목적: 호도그래프를 통해 악기상 구조와 진화를 예측하는 데 중요한 요소인 특정 깊이에서의 수직 풍향 전단의 총 크기를 파악할 수 있다.
호도그래프를 작성하는 과정
풍향 벡터 플롯: 각 높이에서의 풍향과 풍속을 벡터로 표현하고, 이를 극 좌표 차트에 플롯한다. 이때, 벡터의 길이는 풍속을, 방향은 풍향을 나타낸다. 벡터 연결: 각 높이에서의 풍향 벡터의 끝점을 연결하여 호도그래프를 생성합니다. 이렇게 하면, 높이에 따른 풍향과 풍속의 변화를 한 눈에 파악할 수 있다. 높이 또는 압력 레벨 표시: 각 풍향 벡터의 끝에 적절한 높이 또는 기압을 표시합니다. 이를 통해 각 높이에서의 풍향과 풍속을 알 수 있다.
호도그래프 그리는 R코드
hodograph <- function (x, y, t, rings, ringlabels = TRUE, tcut = c ("daily", "yearly"), ...) {
tcut <- match.arg (tcut)
if (missing (t)) {
stop ("x-y method not coded yet\\n")
} else {
if (!missing (y)) {
stop ("cannot give y if t is given\\n")
}
if (tcut == "yearly") {
t <- as.POSIXlt (t)
start <- ISOdatetime (1900 + as.POSIXlt (t [1])$year, 1, 1, 0, 0, 0, tz = attr (t, "tzone"))
day <- as.numeric (julian (t, origin = start))
xx <- x * cos (day/365 * 2 * pi)
yy <- x * sin (day/365 * 2 * pi)
if (missing (rings)) rings <- pretty (sqrt (xx^2 + yy^2))
rscale <- 1.04 * max (rings)
theta <- seq (0, 2 * pi, length.out = 200)
plot (xx, yy, asp = 1, xlim = rscale * c (-1.1, 1.1), ylim = rscale * c (-1.1, 1.1), type = "n", xlab = "", ylab = "", axes = FALSE)
month <- c ("Jan", "Feb", "Mar", "Apr", "May", "Jun", "Jul", "Aug", "Sep", "Oct", "Nov", "Dec")
day <- c (31, 28, 31, 30, 31, 30, 31, 31, 30, 31, 30, 31)
rscale <- max (rings)
for (m in 1:12) {
phi <- 2 * pi * (sum (day [1:m]) - day [1])/sum (day)
lines (rscale * 1.1 * cos (phi) * c (0, 1), rscale * 1.1 * sin (phi) * c (0, 1), col = "gray")
phi <- 2 * pi * (0.5/12 + (m - 1)/12)
text (1.15 * rscale * cos (phi), 1.15 * rscale * sin (phi), month [m])
}
for (r in rings) {
if (r > 0) {
gx <- r * cos (theta)
gy <- r * sin (theta)
lines (gx, gy, col = "gray")
if (ringlabels) text (gx [1], 0, format (r))
}
}
points (xx, yy, ...)
} else {
stop ("only tcut=\"yearly\" works at this time\\n")
}
}
}
장마전선은 5월 초 이후부터 분석하는 것이 적절하다.Han and Byun(2006)과 Tian and Yasunari (1998)는 3월과 4월에 하층대기의 북태평양 고기압이 북서태평양(중심이 20°N 부근)에 위치하나 중층대기 이상에서는 뚜렷하지 않음을 제시했다. 4월까지 하층대기에서 북태평양 고기압의 북쪽은 차가운 공기가 지배하면서 경압파동이 매우 강한 지역임을 지적했다. 따라서, 5월 초 이후에 일본 오키나와섬 부근(평년 장마시작시기: 5월 8일경, 일본기상청)에 동서로 긴 띠 형태의 구름이 위성영상에서 탐지될 때, 정체전선을 분석하는 것이 적절하다. 평균적으로 동아시아 여름 우기와 관련된 활발한 대류가 나타나는 정체전선은 5월 말 이후에 동중국해상에 나타난다(Wang and Lin 2002). 5월은 동중국해상에 정체전선이 존재하더라도 지속시간이 길지 않다. 왜냐하면, 발달한 저기압의 한랭전선 후면으로 차가운 공기가 수시로 지나가고, 이동성 고기압의 영향을 받을 때가 많기 때문이다.
장마전선 분석
가. 장마초기 분석 아래그림 11은 2011년 남부지방과 제주도에 장마가 시작된 6월 10일 00UTC 일기도와 위성영상이다.
장마 전선이 활성화되는 6월은 장마전선을 기준으로 남쪽은 북태평양 고기압의 세력이 강화되고 북쪽은 상층의 차가운 공기가 수시로 통과하는 경압파동 지역이기 때문에 남과 북의 기온·기압경도가 비교적 뚜렷하다.
특히, 장마전선은 지상일기도에서그림 11(a)와 같이 중규모 저기압 중심을 기준으로 동쪽은 남서의 풍계에서 남동의 풍계로 바뀌는 온난전선형 전선분석 방법과 동일하게 묘화할 수 있으며, 서쪽은 북서와 남서류 풍계의 경계에 위치하는 한랭전선형 전선분석 방법과 동일하게 묘화하면 된다.
현재 기상청에서는 지상일기도에서 관측지점의 노점온도 20℃를 녹색실선으로 구분하여 아열대 기단의 경계로 참고하고 있으므로 장마전선은 노점온도 20℃이상 구역에서 분석하며, 앞절에서 소개한 장마분석 지침을 참고하여 전선분석의 정확도를 높일 수 있다. 그림 11(c)의 850hPa 유선분석에서 남서류의 25kts이상 하층제트지역(녹색)중 위도 30N 북쪽은 (d)의 200hPa에 50kts이상의 제트기류도 위치한다. 이 지역은 남서류의 하층제트와 서풍류의 상층제트가 교차(상·하층 제트커플링)되는 지역으로서, 온난이류 (하층에서 상층으로 갈수록 시계방향으로 풍향이 회전)와 강한 풍속과 풍향의 차이에 의한 강한 연직 바람 시어가 동반된 직접적인 열 순환에 의해 대류가 활발하게 나타난다(2011년 발행된 손에잡히는 예보기술 ‘하층제트’와 ‘호우분석·예측 가이던스’편에 자세하게 소개되었음).
