KI(George, 1960)는 주로 여름철 해양성 열대기단의 영향을 받을 때 나타나는 호우와 뇌우를 진단하기 위해 개발되었다. 이 지수는 대기의 대류 잠재 가능성을 알아보기 위한 지수로서, 중층이하 대기층에서 불안정 요소를 진단하기 위해 3개층의 기온과 2개층의 노점온도를 사용하여, 아래 식으로 계산된다.
이 식의 의미는 850hPa과 500hPa의 기온차가 클수록, 850hPa의 이슬점온도가 높을 수록, 700hPa의 이슬점온도와 기온의 차가 작을수록 커진다는 의미이다.
등지수선은 5간격의 녹색 실선으로 표시하고 지수 25이상은 불안정을 의미한다. KI 지수에 따른 소나기나 뇌우의 경우는 다음과 같다.
우리나라에서는 해양성 열대기단인 북태평양 고기압의 영향을 받는여름철 호우 및 뇌우 진단을 위해 KI를 활용할 수 있다. 우리나라에서 발생된여름철 대부분의 호우는 KI 값이 30이상에서 나타났다(예보기술팀, 2011).
이 보조일기도는 주로 여름철 해양성 열대기단의 영향을 받을 때 나타나는 호우와 뇌우 진단에 사용을 한다. 따라서 주로 5월에서 10월까지만 분석을 한다.
이 보조일기도를 분석할 경우 주의사항은 대기 하층에서 대류를 유발할 수 있는 환경이 갖추어지지 않은 경 우(하층이 충분히 포화되지 않고 건조한 층이 존재할 경우 또는 역전층이 존재할 경우 등)는 정확성이 떨어진다. 현재의 기상상태에서 역학적 불안정을 의미하지만, 중·상층에 차가운 공기가 위치하는 경우 신뢰성이 떨어진다. 또한 하층대기에 충분히 포화되지 않고 건조한 층이 존재할 경우, 역전층이 존재할 경우에도 정확성이 떨어진다.
KI는 호우 및 뇌우예보에 보조지표로서 유용한 지수이지만, 직접적인 상관관계가 높지는 않다. 상층의 차가운 공기가 위치하거나 여름철 지표의 가열로 인한 850hPa의 높은 기온은 KI값을 증가시킬 수 있기 때문이다. 따라서, 하층 수렴, 상층 발산의 연직 대기구조가 잘 갖추어져 있고, 하층대기가 충분히 습윤한 상태일 때 적용가능하다. KI가 30이상 높은 값을 보일 때(그림 2), 저기압 중심의 동쪽(난역) 에서 호우가 종종 발생하는데, 남서풍의 하층제트가 강한 대류 활동을 유발 하는 방아쇠(trigger) 역할을 하기 때문이다.
지표가열에 의한 대류불 안정에 의한 뇌우(소나기)예보에는 SSI, LI 등이 적합하다.
아래 K-index 보조일기도의 경우 한반도 대부분 지역에서 25이상 분포하고 북한지역 을 중심으로 30이상이 나타나므로 소나기와 심한 뇌우가 발생할 가능성이 있는 것을 볼 수 있다
남쪽에서 북쪽으로 이동하는 하층제트는 종종 서에서 동으로 이동하는 상층제트(Upper Level Jet; ULJ) 아래로 통과하면서 서로 커플링되기도 한다. 이런 커플링형태는 직접열순환(direct thermal circulation)을 만든다.
하층제트에 의한 수렴과 상승운동은 상층제트 입구의 오른쪽 발산구역에서 강화되면서 지속적으로 강한 상승운동을 만든다(그림 4). 상·하층제트 커플링의 형태로 나타나는 직접적인 열 순환은 우리나라 호우사례에서도 발견된다.
그림 5는 2009년 7월 14일 사례로 상·하층 제트가 커플링 된 모습을 보여준다.
하층기류에 동반되어 남에서 북으로 이동하는 온난·습윤한 공기는 부력을 얻어 상승운동을 하게 되고, 이 기류는 상층제트 입구의 오른쪽으로 이동하면서 직접적인 열순환 구조를 갖추게 된다. 850hPa 기류의 방향이 200hPa 기류를 타고 넘는 구조로서, 중규모의 호우구역을 찾을 수 있다.
하층제트 축의 왼쪽에 해당하는 호우구역은 하층제트의 최대풍(그림 5(a), (b)의 A)에서 상층제트 축(그림 5(a), (b)의 B)까지 그은 선 내부로 한정된다. 그림 5(c) 처럼 이 지역은 하층의 강한 수렴과 상층의 강한 발산의 연직구조가 잘 조직되어 호우발생 확률이 높다.
그림 5. (a)850hPa 유선과 강풍, 레이더영상을 중첩한 일기도, (b)200hPa 등풍속선(50kts 이상, 10kts 간격)과 발산장 (컬러)의 중첩도, (c)는 (a)와 (b)의 A와 B 지점 사이의 수렴, 발산, 등풍속(10kts간격)을 보여주는 연직단면도 (2009년 7월 14일 00UTC, GDAPS 분석장)
야간 시간대의 대기 안정화
하층제트는 행성경계층고도 부근에 위치하기 때문에 일변화가 발생한다(Wexler 1961). 낮에는 일사에 의한 지면가열로 행성경계층고도가 높아지고 난류에 의한 마찰효과가 크지만 야간에는 지표부근이 안정화 되어 마찰력이 줄어들면서 하층제트의 풍속이 증가하게 된다. 특히, 야간에는 마찰효과가 없는 상태에서 남에서 북으로 이동하는 하층제트의 특성상 코리올리힘이 증가하여 지균풍보다 더 강한 바람을 만든다.
이런 낮과 밤에 풍속차이는 고위도로 수송하는 수증기와 에너지양에 큰 차이를 만들어, 비가 내리는 시점에 따라 호우의 빈도와 강수량의 차이가 발생하게 된다.
하층제트가 동반된 호우발생 빈도 연구에서 늦은 밤에서 이른 아침 사이에 발생한 호우가 낮에 발생한 호우보다 25%이상 많은 것으로 조사된 바 있으며, 비슷한 시스템으로 발생된 호우일 경우에도 야간에 강수량이 더 많은 것으로 알려져 있다(Hoecker 1963, Hoecker 1965, Bonner 1968, Augustine and Caracena 1994, Mitchell et al. 1995).
[ 참고문헌 ]
예보기술팀, 2011: 예보관 핸드북 시리즈 2. 한눈에 보는 호우개념모델 Augustine, J. A. and F. Caracena, 1994: Lower-tropospheric precursors to nocturnal MCS development over the Central United States. Wea. Forecasting, 9, 116-135. Bonner, W. D., 1968: Climatology of the low level jet. Mon. Wea. Rev., 96, 833-850. Hoecker, W. H., 1963: Three southerly low-level jet streams delineated the Weather Bureau special pibal network of 1961. Mon. Wea. Rev., 91, 573-582. , 1965: Comparative physical behavior of southerly boundary-layer wind jets. Mon. Wea. Rev., 93, 133-144. Mitchell, J. F. B., R. A. Davis, W. J. Jngram, and C. A. Senior, 1995: On surface temperature, Greenhouse Gases, and Aerosols: Models and Observations. J. Climate, 8, 2364-2386. 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. Wexler, H., 1961: A boundary layer interpretation of the low-level jet. Tellus, 13, 369-378
남서풍의 하층제트와 동반된 호우구역은 하층제트 중심(최대풍속)의 북동쪽과 남서쪽에서 발생하는 호우로 각각 나눌 수 있다(그림 1의 A와 B). 하층제트 축(streak)을 기준으로 호우 지역은 기온과 습도의 차이가 큰 축의 왼쪽에 나타난다. 상대적으로 축의 오른쪽에서는 기온과 습도의 차이가 적다.
그림 1의 A 구역은 온난·습윤한 공기가 한랭·건조한 공기와 만나 상승 기류를 만들어 호우가 발생되는 지역으로써, 주로 지상 및 하층대기에서 저기압 중심의 동쪽에 위치한다. 이 구역에서는 온난전선형과 같이 따뜻하고 습한 공기가 차고 건조한 공기를 타고 북상하므로 폭 넓은 강수대를 형성 한다.
그림 1의 B 구역은 온난·습윤한 기류를 향해 건조한 북서~서풍의 기류가 침투하면서 상승기류를 발생시켜 호우가 발생하는 지역이다. 이 지역은 한랭전선형 강수대와 같이 폭이 좁고 강한 비를 동반하며, 수평적 (동서방향)인 기온차이보다 습도의 차이가 더 크다.
<하층제트 축을 기준으로 호우구역 찾기>
10년간(2001~2010) 우리나라의 호우경보 사례를 대상으로 연구한 결과 850hPa 고도에 최대풍속 25kts 이상의 하층제트가 있을 경우 하층제트 축의 왼쪽 지역(그림 1의 A, B)에서 15kts 이상의 풍속대에서 주로 호우가 발생하였음(예보기술팀, 2011).
하층제트에 의한 호우사례 분석
아래 그림 2는 기류의 진행방향에 따라 풍속이 감소하는 지역으로써 고상당온위역과 저상당온위역이 만나는 지역인 하층제트 중심의 북동쪽에서 호우가 내린 사례이다(2009년 7월 7일).
이 지역에서 호우와 관련된 상승운동이 발생되는 이유는 하층대기의 수평적 풍속감소분이 수직적 풍속증가분 (연직상승운동)으로 변화되기 때문이다. 하층제트 중심이 통과하기까지 많은 수증기와 에너지가 계속해서 유입되므로 강수 지속시간이 다른 호우형태에 비해 길며, 폭 넓은 호우구역이 나타난다.
그림 2. (a)는 850hPa 상당온위(333K이상 컬러부분), 유선, 등풍속선(15kts 이상, 5kts 간격, 분홍색 실선), 레이더 영상 중첩도. (b)는 (a)의 선 A, B를 잇는 상당온위의 연직 단면도임(2009년 7월 7일 00UTC, GDAPS 분석장)
그림 3은 하층제트 중심(최대풍속)을 기준으로 남서쪽에서 발생하는 호우의 예이다(2009년 7월 14일).
이 지역은 온난·습윤한 기류내로 건조한 기류가 침투하면서 활발한 상승운동이 나타난다. 한랭전선형과 같이 폭이 좁은 띠 형태의 강수대가 나타나므로 하층제트 중심의 북동쪽 호우구역(그림 1의 A지역)에 비해 강수 지속시간은 짧지만 그림 3(b)와 같이 습윤한 북태평양 기단과 건조한 대륙기단이 균형을 이뤄 정체될 경우 많은 비가 내릴 수 있다.
그림 3. (a)는 최대풍속지역의 서쪽에서 나타나는 호우의 예이며, 오른쪽 그림은 같은 시간 수증기 영상임 (2009. 7. 14. 18UTC, GDAPS 분석장).
■ 기상학자 로스비가 1956년 TIME지 기사에서 강한 서풍계열의 상층 바람을 “jet stream”이라고 쓰기 시작함. ■ 상층제트의 중심최대풍속은 50~200kts정도며 250kts를 넘을 때도 있음. 겨울철이 여름철보다 남북간의 온도차가 커, 겨울철의 제트가 강함.
■ 겨울철 제트기류의 핵은 250 hPa 고도에 있으며, 강한 저기압이 있는 곳에서는 300hPa 고도에 도달함.
■ 상층제트의 파장은 평균적으로 경도 75°이고, 50°~130°로 다양하게 나타남.
