<303520B9AEC0CFC1D62E666D>

Transcription

1 Atmosphere. Korean Meteorological Society Vol. 23, No. 2 (2013) pp 연구논문 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 정영윤 1),2) 문일주 2), * 김성훈 2) 1) 기상청국가태풍센터, 2) 제주대학교해양기상학협동과정 ( 접수 : 2013 년 2 월 5 일, 수정 : 2013 년 4 월 13 일, 게재확정일 : 2013 년 5 월 4 일 ) A Study on Upper Ocean Response to Typhoon Ewiniar (0603) and Its Impact Yeong Yun Jeong 1),2), Il-Ju Moon 2) *, and Sung-Hun Kim 2) 1) National Typhoon Center, Korea Meteorological Administration, Seoul, Korea 2) Graduate School of Interdisciplinary Program in Marine Meteorology, Jeju National University, Jeju, Korea (Received: 5 Feburay 2013, Revised: 13 April 2013, Accepted: 4 May 2013) Abstract Upper ocean response to typhoon Ewiniar (0603) and its impact on the following typhoon Bilis (0604) are investigated using observational data and numerical experiments. Data used in this study are obtained from the Ieodo Ocean Research Station (IORS), ARGO, and satellite. Numerical simulations are conducted using 3-dimensional Princeton Ocean Model. Results show that when Ewiniar passes over the western North Pacific, unique oceanic responses are found at two places, One is in East China Sea near Taiwan and another is in the vicinity of IORS. The latter are characterized by a strong sea surface cooling (SSC), 6 o C and 11 o C in simulation and observation, under the condition of typhoon with a fast translation speed (8 m s 1 ) and lowering intensity (970 hpa). The record-breaking strong SSC is caused by the Yellow Sea Bottom Cold Water, which produces a strong vertical temperature gradient within a shallow depth of Yellow Sea. The former are also characterized by a strong SSC, 7.5 o C in simulation, with a additional cooling of 4.5 o C after a storm's passage mainly due to enhanced and maintained upwelling process by the resonance coupling of storm translation speed and the gravest mode internal wave phase speed. The numerical simulation reveals that the Ewiniar produced a unfavorable upper-ocean thermal condition, which eventually inhibited the intensification of the following typhoon Bilis. Statistics show that 9% of the typhoons in western North Pacific are influenced by cold wakes produced by a proceeding typhoon. These overall results demonstrate that upper ocean response to a typhoon even after the passage is also important factor to be considered for an accurate intensity prediction of a following typhoon with similar track. Key words: typhoon, sea surface cooling, upper ocean response, cold wake 1. 서론 우리나라는평균적으로매년 3~4 개의태풍에의해직접혹은간접적인영향을받는다 ( 이동규등, 1992). *Corresponding Author: Il-Ju Moon, Jeju National University, College of Ocean Science/Ocean and Environment Research Institute, Ara 1 Dong, Jeju , Korea Phone : , Fax : ijmoon@jejunu.ac.kr 소방방재청중앙재난안전대책본부의통계의따르면, 우리나라의지난 10 년간 (1995~2004) 태풍피해는전체자연재해의약 60% 를차지하며, 그피해액은지난 50 년동안약 50 배증가한것으로나타났다. 태풍에의한피해를경감시키기위해서는정확한태풍예측이필수적이고이를위해서는무엇보다태풍의생성및발달과정을잘이해하는것이중요하다 ( 변재영과김백조, 2006). 1

2 2 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 태풍의생성과발달에영향을미치는중요한요소로는해수면온도 (Sea Surface Temperature, SST), 연직바람시어 (vertical wind shear), 상층기류의발산 (divergence), 와도 (vorticity) 등이있다 (Emanuel et al., 2004). 이들중해수면온도는태풍의에너지공급에중요한요소로써, 다른대기조건이모두태풍발달에우호적이더라도해수면온도가낮을경우태풍은크게발달하기어렵다 (Lin et al., 2008). 해수면온도는태풍이도달하기전에해양의상태에따라이미결정되지만, 태풍이통과하면서강한바람으로인한상층해양 (upper ocean) 의혼합 (mixing) 과용승 (upwelling) 작용으로해수면온도는보통하강한다. 이러한해수면냉각 (sea surface cooling) 은비록태풍이통과하는짧은순간에발생하지만태풍강도에직접적으로영향을미치는것으로알려져있다 (Lin et al., 2008). Cione and Uhlhorn (2003) 은 AXBT (Airborne EXpendable BathyThermograph) 와부이자료를사용하여 1975 년부터 2002 년사이발생한 23 개의허리케인에의해발생한표층냉각을구하여태풍강도변화와의상관성을조사하였다. 그연구에서약 2 o C 의표층냉각은엔탈피플럭스 (entalpy flux) 를약 70% 감소시켜태풍의강도에치명적인영향을미칠수있음을보였다. Emanuel (1999) 도태풍에의한해수면냉각이 2.5 o C 초과되면태풍의전체에너지공급이일시에차단되어태풍은더이상발달할수없음을보고하였다. 태풍통과시기의해수면냉각현상은여러해역에서보고되었다. 남중국해에서는 2001 년태풍링링 (Lingling) 과태풍카이탁 (Kai-Tak) 이통과하면서표층수온이최대 9~11 o C 까지기록적으로하강되었다 (Shang et al., 2008). 대서양에서는 1988 년허리케인길버트 (Gilbert) 통과후표층수온이 3.5~5 o C 하강했다는보고가있었다 (Shay et al., 1992) 년 9 월멕시코만 (Gulf of Mexico) 에서는허리케인이반 (Ivan) 에의해약 3~7 o C 의해수면온도하강이관측되었다 (Walker et al., 2005). 태풍에의한해수면냉각의크기는상층해양의열적구조 (thermal structure) 에따라다르게나타난다 (Emanuel, 1995; Shay et al., 2000; Lin et al., 2008; Tseng et al., 2010). Oey et al. (2007) 은 2005 년미국에큰피해를입힌허리케인카트리나 (Katrina) 가 2 일만에 1 등급에서 5 등급의강한허리케인으로급격하게발달할수있었던원동력은허리케인이통과한길목에위치한따뜻한난류였던것임을밝혔다. Wu et al. (2008) 은위성자료와해양모델을사용하여태풍나리 (Nari) 와쿠로시오해류사이의상호작용을조사하여, 태풍나리의강도가혼합층이깊고고온인쿠로시오해류위를지나면서몇시간만에급격히강화되었음을보였다. Lin et al. (2005, 2008) 은북서태평양에서혼합층이깊고고온인에디 (eddy) 위를지나간태풍이카테고리 5 의슈퍼 태풍으로발달할가능성이높음을보였다. 지금까지태풍시기의해수면냉각과관련된해양반응에대한대부분의선행연구는태풍통과후보다는태풍의통과시기에초점이맞추어져있다. 이것은태풍에의한해양의반응이태풍의통과시기에가장강하게발생하고태풍강도역시이시기에가장크게영향을받기때문이다. 그러나태풍이통과한후에도해양은관성운동 (inertial motion) 에의한지속적인용승으로해수면냉각이오랫동안지속되고강화되기도한다 (Shay et al., 1992; Lin et al., 2003; Shang et al., 2008). 이렇게태풍통과후변화된해양환경은해양생물의생산성변화 (Lin et al., 2003) 및중장기기후변화 (Korty et al., 2008) 등에영향을주는것으로알려져있다. 특히, 태풍통과후에냉각된해수면위를통과하는후속태풍의경우, 변화된해양상태가태풍의에너지공급측면에서태풍발달을저해하는요소로작용할수있다. 실제로최근 10 년 (2002~2011) 동안북서태평양에서발생한태풍 225 개중에선행태풍이통과한경로를, 100 km 이내그리고 6 일이내통과한후속태풍의개수는 20 개 (8.9%) 에달한다. 이것은선행태풍에의한해수면냉각효과가그해역을연달아통과하는후속태풍의강도예측에어느정도영향을줄수있음을시사한다. 따라서태풍통과후의해양반응및변화를조사하는것도태풍의강도예측에중요하다. 본연구에서는태풍이통과한후상층해양변동특성을관측자료와수치실험을통해조사하고자한다. 특히, 태풍기간동안에해수면냉각의크기를결정하는요인, 최대해수면냉각이발생하는시기, 해수면냉각의지속시간등에대해중점적으로조사하고자한다. 이러한결과를바탕으로본연구에서는최종적으로선행태풍에의한해수면냉각이후속태풍에게미치는영향에대해조사하고자한다. 제 2 장에서는본연구에사용된관측자료와수치모델에대해상술하고사례연구로선택된 2006 년 3 호태풍에위니아의특징에대해설명한다. 제 3 장은태풍에위니아시기의상층해양반응을수치실험과관측자료를이용하여자세히설명한다. 또한이장에서는태풍통과후상층해양변동을결정하는요인과선행태풍에의한해수면냉각이후속태풍에게미치는영향에대해토의한다. 제 4 장은본연구의전체결과를요약하고결론을제시한다. 2. 자료및분석방법 2.1. 태풍에위니아 (Ewiniar, 0603) 의특징본연구에서는태풍통과후해양반응을조사하기위하여 2006 년 3 호태풍에위니아시기의관측자료를분석하고수치실험을실시하였다. 태풍에위니아는 2006 년 6 월 30 일 1800 UTC 에중심기압 998 hpa, 최 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)

