국 내외연구현황 1.1. 태풍형성및발생 외부적요인 (1) 주변환경 (Environmental condition) ( 가 ) 외부적요인이라함은태풍으로형성되기전의열대요란 (tropical disturbance) 상태의열대저기압을둘러싼주변환경을말하는

231 1. 국 내외연구현황 1.1. 태풍형성및발생 1.1.1. 외부적요인 (1) 주변환경 (Environmental condition) ( 가 ) 외부적요인이라함은태풍으로형성되기전의열대요란 (tropical disturbance) 상태의열대저기압을둘러싼주변환경을말하는데여기에는 2 6 이상의해수면온도, 하층에서의양의와도아노말리, 약한연직시어, 하층과중층에서의습도등을들수있다 (Gray 1968, 1975). ( 나 ) 이러한요인은기후적관점으로서의필요조건만을말하는것이며태풍발생의충분조건까지제공하지는않는다. ( 다 ) Gray 그룹에서제안된태풍형성에대한 6가지의외부요인을정리하자면 (ⅰ) 큰값의하층와도 (ⅱ) 적도로부터극쪽으로몇도이상은떨어져야함 (ⅲ) 약한연직시어 (ⅳ) 해수면온도 26 이상 (ⅴ) 대기깊은층에있어서조건부불안정 (ⅵ) 하층과중층에서의충분한습도 ( 라 ) 태풍현업에있어서 formation과관련된 decision table은주로이러한기후적발생요인에근거를두고있다 ( 기상청, JTWC). ( 마 ) 대서양허리케인의발생에대한장기예측이콜로라도주립대학의 Gray 교수그룹에서오래전부터시도되고있다 (Gray et al., 1993, 1994). (2) 열대파동 (tropical waves) ( 가 ) 외부적요인과아울러태풍발생에추가로필요한조건은태풍형성이전단계로서의초기열대요란 (pre-existing disturbance) 이있어야만한다. ( 나 ) 초기열대요란으로는대서양이나태평양에서의 InterTropical Convergence Zone(ITCZ) 를주로이루는열대편동파 (tropical easterly wave) 가주로그역할을한다 (Donnelly and Woodruff, 2007). ( 다 ) 이열대편동파는다른열대의파동과 (Madden-Julian Oscillation, Mixed-Rossby-Gravity wave) 상호작용을통해서강화되기도한다 (Sobel and Maloney, 2000; Molinary et al., 2002). 즉태풍이발생할수있는우호적인외부환경에태풍초기상태의저압부는열대파동으로부터기인한다. 전세계모든해양에대해서장파복사 (OLR: Outgoing Longwave Radiation) 자료와전구재분석자료를통해서태풍발생과

232 관련된 5가지의파동의타입이제시된바있다 (Frank and Roundy, 2006). (ⅰ) mixed Rossby-gravity wave (ⅱ) easterly waves, (ⅲ) equatorial Rossby wave (ⅳ) Kelvin waves (ⅴ) Madden-Julian Oscillation(MJO) 이러한파동들은태풍형성지역에서상승류의증가, 하층와도장증가등하층순환을강화시켜태풍발생을유도하며연직시어를변화시키기도한다. 이러한대류성아노말리는태풍발생 1개월전에감지가능하며이는통계적태풍발생예측시스템의개발을가능하게한다는주장도있다 (Frank and Roundy, 2006). 그림 1.1 전구 OLR의파수-주파수분석. 열대지역의대기파동의주기와파장분석을통해 TD type, Mix Rossby-Gravity wave, Kelven wave, Equatorial Rossby wave, MJO 등파장과주파수분석, 진행방향, 속도등을제시하고있다. 특히 African wave인 TD type 은북반구에서만존재하는것으로밝혔다. 출처 : Frank and Roundy (2006) 엘니뇨나 MJO가태풍의형성과관련하여평균적종관적상태를바꾸어 formation에영향을준다는보고도있다 (Sobel and Moloney, 2000). 엘니뇨와라니냐시에하층의평균수렴을조사한결과엘니뇨때에필리핀해동쪽해역부근으로평소보다강한하층수렴이있어서태풍형성에양의효과가있다는주장과 MJO active phase 동안태평양전역에강한하층수렴이전반적으로태풍활동을증가시킨다는주장이다 ( 그림 1.2). 하지만현업적으로어떻게적용해야할지구체적으로알려진바는없다.

233 그림 1.2 Composite 850hPa 그룹속도의발산. ( 좌 ) 엘니뇨 ( 우 ) MJO. ENSO 와 MJO active 시즌에태풍발생과관련한하층수렴을보이고있다. 출처 : Sobel and Moloney (2000) 1.1.2. 내부과정열대저기압의형성에우호적인주변환경과 pre-existing disturbance로서의열대파동의강화로인해태풍의초기단계가구축되기는하나이형성의내부과정에대한이론은정립되지않은상태다. 태풍형성의내부과정에대한연구를역사적으로보면 1960년대 Ooyama (1964), Charney and Eliassen (1964) 등에의해 CISK(Conditional Instability of the Second Kind) 이론에의해태풍의형성과정에대한이론이제시된바있다. 이후 air-sea interaction에기반한 WISHE(Wind-Induced Surface Heat Exchange) 이론에의해 CISK 이론이도전에직면하였다 (Rotunno and Emanuel, 1987). WISHE 이론은어느정도강도의 surface vortex의존재로부터시작하는데태풍의형성과정에있어서중간단계인 surface vortex의발달과정을설명하지못한다. 과거 10여년간논란이되고있는 2개의상반된이론이있는데소위, Ritchie 그룹에서주장하는 top-down theory 대 Montgomery 그룹의 bottom-up theory가그것이다. 하지만두이론모두 MCV(Mesoscale Convective Vortex) 의중요성에대해서는인식을같이하고있다. (1) Top-down theory 이이론은대기중층의층운성강수주위에서형성되는 MCV 가태풍형성의초

234 기단계로서의역할을한다는주장 (Bister and Emanuel, 1997, Ritchie and Holland, 1997) 이다. MCV와관련된와도가아래쪽으로이동하여 surface vortex를발달시킨다는이론이다. 발생단계에는 MCS(Mesoscale Convective System) 은층운성강수를동반하는 MCV를포함하고있고이중층의 vortex가전체 MCS의순환및와도증가에관련하여하층까지와도를전달시켜지상의 vortex를유발시킨다는주장이다 ( 그림 1.3). 그림 1.3 2 차원대류모델의수치실험에서나타난와도의동경방향분포. 배경장이없는 상태에서모델가동 (a) 72 시간후 500hPa 부근의 vortex 가 (b) 120 시간후중심에그리 고하층까지 vortex 가발달한모습을보이고있다. 출처 : Ritchie and Holland (1997) 또다른 top-down 이론의하나로 Showerhead 이론이있다 (Bister and Emanuel, 1997). 이이론의주장은중층의층운성강수를동반하는중규모 vortex로부터강수로하층대기가냉각되고습기는증가한다. 지상 ( 해면 ) 의상당온위가증가하게되며하층으로부터대류를유발한다. 대기하층은거의포화상태에다다르며해면부근의온난소용돌이 (warm-core vortex) 가발달하게된다는주장이다. (2) Bottom-up theory Michael Montgomery 그룹이주도하는이론이며 (Hendricks et al., 2004; Davis and Bosart, 2006; Montgomery et al., 2006) 그주장은다음과같다. 연직와도를동반한개별적인깊은대류인 VHT(Vortical Hot Tower) 가상승류를유발하는부력을유발하고 VHT의강화에연관해서 multiscale interaction을통해 upscale쪽으로 vortex cascade가이루어지며이후 MCV를형성한다. MCV 에연관된잠재와도 (Potential Vorticity) 아노말리, 즉비단열과정에의해생성

