게 하는 역할을 한다. 또한 산악은 야간에 육풍을 섬 전체에서 나타나게 하는 효과를 주며 섬의 동쪽과 서쪽에서 강한 육풍을 발달시킨 다. 산악에 의해 강화된 수렴은 하층의 저기압성 와동을 변형시킨다. 또한 산악은 되돌이 기류에 의해 생성된 고기압성 와동의 위치를 변화시키고 지속시키는 역할 도 한다(현종훈과 이동규, 1990).

유종인(1999)의 연구결과에 의하면 제주지역의 일강수량이 80 ㎜ 이상인 집중 호우는 계절별로 여름, 봄, 가을, 겨울의 순으로 많이 발생하고 월별로는 8월에 현 저하게 편중되어 있다. 집중호우가 대부분 여름에 발생되는 것에 비하여 150 ㎜ /day 이상은 3~5월과 10~12월에 빈번하였으며, 1996~1997년 10~12월에 5회 발생한 집중호우는 모두 150 ㎜/day 이상이었다.

제주지역은 면적은 작지만 집중호우는 지역적으로 많은 차이를 나타낸다. 이것 은 제주도에 접근하는 저기압의 통과위치에 따라 풍상측이 결정되고 이에 따라 산 악효과에 의한 강수량이 결정되기 때문이다. 지난 5년간(2000~2004) 제주도 부근 을 통과한 저기압은 총 90회로 이중 62 %가 80 ㎜/day 이상의 집중호우가 발생 하였는데 저기압 통과로 풍상층이 되기 쉬운 남‧동부 지역이 북‧서 지역보다 많았 다.

제주지역의 집중호우의 특징은 다음과 같은 3가지로 분류된다(유종인, 1998).

1) 습윤공기 확장이 뚜렷하여 850~700 hPa 층의 빠른 이류가 있고 한라산 정 상을 경계로 역전층이 존재하며, 하층 또는 중층까지의 대기 안정도가 조건부 불안 정하다.

2) 상층과 하층에 서풍과 동풍 또는 북서와 남동풍이 각각 불어서 한라산 정상 을 중심으로 강한 수렴대가 형성된다.

3) 산악효과 및 하층의 강한 바람에 의하여 포화된 불안정한 공기가 빠르게 상 승하여 국지적으로 왕성한 대류가 발생한다. 저기압 접근 시 하층에서 풍향과 풍속

의 강도, 역전층 유무 및 고도에 따라 영향을 받기 때문에 집중호우 구역이 중산간 지역이나 풍상층 지역으로 구별된다.

제주도는 한국 최남단의 해상에 있으며, 연안에 난류가 흐르는 까닭에 기온의 연교차가 작은 전형적인 난대성 해양성 기후를 나타낸다. 그러나 한라산이 중앙에 솟아 있어 남북 간 기후차가 크다.

한라산 정상에는 둘레 약 3㎞, 지름 500 m의 화구호인 백록담이 있으며, 줄기 는 제주도 중앙에서 동서로 뻗는다. 한라산은 주위의 장애물이 없으므로 북서풍이 불 때, 비교적 일정한 층류의 유입이 가능하다. 그러므로 풍하측에 이상적인 칼만 와열이 빈번이 형성된다. 칼만 와류가 나타나는 지역은 세계적으로 그리 많지 않 다. 제주지역의 월평균풍속을 보면, 11월에서 4월까지 강한 북서풍이 지배적이다.

Fig. 3은 제주지방의 4개관서인 제주(북부), 제주고층(서부), 서귀포(남부), 성산 포(동부)의 30년 평년 바람장미와 칼만와열이 발달한 2003년 12월 13일 00UTC 광주지방에서 관측한 고층존데자료의 풍속과 풍향을 나타낸 것이다. 바람장미 자료 를 보면 제주도 전역이 북서 또는 서북서풍이 나타나고 있다. 이것은 시베리아 기 단의 장출에 의하여 한반도 전체가 대륙성 한대 기단의 영향을 받고 있음을 의미 한다. 그리고 광주지방의 고층존데관측에 의한 바람의 연직 분포를 보면, 상층으로 갈수록 강한 바람시어를 나타내고, 전 층에서 강한 북서기류의 영향을 받고 있으 며, 특히 700 hPa까지 강한 북북서풍이 지배적으로 나타난다. 그리고 4 ㎞ 고도까 지 연직방향의 반전에 의하여 강한 한기 이류가 나타나고 있어 시베리아 기단의 강한 장출이 나타나고 있음을 알 수 있다. 이러한 기상환경은 제주도의 지형적인 특성과 결합하여 강한 칼만와열을 형성하게 된다.

Wind direction (deg)

0 100 200 300

H e ig h t (k m )

0 3 6 9 12 15 18 21 24

Wind Speed (Knot)

20 40 60 80 100

Wind Direction Wind Speed

Fig. 3. Wind rose of monthly average for 30 years in Jeju and Vertical wind profile observed at Gwangju 00UTC 13 December 2003.

D.

