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진희 원
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1 Atmosphere. Korean Meteorological Society Vol. 22, No. 4 (2012) pp 연구노트 2012 엘니뇨의발달분석 안순일 * 최정연세대학교대기과학과 ( 접수 : 2012년 10월 2일, 수정 : 2012년 11월 15일, 게재확정일 : 2012년 11월 30일 ) On the Development of 2012 El Niño Soon-Il An* and Jung Choi Yonsei University, Department of Atmospheric Sciences, Seoul , Korea (Received: 2 October 2012, Revised: 15 November 2012, Accepted: 30 November 2012) Abstract Using various observed data, we examined the evolution of tropical Pacific sea surface temperature (SST) during , with focusing on the development of 2012 El Niño. It is observed that a La Niña event during 2011 was followed by a moderate El Niño during 2012 summer. The 2012 summer El Niño initiated near the west coast of South America on February 2012, and continued to expand westward till August. Given this evolutionary pattern, the 2012 summer El Niño can be categorized as Eastern Pacific (EP) El Niño because Niño-3 index is greater than Niño-4 index, and it may be the first well-defined EP El Niño since On February 2012, this event was initiated mainly by the local air-sea interaction, and at the same time the ocean heat content was accumulated over the tropical western Pacific due to the easterly wind anomaly over the tropical western Pacific. Then, the accumulated heat content slowly propagates to the tropical eastern Pacific, which attributes to maintain El Niño state during 2012 summer. After August, the positive SST anomaly over the equatorial eastern Pacific decays possibly due to the exhausted heat content and the weakening of air-sea interaction, but the weak positive SST anomaly over the central Pacific remains till now (2012 November). Key words: El Niño, CP El Niño, EP El Niño 1. 서론 엘니뇨 (El Niño) 는열대동태평양의해수면온도가평년에비해상승하는현상이다. 이기간동안열대태평양에축적된에너지의전파로인해전지구적으로이상기상현상을유발하는것으로알려져있다 (Ropelewski and Halpert, 1987). 엘니뇨는대체로봄에발달하여겨울철에최고조에이르며, 이때열대해수면온도아노말리 ( 정해진기간동안의기후값으로부터의편차 ) 의최댓값은주로열대동태평양에나타나는것으로알려져왔다. 그러나최근 2000 년대를 *Corresponding Author: Soon-Il An, Department of Atmospheric Sciences, Yonsei University, 50 Yonsei-ro, Seodaemun-gu, Seoul , Korea. Phone : , Fax : sian@yonsei.ac.kr 들어서면서엘니뇨변동의중심이열대동태평양에서중태평양으로이동하고있다 (Lee and McPhaden, 2010). 이같은현상은지구온난화에의해더욱가중된것으로보는의견도있으나 (Yeh et al., 2009), 아직까지는그원인이명백하게밝혀지지않고있다 (Na et al., 2011; Yeh et al., 2011). 본연구에서는 Yeh et al. (2009) 을따라서해수면온도아노말리의지역평균값인엘니뇨지수, 즉 Niño-3 (5 o S-5 o N, 150 o W- 90 o W) 과 Niño-4 (5 o S-5 o N, 160 o E-150 o W) 의상대적인크기를비교하여, Niño-3 이 Niño-4 보다큰경우를 EP (Eastern Pacific) 엘니뇨, 반대의경우를 CP (Central Pacific) 엘니뇨로정의하겠다. Table 1 에보인바와같이최근 10 년동안에 CP 엘니뇨가 EP 엘니뇨보다빈번히발생하였다. CP 엘니뇨의빈번한발생은장기적으로중태평양지역의해 465

466 2012 엘니뇨의발달분석 Table 1. Lists of years for Eastern Pacific and Central Pacific El Niño events.