235 된 PV(Potential Vorticity) 아노말리의 spin-up 과정에의해축대칭성격의순 환강화시켜열대저기압을형성한다는주장이다. 그림 1.4 Diabatic vortex merger 의예. 가운데흰색으로표시해놓은부분주목. shading 은 potential vorticity. 왼쪽의두개의 VHT와연관된양의 PV 아노말리가 30분후오른쪽에보이는바와같이하나의강력한 PV anomaly로합쳐지는과정을보이고있다. 출처 : Hendricks et al. (2004) top-down 이론이나 bottom-up 이론은둘다고해상도 ( 수평격자약 3km정도 ) 의 cloud-resolving 수치모의실험에의해제시되었다. 고해상도의자료를얻을수없는열대해상의현상에대해대부분수치실험결과에근거한다. 최근수행된 TCS08/T-PARC(Thorpex-Pacific Asia Regional Campaign) 관측실험의목적중하나도이형성과정의두이론을입증하기위한것이었는데관측자료의축적이이루어졌으니이이론의규명이곧출판될것으로기대한다. 1.1.3. 현업으로서의태풍형성위에서보다시피조직화되지않은구름무리에서어떤과정을거쳐조직화된순환이생기는지에대해아직도논란이있을정도로이형성분야는열대저기압이론중에서가장덜이해된분야다. 그럼에도불구하고태풍형성에대한정보생산은거의모든태풍센터에서현업적으로이루어지고있다. 동태평양과대서양의열대저기압형성에대해 NHC(National Hurricane Center) 에서는 Graphical TWO(Tropical Weather Outlook) 로위성이미지에 TC 발생을확률로제시하고있다 ( 그림 1.5) 원격탐사자료, 관측자료, 전구모델예측장, 보조분석장등모든가용자료를분석하여태풍발생확률을발표한다. 이정보생산에대한안내는 NHC 홈페이지로부터얻을수있다

236 (http://products.weather.gov/ PDD/GraphicalTwo.pdf). 그림 1.5 미국 NHC 의 Graphical TWO 의예 NHC의 TWO의훨씬이전부터 JTWC에서는 NHC의 Graphical TWO와비슷한 ABIO( 인도양 ), ABPW( 태평양 ) 를공식적으로발표해왔다 ( 그림 1.6). 의사결정 table과 ( 그림 1.7) 각종자료들을활용하여 24시간이내에태풍정보를발표할경우로판단되면 TCFA(Tropical Cyclone Formation Alert) 를발표한다. TCFA를발표하기전에도일상적으로 ABIO나 ABPW는해당해역의모든구름무리에대해 Poor, Good, Fair 의등급을부여하는데그의미는각각 24시간이내 TD로발달할가능성없음, Poor 조건으로부터상당한진전이있으나 TD로발달을시작하지는않았음, TD 형성조건을갖추고발달을시작하였음 이란의미다. 일단 Good 상태가되면 TCFA를발표한다 ( 그림 1.8).

237 그림 1.6 ABIO 의예 그림 1.7 JTWC 의 TCFA 발표를위한체크리스트

238 JTWC 에서는이렇듯모든태풍에대해서 Poor, Fair 를발표한시점, TCFA 를발표한시점, 첫번째태풍정보를발표한시점등에대한모든기록을보관한 다 ( 그림 1.9) 그림 1.8 TCFA 의예 그림 1.9 JTWC 에서 TCFA 발표시각을포함한 2008 년태풍 장미 (JANGMI) 의경로. Poor 는 2008 년 9 월 23 일 06UTC 에처음발표, 동일 13UTC 에 Fair 로발표, 동일 19:30UTC 에 TCFA 발표한기록들을 Annual Report 에남기고있다.

239 일본 RSMC에서도 24시간이내에 TS급이상으로발달할것으로판단되는 TD 급열대저기압에대해서태풍정보를발표한다. 우리기상청국가태풍센터에서도이형성단계에대한체크리스트 ( 그림 1.10) 와하층수렴, 와도장, 상층발산, 해수면온도등의종관상태를모니터링하는시스템을갖추고항상열대저기압을주시하고있다. 열대교란 (tropical disturbance) 이일단 TS급이상으로발달한단계부터태풍정보를발표한다. 그림 1.10 기상청국가태풍센터에서사용하는태풍발생체크리스트

240 1.2. 태풍진로예측 1.2.1. 주요국가의수치모델 태풍예측은강수량기온등다른일반기상예측과마찬가지로수치모델의정확도에의존한다. 따라서수치모델의정확도향상이태풍예측의정확도향상을의미한다. 일반예보와다른점은태풍예측은한국가의수치모델뿐아니라다른나라의모델결과를사용할수있기때문에얼마나많은다른나라의모델들특히기상선진국의모델결과를실시간으로확보하느냐의문제, 그리고가용한자원을어떤방법으로최적화하느냐에따라예보성과가달라진다. 수치모델의발전에따라태풍예측도많은발전을이루어왔다. 또한여러모델들을활용하는앙상블기법의발달은태풍진로예측에있어서현저한발전을이루었다. 일례로, 과거 3일예측의수준이최근 5일예측수준까지진전된상태다 ( 그림 1.11, 그림 1.12). 그림 1.11 NHC 의대서양쪽허리케인예측오차의연변화. 2001 년부터 5 일예보를공 식예보에포함시켰음.

241 그림 1.12 JTWC 의연도별진로예측오차 모델은대개해상도, 물리과정의모수화, 관측자료의양및품질, 자료동화과정으로그성능이결정된다. 컴퓨터의고성능화로해상도의증대, 물리과정에대한이해증진으로수치모델의성능은꾸준히개선되어왔다. 요즘은비종관자료, 원격탐사자료, 또 Targeted observation 자료를사용하여 3DVar, 4DVar, GSI(Grid point Statistical Interpolation) 등의자료동화기술을통해양질의초기자료를생산하는것이예측정확도의열쇠다. 특히모델개발및개선분야는거의포화된상태로최근에는최상의초기조건을만들기위해관측과자료동화에치중하는현실이다. THORPEX(The Observing System Research and Predictability Experiment) 와관련된각지역캠페인들인 NA-THORPEX (North Atlantic), T-PARC의특별관측, Targeted Observation을통해서관측된자료와자료동화를통해양질의초기자료를생산하는것이정확한예측의필수요소로대두되었다. 주요국가의수치모델의제원은다음과같다. (1) European Centre for Medium-Range Weather Forecast(ECMWF) 유럽 28개국을회원국으로구성되어있는 ECMWF에서개발ㆍ유지되고있는모델이다. Dynamical core, 해상도, 자료동화, 물리과정등현재전세계에서가동되고있는모델중최고의성능을보유하고있다. 정역학, 스펙트럴모델. T799L91의해상도 ( 수평격자약 25km에상당 ). 위성자료등비종관자료를 4DVar 자료동화에최초로현업화시킨바있다. 열대저기압에대해서특별처리 ( 보거싱 ) 를하지않은거의유일한모델이다. 하루에 2회 240시간예보를생산해내고있으며이모델의저해상도버전을사용해서 51개의멤버를생산하는앙상