■ 200, 300hPa 일기도에서는 상층 제트축을 풍속 50kts를 시작으로 최대풍을 지나 50kts의 끝까지 5~10㎜의 넓이가 일정한 적색띠로 표시하고 풍하측 끝에 화살표를 붙임(하층제트는 그림 1처럼 별도 분석).
그림 8. 200hPa일기도, 2010년 6월 29일 12UTC
■ 위성영상을 이용해서 제트축을 찾는 방법도 있음.
그림 9(a)처럼 제트축의 고기압성 시어 쪽으로 권운 구름대가 형성,
그림 9(b)처럼 경압 구역의 권운은 없으나, 제트축이 가로지르는 곳에서 A지점처럼 구름이 흐르는 것처럼 보이거나,
그림 9(c)처럼 상층운이 없고, 하층운 구름대의 경계나 상호작용영역에서 찾아볼 수 있음.
그림 9. 위성영상에서 제트 찾는 방법(출처:Satellite Interpretation)
그림 10. MTSAT-2 적외영상, 2011년 2월 6일 12UTC
1. 한대 제트(Polar jet)
한대 제트는 9~12㎞ 상공에 폭이 좁고 속도가 강한 편서풍으로 아래 그림 6(a)처럼 30°~50°사이의 중위도에서 하층의 남북온도 차이에 의해 형성된다. 남북의 온도차는 대기에 서로 다른 층후를 형성하고, 이로 인한 기압경도에 의해 상층 바람은 하층에 온도차이가 큰 곳의 위쪽으로 남에서 북으로 흐르며, 가속되면서 전향력에 의해 동쪽으로 편향되어 전지구를 서에서 동으로 움직이는 바람의 통로를 형성한다. 일반적으로 한대제트를 상층제트라고 부른다.
제트가 중요한 이유는 기압계의 주 에너지 원이기 때문이다.
아래 그림 4처럼 제트 입구의 오른쪽, 제트 출구의 왼쪽에 발산장이 형성되면서 직·간접적으로 열이 순환되고, 연직운동이 강화된다. 이러한 에너지 교환은 아래 그림 6(b)처럼 지상기압계를 발달시키고, 반대로 지상기압계가 제트를 강화시키는 상호작용을 한다.
그림 6. (a)대류권부근의 극전선 위의 제트(출처:Weather & Climate)과 (b)2010년 1월 4일 03KST 상하층 기압계 모식도(서울경기 대설사례)
2. 아열대제트(Subtropical jet; STJ)
아열대제트는 아열대 지역의 해들리셀과 페렐셀의 경계에서 약한 온도 차이에 의해 만들어진다. 적도수렴대에서 멀어질수록 각운동량 보존법칙에 의해 상층 바람의 서향 성분이 강화된다. 아열대제트는 따뜻하고 습한 공기를 북쪽으로 수송하며, 중위도 기압계를 강화시키는 역할을 한다.
3. 하층제트 (Low-Level Jet; LLJ)
하층제트는 850hPa이나 925hPa에 나타나며 하층대기에서 강화된 남서풍으로 10~12.5㎧(약 20~25kts) 풍속을 갖는다. 아래 그림 7처럼 저기압성 곡률을 갖는 한대제트 앞쪽에서 2차 순환에 의해서 강화된다.
우리나라 주변에서는 주로 여름철에 장마전선 상에서 발달한 저기압에 동반되어 하층제트가 나타난다. 하층제트는 다량의 수증기와 열을 포함한 따뜻하고 습한 공기를 북쪽으로 이류시키는데 중요한 역할을 하며 상·하층간의 대기불안정을 강화시킨다.
그림 7. (a)하층제트와 대류 불안정, (b)상층제트와 하층 제트의 커플링 모식도(출처:COMET)
일반적으로 1000-500hPa 층후에서 5400m 층후선은 눈과 비를 구분하는 기준선으로 많이 이용한다. 5400m 이하일 경우 대부분의 강수형태는 눈이며, 이 중 약 50%는 1000ft (~305m) 미만에서 형성된다.
5400m 이하인 경우에도 눈이 내리지 않을 수도 있다. 따라서 다음의 사항들을 고려해야 한다.
- 고도가 높은 지역에서는 5460m이나 5520m 층후지역에서 눈이 발생할 수 있다.
- 두 기층 사이에 난기이류가 있을 경우 층후는 증가하지만, 여전히 하층이 빙점 이하의 기온을 유지하고 있다면, 강수형태는 눈이다.
- 대기하층의 기온(주로 925hPa 기온이용)은 강수형태를 결정하는 중요한 요소로, 지면의 얇은 극 기단은 5400m 이상의 층후에서도 비나 진눈깨비를 다시 눈으로 얼릴 수 있다.
기상청 현업에서는 겨울철에 강수형태 판단을 위해 1000-700hPa 층후도를 사용하며, 2760m의 평균온도는 264.23K로, 평균 기온감률을 고려하면 지상 기온은 0도 이하가 된다(Bluestein, 1993). 보통 2760m이하는 눈, 2820m이상은 비로 판단하며, 강수형태의 전이역은 그림 5(a)처럼 빨간 빗금처리를 하여 표출한다.
또한, 아래 그림 6처럼 전일 12UTC의 1000-925hPa 층후값 또는 1000-850hPa 층후값과 최저기온과의 선형적 상관관계를 이용하여 최저기온 예보에도 활용할 수 있다(Massie and Rose 1997, Rose 2000).
[ 참고문헌 ]
Bluestein, H. B., 1993: Synoptic dynamic meteorology in midlatitudes. Oxford Press, V2, 426-455.
Massie, Darrell R. and Mark A. Rose, 1997: Predicting daily maximum temperatures using linear regression and Eta geopotential thickness forecasts. Wea. Forecasting, 12, 799-807.
Rose, M., 2000: Using 1000-925 mb thicknesses in forecasting minimum temperatures at Nashville, Tennessee. Technical Attachment SR/SSD 2000-25.
1000-500hPa 층후도는 온난이류 지역의 대류성 호우구역을 찾는데 유용하다. 등층후선들이 밀집되어 있다가 느슨해지는 곳이 층후분류지역(thickness diffluence area, 그림 1).
A, B지점 모두 하층에서 상층으로 갈수록 바람이 순전(veering)하는 온난이류의 영향을 받는 곳이나, B지점은 A지점에 비해 하층바람(Vl)의 풍속이 크다. B지점에서 A지점으로 향하는 하층바람은 등층후선을 가로질러 이동하면서 풍속이 감소하게 되는데 이는 하층대기의 수평적 풍속감소분을 수직적 풍속증가(상승기류)분으로 보충하기 때문이다. 그림 1의 층후분류지역에서 녹색으로 표시된 대류성 강수지역은 상승 기류가 강한 지역으로써, 대류성 강수에 의한 호우가 자주 발생 하는 지역이기도 하다(Uccellini and Johnson 1979, Funk 1991).
Bell and Lindner(1982)와 Funk(1991)는 층후분류형에 수증기 값 (가강수량)을 더하여 그림 2와 같이 중규모 호우구역을 보다 상세하게 찾아 내었다. 겨울철은 1000-500hPa 층후분류지역의 북쪽이면서 지상일기도 전선의 북쪽에 호우가 나타나며, 여름철은 층후분류지역이면서 지상일기도 전선의 남쪽에 호우구역이 나타난다.
그림 3은 여름철 1000-500hPa 층후분류지역에서 호우가 나타난 사례이다.
서해상에 위치한 지상 저기압의 동쪽지역에 우리나라가 위치할 때 지상에서는 남~남서풍이 불고, 대기 중층인 500hPa 고도에서는 남서~서풍의 바람이 불어 연직 층간 바람시어와 온난이류가 발생한다. 여기에 수증기량과 불안정을 동시에 보여줄 수 있는 K-Index를 중첩하면, 호우구역을 보다 상세하게 찾아낼 수 있다.
1000-500hPa 층후, K-Index 30이상 지역과 레이더 영상을 중첩한 영상으로 실제 호우구역이 이론과 비교적 잘 일치하는 것을 그림 4에서 볼 수 있다.
[ 참고문헌 ]
Bell, R. E., and A. J. Lindner, 1982: Ingredients which may combine to form the favorable pre-existing structure. National Meteorological Center in-house notes and schematical drawings of the ingredients necessary for heavy rainfall production. [Available from the Forecast Branch of NMC, Camp Spring, MD.]
Funk, T. W., 1991: Forecasting techniques utilized by the Forecasting Brach of the National Meteorological center during a major convective rainfall event. Wea. Forecasting, 6, 548-564.
Uccellini, L. W., and D. R. Johnson, 1979: The coupling of the upper and lower tropospheric jet streaks and implications for the development of severe convective storms. Mon. Wea. Rev., 107, 682-703
■ 층후는 대기의 주어진 층에 대한 평균 기온 지시자로 보통 1000-500hPa 층후를 이용하며 전선, 기단, 열적 이류 지역을 알아내는데 이용함.
■ 낮은 층후는 차가운 공기에 상응하고, 높은 층후는 따뜻한 공기에 상응함.
■ 따뜻한 이류는 대규모 상승, 구름, 비와 연관이 있고, 찬 이류는 침강역전, 맑은 하늘과 연관되어 있음.
■ 한랭전선은 저기압성 곡률을 갖는 층후선(온도곡)과 연관이 있고, 온난전선은 고기압성 곡률을 갖는 층후선(온도능)과 관련이 있음.
■ 층후선들의 능, 곡(온도능, 온도곡)들은 열적 기울기로써 서로 다른 기단을 분리할 수 있음. 지표의 전선은 보통 온도능, 온도곡의 따뜻한 가장자리에 위치함.
■ 온도곡을 따라 올라가는(즉, 온도곡 전방) 지상 저기압은 발달중이거나 성숙한 상태. 저기압이 온도곡의 극쪽이나 후퇴하고 있으면, 지상저기압은 폐색 중임.
■ 예보관이 익숙하지 않은 지역에서 강수형태를 예보할 때, 해수면 고도에서 비가 눈으로 바뀔 수 있는 지역 판단에 1000-500hPa 층후도의 5400m선을 먼저 이용할 수 있음.
출처: 손에 잡히는 예보기술(기상청)
층후는 서로 다른 두 기압면 사이의 수직 두께이다. 보통 미터 단위(gpm)를 사용하며, 기상청은 30m 또는 60m 간격으로 층후도를 그린다. 수치가 높은 층후 값은 따뜻한 공기를, 수치가 낮은 층후 값은 찬 공기를 의미한다. 층후는 가온도*를 측정하는 것과 같아 두 층간의 평균 가온도에 비례한다. 만일 기단이 습하고, 따뜻하다면 이 기단의 가온도는 실제 온도보다 약간 더 높다. 즉, 층후간격이 넓다.
* 가온도(Tv; Virtual temperature): 습윤공기와 같은 밀도를 가지는 기압조건에서의 건조공기의 온도. Tv = T + w/6 (w: 혼합비). 실제 기온과 1~2℃의 작은 차이를 보인다.
예보분석을 위해서는 주로 1000hPa과 500hPa 사이의 층후를 많이 사용한다. 이 층은 대부분 기단들의 차이가 잘 나타나는 곳으로, 해수면과 약 5km 평균해수면고도 사이에 위치한다. 겨울철에는 1000-700hPa이나 1000-850hPa 층후가 전선과 기단을 정의하는데 더 유용하며. 기상청은 겨울철에 눈·비 구분을 위해 1000-700hPa 층후를 자주 사용한다.