(a) 지상일기도
(b) 위성영상
(c) 850hPa 유선과 25kts이상 강풍
(d) 200hPa 발산과 50kts이상 강풍
그림 11. 장마시작 시기(2011년 6월 20일 00UTC) 일기도와 위성영상
나. 장마종료기 분석 아래그림 12는 2011년 중부지방에 장마가 종료되기 2일 전 일기도와 위성영상이다.
장마가 종료되는 시점인 7월 중순이후는 태풍의 영향으로 풍계가 변형되거나 중국북부까지 가열에 의해 지상일기도에서 남과 북의 기온이나 풍계의 차이가 크지 않기 때문에 장마전선을 분석하기 어려운 시기이다. 장마가 종료되기 직전 상황의 일기도를 이용한 전선 분석방법에 대해 알아보자.
지상일기도(a)를 살펴보면, 우리나라를 중심으로 장마전선이 묘화되어 있지만,약한 바람에 의해 풍계의 변화나 전선을 묘화할 수 있는 기압계의 특징이 발견되지 않는다. 그렇지만, 위성영상(b)에서 우리나라를 중심으로 남서에서 북동쪽으로 기울어진 구름대가 보이며, 서해상에는 높게 발달한 대류형 구름대도 존재한다. 장마전선은 200hPa 고도에서 제트기류의 입구 남쪽의 발산구역에 위치할 때 강한 대류와 함께 활성화 된다.850hPa 유선(c)에서 25kts 이상의 하층제트가 서해상에 위치하며, 200hPa 발산장(d)에서 75kts 이상의 제트 중심을 기준으로 서해상은 제트 입구의 남쪽 발산구역에 위치해 있다. 따라서, 규모는 작지만 장마전선이 활성화 될 때 나타나는 상·하층 제트커플링 형태의 연직대기구조를 보인다. 장마전선의 북쪽에 200hPa 고도에서 75kts 이상의 강풍대의 존재는 장마전선 분석에 중요한 참고자료가 된다. 장마전선은 북쪽의 차가운 기단과 남쪽의 따뜻한 기단의 경계에 위치하므로, 200hPa고도에 75kts 이상의 강풍이 존재 하는 것이 일반적이다. 따라서, 대류가 활발하게 나타나는 지역을 중심으로 장마전선을 분석하되 하층 대기의 풍계와 위성영상의 구름대를 참고하여 전선분석을 해야 한다.
(a) 지상일기도
(b) 위성영상
(c) 850hPa 유선과 25kts이상 강풍
(d) 200hPa 발산과 50kts이상 강풍
그림 12. 중부지방 장마 종료 2일 전(2011년 7월 15일 12UTC) 일기도와 위성영상
서경환 등(2011)은 아열대기단의 북상으로 장마가 종료되는 시점을 850hPa 상당온위 값에서 찾았는데, 335K 값이 한반도 북쪽(위도 40N)까지 올라갔을 때 장마가 종료됨을 제시했다. 또한, 우리나라 부근의 여름철 일기패턴의 특징을 이용하여 표 1과 같이 우리나라의 장마 시작과 종료일 결정방법을 제시했다.
지금까지 설명한 방법 외에도 많은 연구에서 몬순이나 우기를 찾기 위해 지역별로 850hPa 바람의 동서 성분(U), 남북성분(V)의 변화 값을 사용하고 있으며, 이 외에 OLR(Outgoing Longwave Radiation)의 240W/m2 이하의 값을 대류활동이 활발한 전선구역으로 파악하는 방법(Wang and Fan 1999, Webster and Yang 1992), 상·하층 와도의 값과 그 값의 차이를 활용한 방법(Zhang et al. 2003, Lau and Yang 2000, Wang and Fan 1999, Huang an Yan 1999) 등이 있다. 현재 기상청에서는 우리나라 위치(위도·경도)를 고려한 장마지수를 활용하여 장마의 시작과 종료시점을 분석하고 있다. 장마지수는 상층 200hPa 고도의 장마철 특징을 반영하고 전지구모델(GDAPS) 결과를 이용해 경도 122.5~132.5E 사이의 평균값을 수식 1과 같이 계산한다. 장마지수 식의 처음 두 항은 장마의 시작을, 마지막 항은 장마의 종료를 반영하여 장마의 시작시 이론적 값이 100%에 가까워지게 된다.
그림 13은 운영 중인 장마지수와 같은시각 위성영상을 보여준다. 6월 24일 12UTC현재 장마전선은 제주도 부근에 위치해 있으며, 장마지수는 100을 보인다. 우리나라가 장마권에 들었음을 의미한다.
그림 13. 2012년 6월 24일 12UTC에 생산된 장마지수(왼쪽)와 12UTC 위성영상(오른쪽)
그림14은 2011년 중부지방 장마종료일에 생산된 장마지수예측과 위성영상이다. 약화된 장마전선이 태풍의 북상에 따라 북쪽으로 이동할 것으로 예상되었고, 장마지수도 18일부터 현저히 낮은 값으로 예상되었다.
그림 14. 2011년 7월 17일 12UTC에 생산된 장마지수(왼쪽)와 12UTC 위성영상(오른쪽)
[ 참고문헌 ]
기상청, 2014: 손에 잡히는 예보기술
기상청, 2011: 2011년 장마백서.
기상청, 2012: 손에 잡히는 예보기술 2012년 2월호, 일기도분석 가이던스(Ⅱ) 호우분석. 제 11호.