D. D.

D. 실험의 실험의 실험의 설계실험의 설계설계설계

본 연구에서 연구모형을 이용하여 동역학적인 조건 즉 바람시어와 지형 및 토 지이용에 의한 마찰을 이상적인 값으로 산정하여 이들의 영향을 알아보았다. 제주 도의 지형은 장축이 단축보다 2.4배 긴 타원에 가까운 형태를 나타내고 있다. 그러 므로 완전 이상적인 타원의 형태의 실험과도 유사할 것이다. 그러나 본 실험에서는 실제 제주도의 형태를 그대로 적용하였다. 그리고 동역학적인 요인과 열역학적인 요인의 상호 작용에 의한 칼만와열의 변화를 고찰하기 위하여 정교하게 제작되고 검증된 현업모형을 이용하여 분석하였다. 이때 사용한 열적인 환경 즉 해수면 온도 자료는 USGS(US Geological Survey)에서 제공하는 실제 해수면 자료를 이용하였 으며, 동역학적인 요인으로 작용하는 마찰은 실제 제주도의 토지이용을 측정하여 고려한 제주기상청 한라단시간예보시스템의 자료를 적용하였다. 그리고 이들 자료 에 의하여 나타난 칼만와열의 실제 상황은 위성자료를 통하여 검증하였다. 각종 요 소의 실제 상황을 적용한 수치 실험 대상일은 제주도 후면에 칼만와열이 형성된 2003년 12월 13일로 하였다.

해양의 열수지변화가 실제 와열의 형성에 미치는 영향을 수치실험을 통하여 알 아보았다. 수치예측을 담당하는 모델은 MM5 모형의 병렬버전을 사용하였으며, 제 주지역의 중규모의 국지기상 모의와 전산용량을 고려하여 Table 1과 같이 3영역 으로 구분된 둥지격자체계로 구성하였다. 모형 영역은 Fig. 4와 같은 영역으로 나 누었으며 각 영역의 격자는 27, 9, 3 km로 설정하였다. 제1영역과 제2영역은 거의 비슷한 영역을 나타낸다. 각 영역간 측면 경계자료는 27 km 영역은 RDAPS (Regional Data Analysis and Prediction System) 3시간 간격의 예측자료를, 9, 3 km 영역은 어미영역의 자료만 사용하는 일방 둥지화 기법(one way nesting)을 적용하였다. 여기에서 27 km 영역은 초기추정 및 경계자료로 제공되는 RDAPS의 해상도인 30 km와 중복되지만, 이 연구에서 사용된 MM5의 물리과정과 일치하지 않아 모형 적분시간이 길어지면 발생하는 경계치 문제를 최소화하기 위하여 27 km 영역을 추가로 설정하였다(Dudhia, 1999).

27 km 영역의 격자 간격은 그 간격이 크므로 이 영역에서 적분에 소요되는 시 간은 3 km 영역의 1/9 이하이므로 영역 1의 추가에 따른 연산시간은 문제가 되지 않는다. 그리고 칼만와열 등을 관찰하기 위한 기본 격자크기가 3 km이기 때문에 30km격자의 초기조건에서 급격한 네스팅은 계산을 불안정하게 하는 원인이 된다.

그러므로 이러한 계산 불안정을 해소시키고, 실제상황과 같은 조건을 재현하기위하 여 2영역을 제1영역과 비슷하게 설정하였다.

지형지표 자료는 USGS의 30초 자료를 이용하였다. 토지이용도는 제주기상청 에서 제공하는 한라단시간예보시스템의 자료를 이용하였다.

Fig. 5는 영역 3에서 분석된 지형 및 토지 이용도로 제주도 한라산 고도가 1500 m로 입력되어 실제 한라산의 고도인 1950 m 높이에 상당히 접근해 있다.

또한 제주 지역의 토지이용도는 주로 Cropland/Woodland, Irrigated Cropland &

Pasture, Mixed Forest로 분석되었다.

Table 1. The configuration of MM5.

domain domain domain

domain domain domain domain domain 1111 domain domain 2domain domain 222 domain domain domain domain 3333

grid size 27 km 9 km 3 km

domain size 57 ×51 100 ×100 100 ×121

vertical size 33 layer (model top : 100 hPa)

cumulus scheme Grell none

explicit moisture

scheme Mixed-Phase(Reisner)

planetary boundary

layer MRF

soil model 5 layer soil temperature model radiation interaction cloud and clear air

shallow convection On Off

topo/landuse data global 30second data supported by USGS

initial data Assimilated by LAPS

lateral boundary (RDAPS/30km) mother domain (1 way nesting)

prediction length 48 hour

a)

b)

Fig. 4. The model domains and their terrains for this study.

Fig. 5. The land use of Jeju islands. 3 is irrg. crop. past, 6 is crop/wood mosaic, 8 is shrubland, 14 is evergreen need lf, 15 is mixed forest, 16 is water bodies.

Land-use data are provided by Halla Short Range Numerical Weather Prediction System of KMA.