층후도는 대부분 등압선과 함께 표출하며, 열적 대비와 기단에 대한 기압경도력(바람)과의 정확한 상관관계를 알려준다. 예로 아래 그림 7의 경우 지상일기도와 1000-500hPa일기도를 중첩한 것이다. 층후도는 열적 이류를 평가할 수 있는 신뢰도 높은 방법이다. 이류는 더 차갑거나 더 따뜻한 층으로 바람이 불 때 나타난다. 그림 7에서 보는 것처럼 등압선들과 층후선이 서로 교차하면서 네모난 상자형태로 그려진 곳에서 따뜻하거나 찬 이류가 일어나는 것을 짐작할 수 있다.
특정한 층후 선은 눈·비의 전이영역 판단에 활용한다. 기상청은 1000-500hPa 층후도에서 5400m선 이하를 눈으로 판단하며, 1000-700hPa 층후도는 2760m이하는 눈, 2820m이상은 비로 판단한다
[ 참고문헌 ]
홍성길, 1995: 기상분석과 일기예보, 교학연구사, 145-152
Tim Vasquez, 2003: Weather Map Handbook, Weather Graphic Technologies, 20-21
전선면 부근에서의 온난한 공기가 하강하거나 상승하는 정도에 따라 활승전선(Ana Front)과 활강전선(Kata Front)으로 구분한다. Browning(1985)에 의해서 제시된 이 전선 개념에 따르면, 중위도 온대 저기압의 구름과 강수 형태는 등온위 공기면 위를 이동하는 상승운동의 결과로 발생하는 것으로 본다.
온난 수송대는 한랭전선을 따라 남에서 북으로 이동하는데, 이 기류 중에 일부는 지상 전선의 전면에 남서류의 하층제트의 형태로 나타난다. 대부분의 기류가 한랭전선을 따라 이동하지만, 일부는 한랭전선을 가로질러 이동하면서 전선의 구조를 유지하는데 매우 중요한 역할을 수행한다.
아래 그림 6에서 노란색으로 채워진 화살표 지역은 남서류의 온난수송대 흐름을 보여주며 화살표 지역 내에 빗금 친 부분은 강수 밴드를 보여준다. 활강전선은 한랭전선의 이동방향 전면(동쪽)에 위치하고, 활승 전선은 지상한랭전선의 후방에 위치한다. 이러한 형태의 온난수송대가 형성되면 한랭전선을 가로질러 2차 순환이 발생하고 독특한 형태의 활강 및 활승전선이 형성된다.
그림 7은 그림 6의 적색 실선을 따라 온난수송대 지역과 한랭전선을 가로지른 연직 단면도이다.
1. 활강전선(Kata front)
온난수송대가 한랭전선의 동쪽(전면)에 위치하면, 온난수송대 내의 남풍의 기류는 한랭전선을 서쪽에 두고 북쪽으로 이동하면서 상승한다. 이 상승운동으로 인하여 비교적 좁은 지역에서 강한 대류에 의한 호우현상이 발생하는데 이런 전선을 활강전선(Kata Front)이라고 부른다.
활승전선은 대류권 전체에서 전선면의 온난한 쪽에서의 상승 운동과 상층까지의 공기 포화가 특징인 반면, 활강전선의 경우에는 대류권 중·상층의 공기가 가라앉기 때문에 연직운동이 약해지며, 비단열적으로 공기가 온난하고 건조해지는 경향이 있다(그림 7 참조). 이때 중·상층운의 광범위한 층이 없어지고, 대신에 이 층은 약 3~4㎞까지 층적운(Sc)과 낮은 고적운(Ac) 층으로 구성된다. 이 엷은 구름은 따뜻한 공기에 머물기 보다는 전선대 어느 한 쪽으로 넓게 퍼지고 약한 강수를 내린다. 그렇지만, 한랭전선 끝단의 동쪽에서 북쪽으로 이동하는 온난수송대의 남풍류는 상층대기(건조공기)와 교차하면서 강한 대기불안정을 만들어 강한 호우구름이 발달하기도 한다. 활강전선은 한랭전선의 남쪽 끝단부터 전선의 동쪽에 남북으로 대류성 강수대가 있고, 지상한랭전선 부근으로는 약한 강수 혹은 강수현상이 없는 경우도 있다.
아래 그림 9는 활강전선에 대한 모식도이다.
지상한랭전선의 동쪽에 발달한 비구름대가 위치함을 알 수 있다. 상층의 한랭공기가 하강하면서 지상의 한랭전선 동쪽으로 이동하여 따뜻하고 습한 기류를 밀어붙여 지상의 한랭전선 전면에 강한 상승기류와 대류성 구름을 만든다.
아래 그림 8은 우리나라 부근에 활강전선이 나타났던 사례이다.
한랭전선면 부근으로 낮은 구름대만 보이고, 전선의 동쪽에 대류성 구름대가 나타나 있다. 상층대기에 한기가 급격히 남하할 경우 지상의 한랭전선 동쪽 으로 불안정에 의한 대류가 강화되기 때문이다. 한랭전선면 부근으로는 중·상층대기에 하강류가 강해 구름이 발달하기 어렵다. 지상일기도에서 폐색단계에 도달하기 전에 상층에 한기가 급격하게 지상의 한랭 전선 부근으로 이동할 때 발생하는 전선이 활강전선이므로 상층일기도 분석이 반드시 필요하다. 그림 8의 500hPa 일기도를 보면, 기압골이 쇄기형태로 남쪽으로 깊게 파인 형태로 발달된 모습이 보인다. 일반적 으로 전선을 가지고 발달하는 지상저기압의 서쪽으로 상층골이 위치하지만, 활강전선의 경우 지상저기압의 위치와 큰 차이가 없는 것이 특징이다. 활강전선의 경우 지상의 한랭전선 부근에 강수가 없으므로 예보관은 상층골의 위치와 위성영상을 통해 활강전선을 구분할 수 있어야 한다. 서에서 동으로 이동하는 기압계의 흐름을 고려하여 활강전선의 대류성 강수대가 빠져나간 이후에 지상의 풍계는 변화 없이 강수현상이 종료 되는 것도 유념해야 한다. 강수가 종료된 후, 지상의 한랭전선이 빠져나간 후 풍계가 남서에서 북서로 전환 된다. 우리나라를 지나가는 한랭전선과 연결된 상층골은 일반적으로 지상에서 상층으로 서에서 동으로 기울어진 채 동쪽으로 이동하지만, 활강전선의 경우 북서쪽에서 빠르게 우리나라 상공으로 이동하면서 지상의 한랭전선을 따라잡는 경우에 종종 발생한다.
2. 활승전선(Ana front)
활승전선은 지상의 한랭전선 후방에 위치한다.온난수송대에 동반되는 기류가 한랭전선에 동반된 공기와 충돌한 후 바로 전방(동쪽)을 향하지 않고 한랭전선의 후방(서쪽)을 향하는 상승운동을 보이는 경우를 활승 전선(Ana Front)이라고 부른다. 일반적인 중위도 전선저기압의 한랭전선 강수대와 일치하는 전선이다.
활강전선과 활승전선은 기류 그 자체에 의해서 결정되는 것이 아니라 한랭전선에 상대적인 기류의 방향에 따른 상승운동의 크기에 따라 결정되기 때문에 온난수송대 뿐만 아니라 한랭전선의 이동방향과 속도도 활승·활강 전선의 형성과 강도에 영향을 미친다.
기상 위성 분석을 예보에 많이 활용하는 영국이나 미국의 경우에는 위성 영상의 형태와 일기도 분포를 종합하여 활승·활강 전선 지역을 구분하고 있다. 우리나라에서 한랭전선 통과시에는 주로 활승전선이 나타나며, 이 때는 일반적인 한랭전선 접근에 따른 예보가 가능하다. 전선 접근시 강수가 시작되고 지상의 바람이 남서에서 북서로 급변하면서 강한 강수와 함께 기온이 하강하고 이후 1~2시간 내 강수가 종료되는 특징을 보인다.
그림 10은 활승전선의 특징을 요약한 모식도이다.
일반적인 한랭전선 강수대의 특징과 유사하게 지상의 한랭전선 부근과 그 서쪽에 주 강수대가 위치한다.
아래그림 11은 우리나라 부근에 활승전선이 나타났던 사례이다.
3. 한랭수송대와 관련된 전선특징
온난수송대는 저기압 남쪽의 온난구역에서 북상하는 기류이며, 한랭수송대는 온난전선의 북쪽에 위치한 차가운 공기가 더 차가운 공기쪽으로 이동하면서 상승하는 기류를 말한다. 강하게 발달하는 저기압의 경우 그림 12와 같이 한랭수송대가 온난전선의 북쪽에서 저기압 중심 주위로 이동한다. 온난전선의 북쪽에 위치한 지상의 동풍류는 저기압 북쪽을 따라 이동하면서 더 차가운 공기 위로 상승한다. 저기압 중심의 북쪽에 이르러 상승하던 기류는 2개의 기류로 바뀌는데 저기압 중심의 북서쪽으로는 계속해서 상승하는 기류와 저기압 중심의 남서쪽으로 하강하는 기류로 나누어진다. 상승하는 기류는 동풍에서 남풍으로 전환 후 상층 대기에 이르러 서풍류로 전환하면서 상층제트기류와 합류한다. 즉, 지상에서 상층으로 고기압성 기류 전환과 함께 상승하면서 대류성 구름과 비교적 강한 강수가 동반된다. 반면, 하강하는 기류는 동풍에서 북풍으로 전환 후 하층대기에 이르러 서풍류로 전환한다. 중·상층대기에서 지상으로 저기압성 풍계로 방향전환과 함께 하강하는 기류는 다시 한랭전선 후면에서 차가운 공기와 합쳐지면서 저기압의 발달에 기여한다.
그림 13의 위성영상에서 한랭수송대에서 상승하는 기류인 A 지역은 대류성 구름이 위치한 것을 볼 수 있으며, 하강하는 기류가 위치한 B 지역은 중·하층운이 흩어져 있는 모습을 볼 수 있다. 1차 온난수송대는 활강전선에서 설명한 온난수송대(W1)를 의미하며, 이 온난수송대가 지상의 한랭전선과 간격이 커질 경우 2차 온난수송대(W2)가 생성된다. 2차 온난수송대는 한랭수송대와 만나 상승류가 강화되면서 저기압 중심부근 에서 대류권 상부까지 상승하여 대류성 구름을 형성한다.
[ 참고문헌 ]
김광식, 1992: 기상학사전, 향문사.
민경덕, 민기홍 역, 2009: 대기환경과학, C. Donald Ahrens 저, 시그마프레스
기상청, 예보기술팀, 2012: 예보관 중급훈련교재
기상청, 손에 잡힌는 예보 기술
Browning, K. A., 1985: Conceptual models of precipitation system. Meteor. Mag., 114, 293-316.
C. Donald Ahrens, 2007: Meteorology today, P299.
Djuric. D., 1994: Weather analysis. Frederick K. Lutgens, et. al, 2009: Pearson Education, Inc., pp 311.
전선면 부근에서의 온난한 공기가 하강하거나 상승하는 정도에 따라 활승전선(Ana Front)과 활강전선(Kata Front)으로 구분한다. Browning(1985)에 의해서 제시된 이 전선 개념에 따르면, 중위도 온대 저기압의 구름과 강수 형태는 등온위 공기면 위를 이동하는 상승운동의 결과로 발생하는 것으로 본다.