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아시아 여름몬순은 아시아 대륙의 지표가열로 형성된 열저기압에 의해 동아시아 해안을 중심으로 남서류가 강화될 때 형성된다. 아래 그림 1과 같이 대륙에 위치한 열저기압의 남쪽과 동쪽으로 고온다습한 남서류가 불게 되면, 열대몬순기압골의 형성과 함께 위성영상에서 구름띠가 나타난다. 반면, 상층은 대륙의 가열로 데워진 공기가 상층으로 팽창하면서 서태평양 상공의 대류권계면보다 고도가 높아져서 거대한 상층 고기압인 티베트 고기압이 만들어진다. 북위 30°N을 기준으로 남쪽에는 티베트고기압에 의해 상층에 동풍이 불고, 동남아시아와 중국남부의 상공은 주로 북동풍이 불어서 큰 연직 바람시어가 나타난다. 그림 1과 같이 강한 연직시어는 대류활동을 강화시켜 많은 양의 비를 내리기도 한다.
우리나라와 중국, 일본의 여름철 우기도 아시아 여름몬순의 한 부분으로서 많은 연구가 이루어지고 있다. 그렇지만, 우리나라부근의 장마전선은 대기층간 바람의 영향 외에도 여러 종류의 기단이 만나서 형성되기 때문에 아시아몬순의 연직대기구조보다 훨씬 복잡하다. 그림 2는 장마전선에 영향을 주는 기단을 요약한 것으로, 장마전선은 총 5개의 성질이 다른 기단의 영향을 받는다.
아래 그림 3은 장마전선에 영향을 주는 여러 기단이 동시에 영향을 미친 사례다. (a)850hPa 일기도에서 장마전선은 우리나라 중북부지방에 위치해 있으며, 장마전선의 남쪽으로 25kts 이상의 남서풍(하층제트)이 보인다. 이 남서풍은 중국에 위치한 저기압과 북태평양 고기압 사이의 강한 기압경도력에 의해서 형성되었으며, 중국남동해안에 위치한 많은 양의 수증기를 한반도로 이동시킨다. 상층대기에 위치한 티베트고기압은 대륙에서 건조한 공기를 장마전선으로 이동시키고, 북쪽에 위치한 상층저기압의 한랭공기는 하층대기에서 유입되는 온난다습한 공기와 만나 연직대기불안정을 만든다.
장마분석 가이던스 활용
예보국은 2012년 6월 8일 00UTC부터 COMIS-3의 위험기상에 “장마분석” 메뉴를 신설하여 장마분석을 위한 보조자료를 제공하고 있다. 일 2회(00, 12UTC) UM 전구모델에서 생산되는 6종의 공간분석 종합장을 이용하여 장마전선 분석과 해석 방법에 대해 알아보자.
이 외에도 그림 10과 같이 장마분석을 위해 중국(117E), 한국(127E), 일본(137E)을 기준으로 위도별 시계열 차트도 생산하여 예보관에게 제공하고 있다. 우리나라(남한)의 위도 33N, 38N은 붉은색 실선으로 표시되어 있다. 시간별 강수량 분포, 북태평양 고기압의 발달, 아열대기단의 이동 등을 참고하여 장마전선의 남북 진동과 강도예측에 활용할 수 있다. 우리나라가 위치하는 경도 127E를 기준으로 850hPa 상당온위의 모델 예측 경향도 볼 수 있다. 왼쪽의 숫자는 생산된 모델의 시각이며, 오른쪽 위의 숫자는 예측시간이다. 파란색과 노란색 경계에 있는 녹색 실선은 333K 값이다. 생산된 모델 날짜별로 30일 00UTC를 예측한 상당온위 333K 값은 24일 12UTC에 생산된 모델에서 40N 북쪽에 위치하다가 이후 생산되는 모델에서 점차 남쪽으로 모의하여 27일 00UTC모델에서 40N 부근으로 예측하였다. 따라서, 예측모델이 점차 현재와 가까워질수록 아열대 기단이 북쪽으로 이동하는 정도가 감소하고 있다. 이런 모델예측 경향을 반영하여 주간예보나 단기예보에 활용하면 장마전선의 위치와 호우발생 지역의 예측 정확도를 향상 시킬 수 있다.
강수 강도 못지않게 한 지점의 총 강수량을 결정하는 요소가 전체 대류계의 이동 방향을 파악하는 것이다. Doswell et al. (1996)과 Parker and Johnson(2000)은 그림 9와 같이 동일한 형태의 스콜선이 관측 지점 (노란색 점)을 지나갈 때 스콜선의 진행방향에 따라 누적 강수량이 변화되는 것을 조사하였다. 스콜선의 강도가 비슷하다면 진행방향에 따라 관측지점의 강수량 분포는 4가지로 나눠진다. ①의 경우에는 강한 대류성 강수가 아주 짧은 시간 동안 관측소를 통과하기 때문에 전체 강수량은 상대적으로 작아 호우에 의한 피해가 발생하지 않는다. ②는 스톰이 관측소를 지나가는데 걸리는 시간이 ①에 비해서는 상대적으로 길지만 호우에 의한 피해가 크지 않은 유형이다. ③번의 경우는 전방에 발달한 대류성 스톰구역이 존재하고 그 후방에 층운형 강수구역이 위치하는 전형적인 스콜선에서의 강수구조를 보여준다. 강수량 분포를 보면 전체 강수 지속시간에 비해서 총 강수량이 많지는 않은 것을 알 수 있다. 가장 위험한 경우가 ④와 같이 스콜선의 이동방향이 관측지점과 나란해서 대류성 스톰들이 지속적으로 유입되는 경우로 집중호우로 인한 돌발 홍수 발생 가능성이 매우 높은 유형이다.
