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전산 수문학 및 실습
Part 2
담당교수명 : 서 영 민
연 락 처 : [email protected]
수문기상론
서론
수문기상론
- 지구상의 물의 순환을 이해하기 위해서는 지구상의 에너지 및 대기순환의
이해가 필수적
 대기 중의 물 및 에너지의 이동에 관한 이해는 대기 중의 기상학적 현상에
대한 이해를 필요로 함.
- 대기 중의 기상현상 및 이로 인한 물의 순환에 영향을 주는 인자
: 태양에너지, 대기의 순환, 증기압, 대기압, 기온, 습도, 바람 등
태양복사 및 지구 에너지 균형
- 지구상의 모든 물의 순환 과정은 지구 내부에너지 (지구복사에너지)와 함께
주로 태양복사에너지 (solar radiation)에 의해 영향을 받음.
- 지구 및 지구주위 대기에서의 복사에너지 분포는 에너지의 불균형을 초래
 수문학적 및 기상학적 및 현상들을 발생시킴.
태양복사 및 지구 에너지 균형
복사에너지 및 복사율
- 복사에너지를 다루기 위해 주로 Kelvin (°K) 온도 사용
- Kelvin 온도: 섭씨 (°C) 온도에 273.15를 합한 값
태양복사 및 지구 에너지 균형
태양복사 및 지구 에너지 균형
복사에너지 및 복사율
- 복사율: 단위 면적당 시간당 에너지
· 에너지: Joule (J), 면적: m2, 시간: 초 (sec)
· 1J: 1N의 힘으로 1m를 움직일 때 해당하는 에너지
· 1N: 1kg의 질량에 단위가속도 (1m/sec2)가 작용하는 힘
- 동력 (power): 단위시간당 에너지
· 동력: Watt (W), J/sec
- 단위면적당 복사에너지: 1cm2당 칼로리 (cal/cm2)
· 1 cal/cm2: langley (ly)
· 복사율: 시간당 langley (ly/sec, ly/min, ly/day)
태양복사 및 지구 에너지 균형
지구의 운동 및 복사에너지 분포
- 태양상수 (solar constant)
· 태양으로부터 방출되는 복사에너지와 직각인 상부 대기에서의 강도
· 1353J/m2/sec 또는 1.94cal/cm2/min (보통 2.0cal/cm2/min 또는 2.0ly/min)
- 태양주위를 기울어진 각도로 지구회전
 지구표면에 도달되는 복사에너지의 강도는 시간 및 장소에 따라 변하게 됨.
 태양복사에너지의 지구에 대한 입사각의 변화발생,
계절발생, 하루 중 낮 시간의 길이 변동,
지역마다 다른 복사에너지를 받게 되어 계절적인 기후양상 발생
북회귀선
남회귀선
태양복사 및 지구 에너지 균형
위도에 따른 유입 및 유출 복사에너지의 분포
- 적도에 가까운 위도
· 유입복사에너지 > 유출복사에너지
- 극지방에 가까운 위도
· 유입복사에너지 < 유출복사에너지
- 지구의 에너지 균형을 이루기 위해서 저위도 지역에서 고위도 지역으로
에너지가 이동
· 바람, 해류, 수증기 등이 에너지의 운반자 역할을 함.
태양복사 및 지구 에너지 균형
단파 및 장파복사에너지
- 온도 (에너지)가 높아질수록 파장이 짧아짐.
- 태양은 단파 (short wave) 복사에너지를 방출,
지구는 장파 (long wave) 복사에너지를 방출
지구-대기 시스템
지구-대기 시스템의 개요
- 시간 및 공간적으로 불균등한 복사에너지 분포는 지구-대기 시스템을 통한
온도의 불균형을 초래  지구 에너지의 불균형
- 지구 에너지의 재분포를 위해 다양한 기상 및 수문과정들을 발생
- 지구 및 대기는 대규모의 질량 이동을 포함한 에너지 이동의 매체가 되며,
에너지의 이동에 의해 기후 및 기상현상 발생  물의 순환에 영향을 미치게 됨.
