한국기상학회지 38, 5, 2002, p. 395-408

Corresponding Author: Kyung-Ja Ha, Dept. of Atmospheric Sciences, Pusan National University, Busan 609-735, KoreaPhone : +82-51-510-2177, Fax : +82-51-515-1689E-mail : kjha@pusan.ac.kr

해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

하경자1․신선희2․김재환1

1부산 학교 기과학과․2기상연구소 보연구실(2001년 7월 19일 수; 2002년 6월 28일 승인)

Interaction between the mean flow and turbulence

in a coastal area

Kyung-Ja Ha1, Sun-Hee Shin

2 and Jae-Hwan Kim

1

1Dept. of Atmospheric Sciences, Pusan National University, Pusan 609-735, Korea 2Meteorological Research Institute, Korea Meteorological Administration

(Manuscript received 19 July 2001; accepted 28 June 2002)

Abstract

This study investigates the interaction between the mean flow and turbulence simulated by three models of the Smagorinsky first-order closure scheme (K-model), the 1.5-order turbulent kinetic energy closure scheme (TKE-model) and the non-local and z-less turbulent mixing scheme (CAPS model) in a coastal area under well-organized mean flow. Three simulations for the cases of the off-shore, on-shore and zero mean winds are performed in the coastal area with warm land and cold water. In the case of the off-shore flow (Vg=5 ms-1), the flow first enters a very stable stage with partially decoupling from the surface. Flux divergence in the convective boundary layer over the land causes to deccelerate the low-level mean flow over land, whereas the shear-generated turbulence in the internal boundary layer causes a flow acceleration over the sea. In the case of the onshore wind (Vg=-5 ms-1), the wind field is quasi-horizontal over the ocean with either stable or near-neutral temperature profiles, while a thermal boundary layer grows over the land. Turbulence over the land is gradually eroded by the cold flow from the sea. In comparisons of three models, K-model produces a very shallow turbulent layer over the land and can not simulate a shear-generated turbulent layer over the ocean. However, the TKE-model and the CAPS-model simulate quite well the organized turbulence in the lower level over the ocean in a good agreement with the observation of SHOWEX (Shoaling Waves Experiment).

Key words: CAPS model, K-theory, TKE model in turbulence, z-less turbulence mixing

1. 서 론

수평 인 거칠기 길이, 온도, 습도 등과 같은

지표 상태의 물리 성질이 균질한 경우에는, 난

류는 고도에 따라 일정한 값을 가질 것이다(이

희 와 박순웅, 1997; Vicker et al., 2001). 이러한

흐름을 평형상태의 흐름이라고 가정할 수 있다.

그러나 실제 으로 지형은 균질하지 않으며, 지표

면의 물리 성질 한 균질하지 않다. 이러한 지

표면의 비균질성으로 인하여 기 경계층의 하부

에는 기류의 변화가 일어나게 되고, 성질이 다른

표면 로 공기가 이류되어 기존의 경계층 내에

이류로 인한 다른 경계층인 내부경계층이 형

성된다(Garratt, 1990). 여기서 평형상태는 깨어져

비평형 상태의 흐름이 형성되며, 평균 바람에 의

한 이류와 연직 럭스의 발산은 매우 요한 역

할을 하게 된다(Vicker et al., 2001). 특히, 이러한

상은 거칠기와 열 그리고 수분 럭스의 큰 변

화가 존재하는 륙과 해양의 경계면에서 쉽게

발견할 수 있다.

륙과 해양의 경계에서는 지표와 기의 상호

작용에 있어 특별한 의미를 가진다(Rogers et al.,

1995; Vicker et al., 2001). 지표로부터의 운동량

396 해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

과 열 럭스에 있어 매우 뚜렷한 차이를 보이는

경계에 놓여 있으므로 규모 운동의 평균류에

따라 매우 민감할 수 있다. 지표 거칠기, 지표

부근의 연직 쉬어, 그리고 기의 불안정 등에 의

해 발생하는 난류의 존재는 기 경계층의 에

지 수송에 직 인 향을 미친다. 즉, 기에서

수평 방향 운동량의 연직 수송 열과 수증기의

연직 수송은 난류 확산의 향을 크게 받는다. 따

라서 해안 지역에서의 경계층 내 유동장의 수치

모의에서 난류 확산에 한 올바른 이해가 매우

요하다.