온난 수송대는 한랭전선을 따라 남에서 북으로 이동하는데, 이 기류 중에 일부는 지상 전선의 전면에 남서류의 하층제트의 형태로 나타난다. 대부분의 기류가 한랭전선을 따라 이동하지만, 일부는 한랭전선을 가로질러 이동하면서 전선의 구조를 유지하는데 매우 중요한 역할을 수행한다.
아래 그림 6에서 노란색으로 채워진 화살표 지역은 남서류의 온난수송대 흐름을 보여주며 화살표 지역 내에 빗금 친 부분은 강수 밴드를 보여준다. 활강전선은 한랭전선의 이동방향 전면(동쪽)에 위치하고, 활승 전선은 지상한랭전선의 후방에 위치한다. 이러한 형태의 온난수송대가 형성되면 한랭전선을 가로질러 2차 순환이 발생하고 독특한 형태의 활강 및 활승전선이 형성된다.
그림 7은 그림 6의 적색 실선을 따라 온난수송대 지역과 한랭전선을 가로지른 연직 단면도이다.
1. 활강전선(Kata front)
온난수송대가 한랭전선의 동쪽(전면)에 위치하면, 온난수송대 내의 남풍의 기류는 한랭전선을 서쪽에 두고 북쪽으로 이동하면서 상승한다. 이 상승운동으로 인하여 비교적 좁은 지역에서 강한 대류에 의한 호우현상이 발생하는데 이런 전선을 활강전선(Kata Front)이라고 부른다.
활승전선은 대류권 전체에서 전선면의 온난한 쪽에서의 상승 운동과 상층까지의 공기 포화가 특징인 반면, 활강전선의 경우에는 대류권 중·상층의 공기가 가라앉기 때문에 연직운동이 약해지며, 비단열적으로 공기가 온난하고 건조해지는 경향이 있다(그림 7 참조). 이때 중·상층운의 광범위한 층이 없어지고, 대신에 이 층은 약 3~4㎞까지 층적운(Sc)과 낮은 고적운(Ac) 층으로 구성된다. 이 엷은 구름은 따뜻한 공기에 머물기 보다는 전선대 어느 한 쪽으로 넓게 퍼지고 약한 강수를 내린다. 그렇지만, 한랭전선 끝단의 동쪽에서 북쪽으로 이동하는 온난수송대의 남풍류는 상층대기(건조공기)와 교차하면서 강한 대기불안정을 만들어 강한 호우구름이 발달하기도 한다. 활강전선은 한랭전선의 남쪽 끝단부터 전선의 동쪽에 남북으로 대류성 강수대가 있고, 지상한랭전선 부근으로는 약한 강수 혹은 강수현상이 없는 경우도 있다.
아래 그림 9는 활강전선에 대한 모식도이다.
지상한랭전선의 동쪽에 발달한 비구름대가 위치함을 알 수 있다. 상층의 한랭공기가 하강하면서 지상의 한랭전선 동쪽으로 이동하여 따뜻하고 습한 기류를 밀어붙여 지상의 한랭전선 전면에 강한 상승기류와 대류성 구름을 만든다.
아래 그림 8은 우리나라 부근에 활강전선이 나타났던 사례이다.
한랭전선면 부근으로 낮은 구름대만 보이고, 전선의 동쪽에 대류성 구름대가 나타나 있다. 상층대기에 한기가 급격히 남하할 경우 지상의 한랭전선 동쪽 으로 불안정에 의한 대류가 강화되기 때문이다. 한랭전선면 부근으로는 중·상층대기에 하강류가 강해 구름이 발달하기 어렵다. 지상일기도에서 폐색단계에 도달하기 전에 상층에 한기가 급격하게 지상의 한랭 전선 부근으로 이동할 때 발생하는 전선이 활강전선이므로 상층일기도 분석이 반드시 필요하다. 그림 8의 500hPa 일기도를 보면, 기압골이 쇄기형태로 남쪽으로 깊게 파인 형태로 발달된 모습이 보인다. 일반적 으로 전선을 가지고 발달하는 지상저기압의 서쪽으로 상층골이 위치하지만, 활강전선의 경우 지상저기압의 위치와 큰 차이가 없는 것이 특징이다. 활강전선의 경우 지상의 한랭전선 부근에 강수가 없으므로 예보관은 상층골의 위치와 위성영상을 통해 활강전선을 구분할 수 있어야 한다. 서에서 동으로 이동하는 기압계의 흐름을 고려하여 활강전선의 대류성 강수대가 빠져나간 이후에 지상의 풍계는 변화 없이 강수현상이 종료 되는 것도 유념해야 한다. 강수가 종료된 후, 지상의 한랭전선이 빠져나간 후 풍계가 남서에서 북서로 전환 된다. 우리나라를 지나가는 한랭전선과 연결된 상층골은 일반적으로 지상에서 상층으로 서에서 동으로 기울어진 채 동쪽으로 이동하지만, 활강전선의 경우 북서쪽에서 빠르게 우리나라 상공으로 이동하면서 지상의 한랭전선을 따라잡는 경우에 종종 발생한다.
2. 활승전선(Ana front)
활승전선은 지상의 한랭전선 후방에 위치한다.온난수송대에 동반되는 기류가 한랭전선에 동반된 공기와 충돌한 후 바로 전방(동쪽)을 향하지 않고 한랭전선의 후방(서쪽)을 향하는 상승운동을 보이는 경우를 활승 전선(Ana Front)이라고 부른다. 일반적인 중위도 전선저기압의 한랭전선 강수대와 일치하는 전선이다.
활강전선과 활승전선은 기류 그 자체에 의해서 결정되는 것이 아니라 한랭전선에 상대적인 기류의 방향에 따른 상승운동의 크기에 따라 결정되기 때문에 온난수송대 뿐만 아니라 한랭전선의 이동방향과 속도도 활승·활강 전선의 형성과 강도에 영향을 미친다.
기상 위성 분석을 예보에 많이 활용하는 영국이나 미국의 경우에는 위성 영상의 형태와 일기도 분포를 종합하여 활승·활강 전선 지역을 구분하고 있다. 우리나라에서 한랭전선 통과시에는 주로 활승전선이 나타나며, 이 때는 일반적인 한랭전선 접근에 따른 예보가 가능하다. 전선 접근시 강수가 시작되고 지상의 바람이 남서에서 북서로 급변하면서 강한 강수와 함께 기온이 하강하고 이후 1~2시간 내 강수가 종료되는 특징을 보인다.
그림 10은 활승전선의 특징을 요약한 모식도이다.
일반적인 한랭전선 강수대의 특징과 유사하게 지상의 한랭전선 부근과 그 서쪽에 주 강수대가 위치한다.
아래그림 11은 우리나라 부근에 활승전선이 나타났던 사례이다.
3. 한랭수송대와 관련된 전선특징
온난수송대는 저기압 남쪽의 온난구역에서 북상하는 기류이며, 한랭수송대는 온난전선의 북쪽에 위치한 차가운 공기가 더 차가운 공기쪽으로 이동하면서 상승하는 기류를 말한다. 강하게 발달하는 저기압의 경우 그림 12와 같이 한랭수송대가 온난전선의 북쪽에서 저기압 중심 주위로 이동한다. 온난전선의 북쪽에 위치한 지상의 동풍류는 저기압 북쪽을 따라 이동하면서 더 차가운 공기 위로 상승한다. 저기압 중심의 북쪽에 이르러 상승하던 기류는 2개의 기류로 바뀌는데 저기압 중심의 북서쪽으로는 계속해서 상승하는 기류와 저기압 중심의 남서쪽으로 하강하는 기류로 나누어진다. 상승하는 기류는 동풍에서 남풍으로 전환 후 상층 대기에 이르러 서풍류로 전환하면서 상층제트기류와 합류한다. 즉, 지상에서 상층으로 고기압성 기류 전환과 함께 상승하면서 대류성 구름과 비교적 강한 강수가 동반된다. 반면, 하강하는 기류는 동풍에서 북풍으로 전환 후 하층대기에 이르러 서풍류로 전환한다. 중·상층대기에서 지상으로 저기압성 풍계로 방향전환과 함께 하강하는 기류는 다시 한랭전선 후면에서 차가운 공기와 합쳐지면서 저기압의 발달에 기여한다. 그림 13의 위성영상에서 한랭수송대에서 상승하는 기류인 A 지역은 대류성 구름이 위치한 것을 볼 수 있으며, 하강하는 기류가 위치한 B 지역은 중·하층운이 흩어져 있는 모습을 볼 수 있다. 1차 온난수송대는 활강전선에서 설명한 온난수송대(W1)를 의미하며, 이 온난수송대가 지상의 한랭전선과 간격이 커질 경우 2차 온난수송대(W2)가 생성된다. 2차 온난수송대는 한랭수송대와 만나 상승류가 강화되면서 저기압 중심부근 에서 대류권 상부까지 상승하여 대류성 구름을 형성한다.
[ 참고문헌 ]
김광식, 1992: 기상학사전, 향문사.
민경덕, 민기홍 역, 2009: 대기환경과학, C. Donald Ahrens 저, 시그마프레스
기상청, 예보기술팀, 2012: 예보관 중급훈련교재
기상청, 손에 잡힌는 예보 기술
Browning, K. A., 1985: Conceptual models of precipitation system. Meteor. Mag., 114, 293-316.
C. Donald Ahrens, 2007: Meteorology today, P299.
Djuric. D., 1994: Weather analysis. Frederick K. Lutgens, et. al, 2009: Pearson Education, Inc., pp 311.
아래 그림 2와 같이 전선은 기단의 종류에 따라 북극전선(Arctic Front), 한대전선(Polar Front) 등으로 분류 할 수 있고, 기단의 운동에 따라 온난전선(Warm Front), 한랭전선(Cold Front), 폐색전선(Occluded Front), 정체전선(Stationary Front) 등으로 분류할 수 있으며, 전선의 활동 여부에 따라 활성 전선(Active Front), 비활성 전선(Inactive Front)로 분류할 수 있다. 마지막으로 전선면을 따라 난기의 상승 여부에 따라 활승전선(Ana Front)관 활강전선(Kata Front)로 분류할 수 있다.
1. 한랭전선
한랭전선은 온대저기압 중심의 남서쪽에 있으며, 한랭한 공기가 온난한 공기 쪽으로 이동해 파고들면서 온난습윤한 공기를 강제로 상승시키는 형태의 전선을 말한다. 한랭전선은 한랭한 공기가 온난한 공기 속을 쐐기 모양으로 진행하는 전면에 위치한다. 일반적으로 한랭전선은 서로 접촉하고 있는 기단의 물리적 성질 차이가 크기 때문에 스콜선, 강한 뇌우, 집중호우, 착빙, 돌풍, 우박 등과 같은 비교적 위험한 기상현상이 자주 발생한다. 아래 표 2는 한랭전선 주변의 주요 기상 현상을 정리한 것이다.
2. 온난전선
온난전선은 온대저기압의 전면부(남동쪽)에 있으며, 온난한 공기가 한랭한 공기 쪽으로 이동해 가는 전선을 말한다(아래 그림 3 참조). 온난전선이 통과할 때의 기압, 기온 및 바람 등의 변화는 한랭전선만큼 뚜렷하지 않을 때가 많다. 이것은 전선면의 기울기가 일반적으로 완만하기 때문이다. 즉, 온난공기 아래에 있는 한랭공기의 두께는 전선 부근에서 대단히 얇아서 지표면 근처의 가열·증발 및 강수 등에 의하여 쉽게 변질되어 전선을 경계로 양쪽 기단의 성질 차이가 작아지기 때문이다.