242 블예보시스템에도사용되고있다. (2) 미국미국기상청 NWS(National Weather Service) 는전구모델로서 GFS(Global Forecast System) 을운영하고있다. NCEP(National Centers for Envionmental Prediction) 산하 EMC(Envionmental Modeling Center) 에서개발되었다. T382L64( 수평격자약 35km에해당 ) 해상도로일 4회, 384시간예측을수행한다. 하이브리드시그마연직좌표계, Simplified Arakawa-Schuber(SAS) cumulus parameterization 등을사용한다. 3DVar GSI 자료동화로초기자료마련하며태풍초기화과정은특별한보거싱처리없이분석자료에나타난 vortex를태풍센터에서보고된위치에이동시키는 vortex relocation 방식을취하고있다. 전구모델인 GFS 외에지역모델인 GFDL(Geophysical Fluid Dynamics Laboratory) 모델과 HWRF(Hurricane Weather Research and Forecasting) 모델을운영중에있다. GFDL 모델은조만간 HWRF로대치예정이다. 기타순압모델인 LBAR(Limited area BARotropic model) 과통계 / 통계역학모델등운영하고있다. (3) 미해군미해군에서는 NOGAPS(Navy Operational Global Atmospheric Prediction System) 를개발ㆍ운영중에있다. T239L30의해상도 ( 수평격자약 55km에해당 ) 로운영중이다. 하이브리드연직격자체계를채택하고있다. 즉, 850hPa 이하에서는 terrain-following 시그마레벨 6개그이상은거의 pressure level을사용한다. 3DVar 자료동화로초기장을마련하며일 4회 180시간예보를생산한다. 기타 MM5(Short for Fifth-Generation Penn State/NACR Mesoscale Model) 기반모델로태풍예보에사용한다. (4) 영국영국기상청에서는 UkmET(United Kingdom Meteorological Office) 모델을보유, 운영중이다. 비정역학계전구모델로서남북으로 0.4도, 동서방향으로 0.5 도간격의 Arakawa C 격자체계를사용하고있다. 일 2회 144시간예보를생산한다. 예보시각전후 3시간동안의비종관자료를 4차원변분자료동화에사용한다. (5) 캐나다캐나다 기상청 (Canadian Meteorological Centre) 에서는 GEM(Global Environmental Multi-scale) 모델을보유하고있다. 정역학계를사용하며남북으 로 0.3도동서로 0.45도의수평격자체계, 연직으로 45층의해상도로운영중이

243 다. 4DVar 자료동화로일 2 회예보를생산하며 00UTC 에는 240 시간예보, 12 UTC 에는 144 시간예보를생산한다. (6) 일본일본기상청에서는 GSM(Global Spectral Model) 을개발, 운영중. T959L60의해상도로운영되고있다. 일 4회예보를생산하고있으며 00, 06, 18UTC에는 84시간예보, 12UTC에는 216시간예보를생산한다. 4DVar 자료동화로분석장을생산한다. 같은전구모델의저해상도버전 (T319L60) 으로태풍앙상블예보를생산한다. TEM(Typhoon Ensemble Model) 이란이름으로운영, 11 멤버의앙상블예보로태풍이있을때일 4회예보를생산한다. (7) 호주호주기상청의전구모델은 Global AnalysiS and Prediction(GASP) 으로 T239L60의해상도로 ( 수평격자약 85km ) 운영되고있다. 1DVar로분석장생산, 일 4회 72시간예보를생산. LAPS(Limited Area Prediction System) 이란격자간격 37km의지역모델운영. LAPS의영역을확장시켜열대저기압진로예측에사용하는 TXLAPS(Tropical extended Limited Area Prediction System) 운영중이며 TXLAPS의범위는위도 48 N-45 S, 경도 60 E-143 W이다. (8) 중국중국기상청에서는 GRAPES(Global/Regional Assimilation and PrEdiction System) 이란자체개발모델을운영중이다. 격자모델이며태풍예측을위한버전인 GRAPES-Tropical Cyclone Model(TCM) 을운영하고있다. 수평격자간격 0.15, 연직 32층, 90 E-170 E, 0-50 N의영역에적용한다. 3DVar 자료동화로분석장생산하며 GFDL 방식으로태풍을초기화한다. (9) 한국일본 GSM 기반 GDAPS(Global Data Assimilation and Prediction System) 를 2010년에영국 UkmET 모델로대치했다. 태풍전용모델인 DBAR(Double Fourier Series BARrotropic model) 로진로예측을생산하고있다. 이상에서살펴본바와같이전세계적으로경쟁력있는모델들이다수있다. 게다가이런모델결과는대부분 GTS 네트워크를통해서혹은인터넷을통해서무료로제공된다. 1.2.2. 앙상블예측 (1) Single model ensemble 하나의초기조건으로한모델을수행하면하나의결정예측결과를얻게된다.

244 아무리완벽한모델이라하더라도관측의불완전에기인한초기조건의오차로인해시간이갈수록예측오차는시스템의비선형성에의해증폭하게되는데이로인한예측성의한계는 14일이라고알려져있다. 이시간의한계를극복하기위해서앙상블예측이시도되었다. 한편앙상블예보는단기혹은중기예보에도활용되는데여기에는태풍예보도포함된다. 하나의모델에서여러종류의초기조건을달리하여모델을수행하면서로다른결과를얻게된다. 여러다른초기조건을생성하는방법에는랜덤방식 (Cheung and Chan, 1999), Bred mode 방식 (Toth and Kalnay, 1997), ensemble tranform(wang and Bishop, 2003), singular vector(leutbecher, 2005), Ensemble Kalman Filter(Evensen, 2003) 방식등이있다. 현업적으로대표적단일모델앙상블운영의예는 ECMWF의경우 singular vector 방식으로 51개의앙상블멤버를생산한다. 일본기상청의경우도 GSM의저해상도버전으로 11개의앙상블멤버를생산해서태풍예보에사용한다. 단일모델앙상블을단기예측에도활용하는데이중하나가태풍예측에도활용된다. 활용방식에는앙상블평균, strike probability( 그림 1.13) 등이있다. 그림 1.13 ECMWF 앙상블예측의예 (2009 년 8 월 4 일 00UTC 태풍 모라꼿 (MORAKOT) ) (2) Multi model ensemble(consensus) ( 가 ) 단순평균방식여러모델의개별적예측성능과모델들의단순평균한값을하나의예측으로한비교결과에서모델평균값이예측성이뛰어났다는당시로는다소충격적인보고가있은후 (Goerss, 2000), 여러태풍센터에서는다중모델앙상블방식으로예측능력을향상시키고있으며이에대한추가연구도계속되고있다 (Lee and

245 Wong, 2002; Jeffries and Fukada, 2002). 실제로태풍예측기관에서사용하는방식을보자면미국 NHC에서는엄청나게많은수의모델을가동시키고있으며 ( 그림 1.14) 이중에서일차가이던스로다음과같이 GUNS, GUNA, CONU 등여러모델의단순평균을예보의첫단계로사용하고있다. GUNS: GFDL+UkmET+NOGAPS(all three) GUNA: GFDL+UkmET+NGAPS+GFS(all four) CGUN: Corrected version of GUNA CONU: GFDL+UkmET+NGAPS+GFNI+GFSI(at least two) CCON: Corrected version of CONU 그림 1.14 NHC 에서활용중인예보모델리스트

246 그림 1.14 계속

그림 1.14 계속 247

248 그림 1.14 계속 그림 1.14 에서보듯이 NHC에서는엄청나게많은수의모델들을보유하고있다. 대부분은자체개발된모델들이나다른나라의전구모델결과를 tracker 프로그램을통해태풍진로및강도예측결과를추출하여사용한다. 한편 JTWC에서도이와같이다수의모델을활용한다. JTWC에서수행하는자체모델은거의없으며단지 FNMOC(Fleet Numerical Meteorology and Oceanography Center) 에서운영하는 NOGAPS(Navy Operational Global Aanalysis and Prediction System) 이나 NRL(Navy Research Laboratory) 에서실시간수행하는 COAMPS(Coupled Ocean Atmosphere Mesoscale Prediction System) 모델이미해군모델이므로자체모델이라고할수있겠다. 그럼에도불구하고 JTWC는전세계의유수모델을입수및활용하는측면에있어서매우우수한시스템을갖추고있다 ( 그림 1.15).

