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3 발간사 2011 장마백서 장마는태풍과더불어자연재해를일으키는대표적인현상중하나입니다. 장마전선에동반된집중호우는지하철, 상가 주택, 농경지등을침수시키고, 철도 도로, 교량등시설물을파괴하며, 산사태등으로인한인명피해를일으키기도합니다. 실제로 2006년장마기간동안에내린집중호우로 2조원이넘는재산피해와함께약 2800여명의이재민이발생한바있습니다. 주로 7월에집중되는장마재해는전체기상재해발생빈도의 30% 를차지하고있으며, 우리의일상생활은물론산업과경제활동에도많은피해를주고있습니다. 장마기간에내리는강수량은 400~650mm 정도로서연강수량의약 30% 를차지하는데, 이는수자원확보측면에서매우중요한의미가있습니다. 소위마른장마때처럼장마기간에강수량이적고태풍에의한강수도적은해에는이듬해장마때까지심각한가뭄에직면할수있기때문입니다. 이와같이장마가우리사회에직 간접적으로미치는영향이상당히크기때문에장마에대한체계적인연구와조사가필요하며, 충분한사전대비책이마련되고또한지속적으로보완될필요가있습니다. 1995년에기상청이 장마백서 를처음으로발간한이래지금까지장마를포함한동아시아몬순현상에대하여전세계적으로괄목할만한관측기술의발전과함께특성규명등과학적이해에있어서도큰진전이이루어져왔습니다. 이번에기상청이장마의기후학적특성과변동성등그동안에이루어진연구와분석결과를종합적으로집대성한 장마백서 2011 을발간하게된것을매우뜻깊고또한기쁘게생각합니다. 아무쪼록본백서가장마철의재해방지대책수립등정부의정책결정과정과각종산업활동에널리활용될수있기를바랍니다 기상청장조석준

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5 시작하는글 2011 장마백서 본장마백서는우리나라의주요강수시기인장마의기본적인현상을설명하고, 생성원인및계절내 경년 수십년변동특징을분석한다. 특히기후학적인관점에서장마는동아시아몬순시스템의일부이며, 열대및극지역의서로다른시간규모를가진기후현상들과서로긴밀한상호작용을하는전지구대기해양시스템의중요한요소로서이해될수있다. 이에본장마백서는 1990년대이후발표된많은연구결과를바탕으로기후학적인결과를첨가하여장마현상을기술하는데중점을두었다. 또한, 장마기간중의집중호우빈도및그에따른재해상황분석을통해자연재해위험관리에대해논의한다. 또한, 최신기술의대기-해양접합모형들을이용해미래의장마변화양상을예측한다. 마지막으로, 장마의긍정적인측면을제시한다. 장마는기상 기후학적으로중요한현상일뿐아니라, 일상생활과매우밀접한현상이며, 사회 경제적으로미치는영향이크다. 기후학적으로 6월말경에시작해서 7월말경에종료되는첫번째장마기간과 8월중순말또는하순에시작해서 9월초에종료되는두번째장마기간중의전체강수량은우리나라전체적인물수지에가장중요한요소이다. 반면장마기간중의집중호우는농업 토목 운송등여러사회 경제적활동에큰재해를초래할수있다. 따라서본장마백서가장마의원인및그현상을지배하는주요역학 물리과정을이해하는데도움이되기를바라며, 최종적으로기상및기후위험관리를통한사회 경제적손실을줄이는데기여할수있기를바란다. 책임집필위원 서경환 이준이

6 요약 장마는여름철우리나라에오랜기간많은비를내리는주요강수현상으로동아시아몬순시스템의일부이다. 6월말경부터 7월말경까지의약한달간의장마기간동안내리는강수는 400 ~ 650 mm 으로연총강수량의약 30% 를차지한다. 한국의장마는중국의메이유및일본의바이우와유사한특징을가진다고인식되고있지만실제로더복잡한현상이다. 즉, 일본의바이우는해양성온대기단과해양성한대기단에의해생성되고경계면에서온도와습도차이가많이나는반면, 중국의메이유는열대몬순기단과온대대륙성기단에의해생기며경계를따라습도의차이가큰특징이있다. 한반도의장마는해양성온대기단인북태평양고기압과해양성한대기단인오호츠크해고기압의대치에의한온도와습도차이에의해대체로형성되지만, 중국의메이유와관련된나머지두기단의영향을받을때가있다. 또한북극진동과관련된한대기단이간헐적으로남쪽까지세력을확장하면서남쪽의열대기단과경계면을형성해장마에영향을준다. 따라서한반도장마를이해하기위해서는기존에강조되던오호츠크해기단과북태평양기단뿐만아니라서로성질이다른 5개의기단의움직임을모두고려해야만한다. 장마의발달과진행에영향을주는주요대기순환요소는크게하층수증기유입량, 북태평양고기압의북상, 상층제트의강화등을들수있다. 장마기간은장마시작일보다장마종료일의변동에더크게좌우되는특성이있다. 1차우기 ( 장마 ) 의시작은북태평양고기압세력의북쪽방향확장이, 2차우기 ( 가을장마 ) 의시작은오호츠크해고기압세력의남쪽방향확장이주요한요소로작용한다. 1990년대중반 (1994~1996) 이후로장마의종료시점및 2차우기의시종시점이빨라지는경향이있다. 이에따라전통적으로장마와 2차우기사이에존재했던상대적인건조기가짧아지고, 두강수시기의세기가비슷해지는경향을보인다. 한편, 서울의측우기관측자료를분석한결과, 한반도의장마강수의최고시점은 200년전에비해약 20일정도늦어진것에해당한다. 장마기간에발생하는정체전선과동반된깊은대류운시스템에의해집중호우가발생된다. 최근 10년동안호우및집중호우빈도가증가하였다. 80 mm 이상의강수가 7월과 8월에 60% 이상집중되는특징을가진다. 장마로인한재해는전체기상재해발생빈도에서약 30% 를차지하며, 장마기간인 7 월에집중되는경향을보인다. 최근호우에의한재해발생빈도는연 10회정도발생한다.

7 2011 장마백서 장마를포함하는동아시아몬순은여러가지다른기후시스템과다양한시간규모에서상호작용한다. 연주기와계절내변동, 이두요소에의해장마의강도, 시작과종료시점및 2차우기의시종이결정된다. 경년변동의관점에서보면, 장마와필리핀근해및남지나해지역몬순인북서태평양몬순은북서태평양 -동아시아원격상관에의해음의상관관계를가지며, 장마와인도몬순은북반구전체원격상관패턴을통해음의상관관계를가진다. 봄철유라시아서쪽지역의눈덮이가평년에비해많고동쪽지역눈덮이는적을경우우리나라여름철강수가증가하는경향을보인다. 그리고봄철강한양의북극진동은오호츠크해기압능을강화시키고장마를강화시키는역할을한다. 또한엘니뇨역시중요한관계를가지는데, 장마강수는동태평양의엘니뇨가발달하는시기에감소하는경향이있고 2차우기의경우는동태평양의엘니뇨가발달하는시기에감소하고라니냐가발달하는시기에증가하는경향을보인다. 해수면온도와대기사이의상호작용은대류권및동아시아몬순의준 2년주기진동을형성한다. IPCC 4차보고서에사용된역학수치모델을이용하여장마의미래변화에대해예측한결과 21세기후반의한반도여름철강수량은동서방향의대륙과해양의지상기온차이의증가와하층의수증기수송플럭스의증가에의해 20% 까지증가할것으로전망한다. 특히, 적운대류형강수량은대기불안정도의증가에의해현재보다최대 40% 이상증가할것으로예상된다.

8 C o n t e n t s 제1 장장마의현상 / 11 제1절장마란무엇인가? 제2절해륙분포및티베트고원의영향 제3절전구몬순속의장마 제 2 장장마의기후학적특성 / 25 제 1 절우리나라연강수량의계절집중도 제 2 절장마시종및기간 제3 장장마기간집중호우특성 / 45 제1절집중호우통계 제2절중규모호우계의구조 제3절장마전선대강수계의다중규모구조 제4 장장마의변동성 / 65 제1절장마변동특성 제2절계절내변동및연주기 제3절경년변동성 제4절장주기변동... 92

9 2011 장마백서 제 5 장장마와재해 / 99 제 1 절호우와관련된재해 제 2 절호우발생사례와재해 제 6 장장마의사회 경제적영향 / 117 제 1 절장마의이점 제 2 절미디어속의장마 부록 / 149 Ⅰ. 사용한기상 기후자료및분석기간 Ⅱ. 기후변화시나리오로본장마의미래변화 Ⅲ. 연도별장마 참고문헌 / 262

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11 2011 장마백서 제 1 장 장마의현상 제1절장마란무엇인가? 제2절해륙분포및티베트고원의영향제3절전구몬순속의장마

12 장 마 백 서 제 1 절장마란무엇인가? 1 장마의정의 장마란오랜기간지속되는비를일컫는말로, 1500년대중반이후부터 오랜 의한자어인 장 ( 長 ) 과비를의미하는 마ㅎ 를합성한 댱마ㅎ 로표현되다가 1700년대후반 쟝마 로표기, 일제강점기이후에 장마 로변한것으로보인다. 장마의어원에따르면장마란단순히오랜기간지속되는비를의미하지만현재통용되고있는장마의의미는두가지관점에서나뉜다. 첫번째는전술한바와같이오랜기간지속되는비를의미하는것으로일반인이사용하는장마의개념이다. 반면, 두번째는기상학자들사이에서통용되는개념으로, 장마전선에의해내리는비를의미한다 ( 류상범 2001). 현재기상청에서는두번째관점에따라장마의시점을공표하기때문에일반인들이느끼는시점과차이가생길수있다. 본백서역시장마전선의관점에서장마를기술하도록하겠다. 장마 (Changma) 는우리나라의주요강수시기로, 동아시아몬순 (East Asian monsoon) 시스템의일부이다. 여름철우리나라를포함하는동아시아지역은남쪽의온난습윤한열대성기단과북쪽의한랭습윤한한대성기단이만나서형성되는정체전선의영향을받는다. 전선이걸쳐있는지역에는강한남서풍에따른습윤한공기의유입량이증가하고장기간동안많은양의비가내린다. 이러한현상을우리나라는장마, 중국은메이유 (Meiyu), 일본은바이우 (Baiu) 라고부른다. 기후학적으로 6월하순우리나라주변으로상층제트기류가북상하여강한경압불안정이형성되고, 북태평양고기압의본격적인발달과더불어하층남서풍에의한습윤한공기유입이강화되면서장마가시작된다 [ 그림 1-1]. 12

13 제 1 장장마의현상 [ 그림 1-1] 장마기간동안구름띠, 정체전선, 북태평양고기압, 하층수증기유입및상층제트분포 2 장마기간기단배치 장마의정확한이해를위해서는장마전선형성에영향을주는열역학적성질이서로다른기단들에대한이해가필수적이다. 온도와습도를동시에고려하는상당온위의분석을통해장마형성에영향을주는기단들의배치및그에따른정체전선의위치를파악할수있다 [ 그림 1-2] ( 이그림은 30년평균자료를이용하여그린것으로, 자료에대한자세한내용은부록1의사용한기상 기후자료및분석기간을참조 ). 일반적으로메이유는열대몬순과대륙성기단사이에서발달하며, 바이우는주로열대몬순및북태평양고기압과오호츠크해기단세력에영향을받는다. 하지만장마는다음모든기단의영향을받기때문에더욱복잡한특성을보인다. 열대수렴대의서쪽끝부분및우리나라남서쪽에위치한고온다습한열대몬순기압골과관련된기단 13

14 장 마 백 서 우리나라남동쪽에위치한온난한기단으로, 열대몬순기단보다는절대수증기량이적은북태평양고기압과관련된기단 우리나라북동쪽에위치한한랭습윤한오호츠크해기단 우리나라북서쪽에위치한상대적으로고온건조한대륙성기단 우리나라북쪽고위도의한대성극기단 상당온위를이용한기단구분및정체전선위치 [ 그림 1-2] 장마기간동안 (6 월하순 ~ 7 월중순 ) 850-hPa 고도의상당온위 ( 색, K) 및상당온위남북경도 ( 점선, 10-5 K m -1 ), 그리고 500-hPa 고도의 5880 gpm 선 ( 굵은실선 ) ( 서경환등 2011) 북태평양고기압과오호츠크해기단의대치에크게영향을받는해가있는반면, 열대몬순기압골의영향이더큰해도있다. 또한강한북극진동과연관된한대대륙성기단이한반도의장마에영향을강하게미치는시기도있다. 따라서해마다정체전선의형성및위치, 장마의시종, 기간, 강도가큰폭으로변화한다. [ 표 1-1] 은각기단의특징을요약한것이며, [ 그림 1-3] 은각기단의배치를모식화한것이다. 정체전선은상당온위의남북경도가음의최소값을나타내는지역, 즉기단들의열역학적차이가가 14

15 제 1 장장마의현상 장큰지역에위치한다 ([ 그림 1-2] 흑색점선 ). 메이유는일반적으로온난습윤한열대몬순과온난건조한대륙성기단사이의습도차이가크게나타나는특징이있는반면, 바이우는한랭습윤한오호츠크해고기압과온난습윤한북태평양고기압사이에서온도와습도차이가모두크게나타나는특징이있다. 하지만경도상으로중간에위치하는한반도의장마는주변모든기단에의해영향을받으므로복잡한양상을띤다. 즉, 기본적으로기단사이온도와습도차가모두큰특징을보이고있지만경년또는계절내에서습도차이가많이나는기단의영향을받을때도있다. [ 표 1-1] 우리나라장마기간에영향을주는기단및그특징 기단종류열대몬순기압골북태평양고기압오호츠크해기단대륙성기단극기단 주요특징 우리나라남서쪽상당온위가 340 K 이상이며많은양의강수를동반한영역. 고온다습한기단 우리나라남동쪽 500-hPa 고도 5880 gpm 선을따라상당온위값이 335 ~ 345 K 인영역. 온난하며열대몬순에비해상대적으로더건조하지만오호츠크해기단에비해상대적으로더습윤한기단 우리나라북동쪽상당온위가 325 K 보다낮은영역한랭습윤한기단 우리나라북서쪽상당온위가 325 ~ 340 K 인영역온난건조한기단 북극진동에의해간헐적으로장마에영향을미치는한대기단 [ 그림 1-3] 장마시기기단의배치 ( 서경환등 2011) 15

16 장 마 백 서 3 장마에영향을주는대기순환 장마기간동안한반도주변의대기하층부에서는해양에서대륙으로의습윤한공기유입이매우활발하게일어난다. 한반도는북태평양고기압의가장자리를돌아불어오는남서 / 남동기류와, 멀리벵골만과동남아시아를거쳐중국동해안을거쳐불어오는해양성남서기류의영향을동시에받게된다. 때로는인도양쪽에서불어오는남서기류가북태평양고기압을따라부는남서기류와합류하여한반도장마에영향을준다 [ 그림 1-4]. 북태평양고기압세력의변화는장마전선의지속과활동에직접적인영향을미친다. 북태평양에중심을잡은고기압이동아시아대륙이있는서쪽으로세력확장을할경우고기압가장자리의바로북쪽에놓여있는장마전선이더잘유지가되고전선의위치도한반도를걸치는경우가많다. 그러나북태평양고기압세력이약화될경우장마전선지역으로의습윤한공기유입이약하여장마전선이일시 강수량, 하층바람장및상층제트기류 [ 그림 1-4] 장마기간동안 (6 월하순 ~ 7 월중순 ) 강수량 ( 색 ), 하층바람장 ( 벡터 ), 그리고상층제트기류 ( 검정실선 ) ( 서경환등 2011) 16

17 제 1 장장마의현상 적으로소멸하기도한다. 또한전선이한반도이남으로크게남하하여, 한반도지역이전선의영향권밖에머무르는경우가발생하기도한다. 장마전선의유지에는상층의역할도크다. 한반도상공의서쪽에서동쪽으로부는제트기류는아시아여름몬순이활발할수록더강해지는경향이있으며, 이는제트기류의강도가티베트고원지대의가열과깊은관련성이있기때문이다. 태양일사에의한티베트고원지대의가열이활발해지면대기연직층이더욱두꺼워지고, 이로인해티베트고원지대와그북쪽지역은강한기압경도차가발생하여서쪽에서동쪽으로의강한상층류가불수있는조건을갖추게된다. 상층기류가통과할때한반도는상층기압골의동쪽에놓이는경우가많다. 대기운동이론에근거할때상층기압골의동쪽은공기가흩어지는발산지역으로이를보충하기위해상승류가하층으로부터올라간다. 즉, 한반도로불어온해양성습윤기류가상승하여응결과강수과정으로이어져많은비가내리게된다. 4 기후평균장마의시종및강수량 최근 30년기후평균으로보면중국의메이유와일본의바이우는 6월중순에시작되며, 장마는 6월 19일에제주도에서시작된다. 남부지방에서는 6월 23 일경, 중부지방에서는 6월 24 일경에장마가시작되어약 32일간지속되다가정체전선이한반도북쪽으로북상하면서 7월 25일경종료된다 [ 표 1-2]. 이후우리나라는북태평양고기압세력하에강수휴지기에놓이게되며무더위가기승을부린다. 한반도북쪽으로북상하면서약해졌던정체전선은 8월중순경다시강화되면서남하하게되고, 이에따라우리나라는 9월중순까지 2차우기를경험하게된다. [ 그림 1-5] 는우리나라 60개관측소평균및 5일평균강수량시계열 ( 최근 30년기후평균 ) 이다. 일반적으로 5일평균 6 mm day -1 이상비가내릴때우리나라장마를포함하는동아시아몬순의시작으로정의된다 (Wang and LinHo 2001). 그림에서보듯이우리나라연강수량의 50 ~ 60 % 이상이장마를포함하는여름철에집중되어있다. [ 표 1-2] 기후평균 (1981~2010년) 장마시작, 종료, 지속기간및강수량 지역 시작일 종료일 지속기간 ( 일 ) 강수량 (mm) 중부지방 6.24 ~ ~ ~ ~ 785 남부지방 ~ ~ ~ 653 제주지방 6.19 ~ ~ ~ ~

18 장 마 백 서 [ 그림 1-5] 기후평균 ( ) 및 5 일평균한반도평균강수율 (mm/day) 시계열 (60 개관측소평균 ) 요약 장마는기단차에의한정체전선의영향으로장기간많은비가내리는현상이다. 장마에영향을주는주요대기순환요소는다음과같다. 1 습윤한하층기류유입 2 북태평양고기압의북상 3 상층제트의강화 장마와바이우는기단사이의온도및습도차에의해형성된다. 메이유는기단사이의습도차에의해형성된다. 18

19 제 1 장장마의현상 제 1 절장마란무엇인가? 19

20 장 마 백 서 제 2 절해륙분포및티베트고원의영향 몬순은대륙과해양지역의비열의차이로인해대륙과해양사이에발생하는계절풍현상이다. 따라서대륙과해양의분포가몬순시스템을형성하는데주요한영향을미친다. [ 그림 1-6] 은유라시아대륙과서북태평양및인도양의분포, 그리고산맥의분포를나타낸다. 여름의경우같은양의일사량이대륙과해양에주어졌을때비열이작은대륙은빨리데워져서대기의밀도가감소하여저기압이형성되고상승기류가생기는반면, 비열이상대적으로큰해양지역은느리게가열되면서대륙지역에비해상대적으로대기의밀도가큰고기압이형성된다. 이러한기압배치는하층부대기에해양에서대륙방 [ 그림 1-6] 아시아몬순시스템형성에결정적인역할을하는해륙및산맥의분포 20