여름철로 가까워질수록 온난전선 상에서 불안정한 대기구조가 나타나기도 한다. 불안정한 공기는 상승기류를 일으켜 전선의 전방에 적란운과 뇌우를 발생시킨다. 따라서 강수는 호우와 안개비가 교대로 내리며, 동시에 뇌우도 발생한다
그림 3. 온난전선의 연직단면 모식도
3. 폐색전선
폐색전선은 온대저기압 발달과정의 마지막 단계로, 이동 속도가 빠른 한랭전선이, 25km/h의 이동 속도를 보이는 온난전선을 추월하여 합쳐짐으로써 폐색상태가 된 전선을 말한다(그림 4 참조). 저기압 주위에서 한랭전선이 온난전선보다 빨리 진행하는 경우, 온난전선은 그림과 같이 상공으로 밀려 올라간다. 이 때 폐색 전선에서는 매우 높은 곳에 구름이 생겨 산맥 등에 강한 비를 내리게 하는 일도 있다. 폐색전선에서는 전선 양쪽의 기온차가 그리 크게 나타나지 않는 것이 보통이다.
지상에서 보면, 전선의 폐색이 일어나면 따뜻한 공기는 저기압 중심으로부터 떨어져(폐색) 나오게 된다. 이때 폐색전선과 온난전선 그리고 한랭전선이 만나는 점을 삼각점이라고 부른다.
폐색은 온난 폐색과 한랭 폐색으로 나눌 수 있는데, 폐색과정에서 한랭 전선 후방의 공기가 보다 차기 때문에 전방의 찬 공기 밑으로 파고들 때는 한랭 폐색전선이 생기고, 반대로 온난전선 전방에 보다 찬 공기가 있을 때는 온난 폐색전선이 생긴다. 폐색전선에서의 기상 현상은 한랭 전선과 온난전선의 기상 현상이 혼합되어서 나타난다. 즉, 한랭전선의 특징인 스콜 및 뇌우, 온난전선의 특징인 낮은 구름이 겹쳐서 나타난다. 강한 바람은 폐색전선의 북쪽 끝에 있는 강한 저기압 주위에서 나타 난다. 따라서 예보관들은 폐색전선에서 기상상태가 급격히 변하고, 폐색전선의 발달 초기에 위험기상이 나타난다는 사실에 유의해야 한다.
4. 정체전선
아래 그림 5와 같이 정체전선은 온대저기압의 초기 단계나 2개의 기단이 균형을 이루어서 어느 한 기단이 다른 기단을 침투하지 못하고 경계면이 위도와 거의 평행하게 길게 형성되어 균형을 이루고 있는 상태에서 발생 하며, 비교적 긴 시간 동안 그 형태를 유지한다.
이 전선의 특징은 동서 방향으로 이동보다는 남북으로 진동 하는 일이 많으며, 어떤 때는 온난전선과 같은 성질을 나타내고, 어떤 때는 한랭전선과 같은 성질을 나타 낸다. 대표적으로 우리나라 여름철 장마전선은 이와 같은 정체전선의 일종이다. 이 정체전선이 남쪽으로 이동할 경우 북쪽의 차고 건조한 공기가 따뜻하고 습윤한 공기를 파고드는 한랭전선형 구조가 나타나므로 뇌우와 호우가 발생할 확률이 높다. 우리나라에서 장마초기에 북상하는 장마전선은 온난전선형 구조를 보이나 장마중기부터는 남북진동을 하면서 남쪽으로 이동할 경우 한랭전선형 구조에서 집중호우가 발생 하는 경우가 있다. 특히, 여름에서 가을로 계절이 바뀌는 시기에 발생하는 정체전선의 경우 장마전선보다 더욱 강한 강도의 호우와 위험기상이 발생할 수 있다.
전선은 온도, 밀도 등 물리적 성질이 다른 두 개의 기단 사이에, 또는 같은 기단 내에서도 변질된 기단과 덜 변질된 기단의 사이에 형성되는 경계선을 의미한다. 유체인 두 개의 기단이 접촉하게 되면 수직으로 나란하게 서는 것이 아니라 기단의 성격에 따라 연직방향으로 기울어지게 되는데, 지표면 에서 연직방향으로의 전선의 연장선을 전선면(Frontal Surface) 혹은 전선대 (Frontal Zone)라고 부른다.
전선대에서 가장 기압·기온경도가 큰 지역에 전선(Front)이 위치한다(그림 1 참조). 사실상 기단, 전선대, 전선은 상대적인 개념으로 이해하는 것이 좋다. 왜냐하면 전선이라고 해서 수학적인 하나의 선이 아니라 실제로는 어느 정도의 폭을 가진 물리적 성질이 다른 두 기단의 전이층(Transition Layer)로 보는 것이 좋기 때문이다.
일반적으로 종관규모 에서 기단은 1,000㎞×1,000㎞, 전선대는 1,000㎞×100㎞, 전선은 1,000㎞ ×10㎞ 내외의 수평 규모를 가진다. 따라서 기단 규모 이상의 공간적인 범위를 가지는 지상 일기도에서 전선은 하나의 선으로 표현할 수밖에 없다. 종관규모 에서 전선은 1,000km 정도의 수평 규모를 가지지만 중규모로 내려 오면 1km 이하의 규모까지 줄어든다. 뇌우의 하강기류에 동반되어 나타나는 돌풍 전선(Gust Front)이 좋은 예가 될 수 있다. 또한 많은 경우에 일기도 상에서 뚜렷하게 전선으로 구분하여 분석할 수 없을 만큼 전이층의 범위가 좁은 경우도 자주 나타난다. 따라서 전선을 기단 사이의 물리적 성질의 차이뿐만 아니라 경계(boundary)의 개념으로 해석하는 경우가 많다. 기단 사이의 차이가 아닌 작은 규모의 운동은 큰 육지와 해양, 강수지역과 무강수 지역, 평지와 산악 등과 같이 환경적인 경계에 따라서도 급격하게 발달할 수 있기 때문에 예보 업무에 있어서 특히 중규모 기상현상을 분석할 때는 이러한 경계의 존재 여부를 신중하게 고려해야 한다.
전선의 특징
1. 기온의 불연속
기온은 전선을 구분할 때 가장 알기 쉬운 불연속 요소중에 하나이다. 지표면 부근에서 전선이 통과할 때 보통 현저한 기온 변화가 일어난다. 특히 한랭전선을 경계로 기온의 차이가 크게 나타난다. 기온의 변화 양과 변화율은 전선의 강도에 따라 각기 다르게 나타난다. 폭이 좁은 전선에서는 급격하고도 큰 온도 변화가 나타나는 데 반해서, 강도가 약하거나 경계가 불분명한 전선에서는 점진적이면서 변화가 적다. 그림 1(a)는 등온선과 등습구온위선으로 표시된 전선의 연직분포를 나타낸 것이다. 등습구온위선은 교차하지 않고 전선과 나란히 놓여 일직선을 이루며, 수평 경도가 큰 부분은 전선대를 나타낸다. 두 기단을 분리하는 한랭전선과 전선면은 그림 1(b)와 같이 찬 공기 쪽으로 기울어져 있다. 그러나 전선의 기울기는 실제보다 과장되어 가파르게 묘사되었음에 유의하여야 한다. 실제 전선의 기울기는 1:100 정도이다. 따뜻한 공기와 찬 공기는 밀도가 다르기 때문에 두 공기는 서로 섞이지 않고, 보통 따뜻하고 가벼운 공기가 차갑고 무거운 공기 위로 올라가는 상승 운동이 존재한다. 이러한 상승 운동은 팽창과 단열냉각을 이끌고, 순차적으로 응결, 구름의 형성, 그리고 비를 내리게 한다. 비록 온난전선과 한랭전선이 서로 다른 특징을 보이지만, 두 전선 사이에 열적 구조가 다르지는 않다.
2. 노점온도의 불연속
일기도 상에서 온도 불연속이 작게 나타나더라도 습도의 차이에 따라서 중규모 위험기상들이 발생할 수 있다. 동일한 기온에서 온난 건조한 공기의 밀도는 온난 다습한 공기에 비해서 크기 때문에 마치 한랭 전선의 형태와 같이 온난 건조한 공기가 온난 다습한 공기의 밑으로 파고들어서 강제 상승력을 만들어 내고 그 결과 강한 대류활동이 발생한다. 이러한 형태의 전선은 우리나라에서 장마 말기나 2차 우기(가을우기)에 나타나며, 집중호우를 동반하기도 한다.
3. 바람의 불연속
북반구 중위도의 경우 한랭전선은 한랭 건조한 기단과 온난 습윤한 기단 사이에서 발생하며 이때 바람은 한랭전선 후면에서는 북서에서 서풍 계열이 한랭전선 전면에서는 남서 계열의 바람이 불며, 온난전선의 전면에서는 동풍 계열의 바람이 부는 것이 일반적이다. 이러한 전선부근의 바람 변화는 예보관이 일기도 상에서 전선의 위치를 직관적으로 파악하는데 유리하다. 특히 기압과 온도에 대한 정보가 많지 않은 해양과 관측소가 부족한 지역에서 전선의 위치는 바람의 변화를 통해서 파악할 수 있다. 북반구 중위도의 바람은 상층으로 갈수록 서풍계열로 바뀌는 경우가 대부분이다. 따라서 한랭전선의 경우에는 지표면에서 상층으로 갈수록 바람의 방향이 반시계 방향으로 바뀌는 반전(Backing) 현상이, 온난전선의 경우에는 바람이 시계 방향으로 바뀌는 순전(Veering) 현상이 일반적이다.
4. 기압의 불연속
전선은 보통 기압골을 따라 존재하기 때문에 전선에서 멀어질수록 기압은 전선면 보다 높게 나타나는 것이 일반적이다. 따라서 전선이 관측소를 향해서 접근하고 있을 때 기압은 감소하고 전선이 통과하고 난 후에는 급격히 증가하는 것이 일반적이다.
아래 그림 6은 2011년 1월 23일 9시에 생산된 23일 15시 각 등온위면 예측장이다.
그림 6(a)의 275K 등온위면 에서 화살표가 나타내는 것은 보하이만 부근인 약 750hPa에서 서울 근처 850hPa로 진행하는 하강기류를 의미한다.
그림 6(b)의 280K 등온위면에서 한반도는 하강기류가 나타나며, 산둥반도에서 경기만으로 약 700~ 650hPa 등압선을 따라 상승기류가 존재한다. 그림 6(c)의 290K 등온위면에서 500hPa 등압선이 오산 부근에 있으며, 오산 상공과 서해상에 상승기류가 존재한다. 따라서, 오산 부근을 기준으로 하층대기에서는 하강기류가, 중·상층대기에서는 상승기류가 동반되어 지상에서 상층으로 갈수록 서쪽으로 기울어진 한랭 전선 형태를 보인다. 또한 그림 6(c)의 290K 등온위면에서 1.5PVU 이상 지역이 오산 부근에 위치한다. 1.5PVU는 대류권계면을 의미하며, 그림처럼 비정상적으로 1.5PVU 이상 값이 남쪽으로 내려온 것은 성층권 공기의 침강이나 극공기의 남하로 발생되는 대류권계면 접힘 현상으로 알려져 있다(Bluestein 1993).
그림 7은 이상의 분석을 요약한 모식도이다.