평형 상태의 균질한 지표에서는 모닝 오 코

상사 이론과 벌크 럭스 방법이 지표 럭스 계

산에 리 사용되어 왔다(Edson and Fairall, 1998;

Fairall et al., 1996; Yelland et al., 1996; Hogstrom,

1996). 그러나 해안지역에서는 풍상측의 비평형성

때문에 이러한 상사이론은 잘 맞지 않게 된다

(Smedman et al., 1995, Mahrt et al., 2001). 이러한

사실은 측에 의하여 인지되어 왔는데, Garratt

(1987)와 Vicker et al.(2001) 그리고 Mahrt et al.

(2001)은 해안 지역에서 난류가 평균류에 의한 이

류 효과와 내부 경계층의 발달, 그리고 해양에서의

낮은 난류 강도와 난류의 간헐성으로 인해 매우

복잡한 구조를 가짐을 보 다. 특히, 평균류의 방

향에 따라 내부 경계층의 형성은 매우 상이하게

나타나며 난류의 구조 한 다르게 된다. 최근 들

어, 이러한 복잡한 난류 구조를 이해하기 한

측이 이루어져 왔다(Shoaling Waves Experiment

(SHOWEX); RisØ Air-Sea Experiment(RASEX);

Kwinanan Coastal Fumigation Study(KCFS)). 그

러나 수치 시뮬 이션에서, 이러한 복잡한 난류

구조는 정확하게 모수화 되지 못하고 있는 실정

이다. 본 연구에서는 경계층 난류 혼합 방법들에

의한 평균류와 난류의 상호작용의 모사 결과를

비교하고 평균류와 난류의 상호 작용을 이해하고

자 한다. 기본 으로 기존의 난류 모수화 방법인

난류 운동 에 지 수지 방정식과 상사이론에 기

하여 난류 운동 에 지 수지 방정식, K-이론

모형을 비교할 것이다. 한, 류 불안정층에서

는 비국지 난류(Holtslag and Boville, 1993; Ek

and Mahrt, 1991)를 사용하고, 안정층에서는 바

람 쉬어에 의한 지표와 비 합된 상층 난류 혼합

(Ha and Marhrt, 2001)을 도입한 난류 모수화

방법을 사용하여 해안 지역에서의 복잡한 난류

구조를 모사 할 수 있는지를 비교해 보고, 보다

개선된 방법을 모색하고자 한다.

2. 수치 모형 모수화

2.1 수치 모형

본 연구에서는 ARPS(Advanced Regional Pre-

diction System, Xue at al., 1995) 모형을 사용하

다. 이는 3차원 비정역학 압축성 기 모형으로

수 m에서 수백 km 규모 상을 수치 모사하기

에 합하다. ARPS의 지배 방정식은 운동량, 열,

기압, water substance, 아격자 규모 난류 운동에

지(TKE)에 한 단 방정식들과 습윤 공기에

한 상태 방정식으로 이루어져있다. 이 방정식들

은 지형에 따른 좌표면을 가진 곡률 좌표계

(ξ,η,ζ(x,y,z) )에서 완 한 보존 형태로 표 된

다.

2.2 경계층 난류 모수화

아격자 규모 난류를 모수화하기 한 기존의 방

법으로 ARPS에서의 Smagorinsky 일차 종결과

1.5-차 난류 운동 에 지 종결을 사용하 다.

하나의 모형으로 1차원 컬럼 모형인 기 경계층-

식생-토양 합(CAPS(Ek and Mahrt, 1991; Ha

and Mahrt, 2001)) 모형의 비국지(non-local) 난

류 모수화를 사용하 다. 그리고 안정층에서의 상

층 난류 향을 고도의 함수가 아닌 local z-less

의 개념(Ha and Mahrt, 2001)으로 본 CAPS 모

형의 개선된 난류 모수화 방법을 사용하 다.