습윤물리과정은 27 km 영역에서만 10~30 km 격자에 적합한 Grell 적운모수 화 방안과 Mixed-Phase(Reisner) 명시적 습윤물리 과정을 적용하였으며 9 km, 3 km 영역에서는 Mixed-Phase(Reisner)만 적용하였다. 현재 적운모수화 방안은 10~20 km이상 격자에서는 적극적으로 사용하며 3 km 이하 격자에서는 사용하지 않는 것이 일반화되어 있으나 이 사이 구간이 3~10 km 구간에서는 아직 명확한 권고 기준이 제시되고 있지 않다. 현재 MM5는 20~30 km 격자체계에 적합한 적 운 모수화 방안만 지원하고 있어 9 km 영역에서는 적운모수화 방안을 적용하지 않았다. 경계층 물리과정은 MRF(Medium Range Forecast), 지표물리과정은 5층 토양모형을, 복사과정은 구름-복사 상호작용을 적용하였다.

겨울철 따뜻한 바다위에 찬 공기가 존재하는 환경에서 과다한 대류발생으로 강 수가 너무 자주 발생하는 현상을 억제하기 위하여 27 km 영역에서만 비강수 구름 을 모의하는 천층대류를 적용시켰다.

수평 해상도는 3 km인 수치모델을 설정하였다. 이 실험 영역의 경계는 해안에 서 약 50 km 이상 떨어져 있어 전형적인 해륙풍의 수평 거리인 해안에서 해상으 로 10 km와 상당히 떨어져 있어 측면 경계의 영향이 최소가 될 것이다. 연직 격자 는 평균 거리 500 m 간격의 연직으로 stretch된 45개 층의 격자 체계로 설정하였 다. 물리과정은 수증기, 구름, 빗물, 얼음, 눈, 우박 과정을 포함하는 Schultz 방안 만 적용하여 실제 예측모델에서 사용될 수 있는 물리과정을 고려하였다. 측면 경계 조건은 무경도 조건을 주어 측면 경계에서는 아무런 시그널이 들고 나옴이 없도록 하였다. 상하층 경계는 딱딱한 벽 조건을 주었다. 또한 상층 경계에서는 대기 현상 의 이류가 원활하고 중력파가 모델 내부로 반사되는 것을 효과적으로 막기 위해 Rayleigh 감쇄층을 연직 15 km부터 설정하였다. 모델의 지형은 30초 간격의 지형 자료로 산출하였고 평활을 위하여 Barnes 방법을 이용하였다(Fig. 5). 해륙풍 등 지역풍의 영향에 많이 주는 내륙의 토양은 Loan, 식생은 Deciduous로 단일하게 처방하였다. 이 토지 이용도는 GED(Global Ecosystems Database) Version 1.0 에서 주어지는 1도 간격의 토양 종류 자료와 10분 간격의 식생자료를 제주지역에 내삽 할 경우 제주 지역에서의 대표적인 토지 이용도에 해당한다. land-surface 에너지수지와 soil-vegetation 모형을 설정하여 해륙풍의 근원인 지표면 온도를 예 단하였다.

초기자료는 RDAPS의 자료를 사용하였으며, 해양표면의 열적변화에 따른 와열 의 변화를 보기위하여 3가지 수치실험을 실시하였다.

SST로 기후치 자료를 사용한 수치실험을 Case 1, SST를 일정하게 둔 것을 Case 2, Case 1의 경도를 2배한 것을 Case 3으로 설정하였다. 계산적분시간은 48시간으로 하고 두 번째 날 24시간을 분석에 이용하였다.

제주도 후면에 발생하는 와열의 변화를 보기위한 실제 2003년 12월 12일 발 생한 제주도후면의 기류를 대상으로 분석하였다.

Fig. 6은 대상일의 제주도후면에 형성된 칼만와열의 가시사진을 나타낸 것이 다. 제주도 후면에 칼만와열이 잘 형성되고 있으며, 와열의 구름이 일본 큐슈지방 까지 나타나고 있다. 그리고 일본의 남쪽 해양상에 전선성 구름이 길게 나타난다.

Fig. 6. Infrared image detected by GEOS satellite at 12 December 2003.

Fig. 7은 대상일의 지상 및 500 hPa 종관장을 나타낸 것이다. 먼저 지상일기 도를 보면, 고기압이 화북과 화중지방으로 길게 자리하고 있으며, 약한 저기압이 일본 중부지방에 나타나고 있다. 그리고 986 hPa의 상대적으로 강한 저기압이 일 본 남쪽해상에 위치하고 있는 전형적인 서고동저형의 기압패턴을 나타내었다. 이러 한 기압패턴상에서 북서풍이 제주도 지방으로 강하게 유입되고 있으며, 차가운 대 륙성기단에 의하여 해양상에는 많은 L모드(longitudinal mode)의 구름들이 나타난 다. 상층 500 hPa의 종관장을 보면, 동해안에서 강한 기압골이 나타나면서 제주도 상공의 경우 서북서의 기류가 우세하지만 전체적으로 서풍이 강하게 나타나고 있 다. 그러므로 대상일의 연직바람상에서 강한 연직 풍향시어가 나타나고 있으며, 북 서풍의 차가운 대륙성기류가 제주도에 유입되어 칼만 구름의 형성이 용이한 대기 상태를 나타내고 있다.