2 엘니뇨의발달분석 Table 1. Lists of years for Eastern Pacific and Central Pacific El Niño events. CP indicates Central Pacific El Niño, date line El Niño, or El Niño-modoki events; EP indicates Eastern Pacific El Niño or conventional El Niño. For the reference, A: Ashok et al., (2007), B: Yeh et al., (2009), C: Lee and McPhaden (2010), D: Li et al., (2011), E: Kug et al., (2009), F: Yu et al., (2011), G: Singh et al., (2011), H: Li et al., 2012), I: Hu et al., (2012). Year Event References CP B CP/EP A,B,C,D,E,G,H,I/B EP B CP A,B,C,D,E,G,H CP/EP G,I/B,C,D CP B,C,E 2012 EP Fig. 1. Longitude-time section along the equatorial-band (2 o S-2 o N) of monthly mean SST (left) and 20 o C isotherm 수면온도를높이는역할을한것으로알려져있다 (Lee and McPhaden, 2010). 결국최근관측된열대중태평양의해수면온도상승경향 (trend) 이 CP 엘니뇨의빈번한발생으로부터기인한다고보는의견이다. 하지만 2012 년 2 월경부터발달하기시작한엘니뇨는전형적인 EP 엘니뇨에매우가깝다 (Fig. 1; 자세한분석은 3 장에서다루었음 ). 앞서 Table 1 에서정리한바와같이지난 10 년동안전형적인 EP 엘니뇨로기록된것은 엘니뇨뿐이다. 그러나이경우도 Fig. 1 에보인바와같이명확하게 EP 엘니뇨로규정하기는다소무리가있다. 왜냐하면 년겨울에기록된열대동태평양의해수면온도아노말리는비교적작은양의값이며, 2003 년가을에절정을이룬열대중 - 서태평양의해수면온도아노말리는그보다높은양의값을기록하고있기때문이다. 이밖에도 년과 년엘니뇨의경우, 논문에따라서 EP 또는 CP 로정의되고있어서어떤경우에속한다고단정짓기어렵다. 이러한차이는서로다른기간의기후값을사용하여편차를정의하거나, 정규화 (normalize) 된지수를사용하는경우 (Kug et al., 2009) 와그렇지않은경우 (Yeh et al., 2009), 또는다른지역의평균값 (Ashok et al., 2007) 을이용하여지수를정의했기때문인것으로사료된다. 이는또한해당시기의열대중태평양과열대동태평양의해수면온도아노말리의차이가매우미미하다는것을뜻하기도한다. Fig. 1 에보인결과를토대로본다면, 년의경우중태평양의해수면온도아노말리가동태평양에비해다소크고, 지속시간이뚜렷하게길게기록된것으로부터, CP 엘니뇨로구분하는것이 depth (right) from January 2002 to October Units for SST and isotherm depth are o C and m, respectively. 옳다고볼수있다. 또한 년엘니뇨의경우두지역모두에서거의동등하게해수면온도가상승하였고, 크기또한매우비슷하여명확하게 CP 또는 EP 엘니뇨로구분하기가어렵다. 예를들면이경우정규화된 Niño-3 와 Niño-4 값을이용했다면, CP 엘니뇨로정의될수도있지만, 본래의아노말리값을이용했다면구분이모호해질수있기때문이다. 종합한다면, 지난 10 년동안뚜렷하게정의될수있는 EP 엘니뇨는발생하지않았다고할수있다. 이러한관점에서 2012 년 2 월부터발달하기시작한 EP 엘니뇨는매우흥미로운사건이라고할수있다. 본연구에서는 2012 년에열대태평양해수면온도변동과발생원인을살펴보았다. 먼저 2 장에서는연구에사용된자료와분석방법을소개하고, 3 장에서는결과를보였으며, 4 장에서는결론을실었다. 2. 자료및분석방법 본연구에서는먼저 2002 년 1 월부터 2012 년 8 월까지 TAO (Tropical Atmosphere Ocean) 프로젝트로부터얻은열대태평양의관측자료인해수면온도, 20 도등온면깊이자료 (20 o C isotherm depth), 동 - 서방향의표면바람 (surface zonal wind), 그리고표면근처에서의상대습도 (relative humidity) 를사용하였다 (Hayes et al., 1991). TAO 자료의아노말리는 한국기상학회대기제 22 권 4 호 (2012)