ARPS 모형내에서 난류 혼합항 ( D i)은 이놀

즈 응력 ( τ ij), 즉 난류 럭스의 경도로써 표

된다.

D i=

∂( τ ij- 13δijτkk )

∂ x j (1)

이러한 이놀즈 응력 ( τ ij)은 측정가능한 양

인, 난류 확산 계수 ( K m, K h )와 발산항 ( Div ),

한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자․신선희․김재환 397

그리고 변형 텐서 ( D ij)로 주어지며, 발산항

( Div )은 매우 작은 양이므로 무시 하 다. 따라

서 응력 ( τ ij )은 아래와 같이 표 된다.

÷ (2)

한, 온 의 아격자 혼합도 와 같은 방법으로

모수화 된다.

D θs

(3)

교환 계수는 열, 습기, 물에 하여, 모두 K h와

같은 것으로 가정하 다. K h는 K m/Pr로 두었

으며, 여기서 Pr은 난류 랜틀 수이다.

2.2.1. Smagorinsky first-order 종결 방법

난류 종결 방법의 핵심은 교환 계수의 결정에

있다. Smagorinsky scheme (Smagorinsky, 1963;

Lilly, 1962)에서 K m은 다음과 같이 변형항의 크

기 ( |Def|)와 정 안정도, Brunt-Väisälä frequncy

(N 2 )의 함수로써 정의된다.

K m=(kΔ) 2[ max ( |Def|

2-N

2/Pr,0)]

1/2 (4)

여기서, k는 경험 상수로써 0.21(Deardorff, 1972)

로 두었으며, Δ는 격자 규모의 크기이고 등방성

난류 [Δ=(ΔxΔyΔz) 1/3]로 가정하 다.

2.2.2 1.5-order 난류 운동 에 지(TKE) 종결 방법

이 방법에서 난류 혼합 계수는 난류 운동 에

지 E(≡( u '2+ v '2+ w '2 )/2)와 난류 길이 규

모, l의 함수로 결정된다.

K m=0.1E 1/2 l (5)

난류 운동 에 지( E )의 단 방정식은 다음과

같이 난류 운동 에 지의 이류항, 변환항, 쉬어

생성항, 소멸항 그리고 확산항으로 구성되며, 확

산항은 난류 럭스 성분으로 주어진다.

∂E∂t

=-( u i ∂E∂ x i )+C+( K m |Def| 2-

23EDiv)

-c εlE

2/3+2[

∂ H i

∂ x i ] (6)

Hi= ρKm∂E∂x i

(7)

여기서, c ε는 최하층에서 3.9, 그 외 0.93의 값을

가지는 상수이다. 혼합 길이는 지표 상태에 따라

다음과 같이 주어진다.

l = Δs, Δs=(ΔxΔyΔz) 1/3

( 립 는 불안정) (8)

= min(Δs, l s) , l s=0.76E1/2 |

g

θ

∂θ

∂z |- 1/2

(안정) (9)

이때, 난류 랜틀 수 ( Pr= K m/ K h)는 Pr=

K m

K h=

1

1+2 lΔz

이다.

2.2.3 비국지 K 난류 방법

CAPS의 비국지 난류 방법(Ek and Mahrt, 1991;

Holtlag and Boville, 1993)과 Ha and Mahrt(2001)

에서 제시한 안정층에서의 비국지 난류 혼합 방

법을 기 경계층 모수화로 ARPS에 합하여 사

용하 다.

기의 안정도에 따라 에디 확산 계수의 결정

은 달라지게 되는데 불안정할 경우 지표 럭스

에 의해 발생한 운동량 에디 확산 계수 ( K m)는

다음과 같이 z/h의 함수로 결정이 된다. 여기서

z는 지표로부터의 거리이며 h는 경계층 높이이

다.