그림 8은 같은 시각(15시) 오산 단열선도와 레이더 영상이다. 그림 8(a)를 보면, 우리나라에 산발적인 강수 에코가 분포하며, 서울·경기 서해안에 발달한 에코가 보인다. 이 발달한 에코는 남동쪽으로 움직이면서 서울은 14시부터 16시까지 2.7cm, 수원은 15시부터 17시까지 5.1cm 적설을 기록했다. 오산 단열선도에서 15시에 관측된 붉은색의 온도선과 노점온도선의 분포를 살펴보면, 지상에서 500hPa 까지 포화된 것을 확인할 수 있다. 500hPa 고도에서는 온도선의 모습이 권계면 형태(고도상승에 따라 기온 역전)를 보여주는데, 이는 그림 6(c)의 290K 등온위면에서 1.5PVU값이 이 지역에 위치한 것과 일치한다.
2. 온난전선형 대설 사례(2010년 1월 4일)
지상저기압 중심이 아래 그림 9와 같이 충청지방을 통과하면서 저기압의 동쪽과 북쪽에 위치한 서울·경기 지역에 대설이 발생하였다.
그림 9. 2010년 1월 4일 (a) 3시, (b) 9시의 지상일기도
아래 그림 10(a)의 280K 등온위면에서 등압선을 가로지르는 남풍의 기류는 제주 부근에 위치한 900hPa 등압선부터 북한에 위치한 700hPa 등압선까지 이동할 수 있다. 그림 10(b)의 오산 단열선도 약 925~ 800hPa 고도에서 난기 유입에 의한 지상과의 역전층이 보이는데, 상승하는 남서기류의 영향으로 많은 눈이 발생하였다. 온난전선 부근의 강수지역 특징처럼 지표부근은 비교적 한랭하고 상층에는 온난·다습한 공기가 유입되어 층운형 강수가 나타났다. 온난전선 북쪽과 동쪽은 폭넓은 강수대가 분포하고 있어 지속 시간이 길어 대설로 발생하기 쉬운 형태지만 따뜻한 대기에서 발생하므로 눈으로 내리기가 쉽지 않다. 그림 10(c)의 레이더 영상에서 강수 에코의 분포는 그림 10(a)의 상승기류 지역과 동일하게 나타난다. 온난전선형 대설은 지상저기압 중심의 북쪽과 동쪽에서 발생하나 대기의 기온이 충분히 낮아야 하며, 지표부근을 제외한 대기 전 층으로 난기가 유입되므로 지상의 기온은 반드시 영하이어야 한다(예보기술팀 2011).
[ 참고문헌 ]
김광식, 1992: 기상학사전, 향문사, p387.
예보기술팀, 2011: 손에잡히는 예보기술 5호, 등온위면 분석 예보기술팀, 2011: 한눈에 보는 대설개념모델
홍성길, 2006: 기상분석과 일기예보, 교학연구사, p100-101.
Bluestein, H. R., 1992: Isentropic surfaces basic concepts energy equations dimensional analysis. Vol. I, 23 pp.
Bluestein, H. R., 1993: Synoptic-dynamic meteorology in midlatitudes. Vol. II: observations and theory of weather systems. Oxford University Press, 594 pp.
Ken Crawford 2010: The value of isentropic analysis in a modern forecast office. 지식, 경험, 노하우(지.경.노) 발표자료
Moore, J. T., 2003: Isentropic analysis workshop, millersville university Isentropic Workshop: 5 April 2003
호우, 대설 등 강수 분석 및 예측에는 상승기류와 저기압성 순환(수렴)을 찾아내는데 초점을 두지만, 황사는 하강기류 분석이 중요하다.
2011년 4월 30일 21시 300K 등온위면에서 상승기류는 우리나라 중부지방 남쪽으로 분포하며(그림 3 상단), 서해상과 보하이만(발해만) 부근에 강한 하강기류가 보인다. 보하이만에서 동해북부해상으로 이동하는 기류는 약 500hPa에서 750hPa까지 하강하는 기류이며, 산둥반도 부근에서 서해남부해상으로 이동하는 기류는 약 650hPa에서 850hPa까지 하강하는 기류이다. 즉, 서에서 동으로 이동하는 하강기류보다 보하이만에서 우리나라 방향으로 이동하는 기류가 지표 근처로 내려오는 기류라고 할 수 있다.
반면, 우리나라는 상대적으로 높은 PVU와 상승기류가 보이며, 위성영상에서 강수가 동반된 구름대가 보인다. 기류의 이동 경향을 볼 때, 위성영상에서 표출된 보하이만 부근의 황사는 하강기류와 함께 우리나라의 하층대기로 유입될 가능성이 높은 상태다.
등온위면과 일기 분석을 통해 우리나라로 황사가 유입될 가능성이 높다고 판단이 되면, 기류 추적을 통해 예상 도달 시각을 가늠해 볼 수 있다. 북서류의 기류 방향을 따라 보하이만 부근에서 태안반도로 황사가 진행할 것으로 예상할 수 있다. UM-RDAPS 분석장(2011년 4월 30일 9시)을 이용하여, 보하이만(A)부터 태안반도(B)까지 온위의 연직단면도를 분석해 보면(그림 4 a), 보하이만에서 서해 중부해상까지 등온위가 낮아지는 모습을 볼 수 있다. 그림 4(d)는 18시간 후인 5월 1일 3시 예측자료로써, B(태안반도)지점의 인근 서쪽으로 약 3km 고도에서 1km 고도로 급격하게 등온위선이 하강한다. 우리나라 서해안에 위치한 황사 관측 3개 지점의 PM10시계열을 보면(그림 4 b), PM10 농도는 5월 1일 4시부터 증가하기 시작했다. 이후 우리나라로 강한 하강기류에 동반된 황사가 유입되어 5월 1일에서 3일까지 전국에 황사 특보가 발표되었다.
우리나라의 여름철 305K 등온위면에서 남서류의 바람은 900~800hPa 등압선을 가로지르고, 310K 등온위면에서 800~700hPa 등압선을 가로 지른다. 따라서, 하층대기의 남서기류와 하층제트에 의해 발생되는 여름철 호우분석은 대기하층(700hPa이하)에 해당하는 305~310K 등온위면 분석이 유용하다
1. 전라북도 호우사례(2011년 8월 9일)
① 아래 그림 1의 305K 등온위면(상단)에서 붉은색 파선으로 표시된 남서류는 약 900hPa 등압선이 제주 남서 해상부터 850hPa 등압선이 놓인 서해안까지 나타난다. 이 상승류는 높은 가강수량(Precipitable Water : PW) 지역을 통과하는데(중간), 레이더 영상(하단)에서 강한 강수대가 위치 한 지역과 상승기류가 나타나는 지역, 그리고 높은 가강수량 지역은 일치 한다
그림 1. 2011년 8월 9일 9시 305K 등온위면(상), 가강수량(중), 레이더 영상(하). 왼쪽의 등온위면에서 붉은색 파선과 파란색 파선은 각각 상승기류와 하강기류 지역을 의미함
② 파란색 파선 내에 위치한 우리나라 동쪽과 동해상은 남서류의 바람이 부는데도 불구하고 이동하는 기류는 약 840hPa부터 920hPa로 향하는 하강기류다. 이 지역은 상대적으로 적은 가강수량을 보이며 레이더 영상에서도 뚜렷한 강수에코가 없다. 등온위면 분석을 통해 동일한 남서류라 할지라도 상승과 하강운동 지역을 구분할 수 있다.
③ 와도와 온위의 변수로 구성된 잠재와도량 PVU(Potential Vorticity Unit)1)는 등온위면에서 와도의 변화에 따라 그 값도 변한다. 따라서, PVU가 높다는 것은 저기압성 와도가 크다고 할 수 있으며, 저기압성 순환이나 수렴에 의한 강수대는 그림 1과 같이 PVU 값이 큰 지역에 위치한다.
※ 따라서, 그림 1의 2011년 8월 9일에 발생된 전라북도 호우의 경우 등온위면 분석을 통해 ① 상승운동, ② 높은 가강수량, ③ 상대적으로 높은 PVU, 이 세 가지 요소가 모두 일치하는 지역을 호우구역으로 판단할 수 있다.
2. 남해안 호우사례(2011년 7월 9일)
이번 사례는 310K 등온위면을 이용하였다. 아래 그림 2의 왼쪽 310K 등온위면 에서 붉은색 파선을 기준으로 남쪽은 상승기류, 북쪽은 하강기류가 분포한다. 특히, 제주도 부근에서 남해안에 위치한 바람은 등압선과 큰 각을 이루는 남서류다. 레이더 영상에서 남부지방에 강한 강수대가 위치하며 비슷한 위치에 등온위면에서도 상대적으로 높은 PVU가 분포한다(그림 2의 오른쪽)
현재 UM 모델을 통해 아시아지역과 한반도를 대상으로 IPV(Isentropic Potential Vorticity)와 등압선, 바람벡터를 16개(275~350K : 5K 간격) 등온위면상에서 제공하고 있음
그림 4. 기상청에서 생산하는 등온위분석장 아시아영역(상)과 한반도 영역(하). 아시아영역의 바람벡터는 30KTS이상만 표시하고 있음
2. 등온위면에서 바람벡터와 등압선
등온위면에서 등압선을 가로질러 이동하는 공기는 연직 운동을 한다고 생각할 수 있다. 아래 그림 5는 2010년 1월 4일 중부 지방을 중심으로 폭설이 발생된 사례이다
280K 등온위면에서 우리나라는 제주도에서 북한으로 이어지는 남풍의 영향을 받고 있다. 이 바람은 지상에서 700hPa 부근까지 상승하는 기류로써, 같은 시각 오산 단열선도를 보면 약 800~925hPa 사이에 포화된 상태에서 난역의 침투로 인한 역전층이 발견된다.
제주에서 오산까지 약 400km 거리를 횡단하면서 지상에서 800hPa까지 약 2km의 고도를 상승한 경우로서 일반적인 온난전선의 기울기인 1/200와 비슷하다(홍성길 2006).
280K 등온위면에서 붉은색 파선으로 그려진 구역의 오른쪽은 상승기류가 활발한 지역으로 레이더 영상의 강수대는 이 지역내로 한정 됨을 알 수 있다
아래 그림 6은 2011년 7월 9일 남부지방에 발생된 호우사례이다.
310K 등온위면 3시간 예측장을 보면 우리나라가 남서류의 영향을 받고 있지만, 등압선을 가로질러 이동하는 기류를 분석하면 기압이 높은데서 낮은데로 이동하는 상승기류는 붉은색 점선의 남쪽으로 한정된다. 북쪽지역은 남서풍이지만 기압이 낮은데서 높은데로 이동하는 하강기류를 의미한다.
강한 강수구역은 Potential Vorticity Unit(PVU)값이 높은 남부지방을 중심으로 위치하는 것을 확인할 수 있다. 따라서 강한 강수지역은 저기압성 와도와 함께 상승기류가 강한 지역임을 알 수 있다
그림 6. 2011년 7월 9일 12시(KST) 310K 등온위 예상(+3H)도(위쪽), 레이더 영상(아래쪽). 등온위면의 채색된 부분은 PVU(Potential Vorticity Unit)로서, 오른쪽 범례를 이용하여 값을 읽을 수 있다.
Namias(1940)는 아래 표1과 같이 계절별 하층대기 분석에 유용한 등온위면을 제시하였다.
우리나라에서는 여름철 하층대기 분석에 300~310K 등온위면 분석이 유용하며, 겨울철275~280K의 등온위면 분석은 눈 예보에 활용성이 높다. 겨울철 눈 발생 층이 대부분 대기 중·하층 고도로서 275~280K 등온위면은 925~700hPa 등압선을 가로지르기 때문이다.
반응형
3. 잠재와도(Potential Vorticity)
잠재와도는 아래 식으로 표현한다.
