손에잡히는예 / 보 / 기 / 술 제 호 주요기상현상별단열선도분석및활용 발행 : 예보국 문의 : 예보기술분석과 ( 내선 1657) 발행일 : 2014 년 9 월 12 일 ( 금 ) 단열선도 (Skew T-log P diagram) 는현재대기의연직기온및바람분포를가장잘표현해주는열역학선도로, 한장의그림에층별기온구조, 수증기량, 불안정도등많은정보를제공한다. 단열선도를이용하면, 현재의대기를 3차원구조로진단할수있으며, 수치모델예측자료와의비교를통해예측오차를찾아낼수있고, 가까운미래에발생할날씨예측에도유용하다. 이외에도사례분석및기상연구에도활용성높은자료이다. 이번호에서는기발간한단열선도사용설명서를바탕으로주요기상현상별분석및활용방법에대하여제시한다. 온난형대기구조에서하층제트에의한호우분석 1) 2014 년 8 월 18 일광주호우사례 그림 1 a) 의레이더영상에서 18일새벽 3시에서해안지역에발달한에코가보이며, b) 850hPa 유선과하층제트분석장에서최대풍속의중심부근에호우구역 ( 붉은색점선 ) 이 a) 의호우구역과일치한다. 하층제트의발생원인은서해상에위치한중규모저기압이한반도로접근함에따라기압경도력이강화되었기때문이다. a) b) c) 그림 1. 2014. 8. 18. 03 시 (KST) 의 a) 레이더영상 ( 별표 : 광주관측지점 ), b) 850hPa 유선과하층제트, c) 지상일기도
그림 2는그림 1과같은시각에광주에서관측된단열선도분석장으로호우가발생되기직전의대기구조를보여준다. 왼쪽분석란을살펴보면, 열역학적불안정도를진단할수있는 CAPE(Convective Available Potential Energy) 값이없는것을알수있다. CAPE 값은자유대류고도 (LFC: Level of Free Convection) 부터평형고도 (EL: Equilibrium Level) 까지양의부력면적을적분한값으로서연직운동을활발하게만들수있는잉여에너지를의미한다. 그림 2의단열선도에서 LFC고도부터상승하는공기는포화된상태이므로습윤기온감률곡선을따라상승하나, 실제기온에비해상승온도가낮으므로 LFC고도이상으로상승할수없는조건이다. 그렇지만, TPW(Total Precipitable Water, 대기층내의가강수량 ) 값은 65.3으로호우를발생시킬수있는임계값수준인 50이상을넘어선높은값을보인다. 기온과노점온도의분포를보면, 지상부터대류권계면고도가위치한 150hPa 부근까지기온과노점온도의차이가 5 이하로서, 습윤한대기상태를보여주고있다. 우측상단의호도그래프를살펴보면, 지상부터상층까지의바람이시계방향으로회전하는순전 (veering) 의모습이보인다. 즉, 대기전층에서온난이류가나타나고있음을알수있다. 그림 2. 2014. 8. 18. 03 시 (KST) 에관측된고층자료의단열선도 ( 광주 ) 분석장으로온난전선형호우구조로 지상은동풍, 850hPa 부근이상의고도에는남서풍의하층제트가위치하고있음
호우발생의역학적인구조는 850hPa 부근을기준으로위와아래고도의기온과바람분포에서찾을수있다. 850hPa 아래고도에서는동풍의바람이불고있으며, 지상부터 850hPa 고도까지기온차이가크지않다. 925~850hPa 구간에는역전층까지보인다. 반면, 850hPa 이상의고도에서는남서풍과함께하층제트 (25kts 이상의풍속 ) 가보인다. 이남서풍은 150hPa 고도까지불며, 이구간내에습윤기온감율곡선과비슷한기온감률분포를보인다. 포화된상태에서 850hPa 이상의대기는불안정한상태라고할수있다. 고도에따른바람분포 ( 우측바람기입란 ) 를보면, 2개의최대풍고도를찾을수있다. 8km 부근에위치한 1차최대풍고도와대류권계면부근인 15km에위치한 2차최대풍고도가발견된다. 