3 안순일 최정 년까지기간에대한기후값으로부터의편차로정의하였다. 전체자료는월평균자료를사용하였고, 년까지는따로 5 일평균자료를이용하여보다세세한변화를분석하였다. 자료는 gov/tao 로부터입수하였다. 또한열수지분석을위하여 NCEP (National Center for Environmental Prediction) 에서제공하는 GODAS (Global Ocean Data Assimilation System) 자료를이용하였다 (Behringer, et al., 1998). GODAS 자료는월평균자료로써 TAO 자료에서제공되지않는해양하부의온도와해류자료를제공하기때문에, 이를열수지분석에이용하였다. 자료는 에서입수하였다. 또한 2011 년 8 월부터최근까지의해수면온도자료인 ERSSTv3 (Extended Reconstructed Sea Surface Temperature version 3; 2012 년 10 월까지 ) (Smith and Reynolds 2004) 와 HadISST1 (Hadley Center Sea Ice and Sea Surface Temperature data set; 2012 년 8 월까지 ) (Rayner et al. 2003) 자료를이용하여엘니뇨지수의변화를분석하였다. GODAS, ERSSTv3, HadISST1 자료의아노말리는 년기후값에대한편차로정의하였다. 3. 결과 CP 와 EP 엘니뇨를구분하는방법은 Table 1 에소개된바와같이논문마다다소차이가있지만, 가장분명한구분법은열대중태평양의해수면온도아노말리 ( 즉, Niño-4 지수 ) 와열대동태평양의해수면온도아노말리 ( 즉, Niño-3 지수 ) 를직접비교하는방법이다 (Yeh et al., 2009). Fig. 2 에보인바와같이각기다른세가지의관측자료모두에서 2012 년 2 월부터 9 월까지 Niño-3 값이 Niño-4 보다크게나타났다. 특히주목할만한것은아메리카대륙연안의해수면온도지수인 Niño 의값이다른지수에비해크게나타났다는것이다. 특히이 Niño 지수는초기엘니뇨의발견지역으로알려져있는페루와에콰도르연안의해수면온도변화를나타내는것으로전형적인엘니뇨의발달을입증한다. 또한 Niño 값이상승하고, 뒤이어 Niño-3 값이상승했으며, 한참후인 8 월이후에 Niño-4 지역의해수면온도가양의값을기록하기시작했다. 이는양의해수면온도아노말리의변화가남미대륙연안에서발달하기시작하여, 서서히서쪽으로이동했음을의미한다. 이러한발달의모습은엘니뇨의전형적인형태 ( 즉 EP 엘니뇨 ) 를보인 Rasmusson and Carpenter (1982) 의엘니뇨합성 (composite) 과매우유사하다 년의해수면온도의발달과 Rasmusson and Carpenter (1982) 의차이점은엘니뇨의절정시기가다르다는것이다. 그렇기때 Fig. 2. Time series of Niño (black; 0-10 o S, 80 o -90 o W), Niño-3 (red; 5 o S-5 o N, 150 o W-90 o W), and Niño-4 (blue; 5 o S- 5 o N, 160 o E-150 o W) indices obtained from ERSSTv3 ( ), GODAS ( ), and HadISST1 ( ) from August 2011 to October 문에초기봄철에엘니뇨로성장하던양의해수면온도아노말리가더이상유지되지못한이유를밝히는것도매우중요하다고할수있다 년동안에나타난열대태평양의변화경향을보다정밀하게파악하기위하여, Fig. 3 와같이해수면온도, 20 도등온면깊이, 동 - 서방향의표면바람, 그리고상대습도의시계열을보였다. 본시계열은 2 o S- 2 o N 지역에대하여면적평균한것으로 TAO 에서제공하는웹사이트를이용하여구했다 ( noaa.gov/tao/jsdisplay/). 본그림에사용된자료는 5 일평균자료이다. 그림에나타난바와같이먼저 2011 년여름에열대동태평양의해수면온도가상승한것을알수있다 년여름에도이와비슷한상승이관측됐다 (Fig. 1). 이같은양의해수면온도아노말리는 10 월을접어들면서급격히감소하여, 12 월에는음의아노말리가나타났다. 다시양의아노말리가서서히나타나기시작한것은 2012 년 1 월부터이다. 특히 2 월달에는양의아노말리가급격히발달했으며, 3 월에다소주춤하다가 4 월에 2 도까지상승했다. 이어여름동안에는양의아노말리지역이보다서쪽으로이동하여넓은지역에걸쳐서나타났다. 이같은해수면온도의변화는해양하부 ( 혼합층아래부분 ) 의변화와관련이된다. 여기서는수온약층의깊이에대한근사치로주로쓰이는 20 도등온면의깊이를분석하였다. 수온약층의깊이는용승이발생할때해양의혼합층으로유입되는해양하부해수의온도와관련이높다. 즉수온약층이깊을수록혼합층으로유입되는하층해수의온도가증가하여, 용승이발생할경우해수면온도를덜낮추게된다 (Zebiak and Cane, 1987). 즉 Fig. 3 에보인바와같이열대동태평양지역에나타난 2011 년여름철의해수면온도상승지역과또한 2011 년초겨울동안의해수면온도하강지역은음의 20 도등온면의변화와일치한다. 그 Atmosphere, Vol. 22, No. 4. (2012)