249 그림 1.15 JTWC 의태풍진로예측을위한전세계모델자료입수및관리시스템. 우 리 GDAPS 결과도입수는하지만예보에사용하지는않는다. JTWC에서는 NOGAPS, COAMPS 모델을해군관련기관인 FNMOC와 NRL로부터전송받는다. 추가로 Navy 버전의 GFDL 모델인 GFDN 모델 (GFDL Hurricane model) 도함께받는다. 여기에일본모델인 JGSM과 JTYM(2009년부터현업에서은퇴 ), UkmET 모델의 1.0도버전인 EGRR과 2.5도버전인 UkmO, NCEP으로부터 GFS, 일본기상청에서운영하는웹사이트로부터캐나다모델인 CMC(Canadian Meteorological Centre) GEM과독일모델인 DWD(Deutscher Wetterdienst), 우리기상청으로부터 GDAPS와 DBAR, 프랑스기상청으로부터 PTRO, 호주기상청으로부터 TCLAPS(Tropical Cyclone Limited Area Prediction System) 와 TXLAPS, NHC로부터 WBAR 등을실시간으로전송받아예보에사용한다 ( 그림 1.15, 그림 1.16). 그림 1.16 JTWC 에서현업에사용중인모델리스트및모델제공기관

250 표 1.1 NHC와 JTWC 에서활용되고있는전세계주요모델리스트 NHC JTWC GUNA GUNS CONU CONW CONG NCON 운영국가 GFS O O O O 미국 UkmET O O O O O O 영국 NOGAPS O O O O O O 미해군 GFDL O O O O 미국 GFDN O 미해군 ECMWF O 유럽연합 CMC GEM 캐나다 WBAR O 미국 TCLAPS O 호주 GSM O O 일본 하지만 JTWC에서는이처럼많은모델결과를갖고있으면서도모두예보에사용하는것은아니다. 매년과거 1 2년동안의모델평가를계속수행하여어느정도의예측능력이판명된모델들만사용한다. 현재 JTWC에서채택된모델은 GFS, UkmET, NOGAPS, ECMWF, TCLAPS, GSM의 6개전구모델과 1개의순압모델인 WBAR만을사용하고있다. 예보시각에이 7개모델중사용가능한모델이 2개이상있을때이모든모델의평균진로를 CONW로이름붙여 Consensus forecast로예보관에게첫번째가이던스로서활용되고있다. 이 CONW는공식예보는물론각모델들의예보와함께매년평가대상에올라있다. 또한다른모델이나이 7개모델에대한엄정한평가를지속적으로실시하여공식예보에사용될모델리스트에올리거나빼는작업이루틴하게이루어지고있다. 그림 1.17 는 JTWC의공식예보, CONW를위시한 CONW에사용된모든수치모델들의 12시간예측오차를보인것이다. 그림 1.17 2007 년 JTWC 공식예보및사용된 9 개수치모델의 12 시간거리오차. 출처 : JTWC 2007 년연차보고서

251 한편 JTWC에서는 CONW 이외에도 Global 모델의평균은 CONG (NOGAPS+JGSM+UkmO+GFS), 모든가용모델의평균인 CONU, 또한 Goerss (2000) 에언급된 5개의역학모델의평균인 NCON (NOGAPS+GFDL+GSM+Ukm ET+TYM의단순평균 ), SAFA(Systematic Approach to Tropical Cyclone Forecasting Aid) 기반의 SCON을운영하여공식예보생산에참조하고있다. 1.2.3. 5일예보의현황및방법 5일 (120시간) 예보는 2000년 JTWC에서처음으로시도되었다. 다음해인 2001 년부터 NHC에서도 5일예보를시작하였다. 일본지역특별기상센터 (RSMC-Tokyo) 에서는 2008년부터 5일예보발표하기시작하였다. 이는전구모델을비롯한수치모델의발전으로인해최근 5일예보성능이과거 10여년전 3일예보성능에버금감에대한자신감의발로다 ( 그림 1.18). JTWC의경우 2000년부터 5일예보의성과는지속적증진이있었으나 2008년최악의예보오차를보였다 ( 그림 1.18). 그림 1.18 JTWC 의 24, 48, 72, 120 시간오차거리의연도별변화 5일예보의방법은 72시간예보의방법과별다르지않으나 120시간까지예측결과를제공하는모델의개수에차이가있을뿐이다. JTWC의경우를보면 120 시간까지예측결과를제공하는모델은 GFS, UkmET, ECWMF, GFDL, NOGAPS, TCLAPS의 6개를활용하고있다 ( 그림 1.19). 주목할점은 GFDL 모델과 TCLAPS 모델은지역모델이며활용회수도많이다르다. 2007년의예를보면, 총 63회의 5일공식예보를생산하는데있어서가장많이활용된모델은 NOGAPS로 48회가사용되었다. 다음으로 GFDN 모델이 45회, 그다음으로 GFS 모델이 31회, UkmET 모델이 26회사용되었다. ECMWF 모델과 TCLAPS 모델은각 1회만이사용되었다. 따라서실질적으로 2007년의경우 NOGAPS, GDFN,

252 UkmET, GFS 의 4 개의모델만으로 120 시간예보를생산했다는말이된다. 그림 1.19 2007년 JTWC 의 120시간예측오차. 공식예보와모델별예측오차정리. 각모델마다박스 4칸의숫자의의미는각각좌상 : 맨위가로방향의모델에사용된사례의개수, 우상 : 해당사례에맨위가로방향의모델거리오차 ( 해리 ), 좌하 : 당모델의거리오차, 우하 : 좌하 - 우상 2007년총 63회의 120시간예보를발표했으며평균오차는 215nm이었다. 예보당시가용모델의단순평균인 CONW는 62회평균오차는 233nm이었다. 총 63회의공식예보에가장많이활용된 (48회) NOGAPS의 5일예보오차는 261nm이었으며 TCLAPS와 ECMWF는단 1회사용되었다. 그림 1.18 은컨센서스예보의장점을극명히보여주고있다. 예를들어 NOGAPS 모델의경우 CONW와비교해보자면모든 CONW 사례 (59회) 에대한 120시간진로오차는 319nm이었는데이때 CONW의오차는 203nm이었다. 다른모델들도이와비슷하게 CONW보다우월한경우는별로볼수없다. 이렇듯평균적으로볼때, 어느정도경쟁력있는모델들의단순평균인 CONW를잘활용하면좋은공식예보를낼수있는것이다. 1.2.4. 통계보정및가중평균방식의앙상블여러수치모델의단순평균방식인컨센서스방식이아니라모델마다가중치를달리하는컨센서스방식도있다. Florida State University의수퍼앙상블 (Krishnamurti et al., 2000) 은다중모델앙상블은한가지방식으로서여러모델들의단순평균이아닌회귀분석을통해각모델별가중치를산출해서가중평균을취하는방식으로소위슈퍼앙상블이라부른다. 이모델도실시간으로생산되어 NHC에서예보의한콤포넌트 (FSSE: FSU's Super-Ensemble) 활용중에있다. 하지만회귀분석은과거모델의성향에크게의존하기때문에수퍼앙상블을구성하는모델각각이현저한업그레이드가있을때는즉시수퍼앙상블모델을재구성하여각모델의회귀계수또한업그레이드해주어야만한다.