그림 3은하층제트에의한호우발생의모식도이다. 남에서북으로이동하는하층제트는습윤하고따뜻한공기를가지고북으로이동하므로주변의공기무게에비해가볍다. 따라서지상부근의공기와잘섞이지않으므로온난전선과같은연직전선면 (vertical front slop) 이형성된다. 대류권계면부근의상층제트가위치한곳에다다르면, 수평운동성분이연직운동성분으로전환되면서강한대류와함께호우가발생한다. 이때연직운동이강화되면서수평운동성분이약해지므로대류권중 상층고도에서풍속이약화되는현상이나타난다. 호우가발생하는지역의연직바람분포는그림 3의왼쪽과같이중층고도에서 1차최대풍과대류권계면고도에 2차최대풍 ( 상층제트 ) 이관측된다. 그림 3. 하층제트에의한호우발생모식도
2) 2014 년 8 월 21 일오산 ( 수원 ) 사례 그림 4는 2014년 8월 21시 09시오산 ( 수원 ) 을기준으로서쪽에서접근하는호우형구름대와지상 AWS 바람분포이다. 경기만부근에 20mm/h 강도를보이는에코대가위치하고있다. 오른쪽 b) 의지상바람분포를보면, 강한에코가위치한지역 ( 노란색파선 ) 에지상바람은북동풍이나타나고, 수렴하는모습은보이지않는다. 앞의사례와마찬가지로하층제트에의한호우형구조에서나타나는패턴이다. a) b) 그림 4. 2014 년 8 월 21 일 09 시 (KST) a) 레이더영상과 b) 지상 AWS 바람분포도 ( 별표 : 오산관측지점 ) 그림 5는같은시각관측된오산의단열선도이다. 이번사례에서도 CAPE값은나타나지않고, TPW는 63.5로높은값을보였다. 오른쪽에연직바람분포를살펴보면, 앞의사례와마찬가지로지상과하층대기에서는동풍이불고있으며, 고도가증가하면서남 ~ 남서풍이나타나고풍속도증가한다. 1차최대풍고도는 8km 부근에서발견되며, 이후고도증가에따라풍속이감소하다가약 13km 고도에 2차최대풍인상층제트가보인다. 이와같은고도에따른바람분포를이용하여하층제트에의한대류발달구조를진단하고호우예측에활용할수있다.
그림 5. 2014. 8. 21. 09 시 (KST) 에관측된오산의단열선도분석장 뇌우및우박분석 2014 년 6 월 12 일광주우박사례 그림 6은 2014년 6월 12일오후 2시 5분경광주에서관측된우박사례와단열선도분석장이다. 우박발생의대기구조는앞서소개한온난형호우구조와는다른양상을보인다. 그림 6 b) 의단열선도에서왼쪽의분석란을살펴보면, CAPE 값이 3041로매우높았고, TPW는 33.3으로호우사례에비해절반정도의값을보였다. 특이한점은우박발생시대류온도와지상의기온이 23.6 로같았다. 낮시간대지표가열에의해지상의기온이대류온도에도달했으며, 부력이생긴공기는상승하여우박을발생시킬수있는구름을만들어낸것을알수있다. 우박은낮최고기온이나타나는시간대에주로발생한다. 따라서, 대류온도를구하고지상의기온이대류온도에도달하는시간대부터우박이발생할확률이높은시점이라고할수있다. 우박의발생시점은지표가열이일어나는오후시간대이지만, 우박발생의주원인은상층대기에서찾을수있다. 만약, 상층의기온이낮고수증기가적다면, 무겁기때문에하강하려할것이다. 따라서, 우박이발생하기위해서는중 상층대기에차고건조한공기가위치하여하강
운동이용이한온도구조가필요하다. 지표가열에의한대기하층의상승기류와맞물리면서우박으로성장하기위해중 상층으로부터의하강기류가필수적이기때문이다. 500hPa과 400hPa 의기온차이가 10 이상이면서 500hPa 기온이 -10 이하인기온조건은우박발생예측의임계값으로활용가능하다 ( 손에잡히는예보기술 7호 우박의분석및판단 ). 중 상층대기의차가운공기는 CAPE값을증가시켜 ( 자유대류고도 (LFC) 부터상승하는공기는습윤기온감률로상승하므로주위공기보다기온감률이작기때문 ) 대류운동을활발하게만든다. 우박은앞의호우사례와달리높은 CAPE 값이필요하다. 이외에도빙정핵의특징과미세물리과정의이해도우박분석과예측에필요한지식이다 (24호 빙정핵의이해를통한눈예보활용 참조 ). a) b) 그림 6. a) 2014. 6. 12. 14 시 5 분경광주에서관측된우박사진과 b) 15 시 (KST) 에관측된광주의단열 선도분석장