.

a) b)

Fig. 7. Synoptic chart of surface(a), and 500 hPa(b) in 09LST 12 December 2003.

E.

E. E.

E. 마찰에 마찰에 마찰에 대한 마찰에 대한 대한 와열의 대한 와열의 와열의 와열의 변화 변화 변화 변화 분석 분석 분석 분석

Rusher와 Deardorff는 물리적인 지형의 존재 자체만으로 와열이 형성될 수 있 음을 간단한 2차원 혼합층 모형을 이용하여 설명하였다. 그러나 마찰역시 와열의 형태와 지속시간등과 밀접한 관계를 가지고 있다. 특히 제주도의 한라산과 같은 타 원형의 지형의 경우 마찰에 의한 와의 형태는 달라질 수 있다. 여기에 대한 정량적 인 분석을 위하여 지표의 거칠기 길이를 변화시켜서 각각의 흐름을 분석하였다.

Fig. 8은 지표면의 거칠기 길이가 0, 1, 5m 로 하였을 때, 36시간의 유선장을 나타낸 것이다.

전체적으로 제주도 후면을 제외하고는 거의 차이를 발견할 수가 없다. 즉 마찰 의 영향은 지표면 가까운 부분에서 심하고 섬의 후면으로 갈수로 마찰의 의한 차 이는 감소한다고 볼 수 있다. 그러나 제주도 후면의 경우 큰 차이를 나타내고 있다.

Fig. 8. Stream lines distribution at 1km height under different roughness length after 42 hours integration. Upper, middle, and lower panels are in with 0 m, 1 m, and 5m surface roughness length, respectively.

먼저 마찰이 크면 와의 형태가 뚜렷하다는 것을 볼 수 있다. 이것은 와의 형태 에 마찰이 중요한 역할을 하고 있다는 것을 의미한다. 거칠기 길이를 달리할 경우 의 중심위치를 보면, 거칠기 길이와 비례해서 와류의 중심이 제주도에 근접하고 있 다는 것을 볼 수 있다. 특히 (a)와 (b)를 비교하면, 와류중심위치 차이가 명확히 나 타난다. (b)와 (c) 역시 뚜렷하지는 않으나, 비슷한 경향성을 나타낸다.

2차원 분석에서, 마찰이 없는 경우에도 와류가 형성되는 것을 볼 수 있으나, 마찰은 와류의 형태를 변화시키고, 마찰이 클수록 와류의 중심을 장애물에 근접시 키는 효과가 있다고 결론지을 수 있다.

이것을 좀 더 구체적으로 살펴보기 위하여, 제주도 주위의 4개 지점의 풍속의 시간변화를 살펴보았다. 이를 통하여 마찰이 와열형성과 관련된 바람장에 미치는 효과를 정량적으로 해석할 수 있다.

마찰에 의한 효과를 고려하기 위한 Case의 설계는 Table 2와 같다. Table2 에서 Low는 조도(거칠기)가 0으로 마찰이 없는 경우,Cont는 조도가 1m인 경 우,High는 조도가 5m인 경우이다.

Experiment case Roughness length

(m) Vertical distribution of U

Case Cont 1 const

Case Low 0 const

Case High 5 const

Case Shear 1 variable

Table 2. Design of numerical experiments.

Fig. 9는 제주도내의 4개 지점을 나타낸 것이다. 4개 지점은 제주도내의 좌, 우측과 후면, 그리고 제주도에서 50 km 떨어진 남쪽해상이다.

Fig. 9. Location of analysis and topography of the Hanla mountain in Jeju island.

Fig. 10은 각 지점에서의 일중 풍속변화를 나타낸 것이다. 먼저 제주도의 오른 쪽에 위치한 a)지점을 보면, 전체적으로 풍속이 초기치 10 m/s 보다 강한 것을 볼 수 있다. 이것은 베르누이법칙에 의해 이동거리가 길어짐에 따라 풍속이 증가한 것 이다. 그런데 마찰이 없는 경우 즉 거칠기 길이가 0m 인 경우의 풍속이 거칠기 길 이를 가진 경우보다 풍속이 5 m/s 이상 강한 것을 볼 수 있다. 이는 마찰이 풍속 을 약화시키는 저항으로 작용하기 때문이다. 그리고 거칠기 길이 1m 와 5m의 풍 속차이는 크지 않다. 이것은 거칠기 길이가 일정이상이 되는 경우 마찰력에 별 영 향이 없음을 의미한다. 주간의 경우 각 차이는 크나, 야간에는 세 경우의 차이가 크지 않다.

그리고 제주도 왼쪽에 위치한 b)의 Case Low의 풍속(평균 11.4 m/s)은 a)지 점에서 Case Low 풍속(평균 16.1m/s)에 비하여 1/3정도 작다는 것을 볼 수 있다.

이것은 잠재와도 때문에 발생한다. 잠재와도 보존에 의하여 바람은 제주도의 오른 쪽으로 편향하는 성분을 가지게 되고 이는 a)지점의 풍속을 강화시키는 역할을 한다.

