기상 기후 강의 노트

지구는 아래 어떤 시기에 태양과 가장 가까운가?

• 북반구 겨울
• 남반구 봄
• 남반구 가을
• 남반구 겨울

계절이 생기는 근본적인 원인은 무엇인가?

• 황도면에 대해 기울어진 지구자전 궤도
• 태양방출 에너지의 연간 변화
• 지구의 타원궤도
• 매일 변하는 날씨
• 지구와 태양의 거리

슈테판-볼쯔만의 법칙은 무엇과 무엇의 관계를 설명하는 것인가?

가시광선이 사물에 부딪혀 반사되는 비율을 무엇이라고 부르나 ?

• 알베도
• 보웬비
• 잠열
• 산란
• 방출률

하층 대기에서 가장 중요한 흡수 기체 두 가지는 무엇인가?

온실효과는 다음의 어떤 현상을 의미하는가?

온도와 열을 구분하여 설명하시오.

공기 분기의 평균 속도는 기온과 어떻게 관련 있는가? 

지구 대기 중에서 열은 (a) 전도, (b) 대류, (c) 복사에 의해서 어떻게 전달되는가?

잠열이란 무엇인가?  어떻게 잠열이 중요한 대기 에너지 원천인가? 

켈빈 온도 와 섭씨 온도의 차이는?

물체의 온도는 그 물체가 방출하는 복사량에 어떻게 영향을 미치는가? 

만약 작은 연못의 표면이 얼어있다면, 열 에너지는 연못 위 공기로 방출되겠는가 흡수되겠는가?

대기가 없는 달 표면에서는 열은 어떻게 이동하는가? 

겨울철 눈이 오는 경우, 아스팔트 도로위는 눈이 녹아있지만, 주변 나지에는 여전히 눈이 쌓여 있는 것을 관찰할 수 있다.  하지만, 교량을 통과할 때는 아스팔트 위가 빙판길로 변해 있는 것을 볼 수 있는데,  그 이유에 대해서 서술해 보시오. 

대표적인 온실기체는 이산화탄소와 수증기이다. 이산화탄소를 대기로 부터 다 제거하는 경우와 수증기를 모두 제거하는 경우 어느 경우에 온실효과에 가장 큰 영향을 미칠까? 

비슷한 논리로, 이산화탄소가 지속적으로 증가하지만, 수증기는 감소한다고 한다면, 지표면 온도는 여전히 상승할까? 

구름 면적이 늘어나면 대기 알베도는 증가한다. 하지만 이로 인해 반드시 지표 대기 온도가 낮아지는 것은 아니다. 왜 그런지 설명해 보시오. 

미국 뉴욕자벙운 에서는 태양복사량과 일조시간이 10월 21일과 2월 21일 거의 같다. 그런데 일반적으로 뉴욕에서는 2월 21일 더 추울까? 

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.

아래 그림 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.

Vasquez. T., 2002: Weather forecasting handbook. weather graphics technologies, pp 75

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.

아래 그림 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.

Vasquez. T., 2002: Weather forecasting handbook. weather graphics technologies, pp 75

1. 자료의 위치

※ 위치 : COMIS3 → 일기도 → 예보장 → 등온위면분석(UM전구, 한반도)

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, 겨울철 275~280K의 등온위면 분석은 눈 예보에 활용성이 높다. 겨울철 눈 발생 층이 대부분 대기 중·하층 고도로서 275~280K 등온위면은 925~700hPa 등압선을 가로지르기 때문이다. 

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.

뇌우 및 우박 분석

1. 2014년 6월 12일 광주 우박 사례

그림 6은 2014년 6월 12일 오후 2시 5분경 광주에서 관측된 우박 사례와 단열선도 분석장이다. 우박 발생의 대기구조는 앞서 소개한 온난형 호우구조와는 다른 양상을 보인다.

그림 6의 단열선도에서 왼쪽의 분석란을 살펴보면, CAPE 값이 3041로 매우 높았고, TPW는 33.3으로 호우사례에 비해 절반 정도의 값을 보였다. 특이한 점은 우박 발생시 대류온도와 지상의 기온이 23.6℃로 같았다. 낮 시간대 지표 가열에 의해 지상의 기온이 대류온도에 도달했으며, 부력이 생긴 공기는 상승하여 우박을 발생시킬 수 있는 구름을 만들어 낸 것을 알 수 있다. 우박은 낮 최고기온이 나타나는 시간대에 주로 발생한다. 따라서, 대류온도를 구하고 지상의 기온이 대류온도에 도달하는 시간대부터 우박이 발생할 확률이 높은 시점이라고 할 수 있다.