21 제 1 장장마의현상 향으로의 ( 고기압지역에서저기압지역으로 ) 바람유입을가져오며해양의습윤한공기가저기압의대륙으로수송되는현상이여름철동안지배적으로나타난다. 이러한기압배치와풍향패턴은겨울철에는반대가된다. 비열이상대적으로작은대륙이겨울에빨리냉각되면서상대적으로해양에비해고기압이형성되기때문이다. 티베트고원과히말라야산맥은거대한아시아여름철몬순시스템을조절하는주요한열적 역학적원천이다. 티베트고원의최고높이는 4,400m ( 대류권중층에해당하는높이 ) 에이른다. 그에따라열적인측면에서티베트고원의가열이아시아대륙과해양사이의열적차를증가시키고, 역학적측면에서가파른산사면이공기의치올림을증가시켜몬순순환을강화시킨다. 또한강수전선이대륙경계해양에서아시아대륙쪽으로이동되며, 여름철몬순기간총강수량이증가된다 (Liu and Yin 2002; Kitoh 2002, 2010; Abe et al. 2004; Yasunari et al. 2006; Wu et al. 2007; Boos and Kuang 2010). 특히이들은동아시아몬순형성에결정적인역할을하는티베트상층고기압과북태평양고기압의발달에큰영향을미친다. 티베트고원과히말라야산맥은 2억에서 5억만년전지각변동에의해융기되었으며, 그이후로대륙-해양분포는현재까지거의동일하게유지되고있다 (Ruddiman and Kutzbach 1989; Sepulchre et al. 2006). 많은모델링연구들이이와같은산맥의융기가대륙-해양의열적차를심화시키고몬순기후를더욱강화시켰다는점을지지하고있다 (Manabe and Terpstra 1974; Ruddiman and Kutzbach 1989 등 ). 산맥융기비율을조절한대기-해양접합모형실험들에의하면, 티베트고원과히말라야산맥의융기가없을경우장마를포함하는동아시아몬순은형성되지않았을가능성이높다 (Kitoh 2002; Lee et al. 2011b). 현재와같은산맥의융기가없는경우몬순강수는아열대지역에한정되며, 산맥의융기가현재와비슷할때동아시아몬순이현재의관측과유사하게형성되는것으로모의되고있다. 요약 티베트고원및히말라야산맥의역할은다음과같다. 1 몬순순환강화 2 아시아대륙쪽으로강수대이동 3 여름철몬순총강수량증가 4 장마및동아시아몬순형성 21

22 장 마 백 서 제 3 절전구몬순속의장마 장마는열적 수문학적으로전지구대기순환과물수지를조절하는전구몬순시스템의일부분이다. 과거몬순은계절에따른바람장의변화 (Ramage 1971) 로정의되었다. 하지만최근수십년동안전지구몬순은태양에너지의연변동에의한대기-해양 -지표상호작용의반응이라는새로운개념이대두되고있다 (Trenberth et al. 2000, 2006; Trenberth and Stepaniak 2005; Wang and Ding 2008; Lee et al. 2010). 이에따르면몬순지역의구분은강수량을이용하는것이원래몬순의정의인바람장 ( 즉, 계절풍 ) 을이용하는것보다더적합한것으로보여준다. 몬순강수영역은여름철과겨울철강수량의차이가일정임계값을넘는지역으로정의된다 (Wang and Ding 2008; Lee et al. 2010). 이에따라전구몬순강수영역은다음과같은 8개의지역으로나누어질수있다 [ 그림 1-7]. 60N 40N 동아시아몬순 20N 서아프리카몬순 인도몬순 북서태평양몬순 북미몬순 EQ 20S 남아프리카몬순 호주몬순 남미몬순 40S 0 60E 120E W 60W [ 그림 1-7] 전구몬순지역구분 22

23 제 1 장장마의현상 동아시아몬순, 북서태평양몬순, 인도몬순, 호주몬순, 북미몬순, 남미몬순, 서아프리카몬순, 남아프리카몬순 요약 전구몬순지역구분 : 동아시아몬순, 북서태평양몬순, 인도몬순, 호주몬순, 북미몬순, 남미몬순, 서아프리카몬순, 남아프리카몬순 23

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25 2011 장마백서 제 2 장 장마의기후학적특성 제1절우리나라연강수량의계절집중도제2절장마시종및기간

26 장 마 백 서 제 1 절우리나라연강수량의계절집중도 1 장마를포함하는아시아몬순강수량 우리나라는여름철동아시아몬순시스템과겨울철북태평양폭풍경로 (storm track) 에속하기때문에같은위도대다른지역에비해많은양의연강수량을나타낸다. 세계강수량의많은부분이열대해양수렴대 (3000 mm 이상 ) 와열대몬순지역 (2400 mm 이상 ) 에집중되어나타난다. 하지만우리나라를포함하는동아시아몬순지역의연강수량역시 1200 ~ 2400 mm 범위를나타내며전세계물수지균형에중요한역할을한다. 우리나라연총강수량은 1200 ~ 1600 mm 범위를나타낸다. 이러한수치는같은위도대의아시아내륙연총강수량에비해상당히많은양이다 [ 그림 2-1] (a). 일반적으로아시아몬순지역의연총강수는여름철몬순시기에집중되는경향이있다 [ 그림 2-1] (b). 아시아몬순지역은인도몬순지역 ( 인도대륙과벵갈만 ), 북서태평양몬순지역 ( 남지나해, 필리핀해와북서태평양 ), 동아시아몬순지역 ( 중국남동부, 한국, 일본 ) 을포함한다. 대부분의몬순지역에서여름철강수량은연총강수량의 50% 이상을차지한다. 우리나라의경우도장마기간을포함한여름에내리는강수는연총강수량의 50 ~ 60% 를차지한다. 반면, 열대해양수렴대는계절에따른강수량의변화가크게나타나지않는다. 26

27 제 2 장장마의기후학적특성 (a) 연강수량분포 (b) 6 월 ~8 월총강수량분포 [ 그림 2-1] 30 년기후평균 (1981~2010) 아시아 (a) 연강수량분포와 (b) 6 월 ~8 월총강수량분포 (mm). CMAP 자료로부터산출 27

28 장 마 백 서 2 우리나라연총강수량및장마기간강수량의지역적분포 우리나라는동서방향으로좁고, 남북방향으로긴대륙의형태와태백산맥및소백산맥등지형의영향으로 [ 그림 2-2] 와같이매우특징적인강수량분포를나타낸다. 기후학적으로제주도와남해안지역및강원도지역에서 1600 mm 이상의많은강수가, 대구를포함하는분지지역에서 1100 mm 이하의적은강수가나타낸다. 또한, 서울및경기지역연강수량의범위는 1300 ~ 1500 mm 이다. [ 그림 2-2] 우리나라기후평균 (1981~2010) 연강수량분포 (mm) ( 서경환등 2011) 28

29 제 2 장장마의기후학적특성 우리나라를포함하는동아시아몬순의강수는위에서설명한바와같이여름철에집중된다 [ 그림 2-1]. [ 그림 2-3] 은최근 30년기후평균장마기간강수량및연총강수량에대한장마기간강수량비의지역분포이다. 중부지방및내륙지역에서는장마로정의되는 1차우기가연강수량의많은부분을설명하는경향이있다. 특히서울및경기지역에서는기후학적으로약한달정도되는장마기간동안연강수량의 30% 에달하는비가내린다. 제주도, 남해안지역및동해안지역에서는연강수량에대한장마기간강수량의기여도가상대적으로낮다. [ 표 2-1] 은 14개주요도시의 30년평균장마기간강수량이다. 서귀포지역이가장많은장마기간강수량 (650.6 mm) 을, 포항지역이 mm로가장적은강수량을보이고있다. 서울지역은 mm로두번째로많은양의장마기간강수량을기록하고있다. (a) (b) [ 그림 2-3] 기후평균 (1981~2010) (a) 장마기간 (6 월말 ~ 7 월말 ) 강수량분포와 (b) 연총강수량에대한장마기간강수량의비 ( 서경환등 2011) 29

30 장 마 백 서 [ 표 2-1] 주요도시의장마기간동안강수량 ( 단위 : mm). 1981~2010 기후평균 지방 강수량 지방 강수량 서귀포 전주 제주 대구 여수 포항 목포 대전 부산 인천 광주 서울 울산 강릉 요약 아시아몬순지역의연총강수는여름철몬순시기에집중되는경향이있다. 반면, 열대해양수렴대는계절에따른강수량의변화가크게나타나지않는다. 우리나라여름철강수는연총강수량의 50 ~ 60% 를차지한다. 장마기간 (1 차우기 ) 동안우리나라평균총강수량은 400 ~ 650 mm 으로장마기간 (1 차우기 ) 강수는연총강수량의약 30% 를차지한다. 30

31 제 2 장장마의기후학적특성 제 1 절우리나라연강수량의계절집중도 31

32 장 마 백 서 제 2 절장마시종및기간 1 장마시종의일반적정의 기존연구에서장마의시작은일반적으로장마전선에의해서해당지역에임계치 ( 일반적으로 3일동안 5 ~ 6 mm day -1 ) 이상의비가처음으로내리기시작하는날로정의된다. 일반적으로 1차우기시기에는장마전선이북상하기때문에제주도, 남부지방, 중부지방의순서대로장마가시작된다. 장마의종료는장마전선이한반도북쪽으로북상하거나전선세력의약화로강수가소멸되는시점으로정의된다 ( 이병설 김성삼 1983; 류상범 2001; 서동일 변희룡 2002; Byun and Lee 2002; 허창회 강인식 1988; Ho et al. 2003; Ha et al. 2005). 대규모관점에서장마의시작은우리나라가동아시아몬순을형성하는대규모순환장의영향을받는시점으로도볼수있다. 기후학적으로동아시아몬순은남중국해에서 5월중순경에시작된다. 이후북서태평양고기압의확장 ( 혹은북상 ) 과더불어 6월중순에는중국의메이유와일본의바이우가, 6월말에는장마가시작된다. 즉, 우리나라주변으로상층제트기류가강화되어강한경압불안정이형성되고, 북태평양고기압의북상과더불어하층남서풍에의한습윤한공기의유입이강화되어많은양의강수가발생할때를장마의시작으로볼수있다. 한편, 북태평양고기압이우리나라쪽으로확장되면서장마전선이북쪽으로급격히이동될때장마가종료된다 (Tao and Chen 1987, Tanaka 1992; Ueda 1995; Lau and Yang 1997; Wang and Xu 1997; Kang et al. 1999; Oh et al. 2000; Lau et al. 2000; Lim et al. 2002; Wang and LinHo 2002; 서경환등 2011). 32

33 제 2 장장마의기후학적특성 2 정체전선의북상및남하 1) 정체전선의이동특성 6 월부터 9 월까지정체전선과몬순기압골은시기에따라대규모순환장과함께북상하였다가남하 하는특성을보이며, 그에따라동아시아지역몬순의시작과종료가결정되어진다. [ 그림 2-4] 와 [ 그림 2-5] 에서상당온위남북경도 ( ) 의최소값은온난다습한열대기단 ( 대체로상당온위가 335 K 이상 ) 과한랭건조한한대기단 ( 상당온위 335 K 이하 ) 의경계를나타내며, 일반적으로 5820 gpm 의위치와 일치한다. 상반된기단들의대치로인해정체전선이형성되고많은양의비가내리게된다 gpm 은북태평양고기압의위치를나타내며, 아열대지역에서 6 mm day -1 이상의강수를보이는지역은열 대몬순기압골 ( 혹은열대수렴대 ) 을나타낸다. 정체전선은 6 월초에중국남부와일본남쪽에위치하다가시기에따라북상한다. 6 월중순에는중 국메이유와일본바이우가시작되고, 6 월말에우리나라장마가시작된다. 한반도위의정체전선은 7 월중순까지유지되다가 7 월말에약해지면서한반도북쪽으로이동한다. 이시기에는열대기단과한 대기단의차이가약화되면서정체전선이약화되거나소멸된다. 우리나라는 8 월중순까지북태평양고 기압의영향으로무더운날씨가지속된다. 이기간동안강수현상이간헐적으로나타나는경향이있는 데, 이는정체전선보다는태풍이나국지성집중호우에의한것이다. 8 월말부터 9 월초에오호츠크해고 기압세력이복사냉각으로강화되면서그남쪽경계면이남하한다. 그로인해다시열대기단과한대기 단세력의차이가커지면서정체전선이강화되고, 우리나라쪽으로남하할때 2 차우기가시작된다. 2 차우기는가을장마라불리기도하며, 이시기에는전선성강수뿐만아니라태풍이나국지성집중호우 에따른강수도나타난다. 2) 정체전선의이동에따른장마의시종우리나라부근지역에서정체전선 ( 혹은몬순기압골 ) 의시간에따른평균적인진행구조를보면 [ 그림 2-6], 위에서기술한바와같이 5월중순정도에위도약 27.5 N 부근에위치하던정체전선은 6월 19 일경에제주도로북상하며장마가시작된다. 장마는 7월 24일까지지속되다가이후정체전선이한반도북쪽 40 N 위로북상하면서종료된다. 이와같은장마의시종시기는기상청정의에의한시기 ([ 표 2-2] 참조 ) 와일치한다. 이후우리나라지역은북태평양고기압세력의영향을받으며무더위가시작된다 ([ 그림 2-6] 에서노 33

34 장 마 백 서 란색의고온지역이한반도를모두덮음 ). 한반도북쪽으로북상하면서약해졌던정체전선은 8 월중 순경에다시강화되면서한반도쪽으로남하하게되고, 이에따라 9 월중순까지 2 차우기가시작된다. [ 그림 2-4] 6 월부터 7 월까지 10 일간격강수량 ( 색, mm day -1 ), 850-hPa 상당온위남북경도 ( 흑색점선, 단위 10-4 K m -1 ), 5820 gpm ( 적색얇은실선 ) 과 5880 gpm ( 적색굵은실선 ). 상당온위의남북경도절대치가가장큰지역은일반적으로 5820 gpm 선위치와유사하며, 이지역위로상반된두기단이대치해많은양의강수를동반하는정체전선이형성 ( 서경환등 2011) 34

35 제 2 장장마의기후학적특성 [ 그림 2-5] 8 월부터 9 월까지 10 일간격그림. 자세한사항은 [ 그림 2-4] 와같음 ( 서경환등 2011) 35

36 장 마 백 서 [ 그림 2-6] 120 ~140 E 지역평균한상당온위 ( 색 ) 및정체전선 ( 화살표 ) 의이동과그에따른장마의시종, 점선은전선이약화되는시기를의미 3 장마시종일의결정 1) 기상청정의현재기상청에서는 [ 표 2-2] 에서보이는 4가지요소를이용해장마의시작을사후에결정한다. 기상청정의에의하면평균적으로장마는제주지방에서 6월 19일에시작되고, 약 34일정도지속되다가중부지방에서 7월 24일에종료된다 [ 표 1-2]. 여기서상당온위를사용한정체전선북상에의한장마시종의정의 [ 그림 2-6] 와비교적잘일치하는것으로보인다. 36

37 제 2 장장마의기후학적특성 [ 표 2-2] 현재기상청현업에서이용되는장마시작의결정요소 기상청장마시작결정요소 한반도부근의하층수분속영향유무 장마지수분석 (200-hPa 지위고도와바람장을이용한순환지수 ) 지상일기도에서장마전선의형성유무및 500-hPa 고도의 5820 과 5880 gpm 선의위치 강수량및지표기온, 일사량, 일조시간의 3 일이동평균분석 2) 장마시종결정의어려움위에서기술한바와같이기후평균장마의시종은비교적명확하게정의된다. 하지만매년장마의시종을결정하는것은쉽지않다. 해마다장마시종시점이매우큰폭으로변할뿐아니라, 장마시종결정에고려되는여러요소들사이의불일치가발생할가능성이높기때문이다. 즉, 대규모순환장의관점에서장마가시작되었지만, 하층의수분속이충분하지않거나다른이유로인해강수가발생하지않는경우가종종발생한다. 반대로, 대규모순환장의관점에서장마가시작되지않아도, 많은양의강수가지형적요인에의해국지적으로발생할수도있다. 2009년과 2010년은장마의시작을결정하는데뚜렷한차이를보인다. 2009년은장마전선발달과강수시작시점이일치해서비교적시작과종료가명확히정의된다 [ 그림 2-7]. 제주도와남부에서는 6월 21 일에, 중부에서는일주일뒤인 6월 28일에장마가시작되었다. 장마종료시점은제주도와남부에서 8월 3일, 중부에서 7월 21일었다. 장마기간강수는우리나라전지역에걸쳐서평년보다많았다. 2009년과달리 2010년에는전선의발생과호우시작날짜가많은차이를보인다 [ 그림 2-8]. 기상청에서는전선이제주도지역에위치한시기인 6월 17일을장마의시작으로정의하였으나, 실제적으로많은호우는 26일부터시작하였다. 6월 17일에제주도를포함하는지역에정체전선이발생하였으나, 지역적으로제주도관측소에서는적은양의강수가관측되었다. 3) 장마시종의경년변동매년장마의시작과종료는큰폭으로변한다 [ 그림 2-9]. 장마시작일의경우중부와남부지역에비해제주도의변동성이적은편이지만, 장마종료일은세지역에서유사한변동폭을나타낸다. 1979년부터 2010년동안장마가가장일찍시작했던해는중부와남부지방의경우 1985년, 제주도의경우 1998 년이다. 장마가가장늦게시작했던해는중부와제주도의경우 1982년이며, 중부의경우 1992년이다. 부록에 1979 년부터 2010 년에대한매년장마의특성을정리하였다. 37

38 장 마 백 서 [ 그림 2-7] 2009 년중부, 남부, 제주지역일평균강수량시계열과기상청이결정한각지역의장마시작및종료시점 ( 녹색선 ), 부록 3 참조 38

39 제 2 장장마의기후학적특성 [ 그림 2-8] 2010 년중부, 남부, 제주지역일평균강수량시계열과각지역의장마시작및종료시점 ( 녹색선 ), 기상청의장마시작시점은실제장마강수의시작과많은차이를보이는예 39

40 장 마 백 서 [ 그림 2-9] 중부, 남부, 제주지방평균 (a) 장마시, (b) 장마종료날짜, 위그림과아래그림에서 Y 축의시간간격이각각 5 일과 7 일임 4 장마시종지수 정확한장마시종및강도를모니터링하고예측하는것은사회 경제적으로매우중요한사항이다. 그러나위에서기술한바와같이기후학적분포내에서장마의시종및기간은명확하게구분되지만매년나타나는장마의시종을결정하는것은매우어렵다. 장마시종을결정하는방법에대한몇몇의선행연구들중에서최신의연구결과인서경환등 (2011) 에서사용한방법 [ 표 2-3] 을제시한다. 40

41 제 2 장장마의기후학적특성 장마시작 ( 다음세조건을동시에만족할경우 ) 장마종료 ( 다음두조건을동시에만족할경우 ) [ 표 2-3] 장마시종정의방법 정의방법 ~135 E 평균상당온위 335 K 선이 32.5 N 보다북상해 3 일이상지속 ~135 E 평균 5850 gpm 선이 32.5 N 보다북상해 3 일이상지속 125 ~130 E 평균상당온위남북경도최저값이 32.5 N 보다북상해 3 일이상지속 ~135 E 평균상당온위남북경도최저값이 42.5 N 보다북상해서 2 일이상지속 ~135 E 평균 200-hPa 동서방향바람의남북경도최고값이 42.5 N 보다북상해서 2 일이상지속 서경환등 (2011) 에서제시한장마시작및종료지수는다른지수들보다기상청에서사후에정의된장마의시작과종료시점에좀더근접한다 [ 그림 2-10]. 특히 1994년이후에는장마시종지수와기상청 [ 그림 2-10] 장마시작과종료지수및기상청사후분석결과시계열 ( 서경환등 2011) 41