지구-대기 시스템
대기의 구성
- 대부분의 질량 및 에너지 이동은
성층권 (stratosphere)과 대류권
(troposphere)에서 발생
- 대기의 구성
: 열권, 중간권, 성층권, 대류권
- 대기권역간 경계
: 중간권계면, 성층권계면,
대류권계면
열권
중간권계면
중간권
성층권계면
대류권계면
성층권
대류권
지구-대기 시스템
대류권
- 지구 표면과 직접 접하고 있는 공기층
- 대부분의 에너지, 운동량, 질량이동이 발생하는 층
 지구 표면에서 관측되는 바람 및 강수가 발생
- 대류권의 특징
· 극지방에서는 8km, 적도지방에서는
16km 정도의 두께
· 고도에 따라 온도가 감소
· 압력변화가 뚜렷하게 발생
· 수분 및 부유입자의 분포가 뚜렷하게 구분
- 대기를 구성하는 가스는
주로 질소와 산소로 구성
(대기 전체 부피의 99%)
(표 2.3 대기의 구성가스 참고)
지구-대기 시스템
에너지 이송과정
- 에너지 균형에서의 불균등은 지구 및 대기시스템 간에 질량, 운동량, 에너지
이동을 발생 (해양, 육지, 대기 사이에서의 에너지 교환 및 이동 발생)
- 주요 에너지 이송과정: 전도, 대류, 복사
- 전도 (conduction)
· 분자운동에 의해 인접한 물질간에 분자가 충돌할 때 높은 온도로부터 낮은
온도로 에너지 교환이 이루어지는 현상
· 대기에서 전도에 의한 에너지 이동의 비중은 매우 낮음.
- 대류 (convection)
· 물질 내에서 질량의 이동 및 순환에 의해 에너지가 이동되는 현상
· 분자의 움직임이 비교적 쉬운 해수나 대기와 같은 유체를 통해 발생
· 대기의 가장 낮은 층에서 태양복사 및 전도에 의해 얻은 에너지를 대류에
의해 이동  대기에서의 대류에 의해 전 지구적인 공기의 순환 발생
· 뜨거운 적도지역으로부터 차가운 극지역간에 에너지를 재분포
- 복사 (radiation)
· 전도와 대류가 에너지 이동을 위한 매체가 필요한 것과 달리 복사에너지는
진공상태에서도 전달
· 태양에너지를 매개체를 통하지 않고 지구로 전달하는 현상
지구-대기 시스템
에너지 이송과정
- 전자기 복사 (electromagnetic radiation)
· 태양으로부터 방출되는 복사에너지의 전체 범위로서 전자기 스펙트럼
이라고도 함.
· 크게 장파복사 및 단파복사로 구분하며, 빛, 열, 자외선, 적외선 등으로 구성
지구-대기 시스템
전자기 복사
지구-대기 시스템
대기의 순환
- 복사에너지 분포의 불균형
· 고위도 지역: 에너지 부족, 저위도 지역: 에너지 초과
· 고위도 지역으로 갈수록 유입되는 복사에너지보다 유출되는 복사에너지가
많아 복사에너지의 부족이 발생하는 반면 저위도에서는 에너지의 초과가 발생
· 에너지의 균형을 위해 저위도 지역에서 고위도 지역으로 에너지 공급 필요
 바람 및 해류에 의한 대류 (수평대류)를 통해서 지구규모의 에너지 이송
- 대기순환의 원인
· 열적인 원인 (복사에너지 분포의 불균형)
· 지구의 회전 (자전)
· 지구의 압력분포
지구-대기 시스템
대기의 순환
- 지구가 회전하지 않을 때의 대기순환
· 지구 남북의 에너지 순환만 발생
· 대기순환과정
1) 따뜻한 적도지역에서 공기기단이
상승하고 압력이 저하됨
2) 따뜻해진 기단은 상부대기층을
따라 극지방으로 이동
3) 기온저하로 인해 찬 기단으로 전환
4) 압력이 낮은 적도지역으로 다시 회귀
# Convection cell: 대류기단
Surface flow: 지표면흐름
지구-대기 시스템
대기의 순환
- 지구의 회전을 고려한 대기순환
· 이상적인 열순환 (지구가 회전하지 않을 때의 대기순환)은 지구의 회전, 즉
편향력 및 공기기단과 지표면과의 마찰에 의해 변하게 됨.
· 편향효과 (Corliolis effect)
:- 지구와 함께 움직이는 관찰자가 지구와는 분리된 움직이는 기단을 볼 때
생기는 현상
:- 편향효과로 인해 북반구에서는 기단이 우측으로 움직이는 것처럼 나타나고
남반구에서는 좌측으로 움직이는 것처럼 나타남.