우박의 발생시점은 지표가열이 일어나는 오후시간대이지만, 우박 발생의 주 원인은 상층대기에서 찾을 수 있다. 만약, 상층의 기온이 낮고 수증기가 적다면, 무겁기 때문에 하강하려 할 것이다. 따라서, 우박이 발생하기 위해서는 중·상층 대기에 차고 건조한 공기가 위치하여 하강 운동이 용이한 온도구조가 필요하다. 지표 가열에 의한 대기하층의 상승기류와 맞물리면서 우박으로 성장하기 위해 중·상층으로 부터의 하강기류가 필수적이기 때문이다. 500hPa과 400hPa의 기온차이가 10℃ 이상이면서 500hPa 기온이 -10℃ 이하인 기온조건은 우박발생 예측의 임계값으로 활용가능하다(손에 잡히는 예보기술 7호 ‘우박의 분석 및 판단’).

중·상층 대기의 차가운 공기는 CAPE값을 증가시켜(자유대류고도(LFC)부터 상승하는 공기는 습윤기온감률로 상승하므로 주위 공기보다 기온감률이 작기 때문) 대류운동을 활발하게 만든다. 우박은 앞의 호우사례와 달리 높은 CAPE 값이 필요하다. 이 외에도 빙정핵의 특징과 미세물리 과정의 이해도 우박 분석과 예측에 필요한 지식이다(24호 ‘빙정핵의 이해를 통한 눈 예보 활용‘ 참조).

그림 6. 15시(KST)에 관측된 광주의 단열선도 분석장

소용돌이도(와도: vorticity)

● 바람의 방향과 속도의 변화에 따라 발생하는 회전 운동을 보여줌.

● 기압골 (trough)에는 반시계 방향으로 회전하는 저기압성 소용돌이도가 위치

● 기압능(ridge)에는 시계 방향으로의 회전하는 고기압성 소용돌이

● 집중호우 분석에 적절하지 않아 하층수렴, 풍속 등을 참고해야.

500hPa 소용돌이도(vorticity; 10^-5 s^-1)

● 500hPa 면의 공기덩이가 갖는 상대와도의 분포를 2 × 10^-5 s^-1 로 표시

   여름철 1000hPa - 500hPa 층후

   겨울철 1000hPa - 700hPa 층후

아래 그림 9와 같이 골과 능에서 각각 회전에 의한 양의 값과 음의 구역이 나타남.

우리나라 상층은 강한 편서풍으로 서에서 동으로 이동하는 기류가 우세하므로 고도장이나 유선에서 회전성분이 뚜렷이 드러나지 않는다. 하지만, 소용돌이도장에서는 회전성분에 속도값이 크게 작용하므로 상층 기압골과 구름대를 찾는데 효과적이다.

소용돌이도 방정식을 사용하여 소용돌이도 이류를 수렴과 발산으로 표현할 수 있다.

예를 들면, PVA(Positive vorticity advection)나 NVA(Negative vorticity advection)는 보통 상층의 발산이나 수렴을 나타내기 때문에 연직운동과 고·저기압 시스템의 발달·소멸, 기압골의 이동방향을 분석하는데 사용한다.

공간 규모의 차이로 인해 집중호우 분석 등 국지일기 분석에 500hPa 소용돌이도장의 사용은 적절치 않다. 이외에도 850hPa 수렴과 등풍속, 300hPa 발산과 제트(등풍속)분석 등이 있다.

보조일기도들은 각각의 특징이 있기 때문에 계절적 특징, 시스템의 특징 등을 이해하고 분석에 사용해야 한다. 예를 들면,

겨울철은 대류권계면이 300hPa 부근이므로 상층제트기류와 발산구역 분석은 300hPa 고도장으로,

여름철은 대류권계면 고도의 상승에 따라 200hPa 고도장을 이용하는 것이 좋다.

지상부터 상층까지 잘 조직된 저기압시스템의 영향을 받는다면, 와도분석이 필요하나,

여름철 집중호우 분석에는 와도 분석보다 하층수렴, 풍속 등을 참고하는 것이 좋다.

여름철 소나기 예보에는 SSI가 적절하나 저기압 시스템에 의한 강수 예측에는 적절치 않다.

700hPa 상승속도

시간당 기압변화(hPa)를  기압이 감소(상승기류)하는 구역을 채색하여 보여 준다.