그러나 a)지점에서와 같은 거칠기 길이에 따른 풍속차이는 크지 않다.

제주도의 후면에 위치한 c)의 경우를 보면, 마찰이 없는 경우 풍속은 평균 2 m/s의 풍속을 유지하고 있는데 반해, 마찰이 있는 b)와 c)의 경우는 최대 8.6 m/s 로 매우 강하게 나타나고 있다. 이것은 운동량의 배분의 측면에서 운동량이 큰 경 우, 후면에서는 운동량이 작아지는 반비례 관계가 작용한다고 결론지을 수 있다.

즉 측면에서 빠른 풍속을 가지고 있으면 후류에서 바람이 약해지고, 이것은 장애물 뒤에 형성되는 와류의 발달을 방해하고, 이에 따라 와류의 중심이 장애물에서 멀어 진다. 반면 장애물 측면의 풍속 감소로 인하여, 보존된 운동량이 후면에서 강하게 작용하고, 후면의 강한 바람은 강한 회전과 장애물로 향하는 반류의 성질을 가지므 로, 와류의 발달이 뚜렷하고, 와의 중심이 장애물에 근접한다고 결론지을 수 있다.

제주도에서 멀리 떨어진 d)지점에서는 3가지 경우 모두 다른 지점에서와 같은 큰 차이는 없다. 즉 와류가 장애물에서 멀어짐에 따라 마찰력에 의한 영향에서 벗 어나는 것으로 해석 할 수 있다.

Fig. 10. Variation of wind velocity at a, b, c, and d of Fig. 9 Colors indicates simulation cases and navy, pink, and yellow line mean wind velocity which were calculated by case Low, Cont, and High, respectively.

제주도 a), b), c) 및 d)에 가까운 실제지점의 자동기상관측기기(AWS) 자료 값 을 Table 3, 4와 Fig. 11, 12에 나타내었다.

수치실험의 결과 값과 유사하게 제주도 오른쪽인 ‘구좌’지역이 왼쪽지역인 ‘한 림’지역보다 평균풍속이 더 강하게 나타났다.

Fig. 11. Variation of daily mean wind velocity for the period of December 2002.

Fig. 12. The same as in Fig. 10, except for the period of January 2003.

Day Jeju (m/s)

Hanlim(b) (m/s)

Gujya(a) (m/s)

Segyiupo(c) (m/s)

1 2 3 4 2.8

2 3.1 2.7 2.9 3.4

3 4.2 2.4 5.2 4.4

4 3.4 4.3 5.1 3.2

5 2.1 3.1 3.9 2.2

6 2.8 3.8 5.6 3.9

7 4.6 5.5 6.1 3.5

8 5.1 6.2 7.6 1.6

9 6.9 8.6 11.4 4.2

10 4.6 5.4 7.1 2.5

11 3.5 3.8 3.8 2

12 3 4.9 6.6 2.2

13 3.1 3.5 5.6 1.8

14 2 1.9 2.6 1.9

15 2.1 4.5 3 2.7

16 5.1 6.2 6.4 5.4

17 2.6 2.6 3.6 3

18 1.7 2.2 2.9 1.6

19 3.1 4.4 6 5

20 3.8 6.1 7.4 6.3

21 4.4 5.6 7.9 5.7

22 3.6 4.4 6.7 5.1

23 2.3 2.8 3.5 2.7

24 4.1 4 5.2 2.9

25 7.3 8.4 9.9 5.1

26 5.7 7.4 9.5 4.1

27 3.8 4.7 8.2 2.4

28 4.7 5.1 5.6 3.4

29 3.7 4 5.6 2.6

30 3.1 2.9 4.4 1.7

31 3.7 4.5 5.7 2.5

3.72 4.48 5.77 3.28

Table 3. Variation of mean wind velocity at a, b, and c, for the period of December 2002.

Day Jeju (m/s)

Hanlim(b) (m/s)

Gujya(a) (m/s)

Seogyipo(c) (m/s)

1 5 6.4 8.9 3.3

2 2.1 2.6 3.4 2.5

3 5.9 6.9 6.9 3.9

4 8.3 10.2 10.1 4

5 7.1 9 11.6 3.9

6 3.5 3.7 5.9 2.2

7 3.1 3.7 5.1 2.5

8 2.6 2.8 4.3 2.6

9 2.8 2.6 4.9 2.3

10 3.4 3.5 4.8 2.2

11 4.1 4.9 6.8 3.1

12 3.3 2.5 3.8 2.8

13 4.2 4.3 2.8 3.6

14 5.6 6.9 9 4.4

15 3.1 4.1 5.9 3.5

16 2.3 2.1 2.8 3.1

17 3.9 4.5 2.7 4.1

18 2.5 3.5 4.9 2.3

19 4.9 5.5 6.8 4.2

20 6 7.2 9.1 3.9

21 3.6 3.9 6 2.5

22 2.7 3.6 2.7 2.9

23 5.6 7.1 9.7 3.7

24 4 5.1 6.7 3

25 2.7 2.3 3.1 3.2

26 4.1 4.4 6.5 5.3

27 6.9 8.5 9.6 4.6

28 8.2 9.2 10.1 4.9

29 7.8 9.4 12.1 4.7

30 3.4 3.6 5.7 2.2

31 1.8 3.4 3.7 1.5

4.34 5.08 6.34 3.32

Table 4. Variation of mean wind velocity at a, b, and c for the period of January 2003

F.