Km=wshkzh (1- z

h )p

(10)

→

′′

(11)

여기서, w s

는 경계층의 속도 규모이고(Ek and

398 해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

Mahrt, 1991) p와 k는 상수로 각각 2.0과 4.0으로

가정하 다. θsv는 지표에서의 가온 를 나타낸다.

안정할 경우에는 상층 난류의 향을 local z-

less 방법을 사용하여 나타낸 개선된 모수화 식에

의해 혼합길이의 항으로 결정되게 된다.

Kh= l h2 | dVdz | (12)

Km=KhPr (13)

여기서, 열 난류 혼합 길이( lh)와 란틀 수

( Pr)는 리처드슨 수( Ri )에 따라 변하는 것으로 가

정하 다. 이 가정은 측을 토 로 추정한 것이며

혼합 길이와 란틀 수(Ha and Mahrt, 2001)는 다

음과 같다.

l h= l 0,h [ exp(c1Ri)+ c2Ri+c3 ] (14)

(15)

여기서, l 0,h는 근 혼합 길이로 15 m로 두

었으며, c1, c2, c3는 각각 -8.5, 0.15, 3.0으로 상

수로 두었는데 이 값들은 SESAME와 CABLE 측

자료로부터 경험 으로 얻어진 것이다(Kim and

Mahrt, 1992).

Ha and Mahrt(2001)는 혼합 길이를 이와 같이

고도에 무 한 국지 안정도의 함수 (Ri)에 의해

결정하 는데 이를 'z-less' 혼합 길이라 하 다.

이 혼합 길이로 구한 식 (12)와 (13)의 값은 고도

에 무 한 국지 ‘z-less’ 난류의 하나의 측정치

가 된다. 한, 식 (14)에서 혼합 길이의 값은,

립일 때 ( Ri=0) 근 혼합 길이( l 0,h)보다 조

큰 값에서 시작해서 안정할 때, 즉 리처드슨 수가

양수일 때 아주 작은 값으로 어들게 된다.

3. 실험 설계 기 조건

3.1 실험 설계

모형은 2차원 수치실험으로 구성하 다. 모형

역은 수평 격자 △x=2 km의 간격으로 해양과

육지에 하여 각각 70개의 격자로 구성하 다.

연직으로는 33개의 격자를 두었으며 지표 경계층

구조를 자세히 나타내기 해 하층 200 m까지

격자 간격을 50 m로 조 하게 두고, 그 상단은

f= z3 함수에 따라 연직으로 갈수록 격자 간격

이 커지도록 하 다. 한 지 의 고층 사운딩 자료

를 사용하여 연직 방향으로 내삽하 고, 모형의

수평 역에 해서도 열역학 변수와 운동량 변수

가 수평으로 균질하게 입력하 다. 수치 실험 결과

의 비교를 해, Shoaling Waves Experiment

(SHOWEX) 동안 해안 지역에서의 평균류와 난류

측이 이루어진 지역인 Duck의 치 36.18。N,

75.75。W을 모델의 심으로 두었고, 지형은 평

평하다고 가정하 다(Sun et al., 2001).

측면 경계 조건으로 Klemp-Lilly and Durran

의 복사 경계조건을 사용하여 내부 력 가 모

델 역 밖으로 자유롭게 빠져나가게 하 으며

상단 경계에는 두꺼운 벽을 두었고 력 가 모

델 내부로 반사하는 것을 효과 으로 막기 하

여 12 km 고도에 Rayleigh 감쇄층을 두었다.

3.2 기 조건

분 시간 간격은 6 로, 분 기 시간을 0600

LST로 하여 24시간 분하 다. 기 지표면 온

는 해양과 육지 각각 286.7 K와 288.7 K로 두

어 해양을 2 K 낮게 가정하 다. 지표 특성 자료

로 육지의 식생을 상록수림으로 두었으며, 운동량

에 한 거칠기 길이는 해양과 육지 각각

0.01 m , 1 m 로 기 입력 매개 변수를 사용하

여 수평 으로 균질하게 기화하 다(Fig. 1).