42 장 마 백 서 사후정의가거의일치한다. 장마시작의경우장마시작지수와기상청정의사이의상관계수는 0.72 이며, 장마종료의경우장마종료지수와기상청정의사이의상관계수는 0.63이다. 이는이전연구의다른지수들이나타내는상관계수보다 40 ~ 60% 향상된것이다. 즉, 본지수를이용하여정체전선의이동에따른장마의시작과종료를좀더객관적이고효율적으로정의할수있다. 요약 장마의시종은강수와대규모순환의관점에서결정된다. 1 차우기 ( 장마 ) 의시작은북태평양고기압세력의북쪽방향확장이, 2 차우기 ( 가을장마 ) 의시작은오호츠크해고기압세력의남쪽방향확장이주요요소이다. 상당온위남북경도의최저치선은장마전선을잘반영한다. 장마기간의변동은장마종료일의변동에더크게좌우된다. 제주 남부 중부 장마시작일표준편차 4.3일 5.3일 5.3일 장마종료일표준편차 7.5일 6.8일 6.6일 개선된장마시작및종료지수 : 상당온위, 북태평양고기압북쪽경계선, 상층제트를이용하며, 기상청정의와유사한모습을보인다. 42

43 제 2 장장마의기후학적특성 제 2 절장마시종및기간 43

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45 2011 장마백서 제 3 장 장마기간집중호우특성 제1절집중호우통계제2절중규모호우계의구조제3절장마전선대강수계의다중규모구조

46 장 마 백 서 제 1 절집중호우통계 1 기후평균집중호우빈도 우리나라의여름철강수량은한반도물수지에중요한요소로, 농업용수, 공업용수, 그리고식수의중요한공급원으로작용하고있다. 하지만, 장마기간에발생하는정체전선과동반된깊은대류운시스템에의해종종집중호우가발생하여많은인명과재산피해를야기한다. 그렇기때문에, 한반도의집중호우발생빈도와강도분석은중요하다. [ 그림 3-1] 1981~2010 년동안우리나라여름철 (6~8 월 ) 에발생한호우의빈도. a) 일반강수 (> 2 mm day -1 ), (b) 집중호우 (> 30 mm day -1 ) 46

47 제 3 장장마기간집중호우특성 한반도자동기상관측시스템의여름철강수자료에서나타난일반강수 (2 mm/24hr) 와집중호우 (30 mm/24hr) 빈도의특성은다음과같다 [ 그림 3-1]. 1 일반강수빈도는전체적으로해안지방보다내륙에서높게나타난다. 이는여름에불안정한대기조건에서국지적으로흔히발생하는잦은대류성강수발달에기인한것으로추정된다. 2 특히영동지방부근의일반강수빈도가대략연 18회로가장높게발생하고있으며, 집중호우또한약 8회정도로나타난다. 3 수도권지역의일반강수빈도는일년에약 16회발생하고, 집중호우의빈도는약 8회로나타나는데, 이러한특징은영동지방과비슷하다. 4 남해안지역의일반강수빈도는일년에 14 ~ 15회정도로다른지역에비해적게나타나고있지만, 집중호우빈도는약 9회로비교적높다. 이러한특징은이지역이해양으로부터많은수증기공급을받고있기때문이다. 즉, 중부지방보다남부지방에서일반강수대비집중호우가차지하는빈도가더크다. 5 경상북도지역은전체적으로일반강수와집중호우의발생빈도가다른지역에비해적게나타나고있다. 이는경상북도지역이전체적으로산으로둘러싸여있고한반도동편에위치하는지리적특징때문에전선에대한민감도가작기때문이다. 6 제주도의경우일반강수는일년에 15회정도발생하고, 집중호우빈도는약 7회로발생하고있다. 이는집중호우와이보다적은강수율의강수빈도가비슷하게나타나는것이다. [ 그림 3-2] 와 [ 그림 3-3] 은전체 30년기간을 10년단위로나누어 6, 7, 8월각각에대한호우빈도를나타낸것으로그특징은아래와같다. 1 2 mm/24hr 이상의강수와 30 mm/24hr 이상의강수가나타나는빈도의패턴은비슷하다 ( 호우빈도가높은경우집중호우가생길가능성도높음 ). 2 전체적으로 7월에호우빈도가크게나타나지만, 년에는 7월보다 8월에좀더높은호우빈도가나타나고있다. 또한 년이다른기간에비해조금작은호우빈도가나타났다. 3 여름철 (JJA) 동안 년기간의호우빈도가최근 30년중가장크게나타났다. 집중호우발생빈도는지리적공간특성과밀접한관련이있으며, 집중호우에대한위험도가남부지방이중부지방보다크게나타난다. 따라서시 공간적으로다양한통계분석과종관적특징에대한이해를높여, 집중호우로초래되는수해와많은인명피해를줄여야한다. 47

48 장 마 백 서 2 mm/24hr 이상 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 [ 그림 3-2] 1981~2010 년동안우리나라여름철 (6~8 월 ) 에발생한호우의빈도. (2 mm day -1 이상 ) 48

49 제 3 장장마기간집중호우특성 30 mm/24 hr 이상 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 년 6 월 7 월 8 월 6,7,8 월평균 [ 그림 3-3] 1981~2010 년동안우리나라여름철 (6~8 월 ) 에발생한호우의빈도. (30 mm day -1 이상 ) 49

50 장 마 백 서 한편, 일강수량 80 mm 와 150 mm 이상의호우가내린날에대한과거 30년간의기후학적인통계분석을하면다음의특징으로요약할수있다 [ 표 3-1] 및 [ 그림 3-4]. 1 우리나라는일강수량 80 mm 이상의호우가내린날이연평균 27일정도이나 ( 즉, 하나의관측소라도측정된날이 27일정도 ), 많은해는 44일 (1998 년 ) 발생한해도있다. 2 일강수량 150 mm 이상의강한호우는연평균 9일정도이며, 많은해는 17일 (1999 년 ) 발생한해도있었다. 3 호우는 1년강수량의약 84% 가 6 ~ 9월중에발생하고있으며, 그중장마및태풍의영향을많이받는 7 ~ 8월에집중적으로발생하고있다 [ 그림 3-4]. [ 표 3-1] 월평균호우발생일수 (1981 년 ~ 2010 년 ) 강수량 1 월 2 월 3 월 4 월 5 월 6 월 7 월 8 월 9 월 10 월 11 월 12 월계 일강수량 80 mm 발생일수 일강수량 150 mm 발생일수 평균 비율 (%) 평균 비율 (%) [ 그림 3-4] 월평균호우발생일수의퍼센티지비율 (1981 년 ~2010 년 ). 50

51 제 3 장장마기간집중호우특성 2 호우주의보와경보에해당하는강수빈도특성 [ 그림 3-5] 는 1973년에서 2010년사이의관측소강수량을사용하여기상청의공식적인호우주의보및호우경보발령에해당하는기준인 12시간누적강수량 80 mm 이상과 150 mm 이상인경우에해당하는호우횟수를 60개관측소로평균하여나타내었다. 강수가 80 mm 이상내리는빈도수가많으면 150 mm 이상의경우도많은것을볼수있는데, 두경우모두 1990년대중반이전보다그이후의기간에서더큰발생빈도를보여, 전체적으로최근 15년정도의강수강도가이이전보다증가한것을알수 [ 그림 3-5] 12 시간누적강수량 (a) 80 mm 이상, (b) 150 mm 이상인집중호우발생빈도 (60 개관측소평균값으로표현 ) 51

52 장 마 백 서 있다. 7년이동평균을보면, 집중호우빈도가 1970년대부터꾸준히증가하는모습을보인다. 하지만집중호우빈도수는 1980년대후반에서 1990년대초까지잠시줄어드는경향을보인후다시 2010년까지증가한다. 이러한모습은간단하게 1990년을기준으로과거 20년과최근 20년을평균한모습에서도볼수있는데, 최근 20년동안이과거보다호우주의보에해당하는강수빈도는 25%, 호우경보에해당하는강수빈도는 60% 증가하였다. 따라서호우주의보나경보가최근들어더많이발령되는상황으로, 집중호우에의한재산피해가증가할수있으므로각별한주의와대처를요하는바이다. 요약 최근 10 년동안호우및집중호우빈도가증가하였고, 집중호우에대한위험도는남부지방이중부지방보다높다. 80 mm 이상의일강수량은 7 월과 8 월중에 60% 이상집중된다. 최근 20 년이과거 20 년보다호우주의보에해당하는강수빈도가 25% 증가하였고, 호우경보에해당하는강수빈도는 60% 증가하였다. 52

53 제 3 장장마기간집중호우특성 제 1 절집중호우통계 53

54 장 마 백 서 제 2 절중규모호우계의구조 장마전선에서발생하는집중호우는시 공간적으로다양한규모를가질뿐만아니라최근에그강수강도가증가하는경향을보이고있다. 한반도를중심으로발생하는호우의종관적분석과분류가요구된다. 한반도장마기간을포함한여름철중규모호우계는여러가지형태의대류시스템에서발달한다. 호우강수계는크기및현상학적인접근에따라다음과같은 4가지유형으로분석된다 (Lee and Kim 2007): 독립뇌우 (isolated thunderstorm), 대류밴드 (convection band), 구름무리 (cloud cluster), 스콜선 (squall line). [ 표 3-2] 는 2000년에서 2006년여름기간동안발생한총 86개의중규모호우계를 4가지유형으로분류하여빈도수를나타낸것이다 ( 태풍의직접적인효과는통계에서제외 ). 구름무리는전체호우강수계의약 47% 로가장자주나타나며, 대류밴드형호우계역시한반도에서자주나타나는형태로약 27% 정도를차지하고있다. 독립뇌우와스콜선은각각 12% 와 7% 의빈도로나타나고있다. 한반도의평균장마기간인 6월말에서 7월말까지의호우강수계의유형별빈도및특징은여름철전체와유사하다. 유형 [ 표 3-2] 2000~2006 년동안발생한호우강수계의각각의유형별빈도 (Lee and Kim 2007) 독립뇌우 Isolated thunderstorms 대류밴드 Convection band 구름무리 Cloud cluster 스콜선 Squall line 미지정 6 월 월 월 총 13 (11.5%) 31 (27.4%) 53 (46.9%) 8 (7.1%) 8 (7.1%) 총 113 (100%) 54

55 제 3 장장마기간집중호우특성 1 독립뇌우 독립뇌우는조건부불안정한대기조건에서발생하는뇌우로, 하나의셀또는여러개의작은셀이점점하나의거대한돌풍셀로뭉쳐져집중호우를내린다. [ 그림 3-6] 은독립뇌우의그림을나타내고있는데, 이는 2004년 6월 27일강원도지역에호우가발생한경우로, 일본지역까지확장해있는장마전선상의북쪽에집중호우가나타나고있다 [ 그림 3-6] (c). 레이더를보면돌풍의폭은 30 km 보다작게나타나고있으며 [ 그림 3-6] (a), 강원도지역에내린호우강수량을보면다른지역에비해시간당강수가큰것을확인알수있다 [ 그림 3-6] (b). 일반적으로독립뇌우는평균바람의흐름을따라이동하는경향이있다. (a) (b) (c) [ 그림 3-6] 2004 년 6 월 27 일 17~18 KST 독립뇌우그림. (a) 합성장레이더영상, (b) 1 시간당강수량, (c) 강조 GMS 영상 (Lee and Kim 2007) 2 대류밴드 대류밴드는일반적으로직선으로길게뻗어발달하는형태를보인다 [ 그림 3-7]. 밴드의크기를살펴보면폭은 2~20 km, 길이는약 200 km 까지발달하고, 하층대기의수렴으로대류활동이일어나는선을따라발생한호우강수셀은평균바람의흐름과같은방향으로밴드를형성하며, 늘어선밴드에서각셀들은동시에빠르게발달하기도한다. 대류밴드는스콜선 (3.4절에서설명 ) 에비해천천히이동하는경향이있으며, 셀들은독립뇌우처럼평균바람의흐름을따라이동한다. 55

56 장 마 백 서 [ 그림 3-7] 1998 년 8 월 5 일강화도부근의대류밴드레이더영상 (Lee and Kim 2007) 3 구름무리 구름무리는중규모호우계에서가장빈번하게발생하는유형으로, 일반적인형태는타원으로발생하지만정형화된모습없이발달하는경우도종종있다. 구름무리는작은뇌우가복합체를이루며, 그주변으로층운형강수가형성되는메조-β 규모의호우계이다. [ 그림 3-8] 은 2005년 6월 30일에서 7월 1 일까지구름무리가발달하여이동하는레이더영상이다. 다소형태가뚜렷하지는않지만여러개의호우강수계가메조-β 스케일로나타나고있다. 서울의북쪽에위치한 A지역의뇌우복합체는 50~60 km h -1 의속도를가지고남동쪽으로이동하고있으며 ([ 그림 3-8] 의 0130 KST), 또다른구름무리들 (B와 C) 은시간이지남에따라발달하는것을볼수있다. 자동기상관측시스템에서관측된 A지역의 1시간당강수량은 mm h -1 이며 [ 그림 3-9] (a), 7월 1일강조적외영상을보면대류운이서울북쪽에서남동쪽으로발달하여덮혀있는것을확인할수있다 [ 그림 3-9] (b). 구름무리의이동은보통전선을따라이동하거나기압계와함께움직인다. 하지만구름무리안에있는각각의호우셀들은일정한움직임이아니라다양한이동패턴을가지고이동한다. 56

57 제 3 장장마기간집중호우특성 2230 KST 30 June 0030 KST 1 July 2330 KST 30 June 0130 KST 1 July [ 그림 3-8] 2005 년 6 월 30 일 2230 KST - 7 월 1 일 0130 KST 구름무리의광덕산레이더영상. 왼쪽그림에서오른쪽그림으로넘어갈때남동쪽으로지도의영역이이동하였음 (Lee and Kim 2007) [ 3-9] (a) 1, [ 그림 3-9] 2005년 7월 1일구름무리그림. (a) 1시간당강수량, (b) 강조적외영상 (Lee and Kim 2007) 57

58 장 마 백 서 특히심층구름대의상층부온도가 -52 보다작고, 그크기가 50,000 km 2 보다크며 ( 즉메조 -α 규모 ), 지속시간이 6 시간보다긴원형에가까운대류성구름무리인중규모대류복합체 (mesoscale convective complex) 가장마전선상에서발달하기도한다. 4 스콜선 [ 그림 3-10] 2003 년 8 월 6 일스콜선그림. 위에그림과중간그림은군산공군기지레이더영상이며아래그림은 12 KST 의위성영상 (Lee and Kim 2007) 58

59 제 3 장장마기간집중호우특성 스콜선의일반적인모양은선의형태로존재하며, 폭 10 km, 길이 100 km 정도의크기를가지는호우강수계이다. 스콜선에포함되어있는각각의셀들은라인을따라이동하지만, 스콜선전체는스콜선이뻗어있는방향과수직으로이동한다. [ 그림 3-10] 은 2003년 8월 6일한반도서쪽에스콜선이지나가고있는그림으로, 10 KST와 15 KST를비교해보면스콜선은남서에서북동으로길게늘어져있지만, 이동은남동쪽으로한것을알수있다. 이스콜선의진행방향앞쪽에서대류불안정한습윤공기가스콜선이만들어내는한랭기류의돌풍전선면을타고상승유입되어, 이호우계의계속적인발달을가져오게된다. 또한이스콜선뒤에또다른강한강수밴드가존재하며, 스콜선이이동하는반대편에층운형강수가넓은구역에서내리는것을확인할수있다. 한편, 장마전선근처에서발달하는중규모호우계는 4시간에서최대 12시간까지발달지속기간을가지고있지만, 일본의바이유전선근처에서발달하는호우계보다지속시간이 2시간정도짧은특징이있다. 또한장마전선주위에발달하는대부분의메조-β 규모호우계들은전선에서멀리떨어져있는반면, 메조-α 규모의호우계는대부분전선근처에서발달한다. 이러한차이로장마전선상이나그바로부근에서온난습윤한공기가지속적으로유입되므로, 중규모호우계가더큰규모로발달할수있는것이다. 요약 여름철호우강수계중구름무리형과대류밴드형이 75% 차지한다. 장마시중규모호우계 크기 독립뇌우수 km ~ 10 km 하나의셀, 여러개의셀로발달 대류밴드 수직 : 2~20 km 수평 : ~100 km 직선의수렴대형태로발달 특성 구름무리직경 : ~100 km 타원형태의발달경향이크고메조베타규모 스콜선 수직 : ~10 km 수평 : ~100 km 한랭기류가형성한돌풍전선면을타고대류불안정한습윤기류가상승유입 59

60 장 마 백 서 제 3 절장마전선대강수계의다중규모구조 장마의종관및중규모적특징과, 장마전선상에서발달하는강수계의다중규모구조를살펴보면다음과같다 ( 예, Ninomiya and Shibagaki 2007). 먼저장마기간중에특징적으로나타나는종관규모의구조로상층제트가한반도상공을지나고있고 ([ 그림 3-11] (a) 에서두 500 hpa 제트사이에 200 hpa의제트류존재 ), 850 hpa 하층제트류가북태평양고기압의가장자리를돌면서습윤한공기를한반도쪽으로이류시키고있다. 따라서장마전선상에서생성된강수대는상층제트류의남쪽, 하층제트류의북쪽에위치하게된다. 또한장마전선면역시남북으로기울어져있는연직구조를가진다 [ 그림 3-12]. 한편, 상층에서는한랭저기압이한반도북부인러시아쪽에위치하였다가장마기간중남하하여한반도지역에대류불안정을강화시킨다. 또한러시아와베링해지역에위치한두절리한랭저기압사이에블로킹능이존재하여정체전선의발달을지속시킨다. 장마전선대에서발생하는강수계는다중구조를가진다 [ 그림 3-11] (b), (c), (d). [ 그림 3-11] (b) 는장마강수계의다중구조로상층의한대제트와아열대제트가만나는한반도지역의서쪽에서남북두개의단파가결합하여아종관규모저기압을발생시키며, 이저기압과연관되어발생하는아종관규모구름계 ( 그림에서 S로표시됨 ) 가발달한다. 이러한아종관규모저기압은 2 ~ 3일간격으로발생하고 2000 ~ 3000 km의파장을가진다. 아종관규모저기압에서남서쪽으로뻗은장마전선대에서 2 ~ 3개의메조-α 규모구름계가발달한다. 이들메조-α 규모구름들과아종관규모구름을통틀어서구름계가족 (cloud system family) 이되며종관규모의크기를형성한다 [ 그림 3-11] (b). 하나의메조-α 구름의규모는약 1000 km이며, 콤마모양을나타낸다 [ 그림 3-11] (c). 이메조-α 규모구름안에 2 ~ 3개의메조-β 규모 (100 km) 구름이존재한다. 또한메조-β 규모구름내부에도더작은여러개의메조-γ 구름이발생한다. 이메조-γ 구름은구름계가족이이동하는풍상측에서생성발달되고, 풍하측에서소멸한다. 강한강수는메조-α 구름내의메조-β 또는메조-γ 강수계에서발생한다. 이구름시스템의이동의반대방향인풍하측에서는층운형강수가나타난다. 따라서장마전선상에서발달하는강수계는다양 60