253 가중앙상블의또다른종류로 PEST(Probabilistic Ensemble System for the prediction of Tropical cyclones) 시스템이있다 (Weber, 2005). 이는확률에기반을둔컨센서스방식으로확정예보와확률예보를동시에제공한다 ( 그림 1.19). 이방식은모든가용한개별수치모델들은물론예보에사용되었던컨센서스예측도하나의멤버로고려대상에포함시킨다. 하지만 CONW와같은단순평균방식의컨센서스에비해크게예측의장점이없다는점과 그림 1.20 과같이해석하기어려운점때문에 JTWC에서도현업에채용되지못하고있다. 그림 1.20 PEST 의예. 참여모델들의 72 시간예상위치를보이고있으며여기서는 x 로 표기된 NCON 의예상위치에해당하는확률을제시하고있다 (Weber, 2005). 5일예보를생산하는데가장큰문제는 72시간이하의예보생산때에비해모델의개수가현저히부족하다는점이다. 이를보완하는방법으로 Vector Motion Consensus 방식이고안되었다 (Elsberry et al., 2007). 특히이방식은 JTWC의사례에맞추어져있는데 NOGAPS, GFS, UkmO, GFDN 모델이 120 시간까지예상진로를생산하고다른모델들이 72시간까지의예상진로만제공할경우 72시간까지의모든모델들의성과를비교해서 120시간까지예상진로를제시하는모델에참조하기위함이다 ( 그림 1.21).

254 그림 1.21 단순컨센서스와 vector-motion consensus 의모식도. 출처 : Elsberry et al. (2007) 기타 Statistical linear regression을통한가중평균방식들에대한여러연구들 (Vijaya Kumar et al., 2003; Weber, 2003), measure of confidence in consensus(goerss, 2006, 2007), conditioning of strike probability(wong, 2006) 등도있다. THOPEX의주요축중하나인 TIGGE(Thorpex Interactive Grand Global Ensemble) 의진전은태풍진로예측의개선에있어서도크게기대하는바이다 ( 표 1.2). 전세계현업센터들의협력강화에의한앙상블예보의개선으로각모델별 systematic 에러 (biases, spread, over/under estimation) 를종합하여보정하는기법개발하는것을목표로하고있으므로차후태풍의 5일예보에있어서큰개선이있을것으로본다.

255 표 1.2 TIGGE 참여모델들리스트 1.3. 강도예측및구조연구 태풍의구조변화및그에따른강도변화는태풍의중요한과제중하나다. 태풍의구조는크게최대풍속이나중심기압으로표현되는중심부혹은내핵 (inner core), 최대풍속반경 (RMW: Radius of Maximum Wind) 의바깥쪽의외핵 (outer core), 그리고또그바깥쪽의영역 (outer region) 으로나눌수있다. 내핵은벽운 (wall cloud), 혹은눈벽 (eye wall) 불리는태풍의눈주변을둘러싸고있는작은원통모양의구름무리로특징을보인다. 이내핵의모습도각양각색으로이내핵을형성하고유지하는과정에대한역학적이론들이정립되고있다. 내핵의역학은주변의강제력에의해좌우되는데이중하나가외핵이다. 외핵을포함한바깥쪽영역으로부터의각운동량전달, 아래경계층 ( 바다혹은육지 ) 으로부터의엔탈피의전달등에의해내핵의발달및쇠퇴가결정되므로외핵이나바깥쪽영역의구조및구조변화, 그요인, 역학에대한이해가요구된다. 최근 10여년태풍의구조에대한이해및관련이론은큰발전이있었으며궁극적목표는구조에대한정확한예측일것이다. 그럼에도불구하고현업센터에서적용할수있는태풍의구조예측, 혹은강도예측은그한계성을드러낸다. 구조예측의관점에서강수량, 바람장등에대한현업적예측은전혀불가한상태이고단지최대풍속이나중심기압으로표현되는태풍의강도에대한예측의정확도는과거 10여년전이나지금이나별반차이가없다 ( 그림 1.22).

256 그림 1.22 대서양허리케인에대한 NHC 의강도예측오차 1.3.1. 태풍내핵역학 (Inner-core dynamics) 태풍의내핵은중심으로부터수십km정도의눈과벽운근처까지의최대풍속반경을포함하는영역으로태풍강도를결정짓는많은프로세스들즉, 대기-해양간의에너지플럭스, 동서방향의각운동량플럭스, 이중눈 (double eye), 벽운대치 (eye-wall replacement) 등이일어나는곳이다. 현업적관심도는내핵부근의프로세스에대한정확한관측과이에대한자료동화를통해보다정확한수치모델의결과를얻는것이나, 내핵을모사할수있을정도의현업용수치모델의해상도문제, 관측자료를얻는문제, 내핵의구름물리에대한이해및불확실한이론으로현실적인문제가있다. 최근들어태풍의내핵의관측을통해이에대한이해가증진되어가고있다. 관측으로는현장관측을포함하여드롭존데, SFMR(Step Frequency Microwave Radiometer), Passive Microwave Sensors, Scatterometer 등의원격탐사자료가활용되고있다. 특히드롭존데에의한관측자료가축적됨에따라많은태풍의내부구조에대한새로운결과가발표되고이에따라열대저기압경계층 (TCBL, Tropical Cyclone Boundary Layer) 에대해많은이론들이쇄도하게되었다. (1) SWF(Surface Wind Factor) 온난핵구조의저기압인태풍은역학적특성으로인해원형으로부는태풍의바람이아래쪽으로갈수록강하다. 하지만지면의마찰에의해최대풍속은지면으로부터어느정도상층에서나타나는데중심부근에서의지면으로부터 300m