기 바람은 높이에 독립 인 지균풍을 가정하고

offshore wind의 경우, 지균 풍속 5 m s -1

그리고 onshore wind의 경우에 하여 V g=

로 가정하여 평균류에 따른 난류의 구

조와 그 향을 살펴보고자 하 다. 본 연구에서

사용된 기 온도 습도 사운딩 자료는 1986년

6월 16일 아침 6시 자료(Ha and Mahrt, 2001)를

사용하 는데, 이는 층 500 m 에서 매우 안정

한 상태를 보여 다(Fig. 2).

한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자․신선희․김재환 399

Fig. 1. A schematic diagram showing the simulation domain, the surface characteristics and the mean wind condition.

Fig. 2. Horizontally homogeneous temperature (dotted) and mixing ratio (dashed) profiles for an initial condition.

Eddy diffisivity ( K m)

K-model K m=(kΔ) 2[ max ( |Def| 2-N 2/Pr,0)]1/2

TKE-model K m=0.1E 1/2 l, E(≡( u '2+ v '2+ w '2 )/2)

CAPS-model K h= l h2 |d V h

dz |, K m= K h P r

Table 1. Eddy diffisivity formulation of three models used in this study

4. 수치 실험

Offshore flow의 평균 바람과 Onshore flow의

평균 바람으로 나 어 앞에서 언 한 3가지 난류

모수화 방법, 즉 Smagorinsky first-order closure

(이하 K-모형), 1.5-order turbulent kinetic energy

closure scheme(이하 TKE-모형), Non - local K 난

류 방법(이하 CAPS-모형)을 이용하여 각각의 평

균류 방향에 한 수치 실험 결과를 비교해 보았

다. 그리고 기 평균류를 V g= 0 m s-1로 두어

두 평균류의 차이를 통한 이류 효과를 살펴보았

다. 세 모수화 방법에 사용된 각 라메터는

Table 1에 나타내었다.

5. 결과 분석

5.1 Offshore flow case: V g= 5 m s-1

5.1.1 K-모형

Fig. 3는 1400 LST에 해안선을 경계로 하는 내

륙과 해양에서의 u 와 w 성분 바람, 바람 벡터,

온 그리고 난류 확산의 x-z 단면도를 보인

것이다. 해양과 내륙의 온도 경도로 인한 규모

해풍 순환이 잘 모사 되며, 층 해풍으로 인해

해양의 차가운 공기가 내륙으로 유입된다. 해풍의

유입으로 인해 해안으로부터 내륙쪽에서 수렴과

함께 상승 운동이 발생한다. 차가운 해면 로 이

류된 따뜻한 공기는 해수면에서의 열 손실로 경

계층 층을 냉각시키고 얇은 안정층, 즉 안정 내

부 경계층(IBL)을 만들어 낸다. 한 풍속의 감소

와 풍향의 변화는 해양 층에서 나타나는데, 이

는 해양 안정 내부 경계층의 성장과 련된다

(Garratt, 1987). Vicker et al.(2001)은 SHOVEX

(Shoaling Wave Experiment) 측에서, 육상의

류 경계층 내에서의 wind stress 럭스 발산

은 층에서의 풍속 감소를 가져오며, 해양 층

제트는 류 경계층에서의 지표 마찰의 향이

400 해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

Fig. 4. The same as in Fig. 3. except for 0ms-1 mean wind.

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

한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자․신선희․김재환 401

Fig. 5. The same as in Fig. 3. except for TKE-model.

해안 내부 경계층(IBL) 에서 갑자기 분리됨으로

인해 발생하는 아지균 흐름에 의해 일어난다고

하 다. 해양에서의 풍속 감소가 안정 성층화로

인해 연직 으로 큰 풍속 경도를 일으킴에도 불

구하고 K model은 해양에서의 역학 혼합에 의

한 난류 확산을 모사하지 못하는데, 이는 풍

속 경도에 의한 변형항 크기 ( |Def|)보다 정 안

정도, Brunt-Väisälä frequncy (N 2 )가 더 크기 때

문이다.