그림 10은 스콜선과 내부에 위치한 스톰의 전파 방향을 요약한 것이다. 위성 영상과 레이더 에코 영상을 통해 스콜선을 구성하는 각각의 대류성 셀들의 이동 벡터 방향(Cc)은 동쪽으로 항하고, 전체 시스템이 남쪽 으로 이동(Cs)하는 상황에서 두 백터 차이를 스톰 전파 벡터(Ps)라고 부른다. 스톰 전파 벡터의 방향은 중규모 스톰에 대한 상대적인 유입 기류의 방향과 새로운 스톰 셀이 발생하는 위치가 어느 방향인지에 관한 정보를 제공한다. 예보관은 몇 시간 동안의 각 벡터들의 이동 방향을 통해서 새로운 스톰들이 연속적으로 스콜선의 후방에서 발생할 수 있음을 인지해야 한다.
스콜선
MCSs에서 관측되는 가장 일반적인 현상은 강한 대류성 에코들이 선형으로 형성되고, 진행방향을 기준으로 그 후면에 층운형 에코가 따르는 스콜선(Squall Line)이다(그림 3a,그림11참조). 스콜선은 어떤 특정한 정의가 있는 것이 아니라 레이더 에코가 선형으로 길게 늘어선 현상이다. 이 선형 에코(Line Echo)의 길이는 수십 km의 규모일 수도 있고, 미국의 경우에는 1,000km에 달하는 대형 스콜선이 형성되기도 한다.
그림 12는 Bluestein and Jain(1985)이 미국 오클라호마 지역에서 발생하는 스콜선을 형태에 따라서 분류한 것이다. 깨진 선형(Broken Line)은 일렬로 늘어선 대류성 스톰들의 사이에 새로운 대류성 스톰들이 채워지면서 발달하는 스콜선의 초기 단계이다. 후방생성형(Back Building)은 선행하는 대류성 스톰의 후면에서 새로운 스톰이 발생해서 선형 에코를 형성하는 경우이며, 깨진 영역형(Broken Areal)은 일정한 영역에 여러 개로 흩어져 있던 독립적인 스톰들이 뭉쳐져서 비교적 넓은 선형 에코를 형성하는 경우를 말한다. 영역 내포형(Embedded Areal)은 넓은 층운형 에코가 분포한 상태에서 그 내부에서의 스톰 규모 순환에 의해 선형 에코가 발생하는 경우이다.
스콜선은 동반되는 악기상의 유무에 따라 격렬한(Severe) 스콜선과 격렬하지 않은(Non-severe) 스콜선으로 구분할 수 있는데스콜선의 강도는 대류가용잠재에너지와 연직 바람시어의 영향이 중요하다. 대류가용잠재에너지가 얼마나 강한 대류성 스톰이 발생할 수 있는지에 대한 정보를 제공해 준다면, 연직 바람 시어는 주어진 대류가용잠재에너지에서 스콜선이 얼마나 강하고 오랫동안 유지될 것인 지를 결정한다.
스콜선의 생애는하층의 연직 바람시어의 크기에 따라서 형태와 유지 시간이 다르다.
연직 바람시어가 작은 경우에는 1~2 시간 정도좁고 강한 대류성 스톰들이 유지된 후 2~6시간 사이에 전방 대류선의 후면에서 층운형 에코 구역이 나타난 후에 점차 스콜선이 넓어지면서 소산된다. 반면하층의 연직 바람시어가 큰 경우에는 대류선이 빠르게 형성되지 못하지만 전방에 활 모양의 에코로 연결된 대류선이 형성되면 그 대류선이적어도 3~6시간 정도강한 상태를 유지하고 후방에 층운형 에코가 발달하지 않는 특성을 가진다. 그리고 스콜선도 소산되는 단계까지 좁은 영역에 강한 강도를 보이면서 상대적으로 긴 생애를 가진다
MCSs의 발달사례
그림 13(a)의 레이더영상을 보면, 발달된 에코대가 경기북부와 강원도를 중심으로 좁은 남북의 폭을 가지고 동서의 띠 형태로 분포하고 있다. 위성영상에서도 경기북부에서 동해상으로 깔때기 형태의 모양의 대류성 구름대가 동서로 위치한 것이 보인다. 같은 시각 계산된 CAPE(그림 13(c)) 분석장에서 경기만과 경기북부 지방에 가장 높은 CAPE가 위치하며, 높은 값의 SRH도 CAPE와 비슷하게 동서로 분포하고 있다. 그러나 최대 CAPE 지역과 최대 SRH 지역은 차이가 있다. 가장 높은 SRH 지역은 CAPE와 달리 중북부지방과 동해상에 분포한다. 불안정한 대기에서 하층대기의 연직 바람시어가 대류성 구름대 발달과 유지에 중요한 역할을 담당한 것으로 해석할 수 있다.
그림 14는 강한 에코대의 남쪽에 위치한 오산에서그림 13과 같은 시각에 관측된 단열선도이다. 오산은그림 13(c)에서 높은 CAPE값을 보인 지역이다. 지표부근과 하층 대기에서 기온과 이슬점온도차이가 매우 작기 때문에 LCL(상승응결고도)과 LFC(자유대류고도)가 모두 지면부근에 위치해 있다. 500hPa 부근에서는 50kts의 강풍을 동반한 건조한 공기가 유입되면서 지상부터 중층대기까지 매우 불안정한 기온구조를 보여준다. 붉은색 빗금으로 표시한 진잠재 구역은 지표부근에 위치한 LFC 고도부터 300hPa부근의 EL(평형고도) 고도까지 넓게 분포하고 있다. 이 면적을 에너지로 환산한CAPE가 888을 보이므로 만약, 지면부근이나 하층대기에서 약간의 기온상승이나 온난다습한 기류의 유입이 있다면 300hPa 부근까지 상승운동이 나타날 수 있다.그렇지만 하층대기의 연직바람시어를 보여주는그림 13(d)에서 높은 SRH 지역이 강원도와 경기북부에 위치하므로 오산에서는 강한 대류성 구름의 발달과 호우성 강수현상이 나타나지 않았다. CAPE는 대기의 불안정도를 나타내지만, 강한 대류성 구름대가 형성되고 지속적인 호우를 발생시키는 구름대를 유지시키기 위해서는 연직바람시어가 중요함을 보여주는 사례다.