257 800m 정도의고도에서발견되며 ( 그림 1.23) 바깥쪽에서는 1 2km에서나타난다. 700hPa에서의바람을기준으로최대풍고도에서는 1.12 1.30배정도의풍속, 지면에서는 0.82 0.96배의풍속이관측되었다. 이를 SWF(Surface Wind Factor) 라고한다. Kepert (2002, 2006a, b) 는많은허리케인사례에대해 SWF 를조사한바있다. SWF는대개중심으로갈수록큰값을보이는것은일반적인특성이나어떤스톰의경우에진행방향의왼쪽에서더높은값을보인다. 이러한발견이현업에주는의미는작지않다. 태풍센터들에서는최대풍속을추정하는데있어서드보락방식을아직도사용하는데드보락방식은예전드롭존데가없던시절항공기관측으로추정해낸지면부근의바람과 VIS/IR 위성영상의결합체이기때문에 SWF가알려진오늘의시점에서드보락방식을새로이튜닝할필요가있다. 또한 NHC 같이루틴한항공관측을실시하는경우일지라도드롭존데투하지점이아닌곳의지상풍속을추정하는데 SWF가매우유용하게활용될수있다. 그림 1.23 허리케인 7 개사례에서발견된벽운부근풍속의연직분포. 출처 : Franklin et al. (2003) (2) Boundary Layer Roll TCBL에는역학적불안정으로인한일시적인구조들이발견되기도한다. 그중하나가경계층롤 (BLR: Boundary Layer Roll) 이다. 이 BLR과관련하여조직화된바람장이지상에서매우위협적인상태로발전하기도한다 (Wakimoto and Black, 1994). Wurman and Winslow (1998) 은태풍을둘러싼방위각방향으로파장 600 m 정도의롤형태의소용돌이를도플러레이더영상에서처음으로제시한바있다. Morrison et al. (2005) 은태풍 펑셴 (FENGSHEN)" 의 SAR(Synthetic

258 Aperture Radar) 영상에서 BDR 과이를설명하기위한이론과모식도를제시한 바있다. 또한구름규모상세모델링을통한허리케인모의실험에서 BLR 의재 현을통한 TCBL 의역학에대한연구가진행되고있다 ( 그림 1.26). 그림 1.24 태풍 펑센 (FENGSHEN) 의 Scan SAR 영상. 화살표가 BDR 을가리키고있다. 출처 : Morrison et al. (2005) 그림 1.25 Boundary Layer Roll 의모식도. 출처 : Morrison et al. (2005)

259 그림 1.26 Boundary Layer Roll 에관한수치모의결과. 출처 : Kepert (2006) (3) 태풍의눈과벽운태풍의강도변화와관련하여가장현저한현상은이중눈과벽운의교체과정일것이다 (Willoughby et al., 1982). 안쪽눈의바깥으로고리모양의부차적인대류환이생기며이바깥쪽의대류환이발달하면서안쪽으로수축하여결국은안쪽벽운을대치하게된다. 이런대류환의교체과정, 즉일시적으로강도가약해졌다가다시강해지는이러한일련의과정이태풍의내핵부근의최대풍속을증가시키는중요한요인이된다. 이런태풍의이중눈은정지위성영상에서도드물지않게관측할수있으나특히구름을뚫고볼수있는 (see through clouds) 기능의마이크로파위성영상에서는쉽게발견된다. 이에관련된많은보고들이있다 (Simpson et al., 2003; Lee et al., 2002; Velden and Hawkins, 2002). 실시간으로제공되는마이크로위성영상은현업적으로넓게활용되고있다. Special Sensor Microwave Imager(SSM/I), Special Sensor Microwave Imager Sounder(SSMIS), TRMM(Tropical Rainfall Measuring Mission) Microwave Imager(TMI), Advanced Microwave Scanning Radiometer(AMSR-E) 등여러개의위성이서로다른시각에전지구적으로감시하며자료를생산하고있으므로거의모든태풍을커버하는데문제가없다 ( 그림 1.28). 마이크로영상으로조사해본바, 최대풍속 120knots 이상인태풍의 40 80% 의경우에서이중눈이발견되었다고한다 (Hawkins et al., 2006).

260 그림 1.27 2005 년 10 월 17 24 일동안허리케인 윌마 (WILMA) 의 85GHz SSM/I 이미 지. 출처 : Naval Reseach Laboratory 어떤매우강력한태풍이드문경우이지만이중고리환의벽운교체과정없이매우두꺼운단한개의벽운으로발달을계속하기도한다. 이경우태풍에서흔히발견되는대류밴드도없다. 이런경우를원통형태풍 (annular hurricane) 이라부르기도한다 ( 그림 1.28). 원통태풍은대기특정한바람시어와해수면온도에서발견되는데이런상태로며칠동안을지속하며종종최대풍속이 120knots를넘는강력한상태를유지하곤한다.

261 그림 1.28 Annual hurricane 의사례들. 출처 : Knaff et al. (2003) (4) Eyewall MosoVortex(EMV) 와 Superintensity 고해상도 VIS 위성영상에이따금벽운안쪽으로 10km정도크기의소규모소용돌이를발견할수있다. 이소용돌이를벽운중규모소용돌이 (EMV: Eyewall MesoVortex) 라고부른다. 이 EMV는 3개에서 6개사이의다각형모습으로나타나며방위각방향으로매우천천히회전한다. 항공관측에의하면어떤극단적인경우벽운의소용돌이정도의강력한소용돌이를구성하기도한다. Kossin and Eastin (2001) 의항공관측자료를가지고조사한바에의하면강한태풍의발달하는데있어서 2개과정이있음을밝혔다. 첫째, 태풍의눈이 U자형으로되어있고동경방향으로볼때최대풍속은벽운의바로안쪽에서발견된다. 그리고와도의최대도고리모양으로최대풍속반경의바로안쪽에서발견된다. 이런경우대개눈은따뜻하고건조한열적구조를갖게되며 θe는눈의중앙보다벽운에서높은값을갖게된다. 두번째단계에서는눈이 V자형으로바뀌게되어와도와풍속의최대값이눈의중앙에서발견된다. 눈은점점습도가높아져서 θe의최대치도눈의중앙으로이동한다. 이런전이과정은매우급격히일어나서 1시간이내로전이과정이끝난다. 동시에역학 ( 열역학 ) 변수들의수평적혼합이발생하는데이혼합의원인이바로 EMV이다. 이 EMV는첫번째과정에서의 U 모양의소용돌이내의수평적바람시어로발생하는순압불안정이그요인이다 (Schubert et al., 1999).

262 그림 1.29 2003 년 9 월 12 일 13UTC 허리케인 이사벨 (ISABEL) 의 DMSP 위성 VIS 영상. 눈의안쪽에 EMV 의모습을관찰할수있다. 출처 : Kossin and Schubert (2005) Annual 허리케인의형성과정에도이 EMV가영향을미친다는보고도있다 (Knaff et al., 2003). EMV는 Emanuel (1987) 의 MPI(Maximum Potential Intensity) 의이론에도수정을요하는상황을야기하였다. Persing and Montgomery(2003) 는축대칭모델을이용하여 EMV의형성과진행과정에대한모의실험을통하여 MPI보다 20m s나높은상태가있을수있음을주장한바있으며이후 superintensity는드롭존데자료로부터사실임이확인되었다 (Montgomery et al., 2006). 원통태풍, EMV, Superintensity 등은태풍의강도와직결되는현상으로태풍센터의현업에서나수치예보센터의현업수치모델에서의태풍강도예측에있어서큰오차를야기하는요인이다. 현업예보의관점에서볼때수치모델에서어느정도의소규모현상이예측가능한것인지, 의미있는리드타임은어느정도인지, 이런중ㆍ소규모현상에대한자료동화능력은어느정도인지를파악하는것이수치모델개발자들의임무라하겠다. 1.3.2. 주변환경과태풍의구조변화조직화된구름무리로부터형성과정을거쳐 TD급의열대저기압으로태풍이발생하면이태풍이지속적으로발달을계속할것인지약화될것인지는주변환경에따라결정된다. 우호적인주변환경이제공되면 MPI까지발달할수있다고알