기 평균류를 V g= 0 m s-1로 두고 실험한

결과(Fig. 4)를 보면 해양-육지 합면을 따라 열

차이로부터 야기되는 열 직 순환인 해풍

순환이 체 으로 약화되지만 층 내륙으로의

유입류는 더 깊고 강하게 진입함을 볼 수 있다.

그 결과 내륙으로 더 깊숙히 연직 립층이 형

성되며 연직류 한 더 내륙에서 발생하게 된

다. 한 앞서의 평균류가 주어졌을 경우에 비

해 난류층이 약화되어 나타난다. 이는 종

흐름의 방향과 강도가 해풍의 발달과 구조에 어

떤 향을 미치는지를 보여주며, 해풍에 의한 이

류 효과가 난류 확산에 큰 향을 미침을 볼 수

있다.

5.1.2 TKE-모형

난류 운동 에 지 방정식을 사용하는 TKE-모형

의 수치 실험 결과(Fig. 5)를 보면, 내륙에서의 풍

속 감소와 연직류, 그리고 해양 안정 경계층 상부

에서의 풍속 증가를 확인할 수 있다. 해양-내륙

사이에 약 10 K 정도의 온도차가 존재하며 육상

에서는 열 류로 인해 온 가 거의 높이에 일

정하게 나타나지만, 해양에서는 매우 안정한 성층

을 형성한다. 육상에서의 혼합층 내에서 강한 난

류가 잘 모사되며 특히 해안선을 경계로 더욱 내

륙에서 난류 최 가 나타나는데 이는 층 해풍

유입의 결과라 할 수 있다. 차 해양으로 갈수록

난류가 매우 약화됨을 볼 수 있는데, 비록 아주

은 난류이지만 앞서의 K-모형과는 달리 약하나

마 난류를 모사하고 있다.

Fig. 6은 평균류가 V g= 일때의 바람

과 온 , 난류 확산의 x-z 단면도이다. K-모형

402 해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

Fig. 7. The same as in Fig. 3. except for CAPS-model.

Fig. 6. The same as in Fig. 4. except for TKE-model.

한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자․신선희․김재환 403

Fig. 8. The same as in Fig. 4. except for CAPS-model.

에서와 같이 순환장이 매우 약화됨을 볼 수 있으

며, 이때의 난류 확산 한 평균류가 주어졌을 때

보다 약화되고 해양 층에서의 수평 풍속 경도의

약화로 해양으로의 난류가 히 감소됨을 볼 수

있다.

5.1.3 CAPS-모형

새로이 사용한 CAPS-모형은 TKE-모형과 비교

해 K-이론에 근거하고 있음에도 바람장과 온 장

이 TKE-모형 결과와 매우 유사한 결과를 나타낸

다(Figs. 7, 8). 한 난류 확산장을 보면, 다른 모

형들 보다 수평 으로 난류의 연속성이 실 으

로 모사되고 있으며 해양으로의 난류 확산이 약하

나마 모사되고 있다. 해양 층에서의 난류 확산

을 측의 경우와 비교하기 해서 확 한 Fig. 9

에서 보듯이, CAPS 모형에서 더욱 실 인

upside-down 구조의 난류를 모사하며 해양 체

에서 평균류의 쉬어에 의한 0이 아닌 낮은 난류

를 확인할 수 있다.

5.2 Onshore flow case; V g= -5 m s -1

바다에서 육지를 향한 바람(onshore flow)이 불

때를 가정하 다. 맑은 날 onshore flow가 해안선

을 가로지를 때 기계 내부 경계층의 가장 큰

특징은 지표의 열 효과에 의한 육상의 열 내

부 경계층(TIBL)의 발달이다. 평균류의 이류 효과

로 실 으로 두가지를 고려할 수 있는데, 하나는

해풍 순환이고, 하나는 종 상태에 의한

onshore flow이다. 이 때 생성되는 육상의 열 내

부 경계층(TIBL)은 해안지역의 기 오염문제에 매

우 요한 향을 미치기 때문에 일 이 TIBL에

한 많은 연구가 이루어져 왔다(Jiang Weimel et

al., 1995, Sawford et al., 1998, Luhar et al.,

1998, Peter et al., 2000).