61 제 3 장장마기간집중호우특성 한규모의조직화된강수계로이루어져있다. 그러나이러한조직화된강수계의형성에대한물리적요 인은아직명확하게밝혀져있지않다. (a) (b) SYNOP-SCALE ~ 5,000 km (c) MESO - α - SCALE (d) MESO - β - SCALE M - α - S.LOW L MESO - γ - SCALE ~ 1,000 km ~ 100 km [ 그림 3-11] 장마전선에서발달하는강수계의다중규모구조에대한모식도. (a) 장마전선과연관된대규모순환및아종관규모 (subsynoptic scale) 강수계 (S) 및메조 -α 규모강수계. 한반도의서쪽에서시작하는 3 개의화살표는북쪽에서부터각각 500, 850 hpa 의최대풍축을나타냄, (b) 장마전선상의구름계가족 (cloud system family) 의종관규모특성, (c) 구름계내의메조 -α 규모구름의특성, (d) 메조 -α 규모구름내메조 -β 규모구름의특성 (Ninomiya and Akiyama 1992; Ninomiya and Shibagaki 2007) 61

62 장 마 백 서 [ 그림 3-12] 장마기간 (6/21~7/20) 에나타나는연직구조 (a) 연직바람 ( 색, Pa s ) 과동서바람 ( 등치선, ms -1 ), (b) 상당온위 ( 색, K) 와상당온위남북경도 ( 등치선, Km ) ( 서경환등 2011) 요약 장마전선의위치 : 상층제트류의남쪽, 하층제트류의북쪽에위치한다. 장마전선의연직구조 : 하층에서상층으로갈수록북쪽으로기울어져있다. 장마전선의강수계 : 종관규모저기압계내에이보다작은아종관규모, 메조 -α, 메조 -β, 메조 -γ 의규모를가지는다중구조형태이다. 62

63 제 3 장장마기간집중호우특성 제 3 절장마전선대강수계의다중규모구조 63

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65 2011 장마백서 제 4 장 장마의변동성 제1절장마변동특성제2절계절내변동및연주기제3절경년변동성제4절장주기변동

66 장 마 백 서 제 1 절장마변동특성 장마의시작과종료시점, 기간, 그리고강수량은매년큰폭으로변한다 [ 그림 4-1]. 매년 30~80 일간 격의특징적인계절내변동에의해장마의시종과 2 차우기의시종시점은상당히달라진다. 또한, 장 마기간강수량은현저한경년변동 (2 년 ~9 년주기 ) 뿐만아니라장주기변동 (10 년이상 ) 을나타낸다. [ 그림 4-1] 한반도 11 개기상청평균, 5 일평균강수량. 선은 3 mm day -1 간격, 붉은선은장마기간표시 66

67 제 4 장장마의변동성 장마를포함하는동아시아몬순은엘니뇨, 대류권이년주기변동, 전지구원격상관, 극진동, 북서태평양몬순, 인도몬순, 유라시아대륙의지표상태, 티베트고원의열적강제력, 인접해양변동성등과같은다른기후시스템과다양한시간규모에서상호작용한다 [ 그림 4-2]. 그에따라서특징적인계절내 (intraseasonal), 연주기 (annual), 경년 (interannual) 및장기 (decadal) 변동특성을나타낸다. 10 년 2 년 수십년변동 경년변동 태평양수십년진동, 극진동 엘니뇨, 대류권이년진동전지구원격상관, 북대서양진동, 남극진동, 인도몬순, 북서태평양몬순유라시아눈덮이 1 년 연주기변동 해륙분포, 티베트고원및히말라야산맥의열적 역학적영향에의한계절변동 90 일 60 일 계절내변동 계절내진동, 매든 - 줄리안진동인접해양및지표면과정변동성 30 일 2주 1주 종관규모요란 " 장마변동성 " [ 그림 4-2] 장마를포함하는동아시아몬순시스템의고유한변동요소및다른기후시스템과의상호작용 67

68 장 마 백 서 제 2 절계절내변동및연주기 몬순시스템은대기순환고유의내부역학과정및인접해양과의상호작용을통해뚜렷한계절내변동을나타낸다. 일반적으로몬순의시작과종료는계절내변동이연주기위상과맞물리면서결정되어지며, 이에따라특징적인우기와건기가구분된다. 그와같은변동성은아시아몬순지역에서나타나는극한기후현상에의한자연재해에 80% 이상영향을미친다 (Webster et al. 1998; Lau and Waliser 2005; Wang 2006). 계절내변동성은일반적으로 30일에서 80일정도주기를가지며, 때때로경년변동성의진폭에상당하는규모를가진다 (Kang et al. 1999). 우리나라기후평균총강수량 [ 그림 4-3] (a) 은뚜렷한연주기 [ 그림 4-3] (b) 와계절내변동성 [ 그림 4-3] (c) 을나타낸다. 연주기는 1월중순에최소값을, 8월초순에최대값을나타낸다. 계절내변동은 5 월초 중순과 6월말 ~7월초순에우기를, 5월말 ~6월초순와 7월말 ~8월초순에건기를나타낸다. 장마의시작과종료, 2차우기의시작과종료는연주기와계절내변동성이서로맞물려서결정된다 ([ 그림 4-3] (a) 의파란선 ). 장마의시작은강수량시계열의연주기와계절내변동의합이 6 mm day -1 이상이되는 6월 20일경으로볼수있다. 연주기의최고값은 8월 1일에나타나는반면, 계절내변동의여름철일차최고값은 7월 5일경에나타난다. 두변동성분의합으로우리나라여름철장마기간중최고값이나타나는시점은 7월 10일경이된다. 우리나라강수량의연주기와계절내변동은동아시아몬순시스템과정체전선이시간에따라북쪽으로이동하다가다시남쪽으로이동되는특성과연관되어있다 [ 그림 4-4]. 우리나라를포함하는경도대 (125 ~ 130 E) 에서정체전선은 6월초부터 7월중순까지위도 20 N 부근에서부터우리나라까지북진한다. 이정체전선은그후만주지역으로북상하면서약화된다. 8월중순경우리나라북동쪽에서형성된정체전선이남진하면서한반도 2차우기가시작된다. 즉, 이시기에는중위도시스템의계절내변동의영향을받게된다. 이와같이시간에따른정체전선의이동은계절내변동성분에의해서많은부분이결정된다 [ 그림 4-4] (b). 68

69 제 4 장장마의변동성 [ 그림 4-3] 우리나라 60 개관측소평균및기후평균 (1981~2010) (a) 총성분및연주기와계절내변동성분합산, (a) 연주기성분, (c) 계절내변동성분 69

70 장 마 백 서 [ 그림 4-4] 기후평균 (1981~2010) 상당온위남북경도의시간에따른변화과정. (a) 연주기와계절내변동의합산성분 ( 선표시 : -1, -2.0, -2.5 x 10-5 K m -1 ), (b) 계절내변동성분 ( 선간격 : -0.1 x 10-5 K m -1 ) 요약 연주기와계절내변동, 이두요소에의해장마의시종, 2 차우기의시종이결정된다. 70

71 제 4 장장마의변동성 제 2 절계절내변동및연주기 71

72 장 마 백 서 제 3 절경년변동성 장마는경년변동시간규모에서다양한기후시스템과상호작용하며특징적인변동성을나타낸다. 장마의경년변동특성을이해하고, 그변동성의원인을밝히는것은장마의모니터링과예측뿐만아니라미래장마변화를전망하기위해매우중요하다. 장마기간동안강수량은 2~4년사이변동성이가장크며, 7~10 년사이변동성도크게나타낸다 [ 그림 4-5] (a). 2~4년주기변동성의경우 1980년대와 1990년초반에약하게나타나는반면 2000년대에는비교적크게나타나는경향이있다. 이절에서는먼저다우및과우장마해를분류하고, 각시기의특성을분석한다. 그다음장마의경년변동에영향을주는주요한기후요소들을제시하고, 각요소들이어떠한역학적 물리적과정을통해장마에영향을주거나, 혹은상호작용하는지기술하고자한다. 이절에서논의할기후요소들은다음과같다. 북서태평양몬순 (Western North Pacific Summer Monsoon) 인도몬순 (Indian Summer Monsooon) 엘니뇨 / 라니냐 (El Nino/ La Nina) 대류권 2년주기진동 (Tropospheric Biennial Oscillation: TBO) 유라시아대륙눈덮임 (snow cover) 북대서양진동 (NAO) 혹은극진동 (AO) 티베트고원및히말라야지표기온변동 ( 티베트상층고기압변동 ) 72

73 제 4 장장마의변동성 30 (a) 지역평균및장마기간평균강수량 25 강수량 ( mm ) 시간 ( 년 ) (b) 웨이브렛파워스펙트럼 년주기강화 3-4 년주기강화 2-3 년주기강화 주기 ( 년 ) 년주기강화 시간 ( 년 ) [ 그림 4-5] (a) 우리나라지역평균및장마기간평균강수량 (1973 ~ 2010), (b) 장마강수량의웨이블렛파워스펙트럼분석결과 73

74 장 마 백 서 1 강장마와약장마특성 일반적으로중부와남부는유사한경년변동을나타내지만, 제주지방은두지역과사뭇다른변동특성을나타낸다 [ 그림 4-6]. 중부지방장마강수의표준편차는 mm day -1, 남부지역은 mm day -1, 제주지역은 mm day -1 이다. 즉, 제주지역강수의매년변동폭이남부및중부지역보다크게나타난다. [ 그림 4-6] 장마기간총강수량시계열 (1979 ~ 2010) (a) 중부, (b) 남부, (c) 제주지방평균 74

75 제 4 장장마의변동성 우리나라의평균적인다우와과우장마해를분리해내기위해서우리나라지역평균강수량을이용해장마강도지수를정의하였다. 기본적으로장마의세기는장마의지속기간혹은장마기간동안내린총강수량으로인식되어있다. 이들은주로장마의지속기간이길수록총강수량이많고지속기간이짧을수록총강수량은적은선형적인관계를나타내지만상관계수는약 0.5로아주높지는않다. 이러한사실을보완하여나타내기위해장마강도는장마지속기간동안내린평균강수량으로정의하고, 기상청에서제공하는과거장마기간통계자료와강수량자료를이용해서장마강도에대한지수를만들었다 [ 그림 4-7]. 장마강도는 1990년대초반부터그진폭이강해지는특성을보인다. 장마강도지수를이용해서, 지수가 0.75 표준편차보다높은해를강장마, 표준편차보다낮은해를약장마로분류했다. 또한, 이들을합성장분석을통해강장마의특징과약장마의특징, 그리고이들의차이를분석했다 (Seo and Song 2011). [ 그림 4-7] 장마기간동안한반도주변의강수량강도지수 (CMAP) 강장마해에는장마뿐만아니라동아시아몬순강수가매우강하게나타나며, 북서태평양몬순은약하게나타나는경향이있다 [ 그림 4-8]. 또한강장마해에는동아시아기압골이강화되고그에따라대류권중층에서상승기류가강화되는특성을보인다. 반면북서태평양몬순지역에서는기압골이약화되고중층에하강기류편차가형성되어강수가약화된다. 이와같은패턴은북서태평양 -동아시아몬순원격상관패턴과유사하다. 이패턴은다음에서자세히다루었다. 75

76 장 마 백 서 [ 그림 4-8] a) 강장마해와 b) 약장마해의강수량합성 c) 강장마해와약장마해의강수량차이 (Seo and Song 2011) 76

77 제 4 장장마의변동성 [ 그림 4-9] (a) 강장마해와 (b) 약장마해의 850-hPa 바람장 ( 벡터 ), 850-hPa 유선함수 ( 색 ), (c) 강장마해와약장마해의차이 (Seo and Song 2011) 77

78 장 마 백 서 2 북서태평양몬순과장마의관련성 위에서논의한바와같이북서태평양몬순과장마를포함하는동아시아몬순은서로음의상관관계를가진다. 이러한관련성은북서태평양 -동아시아몬순원격상관 (Wang et al. 2001), 혹은태평양 -일본 (P-J) 원격상관 (Nitta 1987) 이라고알려져있다. 북서태평양 -동아시아원격상관패턴은북서태평양지역의활발한대류활동에의해발현되는대기의순압불안정 (barotropic instability) 모드이거나로스비파동의전파과정에의해형성되는것으로알려져있다. 여름철북서태평양지역에대류활동이강화되고강수가증가하면 ( 북서태평양몬순의강화 ), 로스비파동이발현되고, 그전파에의해원격상관패턴이나타난다 [ 그림 4-10]. 위도 20 N 부근 (a) WNPMI strong minus weak height(500hpa) (b) WNPMI strong minus weak wind(850hpa) [ 그림 4-10] 강한북서태평양여름몬순과약한북서태평양여름몬순의합성도편차. (a) 500-hPa 등고선, (b) 850-hPa 바람. 음영된부분은 95% 신뢰구간. (Wang et al. 2001) 78

79 제 4 장장마의변동성 에동서방향으로길게뻗은저기압이존재하고, 35 N 근처에우리나라황해에서부터날짜변경선까지길게뻗은고기압이나타난다. 위도 50 N 근처에서는고기압성흐름이나타나고, 이러한파동패턴은북미대륙까지연결되어나타난다 (Wang et al. 2001; Yun et al. 2008). 우리나라의경우고기압성흐름의영향을받기때문에강수량이감소하게된다. 반대로북서태평양에서대류활동이약화되어강수량이감소하는경우에는우리나라가저기압성흐름의영향을받게되고, 장마강수량이증가하게된다 [ 그림 4-11]. 이와같은북서태평양 -동아시아몬순원격상관패턴은다음에설명할엘니뇨현상과관련되어있다. 일반적으로엘니뇨가소멸하는여름철북서태평양지역에고기압성흐름이발달하고그에따라북서태평양몬순이약화된다. 이는장마를포함하는동아시아몬순을강화시키는역할을하게된다. L H 대류활동증가 L 로스비파전파 H 북서태평양고기압 대류활동억제 북서태평양몬순 - 동아시아몬순원격상관패턴 [ 그림 4-11] 북서태평양몬순 - 동아시아몬순원격상관패턴모식도 79

80 장 마 백 서 3 인도몬순과장마의관련성 인도몬순과동아시아몬순은여름철북반구전체원격상관패턴 (Kripalani and Kulkarni 1997; Wang et al. 2001; Krishnan and Sugi 2001; Wu and Wang 2002; Ding and Wang 2005) 및실크 로드패턴 (silk road) 에의해연관된다고알려져있다. 1) 여름철북반구전지구원격상관패턴 (CGT) 인도몬순지역 ( 특히인도대륙 ) 의활발한대류활동에의해유라시아대륙부터북미까지연결되는여름철북반구전체원격상관패턴이만들어질수있다 (Ding and Wang 2005; Ding et al. 2011; Lee et al. 2011a). 이원격상관패턴은기존에알려진인도몬순-동아시아몬순의음의상관관계를잘설명할수있다 (Kripalani and Kulkarni 1997; Wang et al. 2001; Krishnan and Sugi 2001; Wu and Wang 2002). 또한동아시아-미국대륙에이르는원격상관패턴을포함한다 (Lau et al. 2004a,b). 인도몬순지역에서평년보다더활발한대류활동이있을경우티베트고원서쪽에강한상층고기압성흐름이만들어지며, 이에따라한반도를중심으로한동아시아지역상층에강한고기압성흐름이유도된다. 따라서한반도와동아시아지역은상대적으로강수량이감소하고지표온도는평년보다증가하는경향을가진다 [ 그림 4-12]. 반대로인도몬순이평년보다약한경우, 티베트고원서쪽에저기압성흐름이발현되고, 이에따라한반도를중심으로한동아시아지역상층에저기압성흐름이유도되어동아시아몬순강수량이증가하고지표온도가평년보다감소하는경향이있다. 이와같은인도몬순-동아시아몬순의연관성을 [ 그림 4-13] 에도식화하였다. 인도몬순강수량의경년변동은엘니뇨 / 라니냐와밀접한관련을가진다. 일반적으로엘니뇨가발달하는여름철에인도몬순강수량이감소되며, 라니냐가발달하는여름에는인도몬순강수량이증가된다. 인도몬순과동아시아몬순의연관성및인도몬순과엘니뇨 / 라니냐의연관성은 2009년과 2010년여름철에두드러지게나타났다. 2009년여름철의경우발달하는엘니뇨와더불어인도몬순이약화되었고, 그에따라티베트고원서쪽과한반도주변에저기압성흐름이형성되었으며, 한반도및주변해양지표기온이낮아지고강수가증가되었다. 그와반면 2010년여름철의경우발달하는라니냐와더불어 2009년여름철과반대되는기후편차를나타냈다. 즉, 2009년과 2010년은엘니뇨발달과인도몬순사이의음의상관, 인도몬순과동아시아몬순사이의음의상관, 그리고엘니뇨발달과동아시아몬순사이의양의상관을전형적으로보여준해라고할수있다. 80

81 제 4 장장마의변동성 [ 그림 4-12] 200-hPa 지위고도에서나타나는 7 월달북반구중위도전체원격상관패턴 (CGT) (Ding and Wang 2005) [ 그림 4-13] 여름철북반구전체원격상관패턴에의한인도몬순 - 동아시아몬순관련성 2) 실크로드패턴실크로드패턴 (Enomoto et al. 2003) 은위에서기술한북반구중위도원격상관패턴과다소다른변동특성을나타낸다. 북반구중위도전체원격상관패턴의변동중심은티베트고원서쪽과한반도주변에서나타나는반면, 실크로드패턴은티베트고원동쪽과일본남부태평양연안의보닌섬주변에큰변동성을나타낸다 [ 그림 4-14]. 실크로드패턴은주로 8월벵갈만지역의활발한대류활동에의해발현되는로스비파동의전파로보여진다. 벵갈만지역의대류활동은티베트고원동쪽과보닌섬주변에고기압성흐름을한반도를포함하는동아시아지역에저기압성흐름을형성하며, 동아시아몬순을강화시키는경향이있다. 81

82 장 마 백 서 [ 그림 4-14] 벵갈만지역대류활동이증가할때유도되는 500-hPa 고도순환패턴 (Ha and Lee 2007) 4 엘니뇨 / 라니냐와장마의관련성 1) 엘니뇨 / 라니냐와한반도기후연관성에대한상반된의견들엘니뇨 / 라니냐는대기-해양의상호작용에의해열대태평양의해수면온도가 2~7 년주기로변동하는현상이다. 엘니뇨 / 라니냐는열대태평양기후뿐만아니라전지구기후시스템을변동시키는가장강력한기후현상이다 (Horel and Wallace 1981, 그외많은논문 ). 특히, 엘니뇨 / 라니냐현상은아시아몬순순환의변동과도밀접한연관을가지는것으로알려져있다 (Yasunari 1990; Wang et al. 2001). 그러나, 몬순의영향을받고있는아시아의여러지역들에미치는영향은지역에따라다르게나타나고있다. 동태평양의해수면온도가상승 / 하강하는엘니뇨 / 라니냐현상이한반도기후에얼마나많은영향을미치는지에대해서는아직논란의여지가있다. 일부전문가들은엘니뇨 / 라니냐가한반도와거리가먼열대태평양현상이기때문에의미있는영향을주기힘들다고주장한다. 한반도기후는엘니뇨 / 라니냐뿐만아니라, 다른기후요소들에의해서도크게영향을받기때문에, 제한된기간의관측자료만으로는의미있는관련성을찾기가힘들수있다. 하지만, 다른전문가들은의미있는연관성을제시하고있 82