Corliolis effect
지구-대기 시스템
대기의 순환
- 지구의 회전을 고려한 대기순환
· 무역풍 (trade winds)
:- 위도 30° 부근에 있는 중위도 고압대
로부터 적도의 적도 수렴대를 향해
불어 들어가는 바람
:- 북반구에서는 북동무역풍, 남반구에서는
남동무역풍이 붐.
· 열대수렴지역 (equatorial convergence
zone)
:- 저기압대에서 기단의 수렴지역
· 편서풍 (westerlies)
:- 중위도 고압대로부터 위도 60° 부근에
있는 한대 전선대로 불어가는 바람
· 극동풍 (polar esterlies)
:- 극지방에 있는 극 고압대로부터
한대 전선대를 향해 불어 들어오는 동풍
- 적도지역으로부터 극지방으로 대기의 이동은
몇 개의 회전방향으로 분리되어 지구 주위의
난류흐름 구조를 유지하면서 이동
기온
- 기온 (air temperature): 공기의 온도
- 태양복사에너지와 지구에너지수지의 불균등으로 인해 지구 및 대기에서 기온이
다양하게 나타나며, 이러한 기온의 분포로 인해 기후에 영향을 주게 됨.
기온의 시간적 변화 (일간 기온변화)
- 낮에는 기온 증가, 밤에는 기온 하강
- 최대 태양복사에너지 유입과 지구로부터
방출되는 최대 복사에너지간의 차이 발생
 에너지 부족과 에너지 초과 발생
 태양복사에너지가 최대로 유입될 때와
온도가 가장 높을 때와는 몇 시간 차이 발생
기온
기온의 시간적 변화 (계절적 변화)
- 태양복사에너지의 연간 주기와
밀접한 관계
- 지구로 유입되는 태양복사에너지와
지구로부터 지체되어 방출되는 태양
복사에너지간의 차이로 최고치간
차이 발생
- 북반구 경우 최대 및 최저 기온은
8월과 2월에 발생
- 대륙지역의 경우 최대 및 최저 기온이
7월과 1월에 발생
기온의 계절변화
30
위천 의성
금호강 대구
25
황강 추풍령
월평균기온(℃)
20
15
증발량의 계절변화
10
5
200
180
0
Jan
Feb
Mar
Apr
May
Jun
Jul
Aug
Sep
Oct
Nov
Dec
160
-5
위천 무성
금호강 대구
황강 추풍령
월평균증발량(mm)
140
강수량의 계절변화
300
위천 군위남
금호강 대구
250
120
100
80
60
황강 거창
월평균강수량(mm)
40
200
20
0
150
Jan
100
50
0
Jan
Feb
Mar
Apr
May
Jun
Jul
Aug
Sep
Oct
Nov
Dec
Feb
Mar
Apr
May
Jun
Jul
Aug
Sep
Oct
Nov
Dec
기온의 시간적 변화 (경년변화)
Climate
Change
기온
기온의 수평적 변화
1) 극지방으로 갈수록 기온이 낮아짐.
2) 겨울철에 위도에 따른 온도변화가 심함.
- 겨울철의 경우 위도에 따라 낮 동안 태양의 각도와 낮의 길이가 감소
- 여름철의 경우 높은 위도에서 낮 동안의 태양각도가 낮지만 낮의 길이가
증가하는 것과 상쇄되어 위도에 따른 온도변화가 비교적 작음.
3) 대륙쪽에서의 등온선이 여름에는 극지역쪽으로 이동하고 겨울에는 적도쪽
으로 이동
- 여름에 대륙쪽에서의 온도는 인접한 해양보다 따뜻하고 겨울에는 추움.
4) 겨울철에 북반구에서는 남반구보다 온도변화가 큼.
- 남반구에서는 대륙보다 해양이 더 많은 부분을 차지하기 때문
기온
기온의 수평적 변화
8월
1월
기온
기온의 수직적 변화 (낮)
- A지점
· 지표면이 태양복사에너지 흡수
· 지표면이 대류 및 장파복사에너지에
의해 에너지를 재방출
 온도상승
- B지점
· 지표면으로부터 상당히 떨어져 위치
· 실질적으로 온도가 상승하지 않음.