5.2.1 K-모형

Fig. 10은 1400 LST 에 V g= -5 m s-1인 경

우의 u 성분 바람, 바람 벡터, 온 그리고 에디

404 해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

Fig. 10. Same as Fig. 3 except for -5ms-1 (Onshore mean wind case).

Fig. 9. Fetch-height cross-section of eddy diffisivity simulated by three models.

한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자․신선희․김재환 405

Fig. 11. Same as Fig. 10. except for TKE-model.

확산 계수를 보인 것이다. 경계층 내의 온 는

해안으로부터 내륙으로 차 증가하며 상층의 공

기는 매우 안정하다. 이는 해양과 육지간의 비열

차로 인한 지표 열속으로 결과로 육상에 생성된

불안정층이 내륙으로 확장되어 나타나는데 이러한

불안정층과 상층의 안정층의 경계를 TIBL(Thermal

Internal Boundary Layer) 높이로 정의하 다

(Jiang weimei et al., 1995). 해양에서의 onshore

flow는 TIBL 로 연직 으로 안정하거나 립

인 온 경도를 유지하며 내륙으로 이류된다.

반면 육상에서는 지표로부터 상향 열 럭스로

인한 류로 인하여 연직으로 거의 일정한 온

분포를 보이게 된다. 육상의 TIBL 내인 500 m

이하에서 바람은 다소 강해짐을 보이지만 체

으로 매우 일정한 방향으로 평행하게 나타난다.

한 TIBL을 경계로 u가 강한 지역과 u가 약한

지역이 구분되어 진다. 온 와 바람의 분포에서 u

가 높은 지역은 기본 으로 불안정한 지역과 일치

하여 나타나며 불안정한 지역 에 u가 낮은 지역

이 치하게 된다. 에디 확산의 분포를 살펴보면,

육지 층에서 강한 난류층이 생성되는데 이는 지

표 마찰과 지표 열속에 기인한 것이다. 난류 강도

의 연직 범 는 평균류의 방향을 따라 더욱 증가

하고 TIBL의 공간 깊이와 함께 일정한 구조를

보인다. 한 최 난류는 류 활동(thermal and

downdrafts)으로 인해 지표가 아닌 TIBL의 간

층에서 측되는데 이는 Sawford et al.(1998)에 의

한 KCFS(Kwinanan Coastal Fumigation Study)에

서와 같은 결과이다. K-모형에서 난류는 offshore

flow의 경우에서와 같이 매우 얇은 층에서 한정되

어 나타나고 있으며, 해양 층에서의 풍속 경도에

도 불구하고 강한 안정도로 인하여 난류가

생성되지 못하고 있다.

5.2.2 TKE-모형

Fig. 11은 TKE-모형 결과를 보인 것이다. 난류

강도의 연직 범 는 내륙으로 갈수록 더욱 증가

하고 TIBL의 공간 깊이와 함께 일정한 구조를

보인다. 일반 으로 난류는 주로 부력에 의한 열

메커니즘에 의해 발생하지만 u의 연직 쉬어로

406 해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

Fig. 12. Same as Fig. 10. except for CAPS-model.

인한 기계 난류 한 내륙 층에서의 강한 난

류 활동에 기여한다. 한 류 활동으로 인한 난

류 최 지 이 상승되는 것을 볼 수 있다.