83 제 4 장장마의변동성 다 ( 안중배등 1997; 강인식 1998; 차은정등 1999; Lim and Kim 2007; Kug et al. 2010). 선행연구에따르면, 엘니뇨 / 라니냐와한반도기후와의상관성은계절에따라크게달라진다. 대부분의연구에서한반도겨울철기온은엘니뇨 / 라니냐와밀접한관련성이있다고알려져있다 ( 안중배등 1997; 강인식 1998). 특히초겨울에는한반도기후는엘니뇨시기에는따뜻하고, 라니냐시기에는상대적으로추운경향이나타났다 (Kug et al. 2010). 겨울철기온이엘니뇨 / 라니냐와상대적으로높은상관성을보이며, 대부분의연구에서비숫한결론을제시하는데반하여, 여름철강수에대한상관성은현재까지연구결과마다상이한관련성을제시하고있다. 강인식 (1998) 과차은정 (1999) 은엘니뇨가발달하는여름철강수량의전반적인경향은 평년비슷또는많은 으로분류하였고, 라니냐에는특별한상관성이없는것으로보고하였다. 반면에, 권원태등 (1997) 은우리나라의강수에대해서는엘니뇨시기에계절별로뚜렷한경향성을찾기힘들지만, 라니냐발생시기에는강수량이전반적으로감소하는경향을보인다고보고하였다. 이렇듯, 엘니뇨 / 라니냐현상과우리나라여름철강수, 장마와의상관관계는엘니뇨 / 라니냐현상의정의, 분석기간에따라서로상이한결과를나타내었다. 특히, 여름철강수는분석시기와방법에따라관련성이매우다르게나타날수있다. 2) 엘니뇨 / 라니냐와한반도평균강수량과의관련성대부분의엘니뇨와라니냐는봄철에발달하기시작하여여름, 가을철에성장하여겨울철에절정기에도달한다. 절정기이후해수면온도가소멸되며, 그이듬해여름철까지지속되기도한다. 엘니뇨 ( 라니냐 ) 가발달하는시기의여름철과소멸하는시기의여름철열대태평양의해수면온도패턴은유사하지만, 이와연관된대기순환패턴은매우큰차이를보인다. 따라서, 같은엘니뇨시기라도엘니뇨의영향은매우다르므로, 발달기와소멸기를나누어서분석해야한다. 또한엘니뇨는동태평양의해수면온도가주로상승하는엘니뇨 ( 동태평양엘니뇨 ) 와중태평양에서주로상승하는엘니뇨 ( 중태평양엘니뇨 ) 로구분되며, 그형태에따라장마를포함하는동아시아몬순에미치는영향이달라진다 (Kug et al. 2009, Yeh et al. 2009). 일반적으로동태평양엘니뇨가서태평양엘니뇨및라니냐보다한반도강수량변동에미치는영향이크다 [ 그림 4-15]. 동태평양엘니뇨가발달하는시기에 6~7월의강수는감소하는경향을보이고, 9~10 월에도감소하는경향을보이나, 초겨울 (11 ~ 12월 ) 에는강수가증가하는경향을보인다. 동태평양엘니뇨가소멸하는봄 (4월) 에는강수가증가하는경향을나타내었다. 한편중태평양엘니뇨의경우는한반도강수량에큰영향을미치지않는것으로보인다. 라니냐시기에는동태평양엘니뇨와반대로 9월 83

84 장 마 백 서 강수가증가하는경향이있으며, 12 월에는강수가감소하는경향이있다. [ 그림 4-15] 한반도평균강수아노말리의분포. (a) 동태평양엘니뇨, (b) 중태평양엘니뇨, (c) 라니냐시기. 가로축은발달기시기 6 월부터소멸기시기의 6 월까지나타냄 (Kug et al. 2010). 적색막대는통계적으로유의한것을의미 84

85 제 4 장장마의변동성 3) 엘니뇨 / 라니냐가 2차우기에미치는영향위에서보였듯이동태평양엘니뇨가발달하는시기에한반도 2차우기강수량이감소하는경향이있다. 이는엘니뇨 / 라니냐에따른태풍활동의변화와관련되어있다. 엘니뇨 / 라니냐변동은북서태평양의대기및해양의상태를변화시키므로, 북서태평양태풍의활동을바꾸게된다. 엘니뇨 / 라니냐와관련해서북태평양태풍생성지역이뚜렷하게변화한다 [ 그림 4-16]. 엘니뇨시기에는평년에비해태풍발생지역이동남쪽으로, 라니냐시기에는서북쪽으로치우쳐서발생하는경향이있다. 엘니뇨시기에는북서태평양지역부터날짜변경선근처까지저기압성흐름이존재하므로이지역까지태풍이발생할수있는좋은조건을제공해준다. 반대로라니냐시기에는그지역에고기압성흐름이존재하므로, 150 N~180 N 지역에서태풍의발생을억제하므로태풍발생이서쪽지역에집중된다 (Wang and Chan 2002). 발생지역의변화와더불어태풍의진행경로도바뀐다. 라니냐시기에태풍의발생위치가엘니뇨보다서북쪽에위치하기때문에, 태풍의직 간접적인영향에의해한반도강수가증가할가능성이높아진다. 즉, 엘니뇨가발달하는시기에는 2차우기강수가감소하고, 라니냐가발달하는시기에는증가하는경향이있다. [ 4-16]. 7-9 (contour) [ 그림 4-16] 7~9 월강한태풍생성위치. 빨간점은강한엘니뇨시기, 파란점은강한라니냐시기. 85

86 장 마 백 서 4) 엘니뇨 / 라니냐와동아시아몬순, 북서태평양몬순, 인도몬순의관계위에서살펴본바와같이엘니뇨 / 라니냐는매우복잡한과정을통해장마에영향을미친다. 앞의 2) 와 3) 섹션에서기술한바와같이장마는북서태평양몬순과인도몬순을통해서엘니뇨의영향을받게된다. 엘니뇨 / 라니냐발달여름에인도몬순과북태평양몬순중어느쪽이우세하냐에따라장마를포함하는동아시아몬순에미치는영향이달라지게된다 [ 그림 4-17]. 엘니뇨가발달하는여름인도몬순이약화되는경우북반구중위도전체원격상관패턴 (CGT 패턴 ) 은음의값을가지며, 이에따라동아시아몬순은강화되는경향이있다. 반면, 북서태평양몬순이강화되는경우북서태평양 -동아시아몬순원격상관패턴 (WNP-EA 패턴 : 북서태평양 -동아시아패턴혹은 P-J 패턴 ) 은양의값을가지며, 이에따라동아시아몬순은약화되는경향이있다. 라니냐가발달하는혹은엘니뇨가소멸하는여름철에는그와반대이다. 엘니뇨발달여름 라니냐발달여름 ( 엘니뇨소멸여름과때때로일치 ) 인도몬순약화 북태평양몬순강화 인도몬순강화 북태평양몬순약화 CGT 약화 WNP-EA 패턴강화 CGT 패턴강화 WNP-EA 패턴약화 동아시아몬순강화 동아시아몬순약화 동아시아몬순약화 동아시아몬순강화 [ 그림 4-17] 엘니뇨 / 라니냐가발달하는여름에동아시아몬순 ( 장마포함 ) 과인도몬순및북서태평양몬순관련성 86

87 제 4 장장마의변동성 5 대류권 2 년주기진동 (TBO) 과장마의관련성 동아시아몬순을포함하는아시아-호주몬순 (Asian-Australian monsoon) 시스템은일반적으로강한몬순해와약한몬순해를반복적으로나타내는경향이있는데, 이는대류권 2년주기진동 (Tropospheric Biennial Oscillation, TBO) 과관련되어있다 (Meehl and Arblaster 2002). 대류권 2 년주기진동은열대해수면온도와그에따른워커순환 (Walker circulation) 의고유한이년주기변동에기인한다. 열대중 동태평양해수면온도가음의편차 ( 라니냐형태 ) 를보이는시기에는열대인도양및서태평양해수면온도가양의편차를보이는경향성이있으며, 이에따라인도양몬순을포함하는남아시아몬순지역에대류활동이강화되어몬순강수가증가되고북서태평양몬순강수는약화되는경향을나타낸다. 북서태평양몬순의약화에의해동아시아몬순은강화된다 [ 그림 4-18]. 이듬해에는그와반대의패턴을보인다. [ 그림 4-18] 북반구여름철 (6 월부터 9 월까지 ) 대류권 2 년주기진동의고유한패턴 (Meehl and Arblaster 2002) 87

88 장 마 백 서 6 유라시아적설면적과장마의관련성 아시아여름몬순의경년변동성은유라시아대륙의지면과정의영향을받는다 (Yang and Xu 1994; Kripalani et al. 2003; Liu and Yanai 2002; 하경자등 2001). 최근 20년간유라시아적설면적과장마세기와상관관계가높아지는경향이있다 ( 하경자등 2005). 이는지구온난화로인해적설면적이감소하면서 1970년대이후적설면적의변화에장마의세기가민감하게반응하기때문으로해석된다 (Liu and Yanai 2002). 특히 2월과 3월적설면적과동아시아몬순사이에양의상관관계가높게나타난다. 그러나인도몬순강수는적설면적과음의상관성을갖는다 (Bamzai and Shukla 1999). 봄철유라시아적설면적은경년변동시간규모에서두가지특징적인변동모드를나타내며 [ 그림 4-19], 그중동서지역에서서로다른방향으로변동하는두번째모드가우리나라여름철강수와밀접한관련성 [ 그림 4-20] 이있다 (Yim et al. 2010). 즉, 유라시아전지역에눈덮이가일정하게변동할경우에는우리나라여름철강수량에미치는영향이적다. 반면, 봄철유라시아서쪽눈덮이가평년보다많고, 동쪽에는평년보다적을경우, 우리나라여름철강수가증가하며, 반대의경우감소하는경향이있다. [ 그림 4-19] 봄철유라시아적설면적의두번째모드의공간패턴 88

89 제 4 장장마의변동성 [ 그림 4-20] 위 [ 그림 4-19] 의모드와관련된우리나라여름철강수량의패턴 7 NAO 와장마의관련성 북대서양진동 (North Atlantic Oscillation, NAO) 은아열대고기압과극한대저기압의대규모순환의진동을의미한다 (Walker and Bliss 1932; Wallace and Gutzler 1981). 최근연구는 1970년이후인도몬순-엘니뇨의관련성이약해지고동아시아몬순-엘니뇨의관련성이강해지는이유는 NAO가수십년주기변동으로최근에양의값으로강해지기때문이라고주장하고있다 (Chang et al. 2001). Wu et al. (2009) 에따르면봄철북대서양진동이북대서양의해수면온도패턴을조절하여, 이에따라봄철해수면온도편차가여름철까지유지되어유라시아북쪽및오호츠크해까지영향을미칠수있다고제안하고있다. 이에따르면강한양의북대서양진동은오호츠크해기압능을강화시켜동아시아메이유-바이우-장마전선을강화시킬수있다. 89

90 장 마 백 서 요약 장마와북서태평양몬순은음의상관관계를가진다. 장마와인도몬순은북반구전체원격상관패턴에의해음의상관관계를가진다. 장마와벵갈만지역강수는실크로드패턴에의해양의상관관계를가진다. 장마강수는동태평양엘니뇨가발달하는시기에감소하고, 2 차우기는동태평양엘니뇨가발달하는시기에감소하며, 라니냐가발달하는시기에증가하는경향이있다. 엘니뇨시한반도에영향을주는태풍의수감소로 2 차우기강수량이감소하고, 라니냐시한반도에영향을주는태풍의수증가로 2 차우기강수량이증가한다. 해수면온도와대기사이의상호작용으로대류권및동아시아몬순은준 2 년주기진동을형성한다. 봄철유라시아서쪽눈덮이가많고동쪽눈덮이는적을경우우리나라여름철강수가증가한다. 봄철강한양의북대서양진동은오호츠크해기압능을강화시키고장마를강화시킨다. 90

91 제 4 장장마의변동성 제 3 절경년변동성 91

92 장 마 백 서 제 4 절장주기변동 1 한반도평균변동특성 장마는증가하는추세뿐만아니라수십년주기의현저한장주기변동을나타낸다 [ 그림 4-21]. 우선한반도 11개관측소평균여름철강수는 1954년부터 2010년동안증가하는경향이있다. 추세경향은약 28 mm/10 년이다. 또한 11년이동평균그림에서는약 10년이상의장주기변동을보이고있다. 1990년대후반에서 2000년대중반까지강수량은이전에비해서상당량증가하였다가 2005년이후다소감소하는경향을보인다. [ 그림 4-21] 11 개관측소평균여름철 (6 월 ~8 월 ) 강수량편차. 이용된관측소는강릉, 서울, 인천, 포항, 대구, 전주, 울산, 광주, 부산, 목표, 여수 92

93 제 4 장장마의변동성 여름철평균강수량뿐만아니라장마의시종시점및강수량도장주기변화를나타낸다 [ 그림 4-22]. 기존연구에의하면우리나라강수량의변동특성은 1970년대중반 (Ho et al. 2003) 과 1993/1994 년 (Kwon et al. 2005) 을경계로뚜렷한변화를하였다 년기간동안장마의시작은 기간에비해 5 10일정도빨라졌으며, 6월달강수가상당량증가하였다. 또한 2차우기시작시점은 15일정도빨라지고, 8월강수량이많이증가하였다. 반면 7월초와 9월초 중반강수는감소하였다. [ 그림 4-22] 5 일평균강수량의기후학적시계열. 점선은 1954~1977 년기간, 실선은 1978~2001 그리고색은두시계열의차 (Ho et al. 2003) 93

94 장 마 백 서 장마의특징은 1993/94 를기점으로도상당한차이를나타낸다 [ 그림 4-23]. 1994~2010 기간동안장마의시작일은 1979~1993 에비해큰차이가없다. 하지만 6월하순의강수가증가하고, 7월초순강수가감소하였고, 장마의종료가약 7일정도빨라졌다. 반면, 2차우기의시작이빨라지면서 8월초순의강수가전기간보다상당량증가하였다. 2차우기의종료시점도빨라졌으며, 9월초순강수가상당량감소하였다. 전반적으로 1994~2010 시기에는장마의세기가 2차우기의세기와비슷해지는경향이있다. 반면, 7월말 ~ 8월초에뚜렷하게나타나던건기가최근줄어드는경향을보이고있다. [ 그림 4-23] 1979~1993, 1994~2010 기간평균강수시계열. 60 개한반도관측소평균 년서울강수자료를이용한장주기변동성의이해 서울은세계에서가장긴 227년 (1778~2004) 의강수관측기록을가지고있다. 현대관측이시작되기전 1778년부터 1907년까지는측우기측정기록으로부터강수량자료를복원하였다 (Lim et al. 1996; Jhun and Moon 1997). 이러한자료를사용하여 Wang et al. (2007) 은한반도에서특징적으로나타나는장마강우의장주기변동성을분석하였다. 지역위치특성상서울강수량은대체적으로한반도장마의변동특성을잘반영하고있다. 94

95 제 4 장장마의변동성 227년동안 6월부터 9월평균시계열은뚜렷한수십년주기변동을보일뿐아니라, 2년에서 6년주기경년변동의진폭이 50년을주기로변동하는것을보이고있다 [ 그림 4-24]. 1880~1920 년기간동안에는상대적으로여름철장마강수량이다른기간에비해매우적고변동폭이작은반면최근 30년기간은강수량의절대량이증가하는추세를보이고그변동폭도증가하고있다. 일반적으로심한가뭄은 4년주기를나타내는반면심한홍수는 3년과 19년의주기를나타내는경향이있다. [ 그림 4-24] 1778 년부터 2004 년까지 6 월부터 9 월평균서울강수량시계열 (Wang et al. 2007) 장마의시작과종료및최고점시기도뚜렷한장주기변동성을나타내고있다 [ 그림 4-25]. 특히호우의최고점시기와종료일 ( 각각적색선과청색선 ) 이큰변동성을나타내고있다. 일반적으로호우가강한시기 (1810 ~ 1839년, 1975 ~ 2004년 ) 동안에는강수기간이길고 2차우기기간에도강수가많은반면, 건기 (1778 ~ 1807년, 1885년 ) 에는강수기간이짧고 2차우기의강도가매우약한경향이있다 [ 그림 4-25]. 최근 30년동안전반적으로주요장마와 2차우기의구분이적어지는경향이있는데이것은앞에서보인결과들과일치한다. 95

96 장 마 백 서 [ 그림 4-25] Julian pentad 와년도의함수로표현된 5 일평균서울강수량. 장마시작 (onset, 흑색선 ), 최고점 (summit, 적색선 ), 그리고종료 (retreat, 청색선 ) 는 31 년이동평균을적용하여구함. (Wang et al. 2007) 3 동아시아몬순 - 북서태평양몬순관련성의장기변화 앞에서기술한바와같이장마를포함하는동아시아몬순은아시아지역의다른몬순인북서태평양몬순및인도몬순과경년변동시간규모에서연관되어있다. 최근연구결과들은아시아의지역의다른몬순들의상관성이장기간의시간규모안에서변하고있음을보여주고있다. 동아시아몬순과북서태평양몬순의상관성은십년이상의주기를가지고변화하는경향이있다 96

97 제 4 장장마의변동성 (Kwon et al. 2005). 특히 1994년이전에는동아시아몬순과북서태평양몬순의음의상관성이 로그리크지않은반면 1994~2004 년기간동안음의상관성은 -0.82로크게증가하였다. 이와같은상관성의변화는통계적으로도유의한것으로나타났는데, 이는 1994년이후적도및아열대서태평양지역의대류활동변동성이크게증가해서북서태평양몬순과동아시아몬순의결속력이증가한것으로해석된다. 두몬순시스템사이의관련성변화는엘니뇨의특성변화와관련된것으로보인다 (Yim et al. 2008). 1994년이후에중태평양엘니뇨가발생하는빈도가동태평양엘니뇨에비해증가하고있다. 중태평양엘니뇨가발달하는여름철에는동태평양엘니뇨에비해북서태평양몬순과동아시아몬순의음의상관관계가강화되는경향이있는것으로보인다. 현재이와관련된연구들이진행되고있다. 요약 1994 년이후장마의종료시점및 2 차우기의시종시점이빨라지고, 장마와 2 차우기의세기가비슷해지는경향을보인다. 최근장마강수의최고시점 : 8 월초에나타나고, 약 200 년전에비해 20 일늦어지는경향을보인다 년이후동아시아몬순과북서태평양몬순의음의상관성이강화되었다. 97

98

99 2011 장마백서 제 5 장 장마와재해 제1절호우와관련된재해제2절호우발생사례와재해

100 장 마 백 서 제 1 절호우와관련된재해 1 집중호우와관련된재해 장마때발생하는기상재해는다음과같은특징을가진다. 1 집중호우로인한홍수 2 하천제방이나댐제방붕괴로인한가옥과농경지침수 3 택지조성지 건설현장의가설구조물파손및건축물과저지대시설물의침수와파손 4 도로및철도의유실, 교량의붕괴, 절개사면의붕괴로인한도로차단 5 관광객의조난 6 돌발성, 의외성, 국지소규모성, 동시다발성등이다. 최근집중호우가가져온많은인명피해와재산피해는시설물의침수나붕괴사고에서주로발생하였다. 산업의발전속도와규모에따라위험에대한노출량도비례적으로증가하여재해의규모가커지고그피해가점점확산되고있다. 또한레저시설의증가와산간도로망의확대, 자동차인구의급증등은새로운재해발생의원인을제공하고있다. [ 표 5-1] 은 1904 ~ 2009년 (106년간 ) 에발생한기상재해의종류별발생빈도를나타낸것으로대부분의재해가 7 ~ 9월에집중되어있으며, 그중에서호우로인한재해가많은것을알수있다 [ 그림 5-1]. 100