263 려졌다 (Emanuel, 1986). Emanuel은태풍의발달과정과관련된열역학적특성을열저장소 (heat reservoir) 로서해수면의온도 (Ts~300K), 열배출소 (cold reservoir) 로서대류권계면온도의 (Tc~200K) 전통적인카르노엔진에비유하여이론을제시하였다. 그의이론에의하면 MPI는열효율인 (Ts-Tc)/Ts에비례하며실제로관측된대부분의태풍의강도가 MPI를넘지않는다. 태풍이 MPI까지발달하지못하는이유는태풍과해양의상호작용과같은하층경계로부터의강제력은물론태풍을둘러싼대기의역학적환경때문이다. (1) 연직시어가거의없는경우태풍의형성 (Formation) 을저해하는요인중의하나가연직시어다. 강한연직시어는형성된태풍의발달에도저해요인으로작용하는데역으로배경흐름이거의없다면태풍은이론적인 MPI까지발달할수도있다. 실제로 Knaff et al. (2003) 은대서양과동태평양의허리케인사례에서배경장이거의없는경우에허리케인의급속한발달이있었음을보고하고있으며보통의경우보다큰눈과주변의구름밴드가거의없는원통형허리케인 (annular hurricane) 이다수발견되었다. 이런경우허리케인의강한강도가수일지속되며 NHC의강도예측의오차가평소 (3 5년평균 ) 보다 10 30% 정도커졌다고보고하였다 ( 표 1.3). 표 1.3 1995 1999 년기간동안대서양과동태평양에서발견된 annular hurricane 의경 우강도예측의오차. 출처 : Knaff et al. (2003) 연직시어가거의없는균일한흐름의배경장의경우는실제로거의발견되지않으나모델연구에따르면약한균일한동풍배경장의경우가아예배경흐름이 0인경우보다좀더강한태풍을만들어낸다는보고가있다. 그림 1.31 은격자간격 5km의고해상도 MM5를사용하여배경장이전혀없을때, 3.5m s의연직으로균일한동풍배경흐름, 5, 10, 15m s의연직시어환경하에서모델내의태풍의중심기압의변화를본것이다. 이는아마도진행방향의전면에서마찰에의한수렴에의해형성된비대칭적인대류에의해야기된것으로추정하고있다 (Shapiro, 1983).

264 그림 1.30 연직시어환경에서태풍의중심기압의시간변화에대한 MM5 기반수치모 의실험. 출처 : Frank and Ritchie (2001) (2) 연직시어환경태풍의발달, 소멸과관련하여연직시어에대한효과는비교적잘알려진편이다. Galina and Velden (2002), Wong and Chan (2004) 에의하면 200 850hPa 기층간대서양의경우 7 8m s, 북서태평양의경우 9 10m s정도의시어가발달과소멸을결정짓는정량적인값이다. 또한태풍의크기에따라이문턱값이달라지기도한다. Wong and Chan의수치실험에의하면소형태풍의경우대략 4m s의연직시어의경우약화되기시작했으며 6m s의시어에는급격히소멸하는것으로나타났다. 태풍의현재강도와도관련이있다. Gallina and Velden는많은사례연구에서강한태풍일수록연직시어에덜민감하게반응하는것으로나타났다.

265 그림 1.31 서로다른연직시어환경에서태풍중심기압의시간변화. 출처 : Wong and Chan, 2004) Emanuel et al. (2004) 은연직시어에대한간단한모수화과정을축대칭대기- 해양결합모델에채택하여태풍강도를예측하는시스템인 CHIPS(Coupled Hurricane Intensity Prediction Scheme) 을개발했다. 2002년허리케인에대해 GFDL 모델에비해월등한예측성능을보였으며 SHIPS(Statistical Hurricane Intensity Prediction Scheme) 모델에비해서도 60 시간이후에도현격한차이를보였다 ( 그림 1.32). 그림 1.32 2002 년대서양허리케인에대한 SHIPS, GFDL, CHIPS 의모델성능비교. 출 처 : Emanuel et al. (2004)

266 그림 1.33 연직시어를제거한상태의 FSC(Forced Secondary Circulation). 실선과점선 은각각상승류와하강류를의미. 출처 : Zhang and Kieu (2005) 태풍의중심부근의이차순환과그에따른비대칭적인대류와강수패턴또한연직시어와관련된중요현상이다. Zhang and Kieu (2005) 에의하면연직시어환경에서의수치모의실험에서잠열과마찰에의해서유도된이차순환의패턴을통해반시계방향의강제순환이태풍의내핵안쪽벽에서발생하며이이차순환이배경장으로주어진연직시어를약화시킨다는발견을제시하였다. 또한최근들어모델실험이나관측연구에의하면시어방향의왼쪽사분면에서비대칭적인대류와많은강수의집중이있음이밝혀졌다. 또한비대칭적대류의집중은태풍의진로에도관련이있다는보고도있다. Corbosiero and Molinari (2002) 는 35개의열대저기압주변의번개빈도조사에서 100km이내의내핵부근에서주로시어방향의왼쪽사분면에번개가집중됨을보였다. Roger et al. (2003) 은이시어벡터와관련한비대칭성에대한조사를모델링연구를통해한단계업그레이드시켰다. 시어벡터가진로와직각방향이고크기가큰경우에는누적강수량은진로의좌우양쪽에균등하게분포하는데반해, 시어벡터가진로와같은방향이며크기가약한경우에는진로의왼쪽에강수가집중된다고보고하였다. (3) 상층기압골태풍의상부에서의발산은하층수렴과아울러태풍을유지시키는주요역학과정중하나다. 상부의발산흐름이주변의기압골과만나면태풍을강화시키기도하며그반대의경우도있다. 태풍의강도변화에영향을미치는상층의기압골은중위도편서풍대의기압골과열대상부기압골 (TUTT: Tropical

267 Upper-Tropospheric Trough) 이있다 (Sadler, 1976). 경압파동과관련한온대저기압의기압골과는달리 TUTT는 200hPa 고도부근에서그존재를가장뚜렷이나타내며아래로가면서그성격이희미해져서 500hPa 이하에는상층과연결된기압골을찾아볼수없게된다. TUTT는열대및아열대지역에서만발견되는현상이므로상층의유선분석이필수적이다. 그림 1.35 는 1971년 6월 13일 10호태풍 Freda의발달사례에서 TUTT의영향을보이는유선장이다. D로표시된 Freda의바깥쪽으로향하는흐름과 TUTT 중심으로흐르는바람장이일치하여 Freda의발달을야기하고있다. 그림 1.34 1971 년 6 월 13 일 200hPa 유선장. TUTT 와태풍의 outflow 와의관계를보이 고있다. 출처 : Sadler (1976) 마찬가지의논지가중위도상층기압골과태풍의바깥쪽방향흐름사이의관계에도적용된다. Hanley et al. (2001) 는태풍과상층기압골이만나서태풍을발달시킨사례와약화시킨사례를구분한후각사례에대해합성분석 (composite analysis) 을통해상층기압골의흐름이태풍이발산흐름과일치할때태풍을발달시킴을보였다 ( 그림 1.35). 이런경우와그반대경우는각각 good trough, bad trough 로불리기도한다. Hanley et al. 의분석에있어서 Sadler (1976) 의경우와다른관점의분석을제시하였는데, 상층기압골이맴돌이운동량플럭스수렴 (eddy momentum flux convergence) 을통해태풍의안쪽에서의저기압성순환을가속시킨다는것이다. Sadler의 TUTT 사례에서도분석은수행되지않았으나마찬가지의논리가적용될수있을것으로사료된다.