강수예상시기온예측 습구온도는온도계의습구부분의물이증발하면서주변공기로부터열을빼앗아기온을낮추는데, 이때의공기온도에해당한다. 만일, 공기중에수증기량이적다면습구온도는실제기온보다많이낮을것이다. 반대로공기중에수증기가많아습도가높다면, 증발량이적기때문에기온과차이가크지않을것이다. 이런습구온도의특징을이용하면, 강수가발생하는시점의기온예측에도움을받을수있다. 그림 7. 습구온도를이용한기온예측의예. 붉은색원과삼각형은 2014. 5. 11. 15 시수원의기온과노점온도를, 보 라색원과삼각형은 2005. 3. 5. 15 시부산의기온과노점온도를의미함, 네모는수원과부산의습구온도임 1) 2014년 5월 11일수원 ( 오산 ) 사례그림 7의붉은색원과삼각형은각각 15시수원의기온 20.1, 노점온도 11.8 를의미한다. 노점온도를지나는포화혼합비선과기온을지나는건조기온감률곡선이만나는고도 (LCL: Lifting Condensation Level) 에서습윤기온감률곡선을따라지상으로내리면약 16 의습구온도를구할수있다. 수원은이날 18시에비가시작되었고, 21시부터보통비의강도로내리면서기온이 16.7 로하강하였다. 강수가시작되면서습구온도에다다르는시점은상대습도가 95% 이상으로거의포화가되는시간대이다. 2) 2005년 3월 5일부산사례그림 7의보라색원과삼각형은각각 15시부산의기온 8.5, 노점온도 -10.2 를의미한다. 노점온도를지나는포화혼합비선과기온을지나는건조기온감률선이만나는고도 (LCL) 에서습윤기온감률선을따라지상으로내리면약 0 의습구온도를구할수있다. 부산은이날 18시에눈이내리기시작하였고, 21시부터강한눈이내리면서 18시기온이 0.5, 21시기온이 -0.3 로각각관측되었다. 부산에서강수가시작되기 3시간전영상 8.5 가관측되어습구온도의이해가없다면눈예보를하기어려운사례였다. 미국에서는강수형태예측에습
구온도를중요한예측요소로활용하고있으며, 지상의습구온도가 1 이하일경우눈을예측하고있다. 강수가예측될경우습구온도를이용하여강수가나타나는시간대에기온예측에활용하면과학적분석과함께좋은예측결과를나타낼수있다. 그렇지만, 이방법은지표공기 ( 기단 ) 의변동이크지않을경우에만기온예측에활용하는편이좋다. 한랭전선이통과하는경우에는지상의바람과기온이급변하므로습구온도를이용한기온예측은정확성을보장할수없게된다. 뇌우세포의이동예측 그림 8. 850~300hPa 층의평균바람 (x 축 ) 에대한뇌우세포이동속도 (a) 와이동방향 (b) (Corfidi et al. 1996, Corfidi 2003) 그림 8은 850~300hPa의평균바람에대한뇌우세포이동과의관계를보여주는그래프이다. 뇌우의이동속도와방향은 850~300hPa의평균바람과선형적인분포를보이기때문에비교적관련성이높다고할수있다. Bluestein and Jain(1985), Corfidi et al. (1996, 2003) 의연구에서뇌우세포의이동은 850~300hPa 사이에위치한 700, 500hPa 바람과비슷하다고조사된바있다. 특히, 850hPa과 700hPa의바람은호우셀추적에용이하다. 그림 9는 2014년 8월 25일레이더에서탐지된강한에코셀의이동경로를보여준다. 목포앞바다에강한에코가발생하면서 1시간후최성기로발달하였고남서에서북동쪽으로이동하였다.