101 제 5 장장마와재해 원인 월 [ 표 5-1] 1904 년 ~ 2009 년재해종류별발생빈도 합계 ( 건수 ) 호우 폭풍 태풍 폭설 우박 낙뢰 해일 총계 ,576 비율 (%) [ 그림 5-1] 유형별기상재해구성비 (1904 년 ~ 2009 년 ). 101

102 장 마 백 서 이러한호우와관련된재해의특징을요약하면다음과같다. 1 우리나라는악기상으로인해최근 10년간 (2000년 ~ 2009년 ) 연평균 140여명의인명피해 ( 사망 실종 ) 와 1조 7260여억원의재산피해를입고있다. 2 최근 10년간발생한풍수해는총 161회이며, 그중호우로인한피해는약 30% 로많은비중을차지하고있다. 3 호우로인한재해의연평균발생빈도는 5회정도이고, 태풍에의한피해를제외한가장많은호우피해를가져온해는 1998년으로 2만 4천여명의이재민과 324명의인명피해, 1조2900여억원의피해를가져왔다. 한편, 호우재해가한차례도발생하지않았던해는 1940년이전인 1905년, 1913 년, 1915 년, 1923년, 1939년이었다. 4 연대별발생빈도는 1930년대이전에는평균 2.2회로낮았고, 1940년대부터 1970년대까지는 5.3회, 1980년대는 8.8회, 1990년대는 6.6회, 2000년대는 9.7 회로점차증가하는추세이다. 5 최근 10년간 (2000년 ~ 2009년 ) 호우피해가가장많이발생한지역은 [ 그림 5-2] 와같이동해안을따라많이발생하고있으며, 강원도와충청북도, 경상북도와경상남도, 전라남도일부지역에서 8회이상을기록하였다. 2 태풍과관련된재해 여름철태풍과관련된재해의특징은다음과같다. 1 태풍재해는연평균 3회로연도별발생회수가비교적고르게나타나고있다. 조사기간중태풍재해가가장많이발생한해는 [ 그림 5-3] 과같이 1950년 8회, 1959년 7회이며, 그밖의해는연평균 2 ~ 3회의분포를보였다. 2 최근 10년 (1998 ~ 2007년 ) 간에태풍으로인해연평균 1조원의피해를입고있으며피해가가장심했던지역은전남고흥, 경남김해지방으로총 13회였으며다음은부산, 강릉지방으로총 11회였다. 3 장마기간중태풍의내습빈도는 [ 표 5-2] 와같으며, 1980년부터 2009년까지 30년간의장마기간중 22회의태풍이내습했고, 연 2회태풍이내습한해도 3회있었다. 102

103 제 5 장장마와재해 [ 그림 5-2] 최근 10 년간 (2000 년 ~ 2009 년 ) 시 군 구별호우피해발생빈도 ( 소방방재청 2010) [ 그림 5-3] 우리나라에내습한연도별태풍횟수 (1904 년 ~ 2010 년 ) 103

104 장 마 백 서 연월일태풍명연월일태풍명 ~ 아이크 (IKE) ~ 페이 (FAYE) ~ 준 (JUNE) ~ 이브 (EVE) ~ 앨릭스 (ALEX) ~ 피터 (PETER) ~ 핼 (HAL) ~ 닐 (NEIL) ~ 낸시 (NANCY) ~ 카이탁 (KAI-TAK) ~ 셀마 (THELMA) ~ 라마순 (RAMMASUN) ~ 주디 (JUDY) ~ 펑셴 (FENGSHEN) ~ 오펠리아 (OFELIA) ~ 소델로 (SOUDELOR) ~ 로빈 (ROBYN) [ 표 5-2] 장마기간중내습한태풍 (1981 년 ~ 2010 년 ) ~ ~ 민들레 (MINDULLE) 0603 에위니아 (EWINIAR) ~ 캐틀린 (CAITLIN) ~ 갈매기 (KALMAEGI) 요약 호우에의한재해 : 전체기상재해발생빈도에서약 30% 차지하며, 장마기간인 7 월에집중된다. 최근호우에의한재해발생빈도연 10 회이다. 104

105 제 5 장장마와재해 제 1 절호우와관련된재해 105

106 장 마 백 서 제 2 절호우발생사례와재해 년 7 월 2 일사례 장마기간중에는남부지방에정체하고있는장마전선을향해아열대성의온난습윤한공기가유입되어전선활동이활발해져집중호우로이어지는경우가많다. 대표적사례인 2005년 6월 30일 ~ 7월 2일은소강상태에있던장마전선이남해상에서유입되는온난다습한기류에의해강화되면서점차북상함에따라전국이장마전선의영향을받아천둥 번개를동반한게릴라성집중호우로많은비가내렸다. 이기간동안만주지방의저기압에의해우리나라로유입된건조한북서기류와북태평양고기압의가장자리를따라유입된온난다습한남서기류가장마전선을따라수렴하고있었다. 또한상층에는기압골후면에서제트축의한기역을따라차고건조한공기가유입되면서대류불안정을증가시켜상층발산역을중심으로적란운무리가발달하였다. 남부지방에위치하고있는발달한적란운의운정 ( 雲頂 ) 온도는 -60 C 이하, 운정고도는 13 km 이상이었고, 서해안에서적란운이계속발달하여남부지방으로유입되면서전라남도와전라북도를중심으로뇌우를동반한집중호우가발생하였다 [ 그림 5-4]. 이기간동안의최다강우량은군산의 281 mm이며, 장수 mm, 전주 mm, 거창 226 mm, 금산 mm, 태백 mm, 원주 145 mm, 홍천 mm, 양평 mm의비가내렸다. 이러한적란운무리인중규모대류계 (Mesoscale convective system, MCS) 는 1시간에서 9시간정도지속되며 [ 그림 5-5], 적란운무리를포함하고있는구름과강수계로정의되는데뇌우와연속적인강수가복합적으로발생한다. 수평규모는 100 km에서크게는 1000 km까지발달하며, 연직규모는 10 km 혹은그이상이다. 106

107 제 5 장장마와재해 (a) (b) (c) [ 5-4] (a) 07 [ 그림 5-4] 2005 년 7 월 2 일 (a) 07 시적외영상과 (b) 09 시지상일기도, (c) 07 시레이더영상 107

108 장 마 백 서 [ 그림 5-5] 군산 (183.5 mm), 전주 (136.5 mm) 의시간별강우량변화 (2005 년 7 월 1 일 13 시 ~ 7 월 2 일 12 시 ) 2005 년 6 월 30 일 7 월 2 일동안호우에의해피해를입은지역은총 8 개시 도이며 2 명의사망피해 가발생하였고, 123 세대 343 명의이재민과 176 억원의재산피해가발생하였다. 자세한피해현황은 [ 표 5-3] 과같다. [ 표 5-3] 2005년 6월 30일 ~ 7월 2일의피해현황구분단위합계이재민명 343 동 57 주택백만원 995 농경지도로 교량하천, 수도, 사방수리시설그외백만원 7,204 총피해액백만원 17,678 ha 개소개소 백만원백만원백만원 1, ,

109 제 5 장장마와재해 년 7 월 1 일사례 최근장마초기에호우가발생한대표적사례는 [ 그림 5-6] 에나타낸 2007년 7월 1 ~ 2일이며, 서울, 광주, 충남, 경북, 경남을중심으로 40억원정도의재산피해가발생하였다 [ 표 5-4]. 화중지방으로부터북동진하는저기압이장마전선과합류하면서전남지방부터비가내리기시작하여광주 91.5 mm, 통영 mm, 여수 103 mm, 진주 90.5 mm, 고흥 102 mm, 남해 111 mm, 부산 88 mm, 순천 93 mm 의일강수량을기록하였고, 중부지방으로강수대가이동하면서부여 95.5 mm, 서산 95.5 mm, 서울 76 mm, 홍천 73.5 mm의일강수량을기록하였다. (a) (b) [ 5-6] [ 그림 5-6] 2007 년 7 월 1 일 (a) 07 시적외영상과 (b) 09 시지상일기도 [ 표 5-4] 2007년 7월 1일피해현황 구분 단위 합계 도로 교량 개소 9 백만원 3,980 총피해액 백만원 3,

110 장 마 백 서 년 7 월 7 일사례 서해중부지방에상층기압골이접근하고서해남부에저기압이동진하면서남부지방에걸친장마전선을따라적란운이발달하면서남부지방에집중호우를발생시켰다 [ 그림 5-7]. 850 hpa에서남해안에강한하층제트를따라온난습윤한공기가유입되고상층의차고한랭한공기의이류로인해대류불안정이강해지면서남해안을따라강한비가내렸다. [ 그림 5-7] (c) 의레이더영상에서는한랭전선상의에코높이가 10 ~ 12 km에달할정도로매우발달한것을볼수있다. 이에따라강한대류에의한뇌우, 번개, 우박, 돌풍등의기상현상을동반한일강 (a) (b) (c) [ 그림 5-7] 2009[ 년 7월 5-7] 7일 시 (a) 적외영상과 (b) 지상일기도 (a), (c) 레이더영상 110

111 제 5 장장마와재해 수량 150 mm 이상의호우가발생하였다 [ 그림 5-8]. 중요지점의경우누적곡선을보면부산을비롯한 경상남도마산, 거제, 남해에서급속한강우량의증가를나타내었고, 부산이 310 mm, 마산 268 mm, 거제 243 mm, 남해 232 mm 의폭우가쏟아졌다. [ 그림 5-8] 2009 년 7 월 7 일의 (a) 일강수량과 (b) 누적강수량 2009 년 7 월 7 일 ~ 8 일동안호우에의해피해를입은지역은총 4 개시 도, 33 개시 군 구이며 2 명 의사망피해가발생하였고, 672 세대 1,503 명의이재민과 209 억원의재산피해가발생하였다. 자세한 피해현황은 [ 표 5-5] 와같다. [ 표 5-5] 2009년 7월 7일 ~ 7월 8일의피해현황구분단위합계이재민명 1,504 동 708 주택백만원 165 농경지도로 교량하천, 수도, 사방수리시설그외백만원 5251 총피해액백만원 20,979 ha 개소개소 백만원백만원백만원 1,475 1,388 12,

112 장 마 백 서 년 7 월 14 일사례 7월 11일부터장마전선이북상하고화중지방에서동진하는저기압의영향을받으면서 12 일부터경기, 강원등중부지방을중심으로많은비가내렸다. 14일부터는발해만서쪽의기압골후면에서찬공기가남하하면서기압골이강화되고, 이에따라지상에서는한랭전선이강해지면서중부지방에천둥 번개를동반한호우가발생하였다 [ 그림 5-9]. 850 hpa 일기도에서는서해중부와남부해상에남서기류가강하게나타나고, 서해북부해상에는서풍 ~ 서북서풍이불면서경기만부근에서수렴역이형성되어경기, 강원, 충청, 전북지방을중심으로돌풍과함께천둥, 번개를동반한시간당 70 mm가넘는강 (a) (b) (c) [ 그림 5-9] 2009년 7월 [ 14일 5-9] (a) 시적외영상과 7 14 (b) 21(a) 시지상일기도 18, (c) 18시레이더영상 112

113 제 5 장장마와재해 한비가 3시간이상지속되어평균 300 mm 내외의많은비가집중적으로내렸다. 이때대기중 하층에서는중부지방까지확장된북태평양고기압의가장자리를따라하층제트가형성되면서많은수증기를공급하였다. [ 그림 5-9] (c) 의레이더영상은강한대류에의한뇌우, 번개, 우박, 돌풍등의기상현상을동반한호우가중부지방을중심으로발달한것을볼수있다. 이때한랭전선상의에코높이는 10 ~ 12 km까지발달하였고중부지방의일강수량은 150 mm 이상을기록하였다 [ 그림 5-10]. 중요지점의경우누적곡선을보면경기지역인동두천, 양평, 수원과강원지역인춘천, 홍천에서급속한강우량의증가를나타내었다. [ 그림 5-10] 2009 년 7 월 14 일의 (a) 일강수량과 (b) 누적강수량 2009 년 7 월 11 일 ~ 16 일동안호우에의해피해를입은지역은총 13 개시 도, 165 개시 군 구이며 10 명 ( 사망 9, 실종 1) 의인명피해가발생하였고, 4,539 세대 10,411 명의이재민과 2300 억원의재산피해 가발생하였다. 자세한피해현황은 [ 표 5-6] 과같다. 113

114 장 마 백 서 [ 표 5-6] 2009 년 7 월 11 일 ~ 7 월 16 일의피해현황 구분단위합계 이재민명 10,413 동 4,335 주택백만원 1,950 농경지도로 교량하천, 수도, 사방수리시설그외백만원 51,224 총피해액백만원 230,186 ha 개소개소 ,945 백만원백만원백만원 6,090 32, , 년 7 월 16 일사례 최근장마중반 ~ 말기에집중호우가발생한대표적사례는 [ 그림 5-11] 에나타낸 2010년 7월 16일사례이다. 7월 11일부터 16일에걸쳐전국적으로많은비가내려여수, 마산, 진주, 합천에서이기간동안 300 mm 이상의강수량을기록하였다. 남하했던장마전선이북상하면서 7월 16 일에남해안과서해안을중심으로전국적으로돌풍과천둥 번개를동반한폭우가내렸다. 특히전남여수에는전국에서가장많은 mm의폭우가쏟아졌고, 남해 (259.0 mm), 마산 (137.5 mm), 진주 (165.5 mm), 고흥 (93.5 mm), 문산 (90.0 mm) 등에도많은비가내렸다. 이렇듯장마중반 ~ 말기에전선이우리나라에걸쳐있을때는주야구별없이낙뢰와함께집중호우가발생하며장마전선의남하나북상에의해곳에따라많은비가내린다 [ 그림 5-11]. [ 표 5-7] 에그피해현황을집계하였다. 114

115 제 5 장장마와재해 (a) (b) (c) (c) [ 그림 5-11] 2010년 [ 7월 5-11] 16일 21시 (a) 적외영상과 (b) 지상일기도, (c) 레이더영상 [ 표 5-7] 2010 년 7 월 16 일 ~ 7 월 18 일의피해현황 구분단위합계 이재민명 7 동 128 주택백만원 90 농경지도로 교량하천, 수도, 사방수리시설그외백만원 4,599 총피해액백만원 10,837 ha 개소개소 28 2,416 9,278 백만원백만원백만원 254 1,239 4,

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117 2011 장마백서 제 6 장 장마의사회 경제적영향 제1절장마의이점제2절미디어속의장마

118 장 마 백 서 제 1 절장마의이점 장마는여름철에집중된많은강수로우리나라에큰피해를주지만아래의 [ 그림 6-1] 과같이여러영 역에서다양한긍정적인측면이있다. 경제 생활 장마이점 수자원 농업 환경 [ 그림 6-1] 장마의이점 1 경제적인측면 우리나라는여름철강수량이연총강수량의반이상을차지한다. 특히, 장마기간중의강수가여름철강수의상당부분을차지하므로이시기의강수는경제적으로큰가치를가진다. 최근 30 년 (1979 ~2008 년 ) 동안강수량자료를분석해본결과, 연평균총강수량은 1343 mm 로경제적가치로환산하면약 9097 억원에해당하고, 그중장마기간평균강수량은 364 mm 로약 2470 억원에달한다 [ 그림 6-2]. 118

119 제 6 장장마의사회 경제적영향 장마로인해마케팅시장도변하고있다. 일례로장마기간중온라인쇼핑몰의매출은급격히증가하는편이다. 한온라인쇼핑몰은전주대비일평균판매건수가 30% 정도증가하였다. 강수가있는날은관련상품을할인하는등의장마마케팅을펼쳐평소보다무려 170% 정도의판매량을기록했다. 온라인쇼핑몰뿐만아니라홈쇼핑의경우에도장마기간매출이약 15% 가량증가했고, 식품관련매출은일평균매출대비 40% 나급증하였다 [ 그림 6-3]. 이렇듯장마기간중매출을올리기위한기업체의노력으로기상정보수요가늘어나고있으며, 이를활용한기업들의장마마케팅이활성화되고있다. 과거일부의건설업체의마케팅에국한되었던기상정보는식음료업체등다양한업체의마케팅으로활용되는예가늘어나고있다. 이처럼장마로인한경제적이득의형태는다양하다고할수있다. 연평균강수량 1,343 mm 장마기간평균강수량 364 mm 경제적가치 9,097 억원 경제적가치 2,470 억원 [ 그림 6-2] 장마의경제적가치 장마기간 온라인쇼핑몰장마용품 일평균판매건수 30% 증가 장마마케팅 온라인쇼핑몰장마용품 강수가있는날판매건수 170% 증가 [ 그림 6-3] 장마기간동안한온라인쇼핑몰의판매량변동 119

120 장 마 백 서 2 수자원적인측면 일년강수량중장마기간동안내리는강수는우리나라전체강수량의 30% 이상으로많은양의비가내린다. 따라서장마는우리나라에매우중요한수자원공급원이라할수있다. 특히장마기간을제외하곤강수량이많지않은우리나라에서는장마로인한강수의활용은꼭필요한부분이다. [ 그림 6-4] 에서볼수있듯이장마기간의강우량은다른기간보다월등하다. 이는바로댐에저장되어생활용수, 공업용수, 농업용수등으로활용되거나수력발전을통해전기를생산하기도한다. 기후변화로인한물부족현상이대두되고있는이시점에장마로인한수자원확보는매우중요하다고볼수있다. (mm) (mm) [ 그림 6-4] 장마기간의강우량 120

121 제 6 장장마의사회 경제적영향 3 환경적인측면 장마는환경에도상당한이익을준다 [ 그림 6-5]. 봄철에강수가많지않은우리나라에서장마로인한대기정화효과는매우크다. 장마기간중의강수는공기중에떠있는먼지와분진, 중금속등의오염물질을제거하여미세먼지농도가낮아지는효과가있다. 따라서장마는대기질개선에매우효과적인역할을한다. 실제로 2009 년미세먼지, 이산화질소, 아황산가스의월별분포를보면장마기간인 6~8 월동안대기중오염물질의농도가급격히떨어지는것을볼수있다 [ 그림 6-6, 6-7, 6-8]. 장마로인한효과는산불을예방할수도있다. 집중되는강수로대기는평소보다습해지게되고이는여름철에산불을볼수없는이유라고할수있다. 대기뿐만아니라장마기간중강수는수질을개선하는역할도한다. 댐유역에서 10 mm 강수가있을때약 9300 만 m 3 물의유입이발생하고이는 0.26 ppm 정도의수질개선효과를갖는다 [ 그림 6-9]. 이렇듯장마가다양한방법으로환경에영향을미친다. 장마기간의강수는도시의열섬효과를낮추는냉방효과도만들며장마가길어지면장마기간종료후시작되는열대야가늦춰지기도한다. 대기질 개선효과 산불 예방효과 수질 개선효과 냉방 효과 [ 그림 6-5] 장마의환경적이점 121