이 식에서 (중력가속도)가 일정하다면, 결국 절대와도항(상대와도+ 코리올리)과 온위변화 (기압에 대한 온위의 변화)가 중요하다. 따라서, 저기압성 순환은 잠재와도의 절대값을 증가시키고, 고도에 따른 기압의 변화는 마이너스 항으로서 온위값을 증가시킨다.
간단하게, 잠재와도는 P(변화량) = 와도변화 x 온위변화 로 요약할 수 있다. 물리량을 계산한 단위 식은 P = 10-6 m2 s-1 K kg-1 = 1 PV 를 사용한다. 대류권계면 값으로 여러 연구에서 1~3PVU 값을 사용하고 있으나 1.5PVU 값을 통상적으로 권계면 값으로 사용한다(Bluestein 1993). 1.5 PVU는 온위 값의 증가율이 급격하게 커지기 시작하는 대류권계면 고도이다. 반면, 대류권계면 이하에서는 고도감소에 따라 PVU도 감소한다.
1.5보다 값이 클 경우는 성층권으로 해석할 수 있는데, 대류권계면 고도부터 고도상승(기압감소)에 따라 기온이 상승하기 때문에 온위 값은 급격하게 커진다.
성층권에서 대류권으로 공기가 침투하면서 권계면 접힘(tropopause folding)현상이 발생하는데, 이는 하부 성층권의 높은 와도값이 대류권으로 침투하기 때문이다. 이때 권계면 고도가 낮아지면서 상층 파동이 발달한다. 파동이 발생하면 저기압 발생 및 발달에 중요한 원인을 제공하므로, 1.5PVU 이상의 잠재와도 값을 중요시하여 분석할 필요가 있다.
아래 그림 7은 2011년 2월 11일 285~295K 등온위면 분석을 통해 권계면 접힘 현상이 발생한 사례이다.
285K에서 295K로 등온위면 고도가 상승할수록 PVU값이 증가하고 범위도 넗어진다. 그렇지만, 높은 PVU값이 나타났더라도 상층 등온위면의 PVU가 증가하지 않는다면 권계면 접힘 현상이 아니라 대류권 내 저기압성 와도가 발달한 것으로 해석할 수 있다.
아래 그림 8의 330K 등온위면에서 압록강과 연해주 부근에 1.5PVU 이상의 값이 분포하고 있다. 이 값은 500hPa 와도와 정확하게 일치한다. 이 지역의 높은 PVU는 저기압성 와도가 강화되어 나타난 것이다. 330K 등온위면에서 오호츠크해 부근에 높은 PVU값은 성층권을 의미하며 그 주위의 기류를 따라 1.5PVU 값으로 상층제트가 위치하고 있다고 해석할 수 있다. 여름철 동아시아 대기는 기온이 높아 대류권계면 접힘이 겨울철만큼 잘 표현되지 않는다.
그림 8. 2011년 7월 15일 09시(KST) 330K 등온위면 분석장(위)과 500hPa 와도장(아래)
4. 연직분포를 이용한 황사분석
등온위면의 연직분포를 이용하면 공중에 부양된 황사가 언제 우리나라에 도달할지 가늠할 수 있다.
아래 그림 9와 같이 위성영상에서 황사가 나타났다면, 우선 기류와 일기패턴 분석을 통해 황사구역의 이동 경로를 파악한다. 다음으로, 예측한 이동경로로 연직 온위분포를 분석하면, 급격하게 등온위가 하강하는 구역이 발견되는데, 이 때 황사가 지면과 하층대기로 하강할 수 있는 시점이다.
그림 9. 2011년 5월 1일 발생된 황사사례. 2011년 4월30일 09시 30분 위성영상(상단), 4월 30일부터 5월 1일까지 주요 3지점의 PM10 농도 시계열 그래프(하단)
아래 그림 10은 이런 연직 온위 분포를 보여준다. A위치는 위성영상에서 황사가 탐지된 발해만 부근이고 B는 태안반도이다. 등온위 값이 약 3km 고도에서 1km 고도로 급격하게 하강하는 시간대에, 우리나라 서쪽지방에 위치한 백령도, 안면 센터, 관악산 등지에서 황사농도 값이 급격히 상승하기 시작했음을 볼 수 있다.
그림 10. UM-RDAPS 예측장을 이용한 2011년 4월 30일 09시(상단), 2011년 5월1일 03시(하단) 연직 온위분석
바람장 분석(상승·하강 기류 파악)과 일기패턴 분석(시스템의 이동경로 파악)이 동시에 이루어지면 정확성을 높일 수 있다. 연직 등온위분포는 리눅스 FAS를 이용해서 분석 할 수 있다. 이 외에도 전선, 대기안정도, 파동 분석 등 여러 다양한 방면에서 온위·등온위면 분석도가 이용되고 있다.
[ 참고문헌 ]
기상청, 손에 잡히는 일기예보
김광식, 1992: 기상학사전, 향문사, p387.
홍성길, 2006: 기상분석과 일기예보, 교학연구사, p100-101.
Bluestein, H. R., 1992: Isentropic surfaces basic concepts energy equations dimensional analysis. Vol. I, 23 pp.
Bluestein, H. R., 1993: Synoptic-dynamic meteorology in midlatitudes. Vol. II: observations and theory of weather systems. Oxford University Press, 594 pp.
Hakim, G.J., D.Keyser, and L.F. Bosart, 1996: The ohio valley wave-merger cyclogenesis event of 25-26 January 1978. Part II: diagnosis using quasigeostrophic potential vorticity inversion. Mon. Wea. Rev., 124, 2176-2205.
James, R. H., 2004: An introduction to dynamic meteorology. Elsevier academic press, p59-62.
Ken Crawford 2010: The value of isentropic analysis in a modern forecast office. 지식, 경험, 노하우(지.경.노) 발표자료
Moore, J. T., 2003: Isentropic analysis workshop, millersville university Isentropic Workshop: 5 April 2003 Namias, J., 1940: Isentropic analysis, in Weather analysis and forecasting by S. Petterseen. New York, McGraw-Hill, 503 pp. 372-374 pp.
온위(Potential Temperature)는 건조한 공기덩이가 압력이 표준기압 1000hPa이 될 때 까지 단열적으로 압축 또는 팽창하였을 때의 온도를 말한다. 온위는 θ로 나타내며, 그 식은 다음과 같다.
여기서,
모든 공기는 온위를 갖게 되며, 이 값은 건조단열 운동에서는 보존된다. 위의 식에서 볼 수 있듯이, 같은 온위(등온위)라면, 기압 P가 증가(감소)함에 따라 기온 T도 증가(감소)한다. 또한 종관규모 운동은 강수지역을 제외하고는 대체적으로 단열과정을 유지하므로, 온위는 종관규모 운동에서 보존량으로 볼 수 있다.
아래 그림 1과 같이 A와 B지점 상공으로 312K 온위선(굵은 붉은 실선)이 300~700hPa 고도 사이에 위치한다면, 700hPa 고도를 기준으로 A지점 상공의 기온은 B지점 상공의 공기보다 차갑다고 할 수 있다. A지점 상공 700hPa은 약 285K, B지점 상공은 약 308K이다.
또한, 312K 등온위선은 A와 B지점 사이에 약 300hPa (대기상층)과 700hPa (대기중층) 고도차이만큼 기온차이가 나타난다. 만약, A에서 B로 312K 등온위선을 따라 기류가 이동한다면, 하강기류와 함께 수평적으로는 한랭이류가 나타나고, B에서 A로 이동한다면 상승기류와 함께 온난이류가 나타난다. 여기에 수증기량을 이용하면, 기압면에서 해석하기 힘든 구름의 생성 및 강수 현상 등 대기운동을 이해하는데 도움이 된다.
아래 그림2는 특정 온위면(300K)의 3차원 구조를 묘사한 모식도이다.
기압이 낮은 지역(고도가 높은 지역)은 차가운 공기이고, 반대로 기압이 높은 지역은 따뜻한 공기다.
2. 등온위면 분석이란?
등온위면 분석은 입체적인 대기운동을 쉽게 가늠해볼 수 있는 방법으로서, 공기 분자의 변하지 않는 고유 온도(잠재온도)를 가지고 수평이동이 아닌 공간적으로 이동한다는 기본적인 개념을 바탕으로한다. 공기 분자의 연직 운동은 등온위면의 고도에 따른 경사도와 바람 방향을 이해하면 쉽게 해석할 수 있다.
우리나라의 여름철 300~310K 등온위면에서 남서풍의 바람은 850hPa과 700hPa 등압면을 가로지른다. 아래 그림 3(a)에서 등온위면을 305K라고 가정하자. 녹색 화살표는 850hPa 등압면을 비스듬한 각도로 통과하여 상승하는 바람이다. 이 바람이 등온위면을 따라 700hPa 까지 이동한다면, 모식도에서 850, 800, 750, 700hPa 등압면을 모두 통과하는 상승운동이라고 할 수 있다. 만약, 이런 상승운동이 습윤한 공기였다면 구름이 생기고 비가 내릴 수 있다.
습윤한 공기의 이동에 대해서 단열선도(Skew T Log P)를 이용해 분석해보자. 아래 그림 3(b)의 남쪽(A)지점을 제주로, 북쪽(B)지점을 서울로 가정하자. 305K 등온위면의 기류는 남풍으로서 제주도에서 서울로 향하는 바람이다. 제주의 850hPa 기온과 노점온도(수증기량)가 주어진다면 상승 응결고도(LCL)를 계산할 수 있다. 만약, 상승응결고도가 800hPa 이라면 등온위면에서 기류가 800hPa 등압면을 통과하면서 상승하게 되어 공기는 포화되고 구름이 발달한다. 이 기류가 계속해서 등압선을 가로질러 700hPa 까지 이동한다면, 상승응결고도(800hPa)의 포화혼합비 양에서 포화단열선을 따라 700hPa 까지 상승했을 때의 포화혼합비 양을 뺀 값만큼 대기중으로 수증기가 빠져나가게 되므로 등온위면의 기류가 800~700hPa 등압면을 통과하여 지나가는 구간에서 강수가 나타난다.
그림 3. (a)등온위면과 고도로 이루어진 3차원 모식도. 화살표는 기류의 방향, 실선은 등압선, 붉은색 점선은 수증기량 (g/Kg)임. (b)그림(a)의 남,북 방향을 기준으로 연직좌표로 나타낸 등온위(붉은색 파선), 기압(파란색 실선), 기류의 방향(녹색화살표).(Bluestein 1992)
그림 8은 850~300hPa의 평균 바람에 대한 뇌우 세포 이동과의 관계를 보여주는 그래프이다.
뇌우의 이동 속도와 방향은 850~300hPa의 평균 바람과 선형적인 분포를 보이기 때문에 비교적 관련성이 높다. Bluestein and Jain(1985), Corfidi et al. (1996, 2003)의 연구에서 뇌우세포의 이동은 850~300hPa 사이에 위치한 700, 500hPa 바람과 비슷하다고 조사된 바 있다. 특히, 850hPa과 700hPa의 바람은 호우 셀 추적에 용이하다.
그림 9는 2014년 8월 25일 레이더에서 탐지된 강한 에코 셀의 이동경로를 보여준다. 목포 앞바다에 강한 에코가 발생하면서 1시간 후 최성기로 발달하였고 남서에서 북동쪽으로 이동하였다.