대류성 스톰(Convective Storm)의 절대적인 높이가 비슷하더라도 전체적인 무게 중심이 하부에 있는지 상부에 있는지에 따라서 강수강도에 차이가 발생한다. 그림 6(a)의 스톰 단면도는 높은 대류가용잠재에너지와 큰 연직 바람시어에 따라 대류성 스톰이 연직으로 강하게 성장하면서 스톰의 최하층이 지상으로부터 일정한 높이에서 시작된 ‘상승 대류(Elevated Convection)’의 모습을 보여준다. 봄과 초여름에 발생하는 형태로서, 대류가용잠재에너지가 크고, 많은 수증기를 함유하고 있더라도 자유대류고도(LFC)가 높기 때문에 일정한 규모 이상의 강한 수렴이나 외부의 힘이 필요하다. 대류 구름대의 최저고도는 높고, 빙결고도는 낮기 때문에 구름내부의 입자가 대부분 얼음 알갱이로 구성되어 있다. 주변 대기로부터 건조한 공기가 유입되면 증발에 의해서 상층 구름내부의 강수입자(혹은 구름질량)가 감소한다. 이런 형태로 강하게 발달된 대류성 스톰은 순간적인 강우강도는 크더라도 지속 시간이 짧기 때문에 누적강수량과 강수 효율성이 크게 떨어지는 약점을 가지고 있다.
반면 그림 6(b)의 경우에는 지표면 가까운 곳에 대류구름대의 최하층이 위치하므로 스톰의 최하층과 빙결 고도 사이에 충분한 공간이 확보되어 있다. 이는 상대적으로 상승기류가 약하더라도 대기 하층의 수증기가 충분히 공급될 수 있는 장점을 가지고 있다. 따라서 구름 내부에는 다양한 크기의 강수 입자들이 높은 밀도를 가지고 존재한다. 또한, 일단 하강기류에 동반되어 강수가 시작된 이후에도 차갑고 밀도가 높은 공기 덩어리가 콜드 풀(Cold Pool)을 형성해서 스톰 방향으로 지속적으로 수증기를 공급할 수 있기 때문에 상대적으로 오랜 시간 동안 강수 현상이 유지될 수 있어 누적강수량과 강수의 효율성이 증가 하게 된다.
그림 7은 낮은 무게중심을 가지고 호우를 발생시키는 스톰의 연직단면도이다. 대부분의 강한 반사도를 가지는 구역이 빙결고도 이하인 -10℃ 고도보다 낮은 고도에 위치한 것을 볼 수 있다. 이렇게 연직으로 구름 내부의 온도가 영상인 따뜻한 구름 층이 3~4km 이상 분포하게 되면 구름 내부에는 구름 물량의 농도가 높게 나타나고 구름 입자의 크기 분포가 다양하기 때문에 강수 과정이 따뜻한 비(Warm Rain) 과정에서 충돌과 병합(Collision-coalescence)을 통해 강수입자가 충분한 크기로 성장할 수 있다.
우리나라 여름철 호우구조
손병주(2013)는 한반도에서 발생한 호우의 발생기구 연구에서, 미국의 호우시스템과 달리 우리나라는 그림 7과 같이 낮은 무게중심(저고도에 가장 강한 강도의 레이더 반사도)을 보이는 온난형 구조에서 호우가 주로 발생함을 제시했다. 온난형 호우구조는 500hPa 고도의 기온이 -10℃보다 높으며, 이 고도 이하에서 가장 강한 반사도(35dBZ 이상)를 가진 에코의 중심이 위치하는 경우로 간단히 구분할 수 있다. 온난형 호우는 대류 가용에너지(CAPE)가 큰 값(상층까지 양의 면적)을 가지지 않더라도 발생할 수 있는데, 그림 8에서 온난형 호우가 한랭형 호우보다 CAPE의 값이 작음을 알 수 있다. CAPE는 강수예측모델에서 대류성 강수량을 계산하는데 중요한 인자로 사용되므로, 온난형 호우구조는 강수량을 적게 모의할 수 있다.
850hPa에 남서풍의 제트기류에 의한 저위도의 많은 양의 수증기 유입은 중하층 대기를 습윤하게 만드는 주요 요소이며, PW (Precipitable Water; 가강수량)의 값은 한랭형 호우와 온난형 호우에서 차이가 발생하지 않음을 보였다. 따라서, 상층대기까지 강한 상승운동이 없더라도 지표부근과 중하층대기에 많은 양의 수증기만으로 호우가 발생할 수 있다.
온난형 호우셀은 영상층의 중하층대기에서 만들어지기 때문에 빙정이 거의 분포하지 않으므로 한랭형 호우셀보다 천둥번개의 발생빈도가 적다. 계절적으로 가장 기온이 높은 시기인 7월과 8월에 온난형 구조의 호우가 많이 발생한다. 반면, 한랭형 호우구조에서는 습윤한 영하층의 두께가 크기 때문에 많은 빙정이 수적과 같이 분포한다. CAPE의 값이 크고 천둥번개의 발생빈도가 온난형보다 많다.
복합적인 뇌우(Thunderstorm Complex)와 지속적인 강수가 나타나는 지역이 연결되어 수평 규모가 한 방향으로 최소한 100km 이상의 규모를 가지는 구름계(Cloud System)를 의미하며, MCSs 또는 MCS로 축약해서 사용한다.
MCSs에서는 깊은 습윤 대류(Deep-Moist Convection)활동이 지속적으로 발생하며, 이로 인하여 중규모 연직 순환(Mesoscale Vertical Circulation)이 발생한다(AMS Glossary, 2000). 표 1은 중규모의 기상현상을 요약한 것이다. MCSs는 Meso-β 규모로서 100km의 수평규모와 수 시간의 지속시간을 가진다.