- C지점
· B지점과 같은 고도이지만 에너지의
주 공급원이 가까이에 위치
 온도상승
C
B
B
A
기온
기온의 수직적 변화 (밤)
- A지점
· 지표면의 장파복사에너지 방출로
인하여 냉각
- B지점
· 지표면과 멀리 떨어져 있으므로
온도 하강폭이 작음.
- C지점
· 상대적으로 낮은 공기농도로 인해
지표면에서 방출되는 복사에너지를
효과적으로 흡수하지 못하여 급격히
온도하강
 종합적으로 볼 때,
지표면과 가까울수록 온도변화가 심하며,
지표면으로부터 높을수록 온도변화가 작음.
C
B
B
A
기온
기온의 수직적 변화
- 대류권에서의 온도변화
T: 고도 z에서의 기온 (℃), T0: 지표면 온도 (℃), α: 기온체감률 (km당 5~8℃ 정도)
- 건조단열 기온체감률 (dry adiabatic lapse rate)
· 건조한 공기가 주위와 에너지 교환없이 상승하며 기온이 낮아지는 것
· 100m당 약 1℃
- 포화단열 기온체감률 (saturated adiabatic lapse rate)
· 공기가 수증기로 포화되어 있으면 상승하면서 응축현상이 발생하고
이에 따라 수증기가 가지고 있는 에너지를 방출하여 건조한 공기보다
체감률이 작아지는 것
· 100m당 약 0.6℃
- 기온체감률은 강우의 형성을 좌우하는 공기기단의 안정성 또는 불안정성에
중요한 역할을 함.
기온
기온의 측정
- 온도계 (thermometer)로 측정
- 직사광선을 받지 않는 곳, 습기 및 심한 바람을
피할 수 있는 곳에 설치
 일반적으로 백엽상 (shelter) 사용,
지면으로부터 1.4m 높이로 설치
Maximum Minimum
Temperature System (MMTS)
Automatic Weather Station (AWS)
기온
기온의 측정
- 일평균기온 (mean daily temperature)
- 일온도변화 (daily temperature range)
- 월평균기온 (monthly mean temperature): 한 달간 일평균기온의 평균
- 연평균기온 (annual mean temperature): 1년동안 월평균기온의 평균
- 연온도변화 (annual temperature range)
기압
기압 (atmospheric pressure, barometric pressure)
- 특정 지역 상부에 위치한 공기의 무게에 의해 작용하는 힘
- 해수면에서 1cm2당 1kg의 압력을 작용
- 기압의 단위: mb (millibar), 1mb=100N/m2=100Pa
- 기압의 특성
· 고도가 증가함에 따라 기압 감소 (고도증가에 따른 공기농도 감소)
· 압력의 변화는 바람을 발생시키고 온도와 습도를 변화시킴.
· 중위도 지역에서 고기압 형성, 적도 지역에서 열대 저기압 형성,
극지방에서 저기압 형성
기압
4267 m
2743 m
305 m
기압
6, 7, 8월
시베리아
고기압
12, 1, 2월
기압
기압의 측정: 수은기압계 (mercury barometer)
- 기압에 따른 수은의 상승 높이 측정
- 유리관 내의 수은 무게와 유리관과 동일한 단면적에 대하여 지상에서 대기
상부까지의 공기 무게와 동일
- 기압 상승  수은주 상승
기압 하강  수은주 하강
- 해수 위에서의 표준대기압
= 수은주 760mm (760mmHg)
= 1기압
1mb=100N/m2=100Pa
기압
예제 2.2
국지대기압이 768mmHg일 때 이를 kg/cm2, bar, mb, hPa, kPa 단위로
나타내라. 단 수은의 비중은 13.6이다.
습도
증기압과 습도
- 증기압 (vapor pressure)
· 대기의 총 압력 중에서 수증기에
의한 압력
· 온도와 수증기 분자의 밀도에 따라
변함 (주로 수증기 밀도에 변화가 지배적).