4 엘니뇨의발달분석 Fig. 3. Longitude-time section along equatorial-band (2 o S- 2 o N) of 5-day mean SST (upper left), 20 o C isotherm depth (upper right), zonal wind (lower left) and relative humidity (lower right)anomalies from July 2011 to early November Units are o C (SST), m (depth), m s 1 (wind), and % (humidity). 러나 2012 년 2 월에발달한해수면온도의양의아노말리는수온약층의변화가거의없는상태에서발생한것으로다른피드백과정이유도한것으로여겨진다 (Fig. 6 에서부연설명 ). 3 월에는수온약층이약간깊어졌으며, 4-5 월의해수면온도변동은 2-3 월동안에열대서태평양에서축적된열에너지가켈빈파의형태로동태평양까지전파해온것으로여겨진다 (Fig. 5 참조 ). 6-8 월까지상승한열대동태평양의해수면온도역시수온약층의깊어짐과관련이있지만, 중태평양에나타난양의해수면온도아노말리는오히려수온약층이낮아진지역과일치하여, 이지역의해수면온도상승은수온약층의변화와무관한것으로사료된다. 한편 2012 년 2-3 월에걸쳐서축적된해양의열용량 (heat content), 즉양의수온약층의깊이는같은시기에열대서태평양에존재했던음의동 - 서방향의바 람과관련이된다. 이바람은약 4m s 1 까지증가했는데, 이는기존의무역풍을강화시키고, 해양의온수를서쪽으로이동시켜서, 서태평양지역에온수를축적시키는역할을하였으며, 3 월중순이후서태평양바람의방향 ( 아노말리 ) 이바뀌면서, 축적되었던온수가동쪽으로이동하여 4-5 월의동태평양의해수면온도를증가시키도록작용하였다 (e.g., Wyrtki, 1975) 년 2-3 월동안의열대동태평양에는강한서풍아노말리가발달했는데, 이는열대동태평양의양의해수면온도아노말리가유도한것이다 년여름부터 2012 년초까지열대서태평양에는동풍이지배적이었고, 이후현재까지서풍이나타나고있다. 이는열대태평양대부분의지역에분포되어있던음의해수면온도아모말리가 2012 년봄이후에양의아노말리로바뀐것과대체로일치한다. 앞서언급한바와같이 2012 년 1-2 월에열대동태평양에발달한양의해수면온도아노말리는서태평양의영향이라기보다는지역적인원인에의하여발달한것으로여겨지며, 3 월이후에나타난해수면온도의양의아노말리는서태평양에축적된열에너지의전파와연관이있는것으로여겨진다. 한편 TAO 에서제공되는상대습도의변화를다른변수와동일한방법으로 Fig. 3 에나타내었다. 앞서 2011 년여름부터겨울까지음의해수면온도아노말리가나타났던시기에는열대동태평양의상대습도가증가하였고, 이후양의아노말리가나타난시기에는상대습도가감소하여음의아노말리를보였다. 해수면온도의상승은포화수증기압의상승을유발하여, 해수면온도가증가한지역에서상대습도가증가할것으로예상할수있으나, 분석기간동안에나타난결과는해수면온도가상대습도의변화를직접적으로유도하기보다는대기하층의수분수렴과같은요인에의한변화가더욱강력하게작용했던것으로이해될수있다 (e.g., Clement et al., 2011) 년동안에발달하고있는엘니뇨의공간구조를파악하기위하여 Fig. 4 에월평균해수면온도아노말리와표면바람장의아노말리를 2 월부터 10 월까지 2 개월간격으로나타내었다. Fig. 4 에보인바와같이 2012 년 2 월에는열대동태평양에양의아노말리가서 - 중태평양에는음의아노말리가나타났다. 동태평양에나타난양의해수면온도아노말리는서풍아노말리를유도하고, 서태평양의음의해수면온도아노말리는동풍아노말리를유도하였다 (e.g., Lindzen and Nigam, 1987). 특히서태평양지역의동풍아노말리는앞서언급한바와같이해양의열에너지를축적시키는작용을하였고, 동태평양의서풍아노말리는이지역의용승을약화시키는작용을하여해수면온도를상승시키는피드백으로작용한것으로사료된다. 한국기상학회대기제 22 권 4 호 (2012)

안순일 최정 469 Fig. 5. Equatorial-band (2 o S-2 o N) averaged monthly mean ocean temperature anomaly for February, April, June, August, and October 2012, obtained from TOGA-TAO. Units are o C. Fig. 4. Monthly mean tropical Pacific SST anomaly and surface wind vector distributions for February, April, June, August, and October 2012, obtained from TOGA-TAO.