MSC의 강수 구역별 특징
MCSs의 강수 구역은 대류성 강수(Convective Precipitation) 구역과 층운형 강수(Stratiform Precipitation) 구역으로 나눠진다. 대류성 강수구역은 연직으로 높게 발달한 대류운에 의해 강한 비가 내리며, 층운형 강수구역은 강수 강도가 상대적으로 약하다(그림 1 참조).
층운형 강수구역은 통계적으로 레이더 반사도 34dBZ(시간당 강수량 5mm) 이하로서, 발생한지 오래된 대류운이 소산되는 단계이거나 약한 상승운동의 결과로 나타난다. 그림 1(a)를 보면 강한 반사도를 가지는 대류성 강수 영역 후면(왼쪽)에 두 번째 높은 반사도를 가지는 영역이 보인다. 이 지역은 전방의 강한 상승기류를 따라 빙결고도 보다 높게 상승하여 형성된 빙정들이 후방으로 이동하는 기류를 따라 하강하면서 빙결고도 부근에 도달하여 녹으면서 발생하는 ‘밝은 띠(Bright Band)’ 구역으로 반사도는 대류성 강수구역과 비슷한 35dBZ(시간당 5mm강수) 이상이지만 층운형 구름에서 내리는 약한 강수가 나타난다.
MCSs에 동반되는 레이더 에코의 형태가 모두 이런 형태를 가지는 것은 아니지만, 최성기에 달한 MCSs의 운동역학, 구름물리 분석, 레이더 에코와 위성 영상 분석을 통해서 Houze et al. (1989)는 그림 2와 같은 MCSs의 개념도를 만들었다. 그림 2에서 반사도 35dBZ 이상인 구역을 회색으로 50dBZ 이상인 구역을 검은 색으로 채색하고, 강수가 내리는 지역(반사도 구역: Radar Echo Boundary)은 두꺼운 선으로, 구름 영역(Cloud Base)은 얇은 선으로 보여준다.
발달된 MCSs의 전면에는 돌풍전선(Gust Front)이 형성되고 약 10km 후방에 좁고 높게 발달한 대류활동 구역(Mature Cell)이 위치한다. 대류성 셀(convective cell)의 바로 후방에는 쇠퇴하는 셀(cell)이 형성되고 그 전면에 새로운 셀(cell)이 발달한다.
대류 활동에 의해서 대기 상층으로 이동했던 빙정들이 하강하면서 두 번째 높은 반사도 영역인 Bright Band가 대류계의 중층에 형성된다. 강한 대류셀의 전면(진행방향을 기준으로 동쪽)에서 유입되는 기류는 대류권계면까지 이동하고, 대류권계면 이하의 상층 고도에서는 강한 대류셀의 전면에서 후방으로 향하는 상승기류(Ascending Front-to-rear flow)가 위치한다. MCSs의 후방에서 전방의 대류 영역으로 유입되는 하강기류(Descending Rear Inflow)도 존재한다
그림 3은 최근 우리나라에서 발생한 MCSs에 동반된 강수 특징을 보여주는 사례로서, 그림 1과 2에서 제시한 MCSs의 모식도와 비슷한 강수에코 분포를 보여준다. 그림 3(a)를 보면, 2013년 7월 8일 10시 30분 현재 강화도에서 충청남도까지 남북으로 강하게 발달된 에코가 위치한다. 반사도가 45dBZ 이상을 보이며, 서에서 동쪽으로 이동 중이다. 이 에코는 11시경 서울 관측소를 통과하였는데, 15분간 최대 10mm의 강한 비를 뿌렸다. 그러나 이 에코가 지나간 후 경기만에 위치한 반사도 34dBZ 이상의 에코에서는 15분간 1mm 정도의 약한 비만 내렸을 뿐이다.
강한 에코중심을 기준으로 동서로 자른 그림 3(b)의 A-B연직단면도를 보면, 경기만에 위치한 강한 강도의 에코가 Bright Band라는 사실을 찾아 낼 수 있다. 지상부근의 에코강도는 34dBZ 이하로 강하지 않은 반면, 약 4~5km 고도에 떠 있는 에코의 강도는 34dBZ 이상이다. 이 에코(4~5km 상공)의 기온은 0℃ 부근 이었다. 남북으로 위치하면서 서에서 동으로 이동하는 이 시스템은 그림 1(a)와 2에서 제시한 MCSs 시스템의 대류성 강수지역, 층운형 강수지역, Bright Band의 특징과 구조에 일치하는 구조와 특징에 일치하는 사례였음을 알 수 있다.
그림 4는 같은 시각 천리안 위성사진이다.
경기만과 태안반도 부근으로도 높게 발달된 구름이 분포하고 있기 때문에 레이더 영상에서 Bright Band를 연진단면도로 분석하기 전에는 강수량을 과대 예측할 소지가 충분한 상황이었다. 따라서, MCSs내에서 강한 대류성 셀이 발달하여 이동할 경우 진행방향의 후면에 강한 에코대가 위치하면 Bright Band일 가능성을 의심하고 연직대기 분석 등을 통해 에코를 판별해야 한다.
여름철에 발생하는 뇌우의 경우 그림 3(b)와 같이 강한 반사도를 가진 구역이 빙결고도보다 낮은 뇌우의 하부에 위치한다. 충돌과 병합 과정을 거치는 따뜻한 비(Warm Rain)의 구조를 보이면서 강수가 매우 강한 것이 특징이다. 최성기에 도달한 뇌우가 얼마나 오랜 기간 강도를 유지하는가는 연직 바람시어의 크기와 관련성이 높다.
그림 5는 불안정한 대기에서 발생한 뇌우의 강도를 유지시켜주는 연직 바람시어의 역할을 나타낸 모식도이다. 풍향 혹은 풍속의 연직 바람시어는 하강기류와 상승기류를 지속적으로 발생시키고 이에 따라 뇌우의 최성기가 수 시간 동안 유지되는 다중 셀(Multi cell) 혹은 슈퍼 셀(Super cell) 뇌우로 발달할 수 있다.