F. F.

F. 대기대기대기대기////해양의 해양의 해양의 해수면 해양의 해수면 해수면 상태에 해수면 상태에 상태에 따른 상태에 따른 따른 칼만와열의 따른 칼만와열의 칼만와열의 칼만와열의 변화변화변화변화

대기와 해양의 상호 열 교환이 칼만와열의 형성에 미치는 영향을 보기위하여, 실제 칼만와열이 형성된 2003년 12월 13일을 대상으로 수치실험을 실시하였고, 대기와 해양의 열 교환을 대표하는 해수면 온도가 다른 세가지 경우를 대상으로 수치실험을 수행하였다.

1. 유선장 분석

Fig. 13은 900 hPa에서 제주도 후면에 발생하는 와열을 00LST부터 21LST까 지 3시간 간격으로 나타낸 것이다. 전절의 이상적인 조건에서의 수치실험과 마찬가 지로 세가지 경우 모두 제주도의 우측 풍하측에서 와열이 형성되기 시작하고, 시간 이 지남에 따라 좌우측에서 반복적으로 형성됨을 알 수 있다. 그리고 유선의 밀도 분포역시 좌우측에서 조밀하게 나타나고 있다. 15LST의 제주도 후면의 와의 형태 에서 Case 3의 와의 형태는 Case1, 2 보다 크게 나타나고 있다. 이것은 해상의 해수면온도의 변화가 칼만와열의 강도 변화에 영향을 미치고 있다는 것을 의미한 다. 그리고 Case 3의 와의 형태는 시간이 경과함에 따라 Case1, 2와 비교하여 와 의 간격이 좁아지고 있다. 이것도 대기-해양의 열교환의 결과에 따른 것이라고 볼 수 있다.

(a)(a)

(a)(a) (b)(b)(b)(b)

(c)(c)

(c)(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 13-1. Time series of streamlines at 900 hPa calculated by Case 1 the times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST.

(e) (e)(e)

(e) (f)(f)(f)(f)

(g) (g)(g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 13-1. Continued.

(c)(c) (c)(c) (a) (a)(a)

(a) (b)(b)(b)(b)

(d) (d) (d) (d)

Fig. 13-2. Same as in Fig. 13-1 except for Case 2.

(e) (e)(e)

(e) (f)(f)(f)(f)

(g)(g)

(g)(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 13-2. Continued.

(a)(a)

(a)(a) (b)(b)(b)(b)

(c) (c)(c)

(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 13-3. Same as in Fig. 13-1 except for Case 3.

(g)(g) (g)(g)

(f) (f)(f) (f)

(h)(h)(h) (h) (e)

(e)(e) (e)

Fig. 13-3. Continued.

2. 운동량의 분석

유선의 분포 분석을 통하여 대기-해양의 연직 방향의 열교환은 칼만와열의 강 도변화에 영향을 미치고 있음을 확인하였다. 그리고 칼만와열의 3차원적인 구조를 분석하고, 연직방향의 열수송의 변화가 3차원 운동학적 구조변화에 미치는 영향을 알아보기 위하여, 제주도 중심축 직각단면의 잠재와도를 분석하였다.

Fig. 14는 칼만와열 발생시 제주도 후면의 잠재와도와 바람장의 연직 단면을 00LST부터 21LST까지 24시간동안의 시간 변화를 나타낸 것이다.

먼저 제주도에 의한 바람장의 변화는 뚜렷이 나타나고 있다. 지형강제력에 의 한 바람장의 변화는 700 hPa이상에 까지 영향을 미치고 있으며, 잠재와도 역시 제 주도 상공에서 심한 변동을 나타낸다.

와열의 중심축은 850 hPa 부근에서 나타나고 있으며, 칼만와열이 형성되는 중 심부의 잠재와도가 크게 나타나고 있다. 이것은 칼만 와도의 중심부에서 강한 회전 운동량을 가지고 있다는 것을 의미한다. 칼만와열 연직구조의 시간 변화를 보면, 03LST의 경우 강한 회전역이 산 바로 후면에 나타나고 있으며, 06시에 세력이 약 화되며, 09시에 다시 강한 운동량을 나타낸다. 강한 운동영역은 산 후면에서 하층 으로 전달되고 있으며, 산의 바로 후면에 강한 운동영역이 나타나는데 이것은 산 후면에서 발생하는 후류를 나타낸다. 다시 시간이 지남에 따라 강약을 반복하게 된 다. 이때 제주도 바로 후면 하층의 후류에 의한 운동량의 요란은 상승하여 칼만 세 포로 성장하는 경향을 나타내고 있다. 이는 칼만와열의 형성은 지형이 직접적인 원 인이라는 것을 의미하며, 특히 장애물의 풍하측의 저고도에서 세포가 생성되어 상 층으로 이동하는 형태를 나타냄으로 차후 제주도 극 후면의 연직 반류구조를 분석 할 필요가 있다.