3 정영윤 문일주 김성훈 3 대풍속 17 m s 1 인열대폭풍 (Tropical Storm, TS) 으로성장하여 7 월 4 일 1200 UTC 에는중심기압 930 hpa, 최대풍속 50 m s 1 의태풍 (Typhoon, TY) 으로발달하였다. Fig. 1 은동경지역특별기상센터 (Regional Specialized Meteorological Center-Tokyo, RSMC Tokyo) 의태풍최적경로 (best track) 자료를이용하여 7 월 1 일부터 10 일까지태풍에위니아의중심위치, 도달시간 (UTC), 중심기압 (hpa) 을나타내었다. 에위니아의이동경로를살펴보면열대해역에서북서쪽으로이동하다가동중국해에서전향후제주도서쪽을지나북동쪽으로이동하는전형적인전향태풍의특징을보인다. 한편, 태풍에위니아가류큐열도 (Ryukyu Islands) 를통과할시기에필리핀동쪽해역 ( 위도 12 o N, 경도 140 o E) 에서열대저압부 (Tropical Depression, TD) 인빌리스 (Bilis, 0604) 가형성되고있었다. 빌리스는 7 월 9 일에 TS 로성장하였지만최대풍속 33m s 1 이상의 TY 급태풍으로발달하지못하였다. 빌리스는북서쪽 Fig. 1. Tracks of the typhoon Ewiniar (0603) and typhoon Bilis (0604), and locations of ARGO and Ieodo Ocean Research Station (IORS). A square marker represents the strongest sea surface cooling point during the Ewiniar's passage. Triangle and circle markers show the location of ARGO before and after typhoon's passage, respectively. 으로진행하여태풍에위니아가 5 일전에통과한해역을지나 7 월 13 일에대만으로상륙하였다. 태풍에위니아가만든해수면냉각이후속태풍빌리스에미친영향에대해서는 3.4. 절에서논의한다 관측자료본연구에서는태풍시기의위성해수면온도, 위성해면고도자료, 아르고 (ARGO) 플로트의연직수온프로파일, 그리고이어도종합해양과학기지 (Ieodo Ocean Research Station, IORS) 의층별수온자료등을이용하여상층해양의반응을조사하였다. 위성수온자료는외양에서태풍통과당시의해양상태를직접관측하는어려움을극복하기위하여이전연구에서널리사용되어왔다 (Lin et al., 2009). 본연구에서는열대강우량관측위성의 TMI (TRMM Microwave Imager) 복사계에서얻은 25 km 의해상도의 3 일평균위성해수면온도자료를사용하였다 (Wentz et al., 2000). 위성해수면온도자료와더불어최근에는해양의상층열적구조를추측할수있는해면고도자료가태풍연구에활용되고있다 (Shay et al., 2000; Emanuel et al., 2004; Lin et al., 2005). 본연구에서는미국항공우주국 (National Aeronautics and Space Administration, NASA) JPL (Jet Proplusion Laboratory) 에서산출한 Jason-2 위성의해면고도자료를사용하였다. 이자료의공간해상도는 7km 이고해면고도의측정정확도는 3.3 cm 이다. 해양표면에제한되어있는위성관측자료를보완하기위하여해양의표층뿐만아니라내부까지파악할수있도록본연구에서는북서태평양에투하된아르고 (ARGO) 플로트중본사례기간에관측된 5 개자료를이용하였다 ( 위치는 Table 1 과 Fig. 1 에각각제시 ). 5 개아르고자료들은모두수치모델의초기장을검증하는데사용되었고, 이중에 G2 와 G3 는태풍에의한해양반응을조사하는데에도사용되었다. Table 1. Locations of Ieodo Ocean Research Station (IORS) and Array for Real-time Geostrophic Oceanography (ARGO), water depths at the position, and ID numbers of ARGO. Data Type Longitude ( o E) Latitude ( o N) Depth (m) ID number IORS A R G O G G G G G Atmosphere, Vol. 23, No. 2. (2013)

4 4 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 Fig. 2. Comparison of initial water temperature profiles between ocean model (black line) and ARGO observations (Gray line). Observed time and ARGO name are shown at the upper part of each figure. 끝으로본연구에서는위성자료와수치모델결과를비교하기위하여외양에서관측된이어도종합해양과학기지의자료를이용하였다. 이어도기지는우리나라최남단마라도에서남서쪽으로 149 km 떨어진수심 55 m 암초에세워진해양및기상관측소로우리나라로향하는태풍의길목에위치하고있어태풍강도를결정하는환경요소를모니터링하는데중요한역할을하고있다 ( 문일주등, 2010). 본연구에서는이곳에서관측된자료들중에서기압, 풍향, 풍속, 수온그리고조위자료를사용하였다. 5 개의수심 (8 m, 16 m, 24 m, 32 m, 40 m) 에설치된 TR7 수온센서에서는매 30 분간격으로수온과염분이관측되었고, 수심 10 m 에설치된 CTD 수온센서자료와기압, 풍향, 풍속그리고조위자료는매 10 분간격으로관측되었다. TR7 자료는관측오류를제거하고자료분석의용이성을위하여각깊이별수온자료들을 3 시간이동평균 (moving average) 하고 30 분간격으로변환하여사용하였다 수치실험해양관측자료의시공간적제한성을극복하기위하여본연구에서는수치모델을사용하여태풍에위니아시기의해양반응을조사하였다. 수치모델은 1977 년 Meller 와 Alan Blumberg 에의해개발된프린스톤해양모델을사용하였다 (Blumberg and Meller, 1987). 연구지역은북서태평양을포함하는위도 5 o N-50 o N, 경도 99 o E-190 o E 이며연직 49 층의시그마좌표계 (sigma coordinate) 를이용하였다. 모델의격자체계는 Arakawa C 격자로서공간해상도는 1/6 o 1/5 o 이다. 초기조건은미해군자료동화자료 (Navy Coupled Ocean Assimialtion, NCODA) 의수온, 염분을사용하였다. 모델재현시간은 2006 년 6 월 28 일부터 7 월 15 일까지총 18 일이다. 수직혼합은 Meller Yamada (1982) 의방법을사용하였고태풍바람은 GFDL 모델에서사용되는 Holland 경험식에의해산출되었다 (Moon et al., 2004). Holland 모델은최적경로자료의태풍위치, 중심기압, 최대풍속을사용하여마찰력을포함한지균풍을가정한경험 Fig. 3. Spatial distributions of simulated (a) sea surface temperature and current vectors and (b) ocean heat content on 3 July 2006, before the arrival of Ewiniar (0603). 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)