a) 9 시 b) 10 시 그림 9. 2014 년 8 월 25 일레이더영상과뇌우셀의이동추적 ( 화살표 : 1 시간이동, 별표 : 광주 ) 그림 10 a) 는같은시각관측된 (09시) 광주단열선도로, 앞서소개한온난형호우구조와비슷함을알수있다. 850hPa 부근에하층제트가위치하고약 4km 고도에 1차최대풍속이보인다. 4km 이상의고도에서는풍속이약화되고 150hPa(14km) 고도부근에서 2차최대풍속이 ( 가장강한풍속의상층제트 ) 위치한다. 왼쪽의분석란을살펴보면, TPW값이 66.6으로앞선사례들과같이높은값을보였다. 단열선도의오른쪽상단에위치한호도그래프를이용하여뇌우셀의이동분석에대해알아보자. 그림 10 b) 는호도그래프상의 850hPa과 700hPa의바람을확대한것이다. 그림 9에서뇌우셀이동은 700hPa 풍향에비해오른쪽으로약간기울어져있다. 뇌우셀의이동방향은 850-700hPa의바람시어차이만큼 700hPa의풍향에비해오른쪽으로치우쳐이동하고, 속도는 700hPa의풍속과비슷하다. Bluestein and Jain(1985), Robe and Emanuel(2001) 은사례연구를통해뇌우셀의이동방향이평균적으로 700hPa의바람방향에비해오른쪽으로편향됨을밝혔다. 새로운셀이발생하고이동한후그자리에새로운셀이생기는후방전파 (Backward Propagation) 는최초에뇌우셀이발생한지점에서 850-700hPa 바람시어값만큼오른쪽으로편향하여나타난다. 후방전파는전체적인뇌우시스템의이해를바탕으로분석해야한다. 뇌우셀의후방전파속도가뇌우셀의이동속도와큰차이가없을경우스콜라인과같은호우시스템이정체된모습으로나타나며, 긴시간동안호우가발생할수있다. 따라서, 중규모저기압이나호우시스템의이동속도파악이호우예보에선행되어야한다.
a) b) 그림 10. a) 2014 년 8 월 25 일 09 시 (KST) 광주단열선도와 b) 호도그래프에분석된바람을이용한호우셀 이동방향추적방법예 (Bluestein and Jain(1985), Robe and Emanuel(2001) 의연구결과참조 ) 참고문헌 손에잡히는예보기술 7 호, 2011, 우박의분석및판단손에잡히는예보기술 9 호, 2011, 단열선도사용설명서손에잡히는예보기술 24 호, 2014, 빙정핵의이해를통한눈예보활용 Bluestein, H. B., and Jain, M. H. 1985: Formation of mesoscale lines of precipitation: severe squall lines in Oklahoma during the spring. J. Atmos. Sci., 42, 1711-1732. Corfidi, S. F. 2003: Cold pools and MCS propagation: forecasting the motion of downwind-developing MCSs. Weather and Forecasting, 18, 997-1017. Corfidi, S. F., Merritt, S. F., and Fritsch, J. M. 1996: Predicting the movement of mesoscale convective complexes. Weather and Forecasting, 11, 41-46. George, E. 1988: Weather forecasting: Rules, techniques and procedures. American press, Boston, Massachusetts. Robe, F. R., and Emanuel, K. A. 2001: The effect of vertical wind shear on radiative-convective equilibrium states. J. Atmos. Sci., 58, 1427-1445.