그리고 제주도 바로 후면을 제외하고 칼만와열은 일정고도 이하에서는 나타나 지 않는다. 즉 강한 와도의 형성구역이 일정하다. 이것은 전절의 이상적인 실험에 서 본바와 같이 칼만와열이 지형의 일정반경이상에서 발생하며, 특정 반경보다 크 거나 작을 경우 발생하지 않는다는 것을 의미한다. 그리고 칼만와열의 수평축은 시

간이 지남에 따라 전체적으로 약간 상승하는 경향을 보이고 있다.

각 실험을 비교하면, 전체적인 3차원 구조는 비슷한 경향을 나타내고 있으나 각 칼만와열 세포의 회전 강도를 비교해보면, Case 3에서 다른 두 경우 보다 강하 고 매우 독립적으로 나타난다. 그리고 Case 3의 칼만와열 수평중심축이 다른 두 경우보다 빠르게 상승하고 있다. 그리고 Case 1과 Case 3에서는 산 후면에서는 지표 가까이에까지 와열이 영향을 미치는 반면 Case 2에서는 어느 깊이 이하로는 하강하지 않는다. 이것은 해수면온도의 경도가 칼만와열의 연직구조 변화에 영향을 미치고 있다는 것을 의미한다. 해수온도의 강한 수평경도는 대기와 해양의 강한 열 적교환을 일으키며, 이러한 열교환은 연직방향의 운동량 교환으로 나타난다. 그러 므로 강한 수평경도를 가진 Case 3의 칼만와열이 다른 Case 보다 연직적으로 발 달을 하며, 열과 운동량 변화에 의하여 강한 회전 운동량을 나타내게 된다.

(c)(c) (c)(c)

(b)(b)(b) (a) (b)

(a) (a)(a)

(d) (d)(d) (d)

Fig. 14-1. Time series of vertical cross section of potential vorticity and wind vector calculated by Case 1 along the A-A' line indicated at Fig. 10. The times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST.

(e)(e)

(e)(e) (f)(f)(f)(f)

(g) (g)(g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 14-1. Continued.

(a) (a) (a)

(a) (b)(b)(b)(b)

(c) (c)(c)

(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 14-2. Same as in Fig. 14-1 except for Case 2.

(e)(e)

(e)(e) (f)(f)(f)(f)

(g)(g)(g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 14-2. Continued.

(a)(a)

(a)(a) (b)(b)(b)(b)

(c) (c) (c)

(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 14-3. Same as in Fig. 14-1 except for Case 3.

(e)(e)

(e)(e) (f)(f)(f)(f)

(g) (g)(g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 14-3. Continued.

3. 연직 온도장 분석

Fig. 15는 온위 연직 단면의 시간 변화를 나타낸 것이다. 낮과 밤의 혼합고와 제주도의 풍상측과 풍하측의 온위분포의 차이가 확실히 다르게 나타난다. 혼합고의 높이는 12시에 최대 1.5 km까지 성장하고 야간에 최소를 나타낸다. 그리고 풍상측 과 풍하측의 온위분포를 보면, 제주도의 요란에 의해 제주도를 지나는 기류는 강한 하강을 형성하고 이에 의해 차가운 기류가 제주도 풍하측 하층에 나타나며, 제주도 에서 멀어질수록 혼합에 의하여 전층이 일정하여 진다.

그리고 2 km 이상의 높이에서는 강한 안정층이 나타나고 있다. 이론적으로 2 km 높이의 안정층에 의하여 칼만와열이 포획되어 후면 멀리까지 나타나게 된다.

풍하측에 와열이 생기면서 역전층 등온선이 하강하는 걸 볼 수 있는데 이는 와열 이 수평적인 와도성분 뿐만 아니라 연직방향의 성분도 있음을 알려준다. 따라서 등 온선이 굴곡이 생기는 곳에서 아래쪽으로 오목한 것은 하강기류가 있고 위로 볼록 한 영역은 상승기류가 있는 곳으로 다음 장에서 분석한 수렴과 발산 영역과도 잘 일치한다.

풍하측 혼합고의 높이 변화를 보면 Case 2는 거의 수평으로 높이 변화가 없는 데 비하여, Case 3은 풍하측에서 혼합고의 높이 변화가 급격히 상승한다. 이것은 높은 수온 경도에 의하여 급격하게 혼합고가 발달하고 발달된 혼합고에 의하여 역 전층이 상승했음을 알 수 있다.

(a)(a)

(a)(a) (b)(b)(b)(b)

(c)(c)

(c)(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 15-1. Time series of vertical cross section of potential temperature calculated by Case 1 along the A-A' line indicated at Fig. 10. The times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST.

(e)(e)

(e)(e) (f):(f):(f):(f):

(g) (g)(g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 15-1. Continued.

Fig. 13-2. Same as Fig. 13-1 except for Case 2.