5 정영윤 문일주 김성훈 본 연구에서는 수치실험을 수행하기 전에 모델 초 기조건의 정확도를 조사하기 위하여 사용된 NCODA 의 수온자료를 5개 아르고 플로트의 관측결과와 비교 하였다 (Fig. 2). 그 결과, 전반적으로 수치모델의 초 기장으로 사용된 수온의 연직구조는 아르고 자료와 잘 일치하였다. 그러나 G4와 G5에서 수치모델의 초 기장은 깊이가 깊어질수록 약 2oC 정도 아르고 플로 트와 차이를 보였다. 실제로 이들 아르고 주변은 쿠 로시오 해류가 흐르는 곳으로 주로 고온의 해수가 약 100 m까지 분포하고 있지만 모델 초기장은 깊은 곳까 지 쿠로시오 해류를 모사하는데 있어 한계를 보였다. 5 이것은 NCODA 자료가 가지는 공간해상도의 제한성 때문으로 사료된다. 수치모델 초기장의 공간적인 해수면온도 분포을 보 면 (Fig. 3), 연구지역을 태풍이 통과하기 전에 대부분 의 열대해역에서는 약 29~30oC의 높은 수온 값을 보 이며, 이러한 결과는 위성자료 (Fig. 4a)에서도 잘 나 타난다. 다만 위도 30oN 이상 지역은 모델 초기장이 수온을 약 1~2oC 정도 위성자료보다 과대 모의하는 경향이 보인다. 해양열용량은 단위깊이 당 26oC 이상의 수온을 적 분한 값 (Leipper and Volgenau, 1972)으로 해양열적분포 Fig. 4. Spatial distributions of (a, b) TMI SST and (c, d) sea surface height (SSH) anomaly based on TOPEX/Poseidon measurements before (01 July) and after (11 July) the passage of Ewiniar (0603). Atmosphere, Vol. 23, No. 2. (2013)

6 6 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 의지표가된다. 모델초기장을이용하여구한북서태평양해양열용량의공간적인분포를보면 (Fig. 3b), 해수면온도가위도에따라거의균일하게분포하는것과달리해양열용량은해양상층에존재하는물의특성에따라지역적으로다른열적분포를보인다. 특히, 위도 18 o N- 24 o N, 경도 128 o E-132 o E 범위지역은같은위도의다른지역에비해해양열용량이상당히낮게분포하고있다. 이곳은 Fig. 4 의해면고도자료에서유추할수있듯이차가운에디 (cold eddy) 가분포하는곳으로추정된다. 3. 연구결과 3.1. 관측자료에서나타난태풍통과후상층해양반응위성자료를이용하여태풍에위니아가통과하기전 (7 월 1 일 ) 과후 (7 월 11 일 ) 의 3 일평균해수면온도분포를비교하였다 (Fig. 4). 태풍통과전수온분포를보면약위도 30 o N 까지약 30 o C 이상의따뜻한물이분포하고있고이어도기지의주변해역은 22~26 o C 의수온분포를보이고있다. 태풍통과후해수면온도는태풍통과전과비교하여많은차이가보인다. 특히대만동쪽해역 (20 o N-24 o N, 125 o E-128 o E) 에서는약 5 o C, 이어도기지근처 (30 o N-32 o N, 124 o E-125 o E) 해역에서는해수면온도가약 3 o C 하강하였다 (Fig. 4b). 이러한수온하강으로해면고도도태풍통과후에태풍진로주변에서약 10~20 cm 정도더낮아졌다 (Figs. 4c and 4d). 위성자료에서주목할것은태풍이통과한후약일주일이지났음에도해양의표층은냉각이여전히진행되고있다는것이다. 실제로가장큰해수면냉각이발생한지역 (20 o N-24 o N, 125 o E-128 o E) 에서해수면온도변화 (7 월 1 일기준 ) 를살펴보면, 7 월 7 일에해수면온도가약 1.5 o C 하강하였고, 7 월 11 일에는 4.5 o C 까지하강하고그범위도더확장된것을알수있다 (Fig. 5). 위성자료뿐만아니라아르고플로트에서도태풍통과후상층해양의변동을확인할수있었다 (Fig. 6). 태풍통과전, G2 의해수면온도는약 29.5 o C 이고혼합층의깊이 ( 혼합층은해수면온도와 0.5 o C 차이나는깊이로정의함 ) 는약 16 m 이다. G3 의경우, 해수면온도는약 30 o C 이고혼합층은 38 m 까지더깊게분포하고있다. 태풍의영향은아르고자료에서태풍통과전후 ( 약 10 일간격 ) 의두수직프로파일을비교함으로써구할수있다. 실제로 10 일동안아르고플로트의위치는크게변화하지않아 (Fig. 1 에서태풍통과전의삼각형표시와태풍통과후원표시의비교 ) Fig. 6 에서나타난수온의수직구조변화는태풍에의한난류혼합과용승의결과로사료된다 (Price et al., 1994). 태풍통과전후수온변화를자세히살펴보면, G2 에서는태풍의영향으로해수면온도가약 3 o C 하강하고, 혼합층의깊이는약 52 m 로전보다 36 m 더깊어졌다. G3 에서도태풍의영향으로해수면온도가약 1.5 o C 하강하였고혼합층은약 76 m 로 38 m 깊어졌다. 태풍 Fig. 5. Spatial distributions of typhoon-induced sea surface cooling (SSC) on (a) 7 July and (b) 11 July. Here, the SSC are the differences of TMI SST between targeted dates and 1 July 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)