한편서 - 중태평양에나타났던음의해수면온도아노말리가사라지면서, 동풍아노말리도사라졌다. 6 월에는동태평양지역에있었던양의해수면온도아노말리가보다서쪽으로뻗어나오면서중태평양근처까지양의값으로변했으며, 이와함께 7 o N, 160 o W 근처의음의해수면온도아노말리는북서풍의강화를유도하였다.

5 안순일 최정 469 Fig. 5. Equatorial-band (2 o S-2 o N) averaged monthly mean ocean temperature anomaly for February, April, June, August, and October 2012, obtained from TOGA-TAO. Units are o C. Fig. 4. Monthly mean tropical Pacific SST anomaly and surface wind vector distributions for February, April, June, August, and October 2012, obtained from TOGA-TAO. Units for SST are o C, and wind scale is shown in the lowerright coner. 4 월해수면온도분포에서는열대동태평양의해수면온도가더상승하였다. 그러나이지역의서풍아노말리는오히려약화되었다. 이는대기 - 해양상호작용이약화되었음을의미한다. 한편서 - 중태평양에나타났던음의해수면온도아노말리가사라지면서, 동풍아노말리도사라졌다. 6 월에는동태평양지역에있었던양의해수면온도아노말리가보다서쪽으로뻗어나오면서중태평양근처까지양의값으로변했으며, 이와함께 7 o N, 160 o W 근처의음의해수면온도아노말리는북서풍의강화를유도하였다. 8 월에는남미연안의해수면온도는크게감소하였고, 140 o W 지역의해수면온도가보다상승하였다. 그러나동 - 서방향의바람은상대적으로크게발달하지는못했다. 이는계절에따라서해수면온도편차가유도하는바람장의민감도가달라지기때문인것으로사료된다. 즉대기 - 해양의상호작용이상대적으로약화되었다. 10 월동안의해수면온도는 2 개월전에비해열대동태평양에서는약해지고, 160 o E-150 o W 지역의해수면온도는유지됐다. 이러한해수면온도변화는앞서 Fig. 2 에서보인바와같이, 남미연안에서발달한해수면온도의상승이점차적으로서쪽으로이동하는모습을잘보여주고있다. Fig. 5 에는 Fig. 4 와같이 2012 년 2 월부터 10 월까지 의적도지역해양하부의해수온도변화를나타내었다. 앞서 Fig. 3 을통하여예상했던것과같이, 2012 년 2 월에는열대서태평양에양의아노말리가평균수온약층의깊이근처인 150 m 에나타났고, 열대동태평양하부에는음의아노말리가나타났다. 이때열대동태평양의표층에는양의아노말리가나타나서 Fig. 4 의해수면온도의분포와일치하고있다. 동태평양하층에있던음의아노말리는이후해수면온도의변화에영향을미쳤을것으로여겨지며, 그증거로 Fig. 3 에보인바와같이 4 월중순의해수면온도하강이이에상응한다. 서태평양의양의아노말리는 Fig. 4 에보인동풍의아노말리가유도한것이다. 한편 4 월에는열대동태평양하부의음의아노말리가약화되고, 서태평양의양의아노말리가동태평양까지전파된모습을볼수있다. 이는양의해수온도아노말리 ( 또는깊어진수온약층 ) 를지탱하고있었던열대서태평양의동풍아노말리가약화되면서, 더이상이를지탱하지못하여, 파동으로분산된결과로여겨진다. 이로인해열대동태평양의해수면온도는보다상승하였다. 이러한파동의전파가 6 월까지지속되는모습을볼수있다. 이와함께양의아노말리가열대태평양의보다넓은지역으로분산되면서, 중태평양의해수면온도를높이기시작했고, 8 월에는서태평양에걸쳐서축적되었던양의열에너지 (heat content or heat energy; 주로표면에서수온약층까지의해수온도의연직적분된값을의미 ) 가중 - 동태평양표층으로이동하여보다넓은지역의해수면온도를높이는결과를초래하였다. 그러나전반적인열에너지는약화된모습을보였다. 또한 Fig. 4 에서보인 Atmosphere, Vol. 22, No. 4. (2012)

470 2012 엘니뇨의 발달 분석 바와 같이 전반적으로 바람의 편차가 약하여, 해양 하 층에서 양의 열에너지가 다시 축적될 기회는 적어진 것으로 사료되며, 동시에 엘니뇨를 약화시킬 수 있는 음의 열에너지 또한 현재는 뚜렷하게 나타나지 않고 있기 때문에 이 경우에는 표층에서의 피드백 과정이 앞으로 이 엘니뇨가 발달 할 수 있을 지의 여부를 결 정할 것으로

