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.