7 정영윤 문일주 김성훈 경로와 상대적으로 가까운 G2가 태풍에 의한 반응이 커 혼합층이 더 깊어졌을 것이라 예상되었지만 오히 려 G3가 더 깊어진 것으로 나타났다. 이와 같은 결과 Fig. 6. Comparisons of ARGO temperature profile between pre-storm (gray) and post-storm (black) at the position of (a) G2 and (b) G3 in Fig 는 G2가 태풍의 중심에 위치하여 상대적으로 바람의 영향을 적게 받았고 또한 관측 시점이 용승이 발생한 기간과 일치하여 나타난 것으로 사료된다. 좀 더 상 세한 분석은 뒤에서 다시 다루도록 하겠다. Figure 7은 태풍 통과 기간 동안에 이어도기지에서 관측된 수온, 해면기압, 풍향과 풍속 그리고 조위의 시계열을 나타낸다. 태풍 통과 전후에, 각 층별 수온 은 주기적으로 상승과 하강을 반복하고 있다. 특히, 16 m 수심에서 최대 진폭 (약 6oC)을 보인다. 이러한 주기적인 운동은 조석의 시계열과 비슷한 양상을 보 이는 것으로 보아 조석파의 영향으로 사료된다. 위성 에서 관측된 해수면온도 (원 표시)와 수심 8 m 센서 의 온도는 비슷한 값을 보이는 점과 수심 8 m와 10 m 센서의 사이에서 1oC 이상의 온도 차이가 보이는 것 을 고려하면 이곳의 혼합층 깊이는 약 8 m 일 것으로 추정된다. 또한 이 지역은 상층 (8 m)과 중층 (40 m) 의 사이에서 수온차이가 최대 13oC가 나타날 정도로 수온약층 기울기가 매우 크다. 이러한 강한 수온약층 기울기는 여름철 저층에 분포하고 있는 황해저층냉수 Fig. 7. Time series of (a) sea temperature, (b) surface wind (vectors) and minimum sea level pressure (thick black line), (c) tidal levels, and (d) vertical section of sea temperature observed at IORS during the passage of Ewiniar (0603). Red circles in (a) represent TMI SST measurements. Atmosphere, Vol. 23, No. 2. (2013)

8 8 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 의영향인것으로알려져있다 ( 문일주등, 2010). 태풍에위니아는 7 월 9 일 18 시경에이어도기지를가장가까이통과하였다. 이시기에풍향은북동풍에서북서풍으로바뀌었고최대풍속은약 30 m s 1 그리고중심기압은약 970 hpa 를기록하였다 (Fig. 7b). 태풍통과시기에수심 8m 와 10 m 센서는 5~6 o C 의급격한수온하강이관측되었고동시에수심 16~40 m 센서에서는 2~7 o C 사이의수온상승이관측되었다. 태풍이이어도기지를완전히통과한 10 일 00 시에는모든층에서수온이약 2~4 o C 더하강하여수심 10 m 센서에서순간적이기는하지만최대약 11 o C 의태풍에의한수온하강이기록되었다. 이어도기지를통과할당시태풍의이동속도가 8ms 1 로비교적빨랐던것을고려하면이러한급격한수온하강은전해양에서전례를찾아보기힘든기록적인현상이다. 태풍통과후에수온은관성운동과조석운동에의해상승과하강을반복하였으며약 10 일후에상층 (8 m, 10 m, 16 m) 수온은평년값으로회복하였다 태풍통과후상층해양변동에대한수치실험본장에서는수치모델을이용하여태풍에위니아시기의해양반응을분석하였다. 먼저, 태풍통과시기에최대해수면냉각이발생한위치, 시간그리고냉각의지속시간에대해조사하였다. Figure 8a 는수치실험에서태풍의이동경로를따라각격자점에서해수면냉각의최대값을나타낸다. 따라서여기에표시된값은태풍통과전과후의해양해수면온도의최대차이와어느지역에서가장많은해수면냉각이발생하였는지를나타낸다. 그림에서알수있듯이최대해수면냉각 ( 약 7.5 o C) 은위도 20 o N- 22 o N 근처에서발생하였으며 32 o N 에위치한이어도기지주변에서도상대적으로큰해수면냉각이발생하였다. 이러한태풍에의한해수면냉각의지역적인차이는태풍강도와이동속도, 태풍통과해역의열적구조등에의해결정된다 (Price, 1981; Price et al., 1994; Walker et al., 2005). 일반적으로태풍의강한바람응력은해수의연직시어를발생시키고이교란에의해수직혼합 (vertical mixing) 작용이발생한다. 이러한혼합과정과더불어반시계방향 (cyclonic) 의태풍바람응력은표층해수의발산을일으키고이에따라용승 (upwelling) 이발생한다. 이렇게상대적으로찬해수가용승하게되면상층에서강한혼합과정을거쳐해수면온도는더욱하강하게된다. 태풍의이동속도가느릴경우수직혼합과용승이지속되면서더강한해수면냉각이발생한다 (Price et al., 1994). Figure 8a 에서특징적인것은태풍에의한해수면냉각이대칭적이지않고태풍경로의우측에서더강하게나타난것이다. 이러한현상은태풍시기의시계 Fig. 8. (a) Simulated SSC swath (maximum cooling values at each grid point) and (b) day of SSC swath (occurrence time of maximum cooling after a typhoon passage) for Ewiniar (0603). Square marker represents the maximum SSC point. 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)

9 정영윤 문일주 김성훈 9 열자료에서바람방향이태풍경로의우측에서는시계방향, 그리고좌측에서는반시계방향으로회전하기때문에발생한다 (Cornillon et al., 1987). 즉, 태풍에의해발생한해류는관성에의해북반구에서는시계방향으로회전하게되고태풍경로의우측에서는이해류가바람방향과일치하면서공진 (resonance) 현상에의해해류는더욱강화된다. 태풍경로의좌측에서는반대로두방향이서로달라해류를도리어약화시킨다. 한편, 앞서각격자점에서구한최대해수면냉각이어느시점에서발생하였는지를조사하기위하여최대해수면냉각이발생한시간과태풍의통과시간의차이를구하였다 (Fig. 8b). 그림에서보면대부분의지역에서최대해수면냉각은태풍이통과한후 12 시간에서 5 일사이에발생하였고태풍의강도와해역에따라다른시간에발생하였다. 즉, 태풍에위니아가강하게발달했던 20 o N 이하해역에서는최대냉각이다소늦게나타났고그이상위도에서는태풍통과후약 12 시간이내에최대해수면냉각이발생하였다. 태풍통과해역의해수면온도가매 12 시간간격으로어떻게변화했는지좀더자세히분석하기위해태풍의이동경로를따라태풍중심부근에서수온의시공간적변화를표로나타내었다 (Fig. 9a). 각사각형안에는태풍코어 (core; 최대풍속반경 +5 km) 에서태풍통과전후의해수면온도분포와평균수온값을나타내었다. 여기서 X 축은 7 월 5 일 0600 UTC 부터 10 일 1800 UTC 까지의시간 ( 일, 시간 ) 을나타내고, Y 축은태풍의중심이통과한위치 ( 위도, 경도 ) 를나타낸다. Fig. 9b 는 A 에서 Z 까지의태풍위치를해양의 3 차원수온분포위에나타낸그림이다. 여기서양축의수직수온단면그림은 D 지점에서태풍이한반도에상륙한 7 월 6 일 1800 UTC 의수온분포를나타낸다. 따라서 Fig. 9a 의대각선을따라표시된 A-J 는태풍이통과할당시의해양상태를나타내고대각선의좌측은태풍통과전, 그리고우측은태풍통과후의해수면온도분포를나타낸다. 그림에서보면 C 부터 G 까지는태풍통과 12 시간전부터약 0.2~0.8 o C 의해수면냉각이시작된다. 이것은태풍의전반부에서이미태풍에의한바람이영향을미쳤다는것을의미한다 (Cione and Uhlhorn, 2003). 태풍이통과하는시기 ( 대각선 ) 에는 12 시간전보다 0.5~3.5 o C 더해수면냉각이발생하였다. 특히, C-E 사이에서 2.5 o C 이상의강한냉각이발생하였다. 이러한해양의해수면냉각은태풍이통과한후에도지속된다. 특히, D 위치에서태풍은 3 일후 (9 일 1800 UTC) 에태풍통과당시보다약 3.9 o C 더냉각되었다. 태풍통과전후의수온변화를좀더살펴보기위하여해수면냉각이가장크게발생한 D 지점 ( 위도 Fig. 9. (a) Simulated typhoon-induced SSC footprint (SST variations along the storm's core) and (b) a snapshot of 3- dimensional SST distribution on 11 July with targeted locations (circles) of 12-h interval along the storm's track. In (a), horizon and vertical axes represent the arrival time of a storm and the positions of the storm's center, respectively, and the size of circle depends on the radius of maximum wind of Ewiniar (0603) o N, 경도 o E) 에서층별 ( 표층, 24 m, 32 m 깊이 ) 수온및수직유속그리고표층해류의시계열을조사하였다 (Fig. 10). 그림에서보면태풍이 D 지점을통과하는시기 (6 일 1800 UTC 전후 ) 에약 6 o C 의해수면냉각이발생하였고이러한급격한냉각은태풍이 D 지점을막통과한 7 월 7 일 0400 UTC 에최대용승이발생하면서절정에이르게된다 (Fig. 10). 표층해류시계열에서흥미로운것은최대용승이발생한시점이외에도 17 시간후인 7 일 21 시에도강한표층해류가발생한것인데이는관성운동 (inertial motion) 의결과이다 (Shay et al., 1992; Price et al., 1994). 일반적으로관 Atmosphere, Vol. 23, No. 2. (2013)