아래 그림 8:  2010년 9월 21일은 서울을 중심으로 중부지방 호우 사례

700hPa의 상승류 중심이 중부 지방에 위치

중심 최대 상승구역이 시간당 44hPa. 이 정도의 기압변화만으로는 연직으로 급격히 발달한 뇌우와 호우구름 형성을 설명하기 어렵다.일반적으로 연직운동의 크기 규모는 수평운동의 1/100 정도로서, 수평면에서 대기의 풍속이 어떤 지점에 25m/s 정도라면, 연직 속도는 수십 cm/s에 불과. 이는 뇌우를 발생시키는 상승기류가 시간당 수백 km(초당 수십~수백m)를 넘는다는 사실과 비교하면 미미한 속도.

하지만, 뇌우의 규모가 그림 8과 같이 지역모델(UM-RDAPS)의 격자간격보다 작고, 하층제트에 의해 습도가 매우 높은 공기가 수렴하면서 부력을 얻어 상승하고, 지형과 만나 또다시 상승운동이 강화되면, 시간당 백 km이상의 강한 상승기류가 충분히 발생할 수 있다. 따라서, 700hPa의 연직 상승속도는 850hPa 유선, 등폭속선, 수렴도 등 다양한 보조자료들과 함께 분석하여 호우예측에 활용해야한다. 만일 700hPa의 습수구역에 상승류가 존재한다면, 강수지역으로 판단.

850hPa 기온변화

● 850hPa 온도장의 24h 온도 변화량을 2℃ 간격으로 표시

● 24시간 전보다 기온이 상승한 구역은 (+)값으로 하강한 지역은 (-)값으로 표시

● 전선대의 발달과 쇠약, 한랭역과 온난역의 진행과정을 파악하는데 유용

● 기압계이동과 한랭전선 이동분석에 유용

●  황사 이동경로 및 영향 분석에도 유용

아래 그림 7은 2일간 24시간 850hPa 기온변화이며,  24시간 동안 해당기압면의 온도변화가 감소한 구역은 푸른색으로 채색되어있다. 붉은색 화살표 실선은 24시간 기온 하강 중심의 이동방향 궤적을 보여준다. 850hPa의 기온변화의 중심은 특히, 한랭전선을 동반한 저기압의 이동방향과 일치한다. 기압계이동과 한랭전선 이동분석 외에 황사 이동경로 및 영향 분석에도 유용하게 사용할 수 있다.

여름철

대륙과 해양의 비열 차이로 유라시아 대륙에 열저기압이, 해양에 북태평양고기압이 형성. 

아래 그림 1(a)와 같이 우리나라는 남풍 기류의 영향을 받는다.

뜨겁고 습한 남풍 기류는

• 대륙의 열저기압 남쪽인 벵갈만과 남중국해에서 유입되거나,
• 북태평양고기압 남쪽인 적도 태평양에서 유입된다.

이 기류가 중국 양쯔강하류 부근 또는 동중국해에서 합쳐지면서 풍속이 증가하고 우리나라로 뜨겁고 습한 공기를 유입시켜 호우와 무더위의 원인이 된다.

북태평양고기압과 대륙의 열저기압은 여름철 동아시아 하층대기의 특징.

그림 1(b): 같이 300, 200hPa의 티베트고기압, 상층제트(50kts 이상의 풍속대), 500hPa의 북태평양고기압의 등고선(기준선 5880gpm)) 

티베트 고기압

티베트고원지대의 해발고도가 약 500hPa. 300hPa 이상의 고도에서만 뚜렷하게 나타남.

우리나라와 일본 남쪽 해상의 상공에 동서로 고기압 벨트 형성.(Ueno et al. 2001, Hsu et al. 1999, Flohn 1968).

여름철 티베트 지역은 500hPa 이하의 고도에서는 열저기압 (열저압부)으로 묘화됨.

반면에 북태평양고기압은 500hPa 고도에서는 뚜렷하게 나타나지만 300hPa 이상의 고도에서는 티베트고기압과 구분이 되지 않거나 존재하지 않을 수 있다. 

호우 유형 분류

2001년 이후 우리나라에서 1시간만에 70mm 이상의 집중호우가 발생된 사례의 유형 (기상청).

● 상하층제트 커플링형  

   하층제트와 상층제트가 모두 동일한 호우구역에 존재하는 경우.

   동일한 지역의 상공으로 하층 제트와 상층제트가 일정한 각도를 이루면서 교차하여 지나감.

● 태풍 전면 수렴 형  

   하층제트는 없고 상층제트만 존재하는 호우

   상층 제트를 기준으로 기류가 유입되는 입구의 남쪽인 상층 발산구역에 위치하고, 태풍 전면에서 호우 발생

● 국지성 호우형  

   하층제트와 상층제트가 모두 존재하지 않는 경우.