6 엘니뇨의 발달 분석 바와 같이 전반적으로 바람의 편차가 약하여, 해양 하 층에서 양의 열에너지가 다시 축적될 기회는 적어진 것으로 사료되며, 동시에 엘니뇨를 약화시킬 수 있는 음의 열에너지 또한 현재는 뚜렷하게 나타나지 않고 있기 때문에 이 경우에는 표층에서의 피드백 과정이 앞으로 이 엘니뇨가 발달 할 수 있을 지의 여부를 결 정할 것으로 사료된다. 10월에는 해수면 온도가 유지 된 지역, 즉 중태평양을 중심으로 100 m 깊이에서 양 의 해수 온도 아노말리가 나타났다. 그러나 열대 동 태평양의 하층에는 열에너지가 거의 존재하지 않았다. 현재로써는 이를 유도한 명확한 요인을 파악하기는 어렵다. 끝으로 CP와 EP 엘니뇨를 유도하는 주요한 피드백 과정인 동-서류에 의한 이류 피드백 ( zonal advection feedback )과 수온약층의 변화에 따른 용승에 의한 이 류 피드백 ( thermocline feedback )이 동안 에 어떻게 작용하였는지를 알아보기 위하여 열 수지 분석을 수행하였다 (e.g., An and Jin 2001; Kug et al., 2009). TAO 에서는 해류 자료를 제한된 곳에 대하여 만 제공하기 때문에 열수지 분석이 용이하지 않다. 따 라서 해양 분석 자료인 GODAS 자료를 사용하였다. 여기서는 2011년 8월부터 2012년 8월까지를 분석하 였으며, 열대 적도 지역의 변화를 살펴보았다. 먼저 해 양 분석 자료의 유용성을 알아보기 위하여 해수면 온 도 아노말리를 보였다 (Fig. 6(a)). TAO 결과 (Fig. 3) 와 비교하여 세세한 해수면 온도의 변화를 나타내지 는 못했다. 이러한 차이는 자료 자체가 지닌 차이점 외에도 5일 평균 값과 월평균 값의 차이에서도 기인 한 것으로 사료된다. 특히 2012년 2월에 발생한 엘니 뇨는 GODAS 자료에서는 보이질 않았다. 그렇지만, 2012년 1월까지 음의 아노말리와 이후 양의 아노말리 로의 전환 과정은 TAO 자료와 유사했다. 해양 하부 의 온도 변화를 알아보기 위하여 55 m에서 깊이에 대 한 해수 온도의 변화를 살펴보았다 (Fig. 6(b)). 이 결 과를 20도 등온면의 깊이와 완벽하게 일대일 대응할 수는 없지만, 두 변수의 변화 경향은 매우 유사한 것 으로 알려져 있다. Fig. 3의 결과와 비교하면, 열대 동 태평양에서 강한 음의 해수 온도가 2012년 2월까지 나타났고, 이후에 양의 해수 온도가 나타나고 있다. 이는 20도 등온면의 변화 경향과 매우 유사하다고 할 수 있다. 그러나 열대 서태평양의 경우 140oE 근처를 제외하고, 대체로 음의 해수 온도가 기록되고 있다. 이는 20도 등온면의 변화와 반대의 변화를 보이는 것 으로 이 지역에서의 혼합층 하부 (55 m 근처)의 해수 온도와 20도 등온면의 깊이 간의 상관성이 적음을 의 미한다. 이는 서태평양의 경우 동태평양에 비해 평균 수온약층이 깊기 때문에 상대적으로 수온약층의 변화 가 혼합층 하부 해수의 변화에 미치는 영향이 약해지 한국기상학회 대기 제22권 4호 (2012) Fig. 6. Equatorial-band (2oS-2oN) averaged monthly-mean (a) ocean surface temperature anomaly, (b) ocean subsurface temperature anomaly, (c) zonal thermal advection of mean temperature by anomalous zonal current, and (d) vertical advection of anomalous temperature by mean upwelling from Aug 2011 to Aug 2012 obtained from GODAS. Units are indicated at the upper right corner of each panel. 기 때문인 것으로 해석할 수 있다. 앞서 언급한 바와 같이 두 주요 피드백에 대한 열 이류항의 값을 Fig. 6에 보였다. 본 연구에서 계산한 ' 열 이류항은 u' ( dt dx ) 와 w ( dt dz ) 이다. 여기서 prime 과 bar 는 각각 편차와 평균값을 의미하며, T, u, w는 각각 해수 온도, 동-서 그리고 연직 방향의 해 류를 의미한다. Fig. 6(c)에 보인 바와 같이 2012년 34월 동안에 열대 동태평양 대륙 근처에서 강한 양의 해수면 온도 경향이 동-서 이류 효과에 의해 유도됨 을 알 수 있다. 이는 Fig. 6(a)에 2012년 4-5월 동안에 증가한 양의 해수면 온도 아노말리를 유도한 것으로 이해할 수 있다. 한편 2012년 4월 이후의 해수면 온 도 증가는 두 이류항의 효과가 모두 중요하게 작용한 것으로 여겨지며, 특히 용승에 의한 이류는 6-8월에 걸쳐서 열대 동태평양에서 강하게 작용하고 있음을 알 수 있다. 즉 2012년 초기 양의 해수면 온도 아노 말리의 발달이 동-서 이류 효과와 관련이 있을 것으 로 여겨지며, 이후에는 용승에 의한 이류 효과가 작 용하여 양의 아노말리를 유지한 것으로 사료된다.