상·하층 제트 결합이란 고도가 다른 두 층(하층·상층)의 강풍대가 그림 1과 같이 교차하는 형태를 일컫는 용어로서, 강한 대류가 발생하기 쉬운 물리적 특징을 함축하고 있다. 그림 1에서 지상저기압 중심을 기준으로 한랭전선과 온난전선 사이에 위치한 붉은색 구역은 남풍(하층제트)에 의해 저위도의 고온·다습한 공기가 유입되어 잠재적 불안정한 대기가 만들어진 지역이다. 고온·다습한 공기는 하층 제트에 의해 빠르게 고위도로 이동하면서 포화되고 상승운동을 하게 되는데, 그림과 같이 상층제트가 이 지역의 상공을 지나가게 되면, 대류운동이 급격하게 발달할 수 있다. 따라서 하층제트에 의해 충분히 습윤해진 하층대기 상공으로 상층제트가 위치한다면, 발산구역의 중심이 어디인가를 찾는 것이 정확한 호우예보에 열쇠가 된다.
그림 2는 상층제트 최대풍속과 제트축(Jet Streak)을 기준으로 호우발생 가능 구역을 찾는 방법이다. 상층의 발산이 뚜렷이 나타나는 구역은 최대풍속을 지나는 제트축을 기준으로 그림2에서 1분면(우상단면)과 3분면 (좌하단면)이다. 1분면은 대류발생은 가능하나 제트축의 북쪽에 위치하기 때문에 한대기단의 영향권에 있어서 호우를 발생시킬 수 있을 만큼의 충분한 수증기가 없다. 반면, 3분면은 제트축의 남쪽인 아열대기단의 영향을 받는 지역으로서 호우를 발생시킬 수 있는 잠재에너지가 충분한 지역이다(Uccellini and Johnson 1979)
2. 습윤/건조기류의 합류
그림 3은 미국 중부지역에서 발생되는 호우를 개념화한 모식도이다. 호우는 지상의 저기압이나 상층 기압골 동쪽에서 발생하는데,하층대기에서 온난·습윤한 공기가 멕시코만으로부터 유입되면서 상승기류로 전환된다. 중층대기에서 건조한 기류는 로키산맥을 넘어오면서 하강기류로 전환된다. 상승·하강기류로 전환된 성질이 다른 두 공기가 만나는 지점은 호우가 발생하기 좋은 조건이 된다. Hobbs et al. (1990)은 지상의 한랭전선이나 기압골의 동쪽에서 이런 특징(호우발생 구조)이 잘 발생할 수 있음을 보였다.
그림 4는 2010년 7월 16일 중부지방에 호우가 발생된 사례로서, 수증기 영상(좌)과 850hPa 상당온위 분포(우)를 보여준다. 남서류의 영향으로 850hPa 고상당온위 능(ridge)이 중국 양쯔강에서 중부지방으로 향해 있으며, 수증기 영상에서 이 지역은 저위도의 수증기가 고위도로 이동하는 통로였음을 알 수 있다. 반면, 이 고상당온위 능의 북쪽으로는 수증기 영상에서 건조한 공기가 놓인 것을 볼 수 있다.중부지방에 발달한 대류성 구름대는 그림 3과 같이 층간 성질이 다른 공기가 동시에 유입된 결과이다.
3. 온난이류와 연직시어
그림 5는 지상일기도의 특징과 1000-500hPa 층후 패턴을 이용한 호우구역을 찾는 방법이다.
호우는 지상 저기압이나 골을 기준으로 동쪽(온난전선·정체전선의 남쪽)에 잠재 불안정 공기가 위치한 지역에서 발생한다(그림1). 이 지역의 상공으로 1000-500hPa 층후의 형태가 분류(diffluence)일 때, 온난이류와 함께 층간 바람시어가 커지면서 호우가 나타난다(손에 잡히는 예보기술 1호 “층후 분석” 참조). 그렇지만 완벽한 호우 패턴이더라도 대기에 수증기 함유량이 호우를 발생시킬 수 있을 만큼 충분해야 한다. 그림 5에서는 중규모의 호우구역을 찾기 위해 가강수량 값을 약 29이상으로 제시했다.
그림 6은 남부지방을 중심으로 호우가 발생된 2009년 7월 7일 00UTC의 분석장과 레이더영상 중첩도이다. 우리나라에서도 지상저기압의 동쪽에서 많은 호우가 발생하는데(예보기술팀 2011), 1000-500hPa 층후 분류지역 내에서 정체전선 남쪽에 호우구역이 위치한 것을 확인할 수 있다.
4. 우리나라에 적용
그림 7은 상·하층 제트 결합, 성질이 다른 기류의 합류, 온난이류와 연직시어 등 호우발생 특징을 고려 하여 우리나라에 적용한 호우 모식도이다. 예보기술팀(2011)은 우리나라에서 발생한 10년(2000~2009)간 70개 호우사례를 분석하여, 총 6개의 호우모델을 도출했는데, 이 중 가장 많은 호우발생빈도를 보이는 모델이 그림 7과 같이 하층제트가 동반된 호우유형이다.
[ 참고문헌 ] 기상청 예보기술팀, 2011: 손에 잡히는 예보기술 1호 층후 분석, 2호 하층제트, 3호 불안정지수 기상청 예보기술팀, 2011: 예보관 핸드북 시리즈 2. 한눈에 보는 호우개념모델. Chen, T. C., and J. A. Kpaeyeh, 1992: The synoptic-scale environment associated with the low-level jet of the great plains. Mon. Wea. Rev., 121, 416-420. Funk, T. W., 1991: Forecasting techniques utilized by the Forecasting Branch of the National Meteorological center during a major convective rainfall event. Wea. Forecasting, 6, 548-564. Hobbs, P. V., J. D. Locatelli, and J. E. Martin, 1990: Cold fronts aloft and the forecasting of precipitation and severe weather east of the rocky mountains. Wea. Forecasting, 5, 613-626. Uccellini, L. W., and D. R. Johnson, 1979: The coupling of upper and lower tropospheric jet streaks and implications for the development of severe convective storms. Mon. Wea. Rev., 107, 682-703. Uccellini, L. W., and P. J. Kocin, 1987: The interaction of jet streak circulations during heavy snow events along the east coast of the United States. Wea. Forecasting, 2, 289-308.