아래 그림 2는 2001~ 2011년 기간 동안, 1시간만에 70mm 이상 호우가 발생된 사례를 조사하여 5일 간격의 발생횟수를 보여주는 그래프이다. 총 53개 사례 가운데 장마기간에 17개 (32%)가 발생하였고, 2차 우기에 가장 많은 35개(66%)가 발생했다. 10월에는 1개의 호우사례가 있다. 2차 우기기간에는 태풍이 5개를 차지하여 총 호우 중 9%를 차지했다. 1시간에 70mm 이상의 강수량은 호우주의보 기준을 1시간 내에 넘어서는 양이고, 돌발홍수에 의한 피해를 발생시킬 수 있다. 

상하층 제트커플링형 호우가 총 53개 사례 중 25개(47%)로 가장 많았다. 하층제트 커플링은 동일한 지역의 상공으로 하층 제트와 상층제트가 일정한 각도를 이루면서 교차하여 지나가는 구조를 말한다 (2011년 손에 잡히는 예보기술 2호 ‘하층제트’편 참조). 이런 형태의 대기구조가 나타나면, 직접 열순환에 의한 연직운동이 활발해지며, 하층수렴과 상층발산에 의해 호우가 발생하기 쉬운 대기구조가 잘 형성된다(Saulo et al. 2007, Chen et al. 2003).

사례분석 - 상하층제트 커플링형의 종류

(1) 상층 등고선 분류형 발산

(2) 제트 입구의 남쪽 발산

(1) 상층 등고선 분류형 발산

아래 그림 3은 2011년 7월 27일 상하층제트 커플링에 의해 수도권과 부산에서 동시에 호우가 발생한 사례. 7월 27일 00UTC에 850hPa에서 2개의 강풍대가 서해와 남해상에 분포(그림3a). 강풍대 중심의 북동쪽에서 호우(그림3 b, c)가 나타났다.

아래 그림 4는 그림 3과 같은 시각의 편집일기도.

850hPa 일기도(그림 4a)에서 우리나라 부근으로 남서풍의 하층제트(25kts이상)가 존재.

850hPa의 하층제트는 200hPa 일기도(그림 4b)에서 보하이만(발해만)부터 우리나라 중부지방을 지나가는 상층제트와 교차.

이렇게 850hPa의 남서풍과 200hPa의 서풍이 동일한 지역의 상공을 지나가게 되면 호우가 발생하기 좋은 조건

겨울철은 남북의 온도차이가 크기 때문에 한대제트가 강하고, 아열대제트도 공존하는데 반하여, 여름철은 아시아대륙의 가열로 남북의 온도차이가 작아 풍속이 약하고 우리나라 부근에선 한대제트보다 풍속이 약한 아열대제트가 주로 나타남. 

아래 그림 4(b): 티베트 고기압은 6~9월까지 티베트 고원에서 우리나라 부근의 상공을 오르내린다(Bao 1987). 중국 북부지역은 남북으로 등고선이 조밀한데 비해 우리나라 부근의 등고선 분포는 남북의 등고선 경도가 약하여, 등고선 분류형으로 발산이므로, 우리나라는 상층 발산구역에 위치한다.

한편, 상층일기도 분석 시 합류형의 등고선 분포는 상층의 기류가 수렴되는 형태이다. 따라서, 상층 바람장을 이용해 가장 강한 발산지역에 대한 면밀한 분석이 필요하다. 등고선 분류형의 상층 발산구역은 고기압성 회전을 하는 북서기류에서 뚜렷하며, 풍속은 강하지만 기류가 진행하는 방향으로 풍속이 약한 지역에서는 발산값이 최대로 나타난다(Funk 1991, Maddox 1979, Uccelini and Johnson 1979). 

아래 그림 5는 그림 4의 850hPa 최대풍속을 기준으로 남북의 연직단면도으로서, 하층제트에 의한 호우 모식도와 상층제트와 하층제트의 커플링 모식도를 나타낸다. 대류발달구역은 그림 3의 2011년 7월 27일 호우사례와 일치. 

강한 대류에 의한 호우 구역은 850hPa에서 최대풍속의 북쪽에 위치

온난·습윤한 기류가 고위도로 이동하면서 상대적으로 차가운(무거운) 공기위로 상승하다가 상층의 발산구역에 들어가게 되면 강한 대류가 발달

따라서, 동일한 850hPa 등압면 일기도에서 상승기류가 가장 강한 지역은 최대풍속의 북쪽에 풍속이 감소하는 지역.