그림 10 는 같은 시각 관측된(09시) 광주 단열선도로, 앞서 소개한 온난형 호우구조와 비슷함을 알 수 있다. 850hPa 부근에 하층제트가 위치하고 약 4km 고도에 1차 최대풍속이 보인다. 4km 이상의 고도에서는 풍속이 약화되고 150hPa(14km) 고도 부근에서 2차 최대풍속이(가장 강한 풍속의 상층제트) 위치한다. 왼쪽의 분석란을 살펴보면, TPW값이 66.6으로 앞선 사례들과 같이 높은 값을 보였다.
그림 10. 2014년 8월 25일 09시(KST) 광주 단열선도
단열선도의 오른쪽 상단에 위치한 호도그래프를 이용하여 뇌우 셀의 이동분석에 대해 알아보자.
그림 11는 호도그래프상의 850hPa과 700hPa의 바람을 확대한 것이다. 그림 9에서 뇌우 셀 이동은 700hPa 풍향에 비해 오른쪽으로 약간 기울어져 있다. 뇌우 셀의 이동 방향은 850-700hPa의 바람시어 차이만큼 700hPa의 풍향에 비해 오른쪽으로 치우쳐 이동하고, 속도는 700hPa의 풍속과 비슷하다. Bluestein and Jain(1985), Robe and Emanuel(2001)은 사례연구를 통해 뇌우 셀의 이동방향이 평균적으로 700hPa의 바람방향에 비해 오른쪽으로 편향됨을 밝혔다. 새로운 셀이 발생하고 이동한 후 그 자리에 새로운 셀이 생기는 후방전파(Backward Propagation)는 최초에 뇌우 셀이 발생한 지점에서 850-700hPa 바람시어 값만큼 오른쪽으로 편향하여 나타난다. 후방전파는 전체적인 뇌우시스템의 이해를 바탕으로 분석해야 한다. 뇌우 셀의 후방전파 속도가 뇌우 셀의 이동속도와 큰 차이가 없을 경우 스콜라인과 같은 호우 시스템이 정체된 모습으로 나타나며, 긴 시간 동안 호우가 발생할 수 있다. 따라서, 중규모 저기압이나 호우 시스템의 이동속도 파악이 호우예보에 선행되어야 한다.
그림 11. 호도그래프에 분석된 바람을 이용한 호우 셀 이동방향 추적 방법 예(Bluestein and Jain(1985), Robe and Emanuel(2001)의 연구결과 참조)
[ 참고문헌 ]
손에 잡히는 예보기술 7호, 2011, 우박의 분석 및 판단
손에 잡히는 예보기술 9호, 2011, 단열선도 사용설명서
손에 잡히는 예보기술 24호, 2014, 빙정핵의 이해를 통한 눈 예보 활용
Bluestein, H. B., and Jain, M. H. 1985: Formation of mesoscale lines of precipitation: severe squall lines in Oklahoma during the spring. J. Atmos. Sci., 42, 1711-1732.
Corfidi, S. F. 2003: Cold pools and MCS propagation: forecasting the motion of downwind-developing MCSs.
Weather and Forecasting, 18, 997-1017.
Corfidi, S. F., Merritt, S. F., and Fritsch, J. M. 1996: Predicting the movement of mesoscale convective complexes. Weather and Forecasting, 11, 41-46.
George, E. 1988: Weather forecasting: Rules, techniques and procedures. American press, Boston, Massachusetts.
Robe, F. R., and Emanuel, K. A. 2001: The effect of vertical wind shear on radiative-convective equilibrium states. J. Atmos. Sci., 58, 1427-1445.
습구온도는 온도계의 습구 부분의 물이 증발하면서 주변 공기로부터 열을 빼앗아 기온을 낮추는데, 이 때의 공기 온도에 해당한다. 만일, 공기 중에 수증기량이 적다면 습구온도는 실제기온보다 많이 낮을 것이다. 반대로 공기 중에 수증기가 많아 습도가 높다면, 증발량이 적기 때문에 기온과 차이가 크지 않을 것이다. 이런 습구온도의 특징은 강수 발생하는 시점의 기온 예측에 도움이 된다.
1. 2014년 5월 11일 수원(오산) 사례
그림 7의 붉은색 원과 삼각형은 각각 15시 수원의 기온 20.1℃, 노점온도 11.8℃를 의미한다. 노점온도를 지나는 포화혼합비선(연두색 사선)과 기온(갈색 사선)을 지나는 건조기온감률 곡선이 만나는 고도(LCL: Lifting Condensation Level)에서 습윤기온감률 곡선을 따라 지상으로 내리면 약 16℃의 습구온도(붉은색 사각형)를 구할 수 있다.
수원은 이날 18시에 비가 시작되었고, 21시부터 보통비의 강도로 내리면서 기온이 16.7℃로 하강하였다. 강수가 시작 되면서 습구온도에 다다르는 시점은 상대습도가 95%이상으로 거의 포화가 되는 시간대이다
2. 2005년 3월 5일 부산 사례
그림 7의 보라색 원과 삼각형은 각각 15시 부산의 기온 8.5℃, 노점온도 -10.2℃를 의미한다. 노점온도를 지나는 포화혼합비선과 기온을 지나는 건조기온감률선이 만나는 고도(LCL)에서 습윤기온감률선을 따라 지상으로 내리면 약 0℃의 습구온도를 구할 수 있다.
부산은 이날 18시에 눈이 내리기 시작하였고, 21시부터 강한 눈이 내리면서 18시 기온이 0.5℃, 21시 기온이 -0.3℃로 각각 관측되었다. 부산에서 강수가 시작되기 3시간 전 영상 8.5℃가 관측되어 습구온도의 이해가 없다면 눈 예보를 하기 어려운 사례였다.
미국에서는 강수형태 예측에 습구온도를 중요한 예측 요소로 활용하고 있으며, 지상의 습구온도가 1℃ 이하일 경우 눈을 예측하고 있다. 강수가 예측될 경우 습구온도를 이용하여 강수가 나타나는 시간대에 기온 예측에 활용하면 과학적 분석과 함께 좋은 예측결과를 나타낼 수 있다. 그렇지만, 이 방법은 지표 공기(기단)의 변동이 크지 않을 경우에만 기온예측에 활용하는 편이 좋다. 한랭전선이 통과하는 경우에는 지상의 바람과 기온이 급변하므로 습구 온도를 이용한 기온예측은 정확성을 보장할 수 없게 된다.
아래 그림 1 (a)의 레이더영상에서 18일 새벽 3시에 서해안 지역에 발달한 에코가 보이며, (b) 850hPa 유선과 하층제트 분석장에서 최대풍속의 중심부근에 호우 구역(붉은색 점선)이 (a)의 호우구역과 일치한다. 하층제트의 발생원인은 서해상에 위치한 중규모 저기압이 한반도로 접근함에 따라 기압경도력이 강화되었기 때문이다(그림1c).
반응형
아래 그림 2는 같은 시각에 광주에서 관측된 단열선도 분석장으로 호우가 발생되기 직전의 대기구조를 보여준다.
왼쪽 분석란을 살펴보면, 열역학적 불안정도를 진단할 수 있는 CAPE(Convective Available Potential Energy) 값이 없다. 왜냐하면, CAPE 값은 자유대류고도(LFC: Level of Free Convection)부터 평형고도(EL: Equilibrium Level)까지 양의부력 면적을 적분한 값으로서 연직운동을 활발하게 만들 수 있는 잉여에너지를 의미하는데, 그림 2에서는 LFC고도부터 상승하는 공기는 포화된 상태이므로 습윤기온감률 곡선을 따라 상승하므로 실제 기온에 비해 상승온도가 낮아 LFC고도 이상으로 상승할 수 없기 때문이다. 그렇지만, TPW(Total Precipitable Water, 대기층 내의 가강수량)값은 65.3으로 호우를 발생시킬수 있는 임계값 수준인 50이상을 넘어선 높은 값을 보인다.
기온과 노점온도의 분포를 보면, 지상부터 대류권계면 고도가 위치한 150hPa 부근까지 기온과 노점 온도의 차이가 5℃이하로서, 습윤한 대기 상태를 보여주고 있다. 우측상단의 호도그래프를 살펴보면, 지상부터 상층까지의 바람이 시계방향으로 회전하는 순전(veering)의 모습으로 대기 전 층에서 온난이류가 있음을 알 수 있다.
호우발생의 역학적인 구조는 850hPa 부근을 기준으로 위와 아래고도의 기온과 바람 분포에서 찾을 수 있다.850hPa 아래 고도 동풍의 바람이 불고 있으며, 지상부터 850hPa 고도까지 기온차이가 크지 않다. 925~850hPa 구간에는 역전층까지 보인다.
850hPa 이상의 고도 남서풍과 함께 하층제트(25kts 이상의 풍속)가 보인다. 이 남서풍은 150hPa 고도까지 불며, 이 구간 내에 습윤기온감율 곡선과 비슷한 기온감률 분포를 보인다. 포화된 상태에서 850hPa 이상의 대기는 불안정한 상태라고 할 수 있다. 고도에 따른 바람분포(우측 바람 기입란)를 보면, 2개의 최대풍 고도를 찾을 수 있다. 8km 부근에 위치한 1차 최대풍 고도와 대류권계면 부근인 15km에 위치한 2차 최대풍 고도.
아래 그림 3은 하층제트에 의한 호우발생의 모식도이다.
남에서 북으로 이동하는 하층제트는 습윤하고 따뜻한 공기를 가지고 북으로 이동하므로 주변의 공기 무게에 비해 가볍다. 따라서 지상부근의 공기와 잘 섞이지 않으므로 온난전선과 같은 연직전선면(vertical front slop)이 형성된다. 대류권계면 부근의 상층 제트가 위치한 곳에 다다르면, 수평운동 성분이 연직운동 성분으로 전환되면서 강한 대류와 함께 호우가 발생한다. 이 때 연직운동이 강화되면서 수평운동 성분이 약해지므로 대류권 중·상층 고도에서 풍속이 약화되는 현상이 나타난다. 호우가 발생하는 지역의 연직 바람 분포는 그림 3의 왼쪽과 같이 중층고도에서 1차 최대풍과 대류권계면 고도에 2차 최대풍(상층제트)이 관측된다.
2. 2014년 8월 21일 오산(수원) 사례
아래 그림 4는 2014년 8월 21시 09시 오산(수원)을 기준으로 서쪽에서 접근하는 호우형 구름대(a)와 지상 AWS 바람분포(b)이다.
경기만 부근에 20mm/h 강도를 보이는 에코대가 위치하고 있다. 그림4(b)의 지상 바람분포를 보면, 강한 에코가 위치한 지역(노란색 파선)에 지상 바람은 북동풍이 나타나고, 수렴하는 모습은 보이지 않는다. 아래 그림 5의 단열선도를 보면, 앞의 1번 사례와 마찬가지로 하층제트에 의한 호우형 구조에서 나타나는 패턴이다.
아래 그림 5는 같은 시각 관측된 오산의 단열선도이다.
이번 사례에서도 CAPE값은 나타나지 않고, TPW는 63.5로 높은 값을 보였다. 오른쪽에 연직 바람 분포를 살펴보면, 앞의 사례와 마찬가지로 지상과 하층대기 에서는 동풍이 불고 있으며, 고도가 증가하면서 남~남서풍이 나타나고 풍속도 증가한다. 1차 최대풍 고도는 8km 부근에서 발견되며, 이후 고도증가에 따라 풍속이 감소하다가 약 13km 고도에 2차 최대풍인 상층 제트가 보인다. 이와 같은 고도에 따른 바람 분포를 이용하여 하층제트에 의한 대류발달 구조를 진단하고 호우예측에 활용할 수 있다.