10 10 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 Fig. 10. Time series of simulated (a) sea temperature, (b) vertical velocity, and (c) surface current vectors at maximum SSC point. 였다 (Fig. 11). Fig. 11 의 (a) 는동경지역특별기상센터최적경로자료의최소중심기압과최대풍속, (b) 는태풍의이동속도, (c) 는수치모델결과를이용하여구한무차원수인 (Non-dimensional storm speed), (Burger number), (Mach number) 를나타낸다 (Price et al., 1994; Wada, 2002). (d)-(f) 는태풍의이동경로를따라구한초기, 태풍통과시, 태풍통과 3 시간후에태풍코어 ( 최대풍속반경 +5 km) 내의평균해수면온도, 혼합층깊이그리고해양열용량을각각나타낸다. 이러한다양한해양 - 대기요소들은태풍에위니아의생애동안네기간 (I, II, III, IV) 으로나누어분석하였고그결과는 Table 2 에요약하였다. 본연구에서사용된세개의무차원수 (S, B, C) 는 Price (1981), Great batch (1984) 그리고 Price et al. (1994) 에의해제안되었다. 성주기 (T) 와관성운동의직경 (D) 은다음과같이정의된다. T = π f (1) D = V f (2) 여기서 f =2Ω sin(φ) 그리고 Ω = s 1, Φ 는위도, 그리고 V, 표층해류의크기를나타낸다. 이식을이용하여 D 지점 ( 위도 Φ =20.7 o N) 에서관성주기를구하면약 34 시간이나온다. 이값은 Fig. 10 에서나타난연직속도와표층해류의반복적인운동주기와잘일치한다. Fig. 10c 에서 7 월 7~8 일에발생한최대표층해류 (V = 1.5 m s 1 ) 를이용하여관성운동의직경을구하면약 58 km 가나온다. 이것은태풍의통과후에도공간적으로약 58 km 간격을두고태풍경로를따라상층해양에서수렴과발산을계속함을의미한다. Shay et al. (1992) 은허리케인길버트 (Gilbert, 1988 년 3 호 ) 가통과한후, 관성주기의 1.24 배시간이지난후에 3.5 o C 의해수면온도하강이나타났고관성주기의 2.75 배시간후에는더수온이하강하여최대 5 o C 수온이하강한것을보고하였다. 태풍에위니아에대한본연구의결과에서도관성주기의약 2.8 배가지난시기 ( 약 7 월 11 일 ) 에최대해수면온도하강이발생하여이전연구의결과와비교적잘일치한다 태풍통과후상층해양변동을결정하는요인본절에서는태풍에위니아의생애동안관측자료및수치실험결과의시계열분석을통하여태풍통과후상층해양의변동특성을결정하는요인을조사하 Fig. 11. Time series of (a) observed minimum sea level pressure and maximum wind speed, (b) storm translation speed, (c) non-dimensional parameters, (d) sea surface cooling, (e) mixed layer depth, and (f) ocean heat content along the typhoon's track. Here, (a-b) are observations and (c-f) are model results. 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)

11 정영윤 문일주 김성훈 11 무차원수 S (Non-dimentional storm speed) 는태풍이머무는시간 (residence time) 과지역적인관성주기 (local inertial period) 와의비로표현된다 ( 식 3). πu S = h 4fR max (3) 여기서 U h 는이동속도, f 는코리올리계수그리고 R max 는최대풍속반경을나타낸다. 이값은 1 에가까울수록태풍경로의우측에서바람응력이변화하는시간 스케일과지역적인관성운동의주기가비슷해져서상층해양에서태풍에의해생긴해류가관성운동과공진하면서더강한해류가발생한다. 한편, 태풍경로의좌측은이러한경우, 두운동이반대로작용하여해류가더약해진다. 따라서 S 가 1 에가까울수록태풍의이동경로를따라해류및해수면온도분포의비대칭성이더욱강화된다. B (Burger number) 는태풍시기 (forced stage) 에발생한혼합층에서의해류와태풍통과후 (relaxation Table 2. Mean values and change rates of external and nondimensional parameters, sea surface temperature (SST), mixed layer depth (MLD), ocean heat content (OHC) for four stages during the passage of Ewiniar (0603). I UTC UTC II UTC UTC External Parameters III UTC UTC IV UTC UTC Central Pressure [hpa] Pressure Change [hpa] Translation Speed [m s 1 ] Non-dimensional Parameters πu S = h 4fR max g'h B = f 2 2 R max C U h = c Sea Surface Temperature [ o C] Initial SST Along track SST (rate of change) After 3 days SST (rate of change) 28.7 ( 2.0%) 27.2 ( 7.2%) 25.1 ( 7.0%) 20.6 ( 23.7%) 26.7 ( 5.3%) 23.8 ( 15.6%) 25.2 ( 5.3%) 23.3 ( 12.4%) Mixed Layer Depth [m] Initial MLD Along track MLD (rate of change) After 3 days MLD (rate of change) 83.0 (27.7%) (66.6%) 73.0 (71.8%) (135.5%) Ocean Heat Content [kj cm 2 ] 65.4 (69.9%) 76.1 (97.7%) 23.9 (99.2%) 25.1 (109.2%) Initial OHC Along track OHC (rate of change) After 3 days OHC (rate of change) ( 2.4%) ( 8.1%) 77.6 ( 13.4%) 56.3 ( 37.2%) 89.4 ( 12.0%) 70.1 ( 31.0%) 18.4 ( 13.6%) 16.0 ( 1.2%) Atmosphere, Vol. 23, No. 2. (2013)