하층대기의 강한 남풍은 고위도로 이동하면서 수평적 풍속 감소분을 연직 상승운동으로 전환시키며 최대 상승운동이 나타나는 지역에서 강한 대류가 나타난다(Trier and Parsons 1993). 

그림 5에서 하층제트가 지나가는 상공의 아래 지상바람은 동풍이나 미풍이다. 왜냐하면, 따뜻한 기류는 지상으로 하강하지 않고 상승하기 때문에 일정한 각도의 남북방향으로 전선면이 생기기 때문.

아래 그림 6  지상일기도( 2011년 7월 27일 00UTC ). 우리나라 중부지방을 중심으로 등압선 간격은 조밀한데 비하여 지상에서 관측된 풍속은 매우 약한 것을 볼 수 있으며, 특히 뇌전을 동반한 많은 비가 내리는 서울은 등압선 방향과는 달리 북동풍이 불고 있다.

(2) 제트 입구의 남쪽 발산

발산구역 찾는 법

(1) 등고(압)선 형태로 찾기

상층 발산구역은 등고(압)선 형태로 찾을 수 있다.

상층 발산구역은 주로 상층 제트가 약할 경우에 해당하며(주로 아열대제트에서 중심풍속 100kts 이하), 상층제트가 강할 경우 분류형태가 나타나지 않는다(주로 한대제트에서 중심풍속 100kts 이상).

(2) 상층제트축 4분면으로 찾는 법

제트축을 기준으로 풍속의 증가/감소 지역의 4개 분면으로 나눠 찾을 수 있다.

그림 7(a) 2010년 9월 21일 중부지방에 발생한 호우사례에 대한 12UTC 200hPa 일기도.

차가운 공기를 가진 북쪽 기류가 중국 북부지방으로 남하하면서 우리나라 부근의 따뜻한 기류와 만나 강한 제트기류가 형성. 제트기류의 최대풍속 지역은 연해주 부근에 위치, 우리나라는 제트 최대풍속을 기준으로 남쪽이고 입구에 해당.

그림 7(b) Uccellini and Kocin (1987)가 제시한 제트기류에 의한 발산, 수렴의 모식도.

상층 발산, 하층수렴 지역에 해당.

[ 참고문헌 ]

• 손에 잡히는 예보기술, 2014: 기상청
• 장마백서, 2011: 기상청
• Bao, C-L., 1987: Synoptic Meteorology in China. China ocean press. Beijing.
• Chen, G. T, Z. Jiang, and M-C. Wu, 2003: Spring heavy rain events in Taiwan during warm episodes and the associated large scale conditions. Mon. Wea. Rev., 131: 1173-1188.
• Choi, K-S. and H-R. Byun, 2007: Definition of the onset and withdrawal of the warm season over east Asia and their characteristics. J. Korean. Met. Sci., 43-2: 59-75.
• Flohn, H., 1968: Contributions to meteorology of the Tietan plateau. Atoms. Sci. Paper No 130, Colorado Stte Univ., Ft. Collins, Co. 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.
• Hsu, H-H., C-T. Terng, and C-T. Chen, 1999: Evolution of large-scale circulation and heating during the east transition of Asian summer monsoon. Journal of Climate 12: 793-810.
• Huang S. S. and M. M. Teng, 1964: On the annual variation of the subtropical high position. J. Natural Science in Univ., 1: 11-29.
• Maddox, R. A., 1979: The evolution of middle and upper tropospheric features during a period of intense convective storms. Preprint: Eleventh Conf. on Severe Local Soc., Kansas City, Amer. Meteor. Soc., 41-48.
• Saulo, C., J. Ruiz, and Y. G. Skabar, 2007: Synergism between the low level jet and organized convection at its exit region. Mon. Wea. Rev., 135: 1310-1326.
• Trier, S. B. and D. B. Parsons, 1993: Evolution of environmental conditions preceding the development of a nocturnal mesoscale convective complex. Mon. Wea. Rev., 121, 1078-1098.
• Uccellini, L. W., and D. R. Johnson, 1979: The coupling of upper and lower tropospheric het streaks and implications for the development of severe convective storms. Mon. Wea. Rev., 107, 682-703.
• _______, 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.
• Ueno, K., H. Fujii, H. Yamada, and L. P. Liu, 2001: Seasonal heating of the Tibetan plateau and its effect on Asian summer monsoon. Journal of the Meteorological Society of Japan, 79(1B): 419?-434.
• Yanai, M., C. Li, and Z. Song, 1992. Seasonal heating of the Tibetan Plateau and its effects on the evolution of the Asian summer monsoon. Journal of the Meteorological Society of Japan, 70(1B): 319-351.

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