기상 기후 강의 노트

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

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.

1. 한랭전선형 대설 사례(2011년 1월 23일)

한랭전선이 서울·경기 지방을 통과하면서 중부지방에 발생한 대설 사례이다 (그림 5)

그림 5. 2011년 1월 23일 (a) 9시, (b) 15시 지상일기도

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

출처: 손안에 잡히는 예보기술: 기상청

2011년 5월 1~3일 우리나라 전역에 발생한 황사

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)

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.