Fig. 15-2. Same as in Fig. 15-1 except for Case 2.

(a) (a)(a)

(a) (b)(b)(b)(b)

(c)(c)

(c)(c) (d)(d)(d)(d)

(e) (e) (e)

(e) (f):(f):(f):(f):

(g) (g) (g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 15-2. Continued.

(a)(a)

(a)(a) (b)(b)(b)(b)

(c)(c)

(c)(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 15-3. Same as in Fig. 15-1 except for Case 3.

(e)(e)

(e)(e) (f):(f):(f):(f):

(g)(g)

(g)(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 15-3. Continued.

4. 잠재와도의 분석

앞서 유선분석과 운동량 분석으로 혼합층의 깊이가 깊어져 와열의 중심이 상층 으로 이동하는 것을 확인할 수 있었다. 그래서 한 고도에서만 비교하면 정확한 비 교가 되지 않을 수 있으므로 칼만와열이 나타나는 800, 900, 1000 hPa에서의 잠 재와도를 보고 입체적으로 분석해 보았다.

색 그래프에서 왼쪽의 보라색에서 흰색까지가 음의와도 즉 고기압성 와도이고 흰색에서 빨간색 쪽으로 갈수록 양의와도 즉 저기압성 와도를 표시하는데 Figure 에서 섬의 왼쪽에 고기압성와도가 형성되고 오른쪽에 저기압성와도가 생김을 확인 할 수 있다. 그리고 풍하측에 형성된 저기압성 와도는 강화되고, 고기압성 와도는 약화되어 비대칭구조를 이루게 된다. 이는 실제대기에서 코리올리 힘의 추가적인 요소가 있기 때문이다.

Fig. 16은 각 경우의 800, 900, 1000 hPa의 잠재와도를 시간별로 나타낸 것 이다. 먼저 높이 따른 잠재와도의 차이는 뚜렷이 나타난다. 해수면 온도분포와 상 관없이 칼만와열을 가장 잘 표현하고 있는 것은 900 hPa의 잠재와도장이다. 900 hPa의 잠재와도장에서는 계산 12시간 후에 전형적인 칼만세포가 제주도 우측에서 형성되기 시작하였으며, 시간이 경과함에 따라 제주도 좌우에서 반복적으로 칼만 세포가 뚜렷이 형성된다. 이에 반해 800 hPa고도의 잠재와도 장의 경우 칼만세포 가 나타나지 않고 직선형태의 저기압성와도와 고기압성과도가 제주도 좌우에서 나 타난다. 그리고 최하층인 1000 hPa의 잠재와도장은 칼만세포의 형태가 나타나고 있으나 900 hPa만큼 뚜렷하지는 않다. 이것은 지형에 의한 수평 와도가 900 hPa 만큼 강하게 생성되지 않음을 의미한다. 그러므로 고도별 특징을 정리하면, 칼만와 열이 형성되는 고도는 900 hPa 고도이며, 칼만와열의 연직 폭은 상하100 hPa 이 내에서 제한적으로 발달한다. 이것은 전절의 잠재와도의 연직분포의 결과와 일치한 다. 그리고 이러한 칼만세포의 형성고도제한은 제주도의 지형과 관련이 있다, 제주 도의 한라산 폭이 너무 크거나 작을 경우 칼만와열의 생성은 제한을 받으며, 일정 수준의 폭에서만 칼만세포가 형성된다.

각 경우를 비교하면, 고도별 형성에는 약간의 차이가 발생할 수 있다. 고도별로 보았을 때 Case 1의 경우는 800 hPa에서는 와열이 잘 보이지 않는다. 주로 900 hPa에서 잘생기고 1000 hPa까지 와열이 발견된다. 하지만 Case 2의 경우는 800 hPa에도 1000 hPa에도 와열은 발견되지 않는다. Case 3의 경우는 Case 1처럼 초기에는 1000 hPa에서도 와열이 발견되다가 점점 사라지게 된다. 0900UTC이후 800 hPa에서 약한 와열이 발견되는 것으로 보아 칼만와열은 상층으로 약간 상승 했음을 확인할 수 있다. 이것은 전체적인 열수지가 와열의 고도변화에 영향을 미치 고 있음을 의미한다.

(a) (a) (a)

(a) (b)(b)(b)(b)

(c)(c)(c)

(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 16-1. Time series of potential vorticity(PV) at 800 hPa which was calculated by Case 1 : the interval is 5 PV. note: 1PVU= . The times are a):000LST, b):0300LST, c):0600LST, d):0900LST, e):1200LST, f):1500LST, g):1800LST, and h):2100LST.

(e) (e) (e)

(e) (f):(f):(f):(f):

(g) (g) (g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 16-1. Continued.

(a) (a) (a)

(a) (b)(b)(b)(b)

(c) (c) (c)

(c) (d)(d)(d)(d)

Fig. 16-2. Same as in Fig. 16-1 except for 900 hPa.

(e)(e)

(e)(e) (f):(f):(f):(f):

(g) (g)(g)

(g) (h)(h)(h)(h)

Fig. 16-2. Continued..