12 12 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 stage) 의수온약층에서의해류사이에발생한압력접합 (pressure coupling) 의척도를나타낸다 ( 식 4). g'h B = (4) 4f 2 2 R max 여기서 g' 은수온약층에서밀도변화에따른중력변화 ( g ρρ o ), h 1 은계절수온약층 (seasonal thermocline) 의최상층까지의깊이 ( 즉, 혼합층깊이 ) 를나타낸다. B는값이증가할수록압력접합이강해지고태풍통과후해양반응이더욱강화됨을의미한다. C (Mark number) 는태풍의이동속도와내부파의위상속도의비로표현된다 ( 식 5). C U h = c 여기서 c는가장완만한내부파 (internal wave) 의위상속도 (phase speed) 를나타낸다. C값은 1에가까울수록, 즉태풍의이동속도와내부파의이동속도가비슷할수록, 태풍아래에서태풍에의한해류와내부파가공명을이루어발산이강화되어강한용승을발생시킨다. 태풍에위니아의생애동안앞서나눈네기간에대해태풍의특징과이에따른해양의반응을살펴보았다. 먼저태풍이발생한후열대해역으로이동한 I 기간 (7월 3일 0000 UTC-4일 1200 UTC) 에는태풍의강도는급격히증가하였다 ( 약 45 hpa 중심기압하강및 20 m s 1 최대풍속증가 ). 이때태풍의이동속도는평균 3.4 m s 1 로약간느리게이동하였다. 태풍이통과한해역 ( 위도 12 o N-17 o N) 은평균 29.3 o C의높은해수면온도를유지하고있었으며, 혼합층깊이와해양열용량은각각 65 m와 kj cm 2 로매우큰값을가져태풍에위니아의생애중태풍발달에가장좋은해양환경을유지하고있었다 (Fig. 11, Table 2). 특히이시기에는해양열용량이다른시기에비해두배이상높은값을보여해수면뿐만아니라혼합층및상층해양에서태풍발달에필요한에너지가매우풍부했었음을알수있다 (Lin et al., 2008). 이시기에무차원수 S는평균 1.08로 1에가까워태풍에의해생긴해류가관성운동과공진하면서더강한해류가발생할조건을갖추고있었고, 무차원수 B도상대적으로큰값을가지고있어강한해양반응을일으킬수있는조건을갖추고있었다. 그러나이해역의높은해양열용량을가진상층해양구조때문에해수면냉각은크게발생하지않았고 ( 태풍통과시 0.6 o C, 3 일후 2.1 o C 하강 ), 해양열용량도태풍통과시에크게감소하지않았다 ( 태풍통과시 4.3 kj cm 2, 3일후 14.8 kj cm 2 감소 ). 이러한이유로태풍에위니아는이기간동안에일생중가장강하게발달 ( 중심기압 (5) 930 hpa, 최대풍속 50 m s 1 ) 할수있었던것으로사료된다. II 기간 (7 월 5 일 0000 UTC-7 일 0000 UTC) 은가장큰해양반응이발생한시기이다. 이시기에태풍은평균중심기압이약 950 hpa ( 최대풍속 43 m s 1 ) 로매우발달한상태였고태풍의이동속도는 2.2 m s 1 로네기간중가장느리게움직였다. 태풍이통과한해역 ( 위도 18 o N-22 o N) 은평균 27.0 o C 의해수면온도를보여같은위도의다른열대해역보다상대적으로수온이낮았다. 초기혼합층깊이 (42.5 m) 와해양열용량 (89.6 kj cm 2 ) 도다른열대해역에비해매우작은값을보였다. 실제로이시기의해양열용량은태풍이더북쪽에위치한 III 기간 (101.6 kj cm 2 ) 보다더낮게나타났다. 이것은 Fig. 4 에서알수있듯이이지역의해면고도가상대적으로낮은값을보이는것과잘일치한다. 이지역의해면고도가낮은것은찬에디 (cold eddy) 가존재하였음을시사한다. Tseng et al. (2010) 는남중국해에서여름에찬에디가형성된지역을태풍이통과할경우해수면냉각이더욱커질수있음을보고한바있다. 따라서 II 기간에태풍이찬에디지역을통과한것이이지역에서가장큰해수면냉각이발생한하나의원인으로추정된다. 한편, 이시기에무차원수 S 는평균 0.48 로해류가관성운동과크게공진하지못해해류가강화될조건을갖추지못하였고, 무차원수 B 도 0.09 로크지않아강한해양반응을일으킬수있는조건을갖추지못하였다. 그러나무차원수 C 는 1.08 로 1 에가까워태풍에의한해류와내부파가공명을이루어강한용승을발생시킬수있는조건을갖추고있었다. 특히, 태풍통과시 (1.9 o C 하강 ) 보다통과후 3 일경과하였을때 (4.5 o C 하강 ) 수온이더내려간것은이시기에태풍의이동이느려해류와내부파가공명할수있는조건을갖추어용승이지속적으로발생하였기때문으로사료된다. III 기간 (7 월 7 일 1200 UTC-8 일 0600 UTC) 은태풍이쿠로시오난류위를지나간시기로이시기에태풍은중심기압이 5hPa 강화되었고태풍의이동속도도 4.7 m s 1 로증가하였다. 태풍이통과한해역 ( 위도 22 o N-25 o N) 은평균 28.2 o C 의해수면온도를보여저위도를통과한 II 기간보다상대적으로수온이높았다. 초기해양열용량 (89 kj cm 2 ) 도 II 기간에비해큰값을가지며해면고도역시상대적으로높은값을보였다 (Fig. 4). 이것은앞서언급한바와같이이지역이고온의쿠로시오해류가통과하기때문이다. 따라서 III 기간에태풍이조금이나마강화될수있었던것은이러한해양의열적구조가태풍에게유리하게작용하였기때문으로사료된다. 한편, III 기간에한가지특징적인것은태풍이오키나와열도를통과할때에태풍이동경로의좌측은해수면냉각이거의발 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)