7 안순일 최정 결론 본연구에서는실시간해양관측자료 (TAO) 와해양분석자료 (GODAS) 등을이용하여 년까지의열대태평양해수면온도변화를분석하였다 년 2 월에시작하여 9 월까지나타난엘니뇨는지난 10 년동안에발생했던엘니뇨가주로 CP 엘니뇨인데반하여 EP 타입으로정의될수있다 년에걸쳐서는주로라니냐가지속되었고, 2012 년 1 월부터서서히엘니뇨가열대동태평양남미연안근처에서발달하기시작하여, 2012 년 2 월에는열대동태평양에매우강한양의해수면온도아노말리가나타났는데, 이는지역적대기 - 해양상호작용이크게작용했던것으로여겨지며, 이후에나타난양의아노말리는 2 월동안에열대서태평양해양하부에축적된열에너지가동태평양으로전파되어용승하면서유도된것으로분석되었다. 양의해수면온도아노말리는이후여름을거치면서보다서쪽으로뻗어나오다 9 월이후에는열대동태평양의신호 (signal) 가약화되어거의소멸하고, 2012 년 11 월현재, 중태평양에만약한양의값을유지하고있다. 특히여름이후동태평양의양의해수면온도가감소한것은이전에열에너지 (heat content) 를모두소비하여더이상의에너지가해양하부에존재하지못했고, 또한대기 - 해양의상호작용이상대적으로약화된데기인한것으로여겨진다. 올해발생한 EP 엘니뇨가앞으로계속하여나타날엘니뇨가 EP 타입으로전환될수있다는 ENSO 체계 (regime) 변화의서막이아닐까하는의문을제기할수도있으나, 아직은엘니뇨발생에있어서앞으로어떤경향이나타날지에대하여는보다많은실험과분석이요구된다. 감사의글 GODAS 자료는 NOAA/OAR/ESRL PSD, Boulder, Colorado, USA 에서, 그리고 TAO 자료는 PMEL (Pacific Marine Environmental Laboratory) 에서제공되었습니다. 이연구는기상청기상지진기술개발사업 (CATER ) 의지원으로수행되었습니다. 참고문헌 An, S.-I. and F.-F. Jin, 2001: Collective Role of Thermocline and Zonal Advective Feedbacks in the ENSO Mode. J. Climate, 14, Ashok, K., S. K. Behera, S. A. Rao, H. Y. Weng, and T. Yamagata, 2007: El Nio Modoki and its possible teleconnection. J. Geophys. Res.-Oceans, 112, C11007, doi: /2006jc Behringer, D. W., M. Ji, and A. Leetmaa, 1998: An improved coupled model for ENSO prediction and implications for ocean initialization. Part I: The ocean data assimilation system. Mon. Wea. Rev., 126, Clement, A., P. DiNezio, and C. Deser, 2011: Rethinking the ocean s role in the Southern Oscillation. J. Climate, 24, Hayes, S. P., L. J. Mangum, J. Picaut, A. Sumi, and K. Takeuchi, 1991: TOGA-TAO: A moored array for realtime measurements in the tropical Pacific ocean. Bull. Amer. Meteor. Soc., 72, Hu, Z., A. Kumar, B. Jha, W. Wang, and B. Huang, 2012: An analysis of warm pool and cold tongue El Nios: air-sea coupling processes, global influences, and recent trends. Climate Dyn., 38, Kug, J.-S., F.-F. Jin, and S.-I. An, 2009: Two Types of El Niño Events: Cold Tongue El Niño and Warm Pool El Niño. J. Climate, 22, Lee, T. and M. J. McPhaden, 2010: Increasing intensity of El Nio in the central-equatorial Pacific. Geophys. Res. Lett., 37. L14603, doi: /2010gl Li, W., P. Zhand, J. Ye, L. Li, and P. A. Baker, 2011: Impact of two different types of El Nio events on the Amazon climate and ecosystem productivity. J. of Plant Ecology, 4, Lindzen, R. S. and S. Nigam, 1987: On the role of sea surface temperature gradients in forcing low-level winds and convergence in the tropics. J. Atmos. Sci., 44, Na, H., B.