SWEAT는 뇌우 발달과 관련된 CT와 TT를 개선한 지수로서, 평범한 뇌우보다는 격렬한 폭풍과 토네이도를 예상하기 위해서 고안됐다. 850hPa과 500hPa 풍속항을 추가하여, 대기 중·하층 풍속차이와 바람시어가 고려되었으며, 뇌우와 함께 돌풍예상에 적용할 수 있다. 그렇지만, 상층의 기온이 따뜻한 열대성기단 내에서 발생하는 여름철 호우와 직접적인 상관관계를 보이지 않는다.
TT(Miller, 1972)는 하층대기(850hPa)의 기온이 고려되지 않는 CT를 보완하여 뇌우의 범위와 강도를 예측하기 위해 개발되었다. 850hPa과 500hPa의 기온차이가 추가되어 대기 중·하층의 불안정 판단이 가능하게 된 것이 장점이다. 그렇지만, 수증기가 거의 존재하지 않을 경우 수치의 정확성이 떨어지는 단점이 있다. 만약, 850hPa 수증기가 적을 경우 CT를 이용하는 편이 더 낫다.
CAPE(Moncrieff and Miller, 1976)는 기온과 수증기의 연직 분포로부터 대류를 발생 및 강화시킬 수 있는 잠재 에너지를 수치화 한 것이며, 단열선도(Skew T - log P)를 이용해 CAPE를 계산하는 방법은 다음과 같다.
위 그림 5는 단열선도를 이용하여 CAPE를 계산하는 예이다.
여기서, EL은 175hPa, LFC는 800hPa, CAPE내 기온은 기온감율곡선에 비해 약 10℃ 더 높다. 따라서 간단하게 아래와 같이 CAPE를 계산할 수 있다.
CAPE는 저기압영향 내에서 대류성 강수가 발생 가능한 조건일 때, 시간당 최대 강수량, 돌풍 가능성 등을 예측하는데 참고자료로 활용성이 높다. 그렇지만 CAPE의 수치만을 이용하여 강수량이나 돌풍의 강도를 예측하는데 한계가 있다. 미국에서는 중규모 폭풍(뇌우, 토네이도)지표로 활용하고 있고, 우리나라 에서는 주로 호우 및 돌풍 예측에 활용하고 있다.
아래 그림 6의 실제 사례를 살펴보면, 2011년 4월 30일 6시에 중부지방을 중심으로 저기압에 의한 대류성 구름들이 발달하였다. 대류성 구름대의 분포는 100이상의 CAPE지역과 비슷한 것을 알 수 있다. 특히, 700이상의 높은 CAPE값 지역과 적외영상에서 가장 발달된 구름대의 위치는 모두 경기만을 중심으로 위치하고 있다. 호우가 예상될 때, 호우구역의 위치 및 강수집중 시간, 발달 및 약화 등을 일기도 분석과 CAPE예측을 통해 진단 할 수 있음을 의미한다.
그림 6. 2011년 4월 30일 06 KST, UM-RDAPS CAPE(a) 예측장(12UTC 생산)과 적외영상(b)
CT(Miller, 1967)는 하층의 수증기와 중층의 기온으로 만들어진 지수로서, 간단하게 뇌우의 강도를 예측 할 수 있다. 그렇지만 기압계의 이동으로 500hPa고도의 찬공기가 온난해 지거나, 850hPa의 습윤층이 건조하게 되면 CT값은 신뢰할 수 없다.
CT는 로키산맥의 동쪽과 난류의 영향을 받는 멕시코만 인근 지역에서 뇌우의 범위와 강도를 예측하기 위해 개발되었다. 동중국해와 인접한 우리나라에서도 이 지수는 활용가능하다.
CT는 일반적으로 18~22는 보통의 뇌우 강도를 22, 이상은 강한 뇌우발생 가능성을 의미한다. 2006년 4월 19일 21시 오산 고층관측에서 850hPa 노점온도는 -5.9℃, 500hPa 기온은 -30.5℃를 보였다. 이때 CT는 24.6으로써 뇌우가 강하게 나타날 수 있는 조건을 만족했다. 실제로 19일 22시에서 20일 01시 사이에 수원관측소에서 뇌우와 함께 우박이 관측되었다.
이 지수의 특성상 500hPa에 한기핵을 가진 절리저기압(cut-off low)이나 발달된 상층 기압골의 영향 범위에 들 때 활용성이 높다.
그림 4. 2006년 4월 19일 22KST 한반도 적외영상(좌)과 21시 500hPa 분석장(우)
SSI(Showalter, 1947)는 계산식이 간단하고 편리하여 일반적으로 대기불안정 상태를 진단하고 예측하는데 많이 활용되는 있는 불안정 지수이다.
고립된 공기내(공기의 유·출입이 없는 상태)에서 야간복사냉각으로 인한 지면부근에 역전층이 주간에 일사에 의한 가열로 해소되면서 기층이 불안정화 되어 뇌우가 발생될 가능성을 가늠해 보기 위해 개발되었다. 따라서, 맑은 날씨에 바람이 거의 불지 않는 안정된 기단의 영향을 받고 있을 때, 지면의 급격한 기온 상승 예측을 통해 대류가 발생하여 뇌우발생(소나기) 가능성을 진단하는데 유용하지만, 저기압에 의한 강수나 하층수렴, 상층발산의 대류운동이 잘 발달된 연직대기 상태에 적용하는 것은 적합하지 않다. 또한, 빠른 기압계의 흐름(변질된 기단 영향)에서도 적합하지 않다. 만약, 850hPa을 통과하는 깊은 역전층이나 수증기가 급격하게 감소하는 층이 있는 경우에는 SSI를 보완한 LI를 참고할 수 있다.