13 정영윤 문일주 김성훈 13 생하지않았지만우측으로넓은지역에강한수온하강이발생한것이다 (Fig. 8a). 이렇게비대칭적인해수면온도하강이발생한것은 III 기간동안무차원수 S 가 0.94 로 1 에가까웠던것이크게작용한것으로파악된다. IV 기간 (7 월 9 일 1200 UTC-10 일 0000 UTC) 은태풍이고위도로이동하여한반도에상륙하기직전의시기이다. 이시기에태풍은중심기압이약 970 hpa ( 최대풍속 33 m s 1 ) 로많이약화되었고태풍의이동속도는 8.6 m s 1 로매우증가하였다. 태풍이통과한해역 ( 위도 31 o N-34 o N) 은네기간중가장낮은해수면온도 ( 평균 26.6 o C) 를보이고초기혼합층깊이 (12.0 m) 와해양열용량 (16.2 kj cm 2 ) 도다른기간에비해절대적으로작은값을보였다. 이시기는태풍의이동속도가매우컸고태풍의강도도많이약화되어서상층해양에서혼합과용승이일어날수있는좋은조건을갖추지못하였다. 또한세개의무차원수값을보더라도이시기는태풍에의한해양반응이강하게나타나지못하는조건을가졌다. 그러나이기간동안태풍통과후 3 일지났을때평균 3.3 o C 해수면온도가하강하였고지역에따라최대 11 o C 의해수면냉각이관측되었다 (Fig. 7 의이어도기지자료 ). 이것은앞서언급한바와같이이해역의독특한수온구조때문이다. 즉, 이해역은여름철저층에분포하고있는황해저층냉수의영향으로표층에서 30 m 만내려가도표층과의온도차가 12 o C 이상날정도로얕은수심에서수직적으로수온구배가매우큰지역이기때문에작은태풍외력으로도해수면온도하강이크게발생할수있었던것이다 선행태풍에의한해수면냉각이후속태풍에게미치는영향앞절에서태풍에위니아가통과한후에도해수면냉각이강화또는유지되는것을모델결과와관측자료를통해알수있었다. 이렇게태풍이지나간후더강화된냉각자취 (cold wake) 는이미지나간태풍에게는영향을미칠수없지만냉각자취가회복되기전에후속태풍이그지역을지나간다면태풍의발달을저해하는요소로작용할수있다. 본절에서는태풍에위니아가 7 월 10 일에서 12 일사이에만든냉각자취지역을약 5 일뒤에통과한 (Fig. 1 참조 ) 태풍빌리스 (0604) 에대하여선행태풍이만든냉각자취의영향을살펴보았다. 태풍빌리스는 7 월 8 일발생하여북상하면서점점강도가커져 7 월 10 일 1800 UTC 에는중심기압 994 hpa, 최대풍속 25 m s 1 의 TS 급태풍으로발달하였다. 그러나이이후에태풍빌리스는더이상발달하지못하고쇠퇴하였다 (Fig. 12c 의동경지역특별기상센터와미국합동태풍경보센터의최대풍속 에서빌리스는모두최대풍속 33 m s 1 이상의 TY 급태풍으로발달하지못하였다 ). 분석결과, 태풍빌리스가 7 월 10 일에서 12 일사이에통과한해역은평균적으로해양열용량이높아많은태풍들이최성기로발달하는지역이었음에도불구하고, 태풍빌리스가이시기에크게발달하지못한이유는선행태풍에위니아가만든냉각자취의영향때문인것으로사료된다. Fig. 12a 와 12b 는태풍빌리스의이동경로 (Y 축에태풍중심위경도표시 ) 를따라위성으로부터관측된해수면온도와해면고도를나타낸다. 여기서각요소의차이는태풍빌리스의코어내에서 7 월 1 일 ( 태풍에위니아가통과하기전 ) 과 7 월 10 일 ( 태풍통과후 ) 의차이이다. 즉, 7 월 1 일 Fig. 12. Changes of TMI (a) SST and (b) SSH after the passage of Ewiniar (0603) along the track of Bilis (0604) and (c) time series of maximum wind speed of Bilis (0604), in which the dashed and solid lines indicate RSMC Tokyo and JTWC maximum wind speed, respectively. Figures in lower panel of (a) and (b) represent the averaged values within each storm's core. Atmosphere, Vol. 23, No. 2. (2013)

14 14 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 의분포는태풍에위니아의영향을받지않았다고가정할경우태풍빌리스가지나갈해양상태를암시한다. 태풍에위니아의영향으로 7 월 10 일에는태풍코어내에서평균 1.5 o C 가량해수면이냉각되었으며해면고도는 4cm 가량낮아졌으며 7 월 12 일 0000 UTC 에는각각 2.3 o C 그리고 3cm 하강되었다. 여기서해면고도의하강은앞서언급한바와같이해수면뿐만아니라상층해양의많은해양열용량손실을의미한다. 선행연구에의하면단 2.5 o C 해수면냉각만으로전체에너지공급이차단되어태풍에게는치명적일수있다고보고하였다 (Emanuel, 1995). 따라서태풍빌리스가일반적인태풍의최성기발달지역을통과하면서도 (7 월 10 일 -12 일 ) 크게발달하지못한것은선행태풍으로인한해수면온도및해양열용량감소가큰역할을했을것으로사료된다. 4. 요약및제언 태풍이통과한후에도해양은관성운동에의해용승과해수면냉각이오랫동안지속되고지역에따라해수면냉각이더욱강화되기도한다. 이렇게태풍통과후변화된해양환경은그지역을지나는후속태풍의강도에영향을미칠수있다. 본연구에서는태풍에위니아 (0603) 의통과후상층해양의변동특성을관측자료와수치실험을통해조사하고, 상층해양변동이후속태풍빌리스 (0604) 에어떠한영향을미쳤는지를조사하였다. 조사결과, 태풍에위니아가북서태평양을통과할때두지역 ( 대만동쪽해역과이어도과학기지주변 ) 에서특징적인해양반응이관측되었다. 이어도과학기지주변해역에서는태풍이비교적빠른이동속도 (8 m s 1 ) 로이동하였음에도불구하고수치모델에서약 6 o C 의해수면냉각이나타났으며, 이어도기지에서도약 11 o C 의기록적인수온하강이관측되었다. 이시기태풍의이동속도와강도 (970 hpa) 를고려하면이러한강한해수면냉각은전해양에서전례를찾아보기힘든기록적인현상이다. 이것은여름철이지역저층에자리잡고있는황해저층냉수의영향으로, 얕은수심에강한수온구배가생성되어약한태풍외력으로도강한해수면냉각을발생시킬수있었기때문이다. 실제로이러한독특한수온구조는한반도에상륙하는태풍의강도에크게영향을미친것으로알려져있다 (Moon and Kwon, 2012). 태풍에의해냉각된해수면은태양복사에너지에의해가열되면서약 10 일후에평년값을회복하였다. 대만동쪽해역 ( 위도 20 o N-22 o N) 은수치모델에서최대해수면냉각 ( 약 7.5 o C) 이발생한곳으로이지 역을통과할당시태풍은평균중심기압이약 950 hpa, 최대풍속 50 m s 1 로매우발달한상태였고태풍의이동속도는 2.2 m s 1 로매우느리게움직였다. 이해역은평균 27.0 o C 의해수면온도를보여같은위도의다른열대해역보다상대적으로수온이낮았을뿐아니라초기혼합층깊이 (42.5 m) 와해양열용량 (89.6 kj cm 2 ) 도다른열대해역에비해매우작은값을보였다. 이지역은해면고도도낮아찬에디 (cold eddy) 가존재하였음을시사한다. 또한무차원수 C 는 1.08 로 1 에가까워태풍에의한해류와내부파가공명을이루어강한용승을발생시킬수있는조건을갖추고있었다. 특히, 태풍통과시 (1.9 o C 하강 ) 보다통과 3 일뒤 (4.5 o C 하강 ) 에해수면이더냉각된것은이시기에태풍의이동이느려해류와내부파가공명할수있는조건을갖추어용승이지속적으로발생하였기때문으로사료된다. 이지역에서는실제로태풍통과후관성주기 (34 시간 ) 의약 2.8 배가지난 7 월 11 일에최대해수면냉각이기록되었다. 본연구에서는태풍에위니아에의해냉각된지역을약 5 일뒤에통과한태풍빌리스 (0604) 의사례를통해선행태풍이만든냉각자취의영향을살펴보았다. 태풍빌리스가통과한해역은태풍에위니아의영향으로해수면온도는태풍코어에서최대 2.3 o C 그리고해면고도는 4cm 가량낮아진것으로나타났다. 이러한선행태풍이만든냉각자취영향으로이지역이평균적으로해양열용량이높아많은태풍들이최성기로발달하는지역이었음에도불구하고태풍빌리스는더발달하지못하고약화되었다. 이러한결과는태풍통과시기뿐만아니라태풍통과후의상층해양의변화도후속태풍의강도에크게영향을미칠수있음을보여준다. 실제로최근 10 년동안북서태평양에서발생한태풍 225 개중선행태풍이통과한경로를, 100 km 이내그리고 6 일이내통과한후속태풍의개수는 20 개로전체발생태풍의 8.9% 에달한다. 이것은그동안선행태풍에의한해수면냉각효과가그해역을연달아통과하는후속태풍의강도에많은영향을미쳐왔음을의미한다. 향후본연구결과를발전시켜선행태풍에의한상층해양변화가어느정도까지후속태풍의강도에영향을미칠수있는지를태풍 - 해양접합모델을이용한수치실험을통해정량적인분석을할필요가있을것이다. 감사의글 이논문은 2013 년해양수산부의재원으로한국해양과학기술진흥원의지원을받아수행된 종합해양과학기지구축및활용연구 와 제주씨그랜트사업 일환으로수행되었습니다. 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)

