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.
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
■ 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.