-G. Jang, W.-M. Choi, and K.-Y. Kim, 2011: Statistical simulations of the future 50-year statistics of cold-tongue El Nio and warm-pool El Niño. Asia- Pacific J. Atmos. Sci., 47, Rasmusson, E. M. and T. H. Carpenter, 1982: Variations in tropical sea surface temperature and surface wind fields associated with the Southern Oscillation/El Niño. Mon. Wea. Rev., 110, Rayner, N. A., D. E. Parker, E. B. Horton, C. K. Folland, L. V. Alexander, D. P. Rowell, E. C. Kent, and A. Kaplan, 2003: Global analyses of sea surface temperature, sea ice, and night marine air temperature since the late nineteenth century. J. Geophys. Res.,108, No. D14, /2002JD Ropelewski, C. F. and M. S. Halpert, 1987: Global and regional scale precipitation patterns associated with the Atmosphere, Vol. 22, No. 4. (2012)

8 엘니뇨의발달분석 El Nio/Southern Oscillation. Mon. Wea. Rev., 115, Singh, A., T. Delcroix, and S. Cravatte, 2011: Contrasting the flavors of El NinoSouthern Oscillation using sea surface salinity observations. J. Geophys. Res., 116, C06016, doi: /2010jc Wyrtki, K., 1975: El Niño: the dynamic response of the equatorial Pacific to atmospheric forcing. J. Phys. Oceanogr., 5, Yeh, S. W., J.-S. Kug, B. Dewitte, M.-H. Kwon, B. P. Kirtman, and F.-F. Jin, 2009: El Niño in a changing climate. Nature, 461, Yeh, S.-W., B. P. Kirtman, J.-S. Kug, W. Park, and M. Latif, 2011: Natural variability of the central Pacific El Niño event on multi-centennial timescales. Geophys. Res. Lett., 38, L02704, doi: /2010gl Yu, J.-Y., H. Y. Kao, T. Lee, and S.-T. Kim, 2011: Subsurface ocean temperature indices for Central- Pacific and Eastern-Pacific types of El Niño and La Niña events. Theor. Appl. Climatol., 103, Zebiak, S. E. and M. A. Cane, 1987: A model El Nino- Southern Oscillation. Mon. Wea. Rev., 115, 한국기상학회대기제 22 권 4 호 (2012)

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01ÀÌ½ÂÈ£A9-832š A Variation of Summer Rainfall in Korea* Seungho Lee** and Won Tae Kwon*** Abstract : Daily rainfall data from 14 stations during 1941 to 2000 were analyzed in order to examine the characteristics of the