15 정영윤 문일주 김성훈 15 REFERENCES 문일주, 심재설, 이동영, 이재학, 민인기, 임관창, 2010: 이어도종합해양과학기지를활용한태풍연구 : Part I. 태풍관측의중요성및현황, 대기, 20, 변재영, 김백조, 2006: TRMM TMI 관측과태풍강도의관련성 한국기상학회가을학술발표대회논문집, 이동규, 장동언, 위태권, 1992: 한반도에접근하는태풍, 제 1부 : 통계와종관개요. 대기, 28, Blumberg, A. F. and H. J. Herring, 1987: Circulation modeling using orthogonal curvilinear coordinates, In J. C. J. Nihouland and B. M. Jamart (eds.), Threedimensional models of marine and estuarine dynamics. Elsevier Scientific Publishing Co., Amsterdam, Blumberg, A. F. and G. L. Meller, 1987: A description of a three-dimensional coastal ocean circulation model, In N. Heaps (ed.), Three-dimensional coastal ocean models, American Geophysical union, p.1-16 Cione J. J., E. W. Uhlhorn, 2003: Sea surface temperature variability in hurricanes : Implications with respect to intensity change. Ameri. Meteor. Soci., 131, Cornillon P., L. Stramma, and J. F. Price, 1987: Satellite measurements of sea surface cooling during hurricane Gloria. Nature, 326, doi: /326373a0, Emanuel, K. A., 1995: Sensitivity of tropical cyclones to surface exchange coefficients and a revised steadystate model incorporating eye dynamics. J. Atmos. Sci., 52, , and M. Zivkovic-Rothman, 1999: Development and evaluation of a convection scheme for use in climate models. J. Atmos. Sci., 56, , C. DesAutels, C. Holloway, and R. Korty, 2004: Environmental control of tropical cyclone intensity. J. Atmos. Sci., 61, Greatbatch, R. J., 1984: On the response of the ocean to a moving storm: parameters and scales. J. Phys. Oceanogr., 14, Holland, G. J., 1980: An analytic model of the wind and pressure profiles in hurricanes. Mon. Wea. Rev., 108, Korty, R. L., K. A. Emanuel, and J. R. Scott, 2008: Tropical cyclone-induced upper-ocean mixing and climate: Application to equable climates. J. Climate, 21, Leipper, D., and D. Volgenau, 1972: Hurricane heat potential of the Gulf of Mexico. J. Phys. Oceanogr., 2, Lin, I. I., W. T. Liu, C. C. Wu, G. T. F. Wong, C. Hu, Z. Chen, W. D. Liang, Y. Yang, and K. K. Liu, 2003: New evidence for enhanced ocean primary production triggered by tropical cyclone. Geophys. Res. Lett., 30 (1718), doi: /2003gl , C. C. Wu, K. A. Emanuel, I. H. Lee, C. R. Wu, and I. F. Pun, 2005: The interaction of Supertyphoon Maemi (2003) with a warm ocean eddy. Mon. Wea. Rev., 133, ,, I. F. Pun, and D. S. KO, 2008: Upperocean thermal structure and the Western North Pacific category 5 typhoon. Part I: Ocean features and the category 5 typhoons' intensification. Mon. Wea. Rev., 136, , I. F. Pun, and C. C. Wu, 2009: Upper-ocean thermal structure and the Western North Pacific category 5 typhoon. Part II: Dependence on translation speed. Mon. Wea. Rev., 137, doi: /2009mwr , Mellor, G. L., and T. Yamada, 1982: Development of a turbulence closure model for geophysical fluid problems. Rev. Geophys. Space Phys., 20, 4, Moon, I,-J., I. Ginis, and T. Hara, 2004: Effect of surface waves on air-sea momentum exchange: II. Behavior of drag coefficient under tropical cyclones. J. Atoms. Sci., 61 (19), , and S. J. Kwon, 2012: Impact of upper-ocean thermal structure on the intensity of Korean peninsular landfall typhoons. Progress in Oceanography, 105, Oey, L.-Y., T. Ezer, D.-P. Wang, X.-Q. Yin and S.-J. Fan, 2007: Hurricane-induced motions and interaction with ocean currents. Cont. Shelf Res., 27, ; doi: /j.csr Price, J. F., 1981: Upper ocean response to a hurricane. J. Phys. Oceanogr., 11, , T. B. Sanford, and G. Z. Forristall, 1994: Forced stage response to a moving hurricane. J. Phys. Oceanogr., 24, Shang, S. L., Li, F. Sun, J. Wu, C. Hu, D. Chen, X. Ning, Y. Qiu, C. Zhang, and S. Shang, 2008 : Changes of temperature and bio-optical properties in the South China Sea in response to typhoon Lingling, Geophys. Res. Lett., 35, L10602, doi: / Atmosphere, Vol. 23, No. 2. (2013)

16 16 태풍에위니아 (0603) 통과후상층해양변동특성과영향 2008GL Shay, L. K.,, P. G. Black, A. J. Mariano, J. D. Hawkins, and R. L. Elsberry, 1992: Upper ocean response to Hurricane Gilbert. J. Geophys. Res., 97, , G. J. Goni, and P. G. Black, 2000: Effects of a warm oceanic feature on Hurricane Opal. Mon. Wea. Rev., 128, Tseng, Y.-H., S. Jan, D. E. Dietrich, I. I., Lin, Y. T., Chang, and T. Y., Tang, 2010: Modeled oceanic response and sea surface cooling to typhoon Kai-Tak. Terr. Atmos. Ocean. Sci., 21 (1), Wada, A., 2002: The processes of SST cooling by typhoon passage and case study of typhoon Rex with a mixed layer ocean model. Meteorol. Geophys., 52, Walker, N. D., R. R. Leben, and S. Balasubramanian, 2005: Hurricane forced upwelling and chlorophyll a enhancement within cold-core cyclones in the Gulf of Mexico. Geophys. Res. Lett., 32, L18610, doi: / 2005GL Wentz, F. J., C. Gentemann, D. Smith, and D. Chelton, 2000: Satellite measurements of sea surface temperature through clouds. Science, 288, Wu, C.-R., Y.-L., Chang, L.-Y., Oey, C.-W. J., Chan, and Y.- C., Hsin, 2008: Air sea interaction between tropical cyclone Nari and Kuroshio. Geophys. Res. Lett., 35, L12605, doi: /2008gl 한국기상학회대기제 23 권 2 호 (2013)