- 포화증기압 (saturation vapor pressure)
· 공기 중에 최대로 수증기가 포함될 때의
최대 증기압
· 공기 중의 현재의 수증기량을 나타내는
것이 아니라 최대로 함유할 수 있는
수증기량에 대한 최대 증기압
· 오직 온도 변화에 따라서만 변하며,
온도가 증가할수록 포화증기압 증가
(온도에 따른 포화증기압의 증가가 비선형)
습도
수증기량의 측정
- 절대습도 (absolute humidity)
· 수증기의 밀도
· 1cm3 부피의 공기에 포함되어 있는 수증기의 양 (g)
· 단위: g/cm3
· 공기의 수축 및 팽창에 따라 절대습도가 변함.
- 비습도 (specific humidity)
· 습윤공기의 단위질량당 (kg) 수증기의 질량 (g)
· 단위: g/kg
· 일반적으로 공기에는 1~2% 정도의 수증기만 포함
· 공기의 수축 및 팽창에 따라 비습도가 변하지 않음.
· 온도에 따라 비습도가 변하지 않음.
· 온도가 서로 다른 지역에서 공기내 수증기를 비교할 경우 좋은 지표가 됨.
· 포화비습도 (saturation specific humidity)
:- 공기가 포화되어 있을 때 비습도의 최대값
:- 온도증가에 따라 비선형적으로 증가
습도
수증기량의 측정
- 혼합률 (mixing ratio)
· 건조공기의 질량 (kg)당 수증기의 질량 (g)
· 공기중의 수증기의 양이 매우 작음  비습도와 수치적으로 거의 일치
· 포화혼합률 (saturation mixing ratio)
: 포화상태일 때의 최대 혼합률
- 상대습도 (relative humidity)
· 포화증기압 (es)에 대한 실제증기압 (e)의 비율
t: 대기온도 (℃), td: 이슬점 (℃)
· 공기의 온도가 상승하게 되면 더 많은 수증기가 포함될 수 있으므로
(포화증기압이 증가) 실제 수증기의 양이 변하지 않더라도 상대습도는 감소
 상대습도는 실제 수증기량과 온도에 따라 결정
습도
수증기량의 측정
- 이슬점 (dew point)
· 포화되지 않은 공기가 온도가 내려감에 따라 포화상태에 도달할 때의 온도
- 이슬점 도달과정
공기가 차가워짐에 따라 상대습도 증가
 공기가 충분히 차가워지면 포화되기 시작
 더 차가워짐에 따라 응축현상에 의해 수증기가 제거
 응축에 의해 이슬 발생 (포화상태), 이때 이슬점에 도달
- 이슬점과 상대습도 관계
· 이슬점이 높을 때 공기 중에 수증기 양이 많음을 의미
· 공기온도보다 이슬점이 상당히 낮을 경우 상대습도도 매우 낮음.
· 공기온도와 이슬점이 비슷하면 상대습도는 매우 높음.
· 공기온도와 이슬점이 같으면 공기는 포화상태, 상대습도 100%
습도의 측정
- 회전식습도계, 추출습도계, 모발습도계, 자기습도온도계
바람
바람 (wind)
- 바람은 기압의 수평적인 변화 때문에 발생하는 공기의 이동현상
- 바람은 기압의 불균형 상태에 대하여 균형을 이루기 위한 현상
 공기는 고기압 지역에서 저기압 지역으로 이동
- 지표면의 불균등 가열이 압력의 불균형을 가져오므로 결국 태양에너지가
바람의 궁극적인 원동력
- 풍향계 및 풍속계로 측정
바람에 영향을 미치는 인자
- 지구가 회전하지 않고 공기와 지표면간 마찰이 없다면 고기는 고기압에서
저기압 쪽으로 직선적으로 흐르게 됨.
- 바람에 영향을 미치는 인자: 압력경사력, 편향력, 마찰력
· 압력경사 (pressure gradient) : 두 지점간의 기압 변화
· 기압차이가 클수록 (압력경사가 클수록) 바람의 속도 (또는 가속도) 증가
 바람의 강도는 압력경사에 의해 결정
· 편향력과 마찰력은 바람의 방향과 세기를 조정하는 역할
바람
국지성 바람 (local winds)
- 전 지구적인 대기순환과 같은 대규모의 바람과 구분
- 지역적으로 발생하는 압력경사로 인해 야기되는 소규모의 바람
육풍 (land breezes) 및 해풍 (sea breezes)
저기압
고기압
고기압
저기압
바람
계곡풍 (valley breezes) 및 산악풍 (mountain breezes)
계곡풍
계곡풍
산악풍
산악풍

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