122 장 마 백 서 [ 그림 6-6] 2009 년전도시월평균미세먼지농도 [ 그림 6-7] 2009 년전도시월평균이산화질소농도 122

123 제 6 장장마의사회 경제적영향 [ 그림 6-8] 2009 년전도시월평균아황산가스농도 [ 그림 6-9] 장마의환경적이점중수질개선효과 123

124 장 마 백 서 4 농업적인측면 장마는봄철가뭄을해소하는작용도한다. 우리나라의봄철은건조하고강수가많지않아가뭄이생기기쉬운데장마기간중의강수는이를해소시키는중요한역할을한다. 장마기간에오는많은양의강수는고갈된지하수층에물을공급하여말라있던농작물에충분한물을공급한다 [ 그림 6-10, 6-11]. [ 그림 6-10] 가뭄에해소되고난뒤벼의모습 [ 그림 6-11] 장마기간의비로가뭄이해소된농촌의모습 124

125 제 6 장장마의사회 경제적영향 5 생활적인측면 장마기간에내리는비로인해대기는습해지고사람들의생활또한그에맞게변한다. 특히장마기간을공략하여나온의류들이그예이다. 물이닿아도형태가변하지않는고무소재의신발과비옷은장마기간중에판매량이급증하며해마다매출율이오르고있다 [ 그림 6-12]. 식품판매도마찬가지다. 장마기간먹을거리의매출을보면파전, 녹두전등부침개매출이약 2 배정도오른다. 장마기간에는일조량이상대적으로줄어들기때문에사람들이우울한느낌을가지게된다. 사람들은본능적으로적시에필요한영양소를찾는경향이있기때문에탄수화물이풍부한음식을찾게되는것이다. 또부침개에함유된단백질과비타민 B는비오는날에드는우울한기분을해소하는데도움을주기도한다. 이처럼장마기간중에사람들의생활패턴이변하는것을알수있다. 또한장마는여름철기승을부리는모기를감소시키는역할도한다. 장마가길어질수록고여있던웅덩이를씻겨내기때문에그안에있던모기알또한줄어들게된다. 따라서모기의수가줄게되고이는장마기간중살충제판매량이평소보다약 30% 가량감소하는사실로도알수있다. [ 그림 6-12] 다양한레인부츠 125

126 장 마 백 서 제 2 절미디어속의장마 126

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132 장 마 백 서 132

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134 장 마 백 서 134

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136 장 마 백 서 136

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142 장 마 백 서 142

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144 장 마 백 서 144

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146 장 마 백 서 연합뉴스 2010 년 12 월 02 일 소양댐저수량 가득.. 보기만해도배부르네 예년보다 3 억 3 천m3추가확보.. 경제효과최대 6 천 43 억원 홍수기끝자락에비자주내려.. 보조여수로완공도일조 제한수위넘어선소양강댐 / 자료사진장마전선이소강상태를보인 17일한강홍수조절의최후보루인소양강댐의수위가제한수위 (185.5m) 를 1.9m가량넘어선 187.4m 를기록하고있다. 그러나계획홍수위 (198 m) 에는크게못미처아직까지는상당한여유가있는상태다겨울철갈수기를앞두고다목적댐인소양강댐의저수량이평년보다크게웃돌아댐유역시민들을안심시키는것은물론, 용수확보와수질개선등에따른경제효과가최대 6천43억원에이르는것으로나타났다. 2일한국수자원공사등에따르면올해들어현재까지소양강댐유역에내린비의양은 1천281mm로, 현재까지 22억2천m3의물을담수하고있다. 이에따라소양강댐의수위는현재 m로, 최근 10년간 1월말기준평균수위인 170m보다 15m가량상승한상태다. 이는홍수기인 6월21일 ~9월20일사이댐유역에 841mm의많은비가내려 15억7 천m3의물을담수한반면, 홍수조절을위한방류량은유입량의 24% 인 3억8천m3에그쳤기때문. 겨울부터내년봄까지갈수기에대비해댐에물을가두기시작하는홍수기끝자락인지난 9월에비가자주내렸기때문에방류를최소화할수있었다는게댐측의설명이다. 실제지난 9월춘천등영서지역에비온일수는 15일로, 강수량은 448.5mm를기록했다. 이로인해소 제한수위넘어선소양강댐 / 자료사진장마전선이소강상태를보인 17 일한강홍수조절의최후보루인소양강댐의수위가제한수위 (185.5m) 를 1.9m 가량넘어선 187.4m 를기록하고있다. 그러나계획홍수위 (198m) 에는크게못미처아직까지는상당한여유가있는상태다 양강댐은예년평균 18억9천m3보다 3억3 천m3의물을추가로확보한셈이다. 이를경제적가치로환산하면 댐방류량증가로인한하천수질개선효과 134억원 원수판매 160억원 ( m3당 원 ) 동일용량의신규댐건설비용 6천43억원등최소 134억원에서최대 6천43억원에이른다. 게다가소양강댐보조여수로가지난 6월완공됨에따라내년부터는홍수기제한수위도 190.3m로기존 (185.5m) 보다 4.8m 가량상향돼앞으로는더많은수량을담수할수있게됐다. 한국수자원공사관계자는 홍수기말기인지난 9월부터 10월까지많은비가내린데다이중상당량을그 대로담수해수량이풍부하다 며 이에따라가뭄등내년홍수기전까지안정적인용수공급이가능할것으로기대된다 고말했다. 이관계자는그러나 저수량증가에따른경제효과는말그대로가상의수치에불과할뿐실제수익으로이어지는것은아니다 고덧붙였다. 한편북한강수계최상류댐인화천댐수위도지난해보다 4m 가량높은 176m를기록하면서 4만9천 248MWh의저장전력이확보됨으로써 49 억원의경제효과가예상된다. 이재현기자 jlee@yna.co.kr 146

147 제 6 장장마의사회 경제적영향 제 2 절미디어속의장마 147

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149 2011 장마백서 부록 Ⅰ 사용한기상 기후자료및분석기간 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 Ⅲ 연도별장마 1. 연도별장마시종과기간 2. 지역별장마기간중강수 3. 연도별장마개요 1979 ~ 2010년의장마개요

150 장 마 백 서 부록 Ⅰ 사용한기상 기후자료및분석기간 본백서는 1979 ~ 2010 년 (32년) 동안발생한우리나라장마의특성을시작, 종료, 기간, 그리고강도의측면에서분석하였다. 기후평균 (Climatology) 은 1981년부터 2010년까지 30년동안구하였다 ( 분석시다른기후평균기간을사용한경우도있음 ). 기후평균한장마의시작일과종료일을바탕으로 6월말에서 7월중순까지발생하는우기를장마 ( 혹은 1차우기 ) 로정의하였으며, 장마기간이후에 8월중순부터 9월중순까지다시강수가지속되는기간을 2차우기로정의하였다. 따라서매해의실제적인장마또는 2차우기의시작일과종료일은차이가있을수있다. 본백서의대부분의분석은 1차우기인장마를대상으로이루어졌다. 다음은전국기상관서분류이며, 우리나라평균은전체 60개관측소관측값의산술평균으로구하였다. 1. 중부지방 (25 개소 ) 2. 남부지방 (32 개소 ) 3. 제주도지방 (3 개소 ) 우리나라관측소관측자료를포함하여다음과같은자료들이 년동안이용되었다. 1. 한반도 60개관측소관측자료 2. 전지구강수량자료 : Climate Prediction Center (CPC) Merged Analysis of Precipitation (CMAP) data (Xie and Arkin 1997) 3. 지표기온, 표준기압고도의온도, 수평및수직바람, 지위고도, 상당온위, 비습 : NCEP/ Department of Energy (DOE) Reanalysis II (NCEP R2) data (Kanamitsu et al. 2002) 과 ERA-40 (ECMWF Newsletter 101), ERA-Interim data (ECMWF Newsletter 110) 150

151 부록 Ⅰ 사용한기상 기후자료및분석기간 4. 해수면온도 : Improved Extended Reconstructed Sea Surface Temperature (SST) Version 2 (ERSST V2) data (Smith and Reynolds 2004) 년부터 2004년사이에관측된서울강수자료 (1778 년부터 1907년까지는측우기측정기록으로부터강수량자료를복원 ) 한반도지상관측지점정보 속초인제춘천강릉강화홍천서울대관령인천양평수원이천원주제천충주영주서산온양청주문경보은보령대전의성부여구미금산추풍령영천군산대구전주부안고창임실합천정읍밀양남원산청 목포 해남 광주 장흥 순천 진주 남해통영고흥여수 거제 부산 울진 영덕 포항 울산 중부지방남부지방제주도 울릉도 제주성산서귀포 151

152 장 마 백 서 부록 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 1 기후모델의미래장마모사 최근수십년동안지표와해양의표층온도가꾸준히상승하는지구온난화가진행되고있다. 온실가스를계속적으로배출하는인류활동에의해지구온난화는앞으로도계속적으로진행될것으로전망된다. 지표와해양표층온도의상승은대기순환을활발하게하고대기내수분을증가시키며, 장마를포함하는전지구몬순의패턴과강수량을변화시킬수있다. 이장에서는기후변화에관한정부간패널 (IPCC) 4차보고서에참여한 22개대기해양결합대순환모델들의고성장사회균형 (A1B) 시나리오를분석하여장마의미래변화를전망한다. 고성장사회균형시나리오는대기중이산화탄소농도가현재에비해 (368 ppm 수준 ) 2100년에두배로증가 (720 ppm) 한다는가정을하며, 경제성장과함께온실가스배출량이정점에도달한후감소하는시나리오로각에너지섹터에서의발전의균형을중시한다. 모델들이모의한시나리오의불확실성을줄이기위해 22개모델중현재기후 (1979~1999) 의메이유-장마-바이우전선을잘모의하고있는 6개의모델을통계적기법을이용해선정하였다. 선택된모델은 GFDL-CM2.0, GFDL-CM2.1, CNRM-CM3, ECHAM5, MIROC3.2_hires, UKMO-HADCM3 이며, 모델들의평균값을취해미래예측값을구한다. 다음두절은 2020~2040년과 2079~2099년기간동안강수량변화에영향을주는지표기온과대기순환의변화및강수량변화를전망한다 (Seo and Ok 2011). 하지만현재의기후모델링기술이한계가있으므로장마의미래변화에대한예측은여전히불확실성이존재한다는사실에유의해야한다. 152

153 부록 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 ~2040 년기간여름철전망 1) 지표기온 2020~2040년기간에는동아시아지역평균적으로지표기온이 1 ~ 1.5 상승될것으로전망된다 [ 그림 A-1]. 이는현재지표기온에비해 5~10% 증가하는것이다. 한반도의지표기온도 5 ~ 10% 증가할것으로예측된다. 티베트고원은최대 30% 까지상승할것으로전망되며, 오호츠크해지역은 10% 이상상승할것으로보인다. 즉, 동서방향의대륙과해양온도차는현재에비해다소증가할것으로예상되나, 한반도남쪽과북쪽의온도차이는미약하게감소할것으로예상된다. [ 그림 A-1] 2020~2040 년여름철동아시아지표기온 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 153

154 장 마 백 서 2) 하층수증기플럭스우리나라남쪽으로수렴되는하층수증기플럭스는현재에비해 30% 이상증가할것으로예측된다 [ 그림 A-2]. 이는동서방향의대륙과해양온도차가증가해하층제트가강화되고, 해수면온도의증가로대기속수분이증가하기때문으로보인다. 장마뿐만아니라메이유와바이우지역으로수렴되는하층수증기플럭스는 30% 이상증가되는것으로전망된다. [ 그림 A-2] 2020~2040 년여름철동아시아하층수증기플럭스 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 154

155 부록 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 3) 강수량대륙과해양온도차의증가와하층수증기플럭스의증가에따라장마강수량은현재에비해 5 ~ 10% 정도증가할것으로전망된다 [ 그림 A-3]. 전체강수량의경우제주도와일본남부에서다소큰증가율을보인다. 하지만하층수증기플럭스증가율에비해서는다소낮은증가율을보이는것이다. 적운대류강수량도전체강수량증가량과비슷하게 5 ~ 10% 정도증가될전망이다. [ 그림 A-3] 2020~2040 년여름철동아시아강수량 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 155

156 장 마 백 서 [ 그림 A-4] 2020~2040 년여름철동아시아적운대류강수량 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 2020~2040 년기간동안 동서방향대륙 - 해양지표기온차이와하층수증기플럭스의증가로한반도여름철전체강수량과적운대류강수량은 5~10% 증가할것으로전망된다. 156

157 부록 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 ~2099 년기간여름철전망 1) 지표기온 2079~2099년기간에는우리나라지표기온이 3.5 ~ 4 상승될것으로전망된다 [ 그림 A-5]. 이는현재에비해 20~25% 증가하는것이다. 동아시아의모든지역이 2020~2040년기간에비해세배이상지표기온이증가한다. 특히티베트고원지역은최대 80% 까지지표기온이상승되는것으로예측된다. 동서방향의대륙과해양온도차이는크게증가하고, 해양에서남북간의온도차이가크게감소할것으로보인다. [ 그림 A-5] 2079~2099 년여름철동아시아지표기온 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 157

158 장 마 백 서 2) 하층수증기플럭스동서방향대륙과해양의온도차가현저하게증가하고, 해양온도의증가에의한대기수증기량이증가하면서, 우리나라남쪽으로수렴되는하층수증기플럭스는현재에비해 40 ~ 50% 증가하는것으로전망된다 [ 그림 A-6]. 특히메이유와바이우지역은 50% 이상증가된다. [ 그림 A-6] 2079~2099 년여름철동아시아하층수증기플럭스 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 158

159 부록 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 3) 강수량 2079~2099년기간동안현저하게강화되는몬순순환에의해한반도여름철강수량은 10 ~ 20% [ 그림 A-7], 적운대류강수량은 30% 이상 [ 그림 A-8] 증가할것으로예상된다. 특히 30 N 이북지역에서는적운대류강수량이한반도의서쪽지역과북태평양지역에서 40% 이상의높은증가율을보일것으로전망된다. [ 그림 A-7] 2079~2099 년여름철동아시아강수량 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 159

160 장 마 백 서 [ 그림 A-8] 2079~2099 년여름철동아시아적운대류강수량 (a) 미래예측, (b) 미래와현재차이, (c) 미래변화율 (Seo and Ok 2011) 2079~2099 년기간동안 동서방향대륙 - 해양지표기온차이와하층수증기플럭스의증가로한반도여름철강수량은 10~20%, 적운대류강수량은최대 40% 이상증가할것으로전망된다. 160

161 부록 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 부록 Ⅱ 기후변화시나리오로본장마의미래변화 161

162 장 마 백 서 부록 Ⅲ 연도별장마 1 연도별장마시종과기간 구분 제주도남부중부시작종료기간시작종료기간시작종료기간

163 부록 Ⅲ 연도별장마 구분 제주도남부중부시작종료기간시작종료기간시작종료기간

164 장 마 백 서 2 지역별장마기간중강수 (1973 년 ~ 2010 년 ) 연도 중부지방 남부지방 제주지방 총강수량

165 부록 Ⅲ 연도별장마 연도 중부지방 남부지방 제주지방 총강수량 중부 24지점, 남부 33지점, 제주 3지점, 전국 60지점 165

166 장 마 백 서 3 연도별장마개요 1979 년의장마 (1) 강수량시계열 ( 적색선은기상청에서사후분석한장마의시작일과종결일 ) (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 166

167 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1979 년 6 월 15 일 ~ 7 월 23 일 ) ( 평년비는 % 로표현 ) 167

168 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 168

169 부록 Ⅲ 연도별장마 1980 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 169

170 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1980 년 6 월 16 일 ~ 7 월 31 일 ) 170

171 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 171

172 장 마 백 서 1981 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 172

173 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1981 년 6 월 19 일 ~ 7 월 14 일 ) 173

174 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 174

175 부록 Ⅲ 연도별장마 1982 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 175

176 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1982 년 7 월 5 일 ~ 7 월 29 일 ) 176

177 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 177

178 장 마 백 서 1983 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 178

179 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1983 년 6 월 19 일 ~ 7 월 25 일 ) 179

180 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 180

181 부록 Ⅲ 연도별장마 1984 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 181

182 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1984 년 6 월 14 일 ~ 7 월 13 일 ) 182

183 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 183

184 장 마 백 서 1985 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 184

185 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1985 년 6 월 21 일 ~ 7 월 18 일 ) 185

186 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 186

187 부록 Ⅲ 연도별장마 1986 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 187

188 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1986 년 6 월 20 일 ~ 7 월 26 일 ) 188

189 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 189

190 장 마 백 서 1987 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 190

191 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1987 년 6 월 23 일 ~ 8 월 10 일 ) 191

192 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 192

193 부록 Ⅲ 연도별장마 1988 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 193

194 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1988 년 6 월 22 일 ~ 7 월 28 일 ) 194

195 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 195

196 장 마 백 서 1989 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 196

197 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1989 년 6 월 23 일 ~ 7 월 30 일 ) 197

198 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 198

199 부록 Ⅲ 연도별장마 1990 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 199

200 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1990 년 6 월 18 일 ~ 7 월 27 일 ) 200

201 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 201

202 장 마 백 서 1991 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 202

203 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1991 년 6 월 15 일 ~ 8 월 2 일 ) 203

204 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 204

205 부록 Ⅲ 연도별장마 1992 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 205

206 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1992 년 6 월 22 일 ~ 7 월 31 일 ) 206

207 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 207

208 장 마 백 서 1993 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 208

209 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1993 년 6 월 18 일 ~ 7 월 30 일 ) 209

210 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 210

211 부록 Ⅲ 연도별장마 1994 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 211

212 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1994 년 6 월 17 일 ~ 7 월 16 일 ) 212

213 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 213

214 장 마 백 서 1995 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 214

215 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1995 년 6 월 21 일 ~ 7 월 27 일 ) 215

216 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 216

217 부록 Ⅲ 연도별장마 1996 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 217

218 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1996 년 6 월 19 일 ~ 7 월 22 일 ) 218

219 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 219

220 장 마 백 서 1997 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 220

221 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1997 년 6 월 20 일 ~ 7 월 22 일 ) 221

222 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 222

223 부록 Ⅲ 연도별장마 1998 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 223

224 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1998 년 6 월 12 일 ~ 7 월 28 일 ) 224

225 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 225

226 장 마 백 서 1999 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 226

227 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 1999 년 6 월 17 일 ~ 7 월 20 일 ) 227

228 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 228

229 부록 Ⅲ 연도별장마 2000 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 229

230 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2000 년 6 월 16 일 ~ 7 월 19 일 ) 230

231 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 231

232 장 마 백 서 2001 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 232

233 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2001 년 6 월 21 일 ~ 8 월 1 일 ) 233

234 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 234

235 부록 Ⅲ 연도별장마 2002 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 235

236 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 :2002 년 6 월 19 일 ~ 7 월 24 일 ) 236

237 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 237

238 장 마 백 서 2003 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 238

239 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2003 년 6 월 22 일 ~ 7 월 25 일 ) 239

240 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 240

241 부록 Ⅲ 연도별장마 2004 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 241

242 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2004 년 6 월 24 일 ~ 7 월 18 일 ) 242

243 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 243

244 장 마 백 서 2005 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 244

245 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2005 년 6 월 25 일 ~ 7 월 18 일 ) 245

246 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 246

247 부록 Ⅲ 연도별장마 2006 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 247

248 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2006 년 6 월 14 일 ~ 7 월 29 일 ) 248