5.2.3 CAPS-모형

해양에서의 차가운 공기의 이류로 인하여 상

으로 강한 난류가 발생하는 육상에서 찬 공기

에 의해 난류가 침식되며, 강한 류층과 침식층

사이에 강하게 난류의 크기가 변화한다. 그 로

육상에 안정하거나 거의 립 인 열 내부 경

계층(TIBL)을 형성시킨다(Fig. 12). 이 때 침식층

은 내륙으로 가면서 높게 발달하게 된다. 이

러한 침식의 특성은 Offshore flow의 경우에서와

같이, CAPS-모형의 결과는 TKE-모형에서의 결과

와 유사하다. 두 모형의 경우 모두 최 난류층 고

도는 내륙으로 이동되어 있으며, 그들의 높이는 평

균류가 없을 때 ( V g= 0 m s-1

)와 같은 높이를

유지하고 있다. 육상에서의 불안정층의 최 난류

층 고도는 CAPS-모형의 결과 해양의 안정 난류

층에 의한 불안정층의 침식에 의하여 앞서의

TKE-모형에서 보다 더욱 하층으로 이동된 것을

확인 할 수 있다.

6. 결 론

복잡한 난류 구조를 한 해안 지역에서 평균류

에 따른 난류의 향을 세가지 난류 모수화 방법

을 사용하여 수치 실험해 보았다. 우선, 기 평

균류에 따라 해안지역에 형성되는 종 장은 매우

상이하게 나타난다. Fig. 13에 offshore flow의 평

균류와 onshore flow의 평균류가 있을 때 평균류

와 난류 구조의 상호 계를 도식화 하 다. 평균

류가 offshore flow의 경우, 규모 해풍순환이 형

성되고 평균류로 인해 해양-육지 간의 온도 경도

가 더욱 강화되며, 층에서의 해풍 순환이 기

평균류가 없을 때와 비교해 더욱 발달하게 된다.

이는 기 평균류를 V g= 0 m s-1로 두어 실험

한 결과에서 확인해 볼 수 있다. 한 해양에 아

주 안정한 내부 경계층이 형성되고 그 상층에 풍

속의 증가가 보인다.

한국기상학회지 38, 5, 2002 하경자․신선희․김재환 407

Fig. 13. Schematic diagrams for interaction between mean flow and turbulence in the coastal area for a)the offshore flow case and b)the onshore flow case.

반면 평균류가 onshore flow인 경우, 바람은

해양에서 내륙으로 연직류 없이 수평 으로 일정

하게 나타나고 내륙에 강한 열 내부 경계층이

형성되는데 해양에서의 차가운 공기의 유입으로

육상에서 강한 난류의 침식을 볼 수 있다. 침식은

내륙으로 가면서 높아져 연직 으로 그

향력이 넓어지게 되며, 최 난류층 고도는 그

로 유지되며, 다만 TIBL의 내륙으로의 이동을 알

수 있었다.

본 연구에서 사용한 Smagorinsky first-order

방법(K-모형), 1.5-order 난류 운동 에 지 종결 방

법(TKE-모형), 비국지 K 난류 방법(CAPS-모형)의

세가지 난류 모수화 방법에 따라 해안 지역에서

수치 실험한 결과, K-모형은 두가지 평균류 모두

에서 육상의 강한 난류를 층에 한정되어 모사

되며 해양에서의 약하나마 바람의 쉬어에 의하여

형성되는 난류를 모수화하지 못한다. 반면

TKE-모형과 CAPS-모형에서는 해양에서의 난류를

모사할 수 있었다. K-이론에 바탕을 두고 있는

CAPS-모형 내의 비국지 난류와 z-less 난류 혼

합 모수화는 측에 유사한 난류 구조를 모사하

는데 육상에서 수평, 수직 으로 연속 인 강

한 난류와 해양에서의 약하나마 난류의 특성을

나타내었다. 특히 Vicker et al.(2001)의 SHOWEX

(Shoaling Wave Experiment) 측과 비교해 볼

때, 해양에서의 복잡한 난류를 CAPS-모형에서 더

욱 잘 모사함을 살펴볼 수 있었다.

408 해안지역에서의 평균류와 난류의 상호작용

사 사

이 논문은 1999년도 부산 학교 학술조성비를

지원받아 수행된 연구이며, 한국과학재단 "지역

학 2001년 우수 과학자 지원연구(R05-2001-000-

00262-0)"의 지원으로 이루어 졌습니다. 이에 따른

지원 감사드립니다.

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최종 원고채택 : 2002년 7월 9일