249 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 249

250 장 마 백 서 2007 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 250

251 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2007 년 6 월 21 일 ~ 7 월 29 일 ) 251

252 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 252

253 부록 Ⅲ 연도별장마 2008 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 253

254 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2008 년 6 월 14 일 ~ 7 월 26 일 ) 254

255 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 255

256 장 마 백 서 2009 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 256

257 부록 Ⅲ 연도별장마 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2009 년 6 월 21 일 ~ 8 월 3 일 ) 257

258 장 마 백 서 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 258

259 부록 Ⅲ 연도별장마 2010 년의장마 (1) 강수량시계열 (a) 중부지방 (b) 남부지방 (c) 제주지방 259

260 장 마 백 서 (2) 강수량및강수량의평년비 ( 기간 : 2010 년 6 월 17 일 ~ 7 월 28 일 ) 260

261 부록 Ⅲ 연도별장마 (3) 장마시종및장마시지상및 500hPa 일기도 장마시작일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마기간중일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 장마종료일일기도 ( 좌 : 지상, 우 : 500 hpa) 시 261

262 장 마 백 서 참고문헌 강인식, 1998: 엘니뇨와한반도기후변동의관련성. 한국기상학회지, 34, 권원태, 황승언, 박문영, 1997: 엘니뇨발생시의우리나라기후변동경향. 한국기상학회 1997 년가을학술발표회초록집, 류상범, 2001: 장마의어원과정의에대하여. 한국기상학회지, 11, 서경환, 손준혁, 이준이, 2011: 장마의재조명. 한국기상학회지, 21, 서동일, 변희룡, 2002: 한반도여름 가을우기의기간정의와발생요인. 한국기상학회지, 12, 소방방재청, 2009: 2009 재해연보. 소방방재청, 841 pp. 안중배, 류정희, 조익현, 박주영, 류상범, 1997: 한반도기온및강수량과적도태평양해면온도와의상관관계에관한연구. 한국기상학회지, 33, 이병설, 김성삼, 1983: 장마계의종관적특성. 한국기상학회지, 19, 차은정, 전종갑, 정효상, 1999: 엘니뇨 / 라니냐해의우리나라기후특성에관한연구. 한국기상학회지, 35, 하경자, 서영경, 서애숙, 정효상, 손병주, 2001: 동아시아몬순강수의경년변동과관련된 El-Nino 와지표의상호작용. 한국기상학회지, 37, 하경자, 윤경숙, 전종갑, 박정규, 2005: 하계몬순기간중의장마의시작, 종료및세기의정의. 한국기상학회지, 41, 허창회, 강인식, 1988: 한국지역강수의변동성에관한연구. 한국기상학회지, 24, Abe, M., T. Yasunari, and A. Kitoh, 2004: Effects of Large-scale Orography on the Coupled Atmosphere- Ocean System in the Tropical Indian and Pacific Oceans in Boreal Summer. J. Meteor. Soc. Japan, 82, Bamzai, A. S., and J. Shukla, 1999: Relation between Eurasian Snow Cover, Snow Depth, and the Indian Summer Monsoon: An Observational Study. J. Climate, 12, Boos, W. R., and Z. Kuang, 2010: Mechanisms of poleward-propagating, intraseasonal convective anomalies in cloud-system resolving models. J. Atmos. Sci., 67, Byun, H.-R., and D.-K. Lee, 2002: Defining three rainy seasons and the hydrological summer monsoon in Korea using available water resources index. J. Meteor. Soc. Japan, 80,

263 참고문헌 Chang, C.-P., P. Harr, and J. Ju, 2001: Possible roles of Atlantic circulations on the weakening Indian monsoon-enso relationship. J. Clim., 14, Ding, Q., and B. Wang, 2005: Circumglobal teleconnection in the Northern Hemisphere summer. J. Climate, 18, Ding, Q., B. Wang, J. M. Wallace, and G. Branstator, 2011: Tropical-Extratropical Teleconnections in Boreal Summer: Observed Interannual Variability. J. Climate, 24, Enomoto, T., B. J. Hoskins, and Y. Matsuda, 2003: The formation mechanism of the Bonin high in August. Quart. J. Roy Meteor Soc., 129, Ha, K-J., S.-K. Park, and K.-Y. Kim, 2005: On interannual characteristics of climate prediction center merged analysis precipitation over the korean peninsula during the summer monsoon season. Int. J. Climatol., 25, Ha, K.-J., and S.-S. Lee, 2007: On the interannual variability of the Bonin high associated with the East Asian summer monsoon rain. Clim. Dyn., 28, Ho, C.-H., J.-Y. Lee, M.-H. Ahn, and H.-S. Lee, 2003: A sudden change in summer rainfall characteristics in Korea during the late 1970s. Int. J. Climatol., 23, Horel, J. D., and J. M. Wallace, 1981: Planetary scale atmospheric phenomena associated with the Southern Oscillation. Mon. Wea. Rev., 125, Jhun, J-G., and B.-K. Moon, 1997: Restorations and analyses of rainfall amount observed by Chukwookee (in Korean). J. Korean Meteor. Soc., 33, Kanamitsu, M., W. Ebisuzaki, J. Woollen, S.-K. Yang, J. J. Hnilo, M. Fiorino, and G. L. Potter, 2002: NCEP-DOE AMIP-II Reanalysis (R-2). Bull. Amer. Meteor. Soc., 83, Kang, I.-S., C.-H. Ho, Y.-K. Lim, and K.-M. Lau, 1999: Principal modes of climatological seasonal and intraseasonal variations of the Asian summer monsoon. Mon. Wea. Rev., 127, Kitoh, A., 2002: Effects of large-scale mountains on surface climate SA coupled ocean-atmosphere general circulation model study. J. Meteor. Soc. Japan, 80, Kitoh, A., 2010: Effects of Mountain Uplift on East Asian Summer Climate Investigated by a Coupled Atmosphere-Ocean GCM. J. Climate, 17, Kripalani, R. H., and A. Kulkarni, 1997: Rainfall variability over southeast Asia-Connections with Indian monsoon and ENSO extremes: new perspective. Int. J. Climatol., 17, Kripalani, R. H., A. Kulkarni, S. S. Sabade, and M. L. Khandekar, 2003: Indian monsoon variability in a global warming scenario. Natural Hazards, 29, Krishnan, R., and M. Sugi, 2001: Baiu rainfall variability and associated monsoon teleconnection. J. Meteor. Soc. Japan, 79, Kug, J.-S., M.-S. Ahn, M.-K. Sung, S.-W. Yeh, H.-S. Min, and Y.-H. Kim, 2010: Statistical Relationship between two types of El Nino events and climate variation over the Korean Peninsula. Asia-pacific J. Atmos. Sci., 46, Kug, J.-S., F.-F. Jin, and S.-I. An, 2009: Two-types of El Nino events: Cold Tongue El Nino and Warm Pool El Nino. J. Climate, 22,

264 장 마 백 서 Kwon, M., J.-G. Jhun, B. Wang, S.-I. An, and J.-S. Kug, 2005: Decadal change in relationship between east Asian and WNP summer monsoons. Geophys. Res. Lett., 32, L16709, doi: /2005gl Lau, K.-M., and D. E. Waliser, 2005: Intraseasonal Variability in the Atmosphere-Ocean Climate System. Springer, 474 pp. Lau, K.-M., and S. Yang, 1997: Climatology and interannual variability of the southeast Asian summer monsoon. Adv. Atmos. Sci., 14, Lau, K.-M., K.-M. Kim, and S. Yang, 2000: Dynamical land boundary forcing characteristics of regional components of the Asian summer monsoon. J. Climate, 13, Lau, K.-M., K.-M. Kim, and J.-Y. Lee, 2004a: Interannual variability, global teleconnection and potential predictability associated with the Asian summer monsoon. East Asian Monsoon, C. P. Chang, Ed., World Scientific, 564 pp. Lau, K.-M., J.-Y. Lee, K.-M. Kim, and I.-S. Kang, 2004b: The North Pacific as a regulator of summertime climate over Eurasia and North America. J. Climate, 17, Lee, J.-Y., B. Wang, I.-S. Kang, J. Shukla, A. Kumar, J.-S. Kug, J. K. E. Schemm, J.-J. Luo, T. Yamagata, X. Fu, O. Alves, B. Stern, T. Rosati, and C.-K. Park, 2010: How are seasonal prediction skills related to models performance on mean state and annual cycle? Clim. Dyn., 35, Lee, J.-Y., B. Wang, Q. Ding, K.-J. Ha, J.-B. Ahn, A. Kumar, B. Stern, and O. Alves, 2011a: How predictable is the Northern Hemisphere summer upper-tropospheric circulation? Clim. Dyn., In press, doi: / s Lee, J.-Y., B. Wang, A. Kitoh, J. Liu, and K.-H. Seo, 2011b: Effects of mountain uplift on global monsoon. Clim. Dyn., submitted. Lee, T.-Y., and Y.-H. Kim, 2007: Heavy precipitation systems over the Korean Peninsula and their classification. J. Korean Meteor. Soc., 43, Lim, G-H., J-G. Jhun, and J-H. Oh, 1996: Assessment of climatological precipitation amount in the Korean peninsula in terms of the precipitation records of Korean rain gauge and precipitation model output (in Korean). KOSEF , 165 pp. Lim, Y.-K., and K.-Y. Kim, 2007: ENSO impact on the space-time evolution of the regional Asian summer monsoons. J.Climate, 20, Lim, Y.-K., K.-Y. Kim, and H.-S. Lee, 2002: Temporal and spatial evolution of the Asian summer monsoon in the seasonal cycle of synoptic fields. J.Climate, 15, Liu, X., and M. Yanai, 2002: Influence of Eurasian spring snow cover on Asian summer rainfall. Int. J. Climatol., 22, Liu, X., and Z-Y. Yin, 2002: Sensitivity of East Asian monsoon climate to the uplift of the Tibetan Plateau. Palaeogeogr. Palaeoclimatol. Palaeoecol., 183, Manabe, S., and T. B. Terpstra, 1974: The effects of mountains on the general circulation of the atmosphere as identified by numerical experiments. J. Atmos. Sci., 31, Meehl, G. A., and J. M. Arblaster, 2002: The tropospheric Biennial Oscillation and Asian-Australian monsoon rainfall. J. Climate, 15, Ninomiya, K., and Akiyama, T., 1992: Multi-scale reatures of Baiu, the summer Monsoon over Japan and the East Asia. J. Meteor, Soc. Japan, 70,

265 참고문헌 Ninomiya, K., and Shibagaki, Y., 2007: Multi-scale features of the Meiyu-Baiu front and associated precipitation systems. J. Meteor, Soc. Japan, 85, Nitta, T., 1987: Convective activities in the tropical western Pacific and their impact on the northern hemisphere summer circulation. J. Meteorol. Soc. Japan, 65, Oh, J. H., R. Y. Lu, W. T. Kwon, and S. B. Ryoo, 2000: The 500-hPa geopotential fields in the mid-high latitudes associated with Changma. J. Korean Meteor. Soc., 3, Ramage, C. S., 1971: Monsoon meteorology. International geophysics series, 296 pp. Ruddiman, W. F., and J. E. Kutzbach, 1989: Forcing of Late Cenozoic Northern Hemisphere Climate by Plateau Uplift in Southern Asia and the American West. J. Geophys. Res., 94, Seo, K.-H., and J. Ok, 2011: A new assessment of east Asian summer monsoon in future climate. Mon. Wea. Rev., submitted. Seo, K.-H., and E.-J. Song, 2011: Characteristics of strong and weak Changma. Mon. Wea. Rev., submitted. Sepulchre, P., G. Ramstein, F. Fluteau, M. Schuster, J.-J. Tiercelin, and M. Bruner, 2006: Tectonic uplift and eastern Africa aridification. Science, 313, Smith, T. M., and R. W. Reynolds, 2004: Improved Extended Reconstruction of SST ( ). J. Climate, 17, Tanaka, M., 1992: Intraseasonal oscillation and the onset and retreat dates of the summer monsoon over the east, southeast and western north Pacific region using GMS high cloud amount data. J. Meteor. Soc. Japan, 70, Tao, S., and L. Chen, 1987: A review of recent research on the East Asian summer monsoon in China. Monsoon Meteorology. C.-P. Chang and T. N. Krishnamurti, Ed., Oxford University Press, Trenberth, K. E., B. Moore, T. R. Karl, and C. Nobre, 2006: Monitoring and prediction of the Earth s climate: A future perspective. J. Climate, 19, Trenberth, K. E., D. P. Stepaniak, and J. M. Caron, 2000: The global monsoon as seen through the divergent atmospheric circulation. J. Climate, 13, Trenberth, K. E., D. P. Stepaniak, and L. Smith, 2005: Interannual Variability of Patterns of Atmospheric Mass Distribution. J. Climate, 18, Ueda, H., T. Yasunari, and R. Kawamura, 1995: Abrupt seasonal change of large-scale convection activity over the western Pacific in northern summer. J. Meteor. Soc. Japan, 73, Walker, G. T., and E. W. Bliss, 1932: World Weather V. Mem. Roy. Meteor. Soc., 4(36), Wallace, J. M., and D. S. Gutzler, 1981: Teleconnections in the geopotential height field during the Northern Hemisphere Winter. Mon. Wea. Rev., 109, Wang, B., 2006: The Asian Monsoon. B. Wang, Ed., Springer/Praxis Publishing Co., New York, 787 pp. Wang, B., and J. C. L. Chan, 2002: How strong ENSO events affect tropical storm activity over the Western North Pacific. J. Climate, 15, Wang, B., J.-G. Jhun, and B.-K. Moon, 2007: Variability and singularity of Seoul, South Korea, rainy season( ). J. Climate, 20,

266 장 마 백 서 Wang, B., and LinHo, 2002: Raniy season of the Asian-Pacific summer monsoon. J. Climate, 15, Wang, B., and Q. Ding, 2006: Changes in global monsoon precipitation over the past 56 years. Geophys. Res. Lett., 33, L06711, doi: /2005gl Wang, B., and Q. Ding, 2008: The global monsoon: Major modes of annual variations in the tropics. Dynamics of Atmos. and Ocean, 44, Wang, B., R. Wu, and K-M. Lau, 2001: Interannual Variability of the Asian Summer Monsoon: Contrasts between the Indian and the Western North Pacific-East Asian Monsoons. J. Climate, 14, Wang, B., R. Wu, R., and X. Fu, 2000: Pacific-East Asian Teleconnection: How Does ENSO Affect East Asian Climate? J. Climate, 13, Wang, B., and X. Xu, 1997: Northern Hemisphere summer monsoon singularities and climatological intraseasonal oscillation. J. Climate, 10, Webster, P. J., V. O. Magana, T. N. Palmer, J. Shukla, R. A. Tomas, M. Yanai, and T. Yasunari, 1998: Monsoons: Processes, predictability, and the prospects for prediction. J. Geophys. Res., 103, Wu, G., Y. Liu, T. Wang, R. Wan, X. Liu, W. Li, Z. Wang, Q. Zhang, A. Duan, and X. Liang, 2007: The influence of mechanical and thermal forcing by the Tibetan Plateau on Asian climate. J. Hydrometeorol., 8, Wu, R., and B. Wang, 2002: A contrast of the east Asian summer monsoon-enso relationship between and J. Climate, 15, Wu, Z., J. Li, B. Wang, and X. Liu, 2009: Can the Southern Hemisphere annular mode affect Chinese winter monsoon? J. Geophys. Res., 114, D11107, doi: /2008jd Xie, P., and P. A. Arkin, 1997: Global precipitation: A 17-year monthly analysis based on gauge observation, satellite estimates, and numerical model outputs. Bull. Amer. Meteor. Soc., 78, Yang, S., and L. Xu, 1994: Linkage between Eurasian winter snow cover and regional Chinese summer rainfall. Int. J. Climatol., 14, Yanai, M., and G.-X. Wu, 2006: Effects of the Tibetan Plateau in The Asian Monsoon. Springer, New York, Yasunari, T., 1990: Impact of Indian monsoon on the coupled atmosphere/ocean system in the tropical Pacific. Meteorol. Atmos. Phys., 44, Yeh, S.-W., J.-S. Kug, B. Dewitte, M.-H. Kwon, B. Kirtman, and F.-F. Jin, 2009: El Niño in a changing climate. Nature, 461, Yim, S.-Y., J.-G. Jhun, R. Lu, and B. Wang, 2010: Two distinct patterns of spring Eurasian snow cover anomaly and their impacts on the East Asian summer monsoon. J. Geophys. Res., 115, D22113, doi: /2010jd Yim, S.-Y., J.-G. Jhun, and S.-W. Yeh, 2008: Decadal change in the relationship between east Asianwestern North Pacificsummer monsoons and ENSO in the mid S1990s. Geophys. Res. Lett., 35, L20711, doi: /2008gl Yun, K.-S., K.-H. Seo, and K.-J. Ha, 2008: Relationship between ENSO and Northward Propagating ISO in the East Asian summer Monsoon System. J. Geophys. Res., 113, D14120, doi: /2008jd

267 집 필 후 기 장마백서를 2011년새롭게발간하기로결정한이후가장먼저시작한일은장마와관련된기존의다양한참고문헌을찾고정리하는것이었다. 편집위원들과집필진등은이전장마백서, 교과서, 세계의과학저널논문, 인터넷등가능한모든자료를찾았지만만족스럽게장마현상에대한과학적인기술을한참고문헌은많지않았다. 장마의기본적인정의와역학에대한이해가많이부족하다는것을깨닫게되었다. 즉, 기존에장마에대한많은연구가진행되었지만, 대부분단편적으로진행된연구들이었다. 따라서선행연구들사이의연속성이다소결여되어있었고, 내용측면에서있어장마의기본적인구조와역학에대한이해보다는통계적특성이나응용에치우쳐있었다. 특히 장마란무엇인가? 라는가장근원적인정의와관련된기단의대치및변동성에대한연구가존재하지않았기때문에한반도의관측소강수자료와 NCEP 및 ECMWF의재분석자료등을사용하여강수의변동성및상당온위를계산함으로써이에대한해답을찾고자하였다. 이를통해장마의시종을대규모의입장에서객관적으로결정할수있게되었다. 한편, 장마의중규모적구조에서부터기후학적특성까지종합적인연구를위해서대규모의예산이투입되는기획과제를통해서장마의특별관측이필요하며중규모기상학자와기후연구전문가그룹이상호협력하여야한다. 일례로미국, 일본, 중국, 대만, 인도등대기과학분야의선두국가또는아시아몬순과관련된국가들은몬순에대하여순차적이고조직화된특별관측 / 분석프로그램을최신관측장비 ( 인공위성, 레이더및라이다원격탐사장치, 관측선박, 부이, 존데등 ) 를활용하여수년전부터진행시켜오고있다. 또한, 장마가동아시아몬순시스템의일부로많은역학적구조와변동특성을중국의메이유및일본의바이우와공유하므로아시아 태평양지역에서동아시아몬순을연구하는그룹들과의협력이필수적인것으로사료된다. 본장마백서의작성에있어서하와이대학교의 Bin Wang 교수와일본쿠마모토대학의 Tomihiko Tomita 교수가많은제언과도움을주었다. 이들과동아시아몬순을연구하는다수의과학자들로이루어진전문가네트워크의형성을통해서차후장마및동아시아몬순에대한심도깊은연구가진행될수있을것으로기대된다. 끝으로새롭게발간된 2011 장마백서가 백서 의의미를뛰어넘어장마의 바이블 이될수있기를기원한다 서경환 이준이