268 그림 1.35 태풍이상층기압골과접근하여태풍을발달시킨 38 개사례에대한 200hPa 의바람장 ( 왼쪽 ) 과발산성분의바람장 ( 오른쪽 ) 의합성도. 출처 : Hanley et al. (2001) 1.3.3. 대기-해양상호작용태풍의궁극적인목표인정확한진로, 강도, 구조에대한정확한예측을위해서하층경계인해양에대한이해가필수적이다. 최근많은현업모델도해양-대기결합모델로발전하는추세다. 해양에대한이해를위해서대기-해양상호작용에대한몇가지이슈를정리한다. (1) 태풍경로와해양열용량 (Ocean Heat Content) 2004년허리케인 이반 (Ivan) 은카리브해북서쪽을통해멕시코만으로들어왔다 ( 그림 1.37). 카리브해에서의높은해양열용량환경과상층의기압골 (good trough) 과의상호작용으로 5등급까지발달한 Ivan은멕시코만에들어서자낮은해양열용량환경으로잠시 3등급으로까지약해진다. 하지만멕시코만한가운데의 WCR(Warm Core Ring) 을지나면서다시강해져육지에상륙하지 12시간전에 4등급으로까지발달한다. 하지만해안근처의낮은온도의바다때문에상륙하기바로전급격히약화되었다. Ivan의예에서보듯이해양열용량은태풍강도에영향을미치는매우중요한요인중하나다. 해양열용량은다음과같이정의된다 (Leipper and Volgenau, 1972). OHC 여기서 D26은 26 의등온선에해당하는고도를말한다. 태풍의중심부근에는낮은기압때문에해면의상승을야기한다. 이로인해해면아래쪽으로부터찬해수의용승이있게된다. 따라서태풍이지나간자리에주변보다찬바닷물이관측된다. 하지만해수온도의연직분포에따라용승후의해수온도의패턴이사뭇달라질수있다. 극적인예가 그림 1.37 나타난허리케인

269 리타 (RITA) 의경우다. 그림 1.36 2004 년 9 월 10 일해양열용량분포와당시허리케인 " 이반 (IVAN)" 의진로 및강도. 당시 이반 (IVAN) 이상륙하기전 WCR 을지났음을보이고있다. 출처 : IWTC-VI CD 리타 (RITA) 가걸프만에들어오기전 2005년 9월 21일걸프만의해수면온도는카리브해의해수면온도와별차이가없이 28 이상의고수온을유지하고있었다. 하지만 리타 (RITA) 가걸프만을지나미국남부에상륙한이후 리타 (RITA) 가지나간자리에는 리타 (RITA) 에의한용승에의해매우뚜렷한해수면온도의감소를보였다. 하지만수심 70m에서는사뭇다른양상을보였다. 카리브해로부터걸프만한가운데로불쑥솟은모습의따뜻한해수가넓은범위에분포하고있었다. 따라서 리타 (RITA) 의경로를따라용승이있었더라도이부분은 리타 (RITA) 가지나가기전과후에온도의차이가미미했다. 해양열용량의중요성을보여주는극적인예라하겠다. 용승에의해태풍의강도가급격히변하는또다른예가 2006년 3호태풍 에위니아 (EWINIAR) 가북상할때이어도기지에서관측된해수온자료다 ( 그림 1.38). 수심 16m의깊이에서도급격한수온의감소가있었으며수온의감소는약 24m 수심까지관측되었다. 이처럼해수면온도뿐아니라수십미터수심의해수온도까지정보를담고있는해양열용량의중요성을보여주는예이며현업부서에서는태풍의강도예측에실시간해양열용량정보를참조해야할것이다. 실시간해양열용량정보는 AOML(Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory) 홈페이지에서볼수있다

270 (http://www.aoml.noaa.gov/phod/cyclone/data/go.html). 그림 1.37 2005 년 9 월 21 일멕시코만, 카리브해주변해역의해수면온도 ( 좌상 ) 와수심 70 m 에서의수온 ( 우상 ). 허리케인 " 리타 (RITA)" 의진행이후 (24 일 ) 해수면온도 ( 좌하 ), 수 심 70m 에서의수온 ( 우하 ). 출처 : 문일주 그림 1.38 2006 년태풍 에위니아 (EWINIAR) 북상시이어도기지에서관측된층별수 온. 출처 : 문일주

271 (2) 해파의중요성해파 (sea wave) 역시태풍강도와밀접한관계에있다. 그이유는태풍의주에너지원중하나인해수면으로부터공급되는습기나해면과의마찰에의한운동량등의대기-해양간의교환이해파의조건에따라달라지기때문이다. 이러한대기-해양간의플럭스를표현하기위해서는항력계수 (drag coefficient) 의성격을파악해야한다. 항력계수가클수록대기-해양간의플럭스는큰값을갖게된다. 항력계수는일반적으로지면바람의함수다. 또한해파에의한해표면의거칠기를나타내는인자로 Charnock 계수를알아야한다 (Charnock, 1955). 이러한인자들이해양모델이나파랑모델의구성에중요한컴포넌트로작용하게된다. 모델링에있어서가장간단한방식은 Charnock 계수를상수로, 항력계수를바람의선형함수로간주하는것이다. 하지만실제해양에서는항력계수나 Charnock 계수는상수가아니다. Charnock 계수는 wave age에따라다른값을갖는다 ( 그림 1.39). 따라서보다정확한모델링을위해서는 wave age까지고려해야한다. 그림 1.39 Wave age 에따른 Charnock 계수. 출처 : 문일주 Moon et al. (2004a, 2004b, 2004c) 에서는 CWW(Coupled Wave-Wind) 모델을사용하여허리케인조건에서 Charnock 계수에대한조사를수행하였다. 이모델에서파랑의스펙트럼을구축하는데있어서스펙트럼의정점부근에서는 WW3(WaveWatch III) 모델을사용하여계산하고고주파영역에서는 Hara and Belcher (2002) 의 Equilibrium Spectrum 모델로서모수화하였다. 이스펙트럼을 Hara and Belcher (2004) 의 Wave Boundary Layer 모델에적용하여파랑의발달단계에따라 Charnock 계수를추정하였다. 이연구를통해 Charnock 계수는풍속에따라다른값을보인다는것은물론풍속에따라변화의기울기가

272 사뭇다르다는것을밝혔다. 아울러기존에알려졌던것처럼항력계수가풍속에따라단순증가하는것이아니라어느정도의풍속이상에서는거의상수값을갖는것을밝혀냈다 ( 그림 1.40). 풍속에따라항력계수와 Charnock 계수가다른값을갖는다는것, 특히매우강한바람에서기존에사용해오던지식과다르다는사실은매우중요한점을시사한다. 그것은태풍의모델링에있어서파랑모델과의접합이필수적이라는것이다. 그림 1.40 풍속에따른항력계수. 출처 : 문일주 (3) 대기-해양-파랑결합모델위에서살펴보았듯이해수의용승에따른해수면온도의변화를기술하기위해서단지해수면온도뿐아니라해양열용량을알아야하며정확한태풍예측모델이되기위해서는해양모델과의접합이필수적이다. 또한대기-해양플럭스의기본이되는항력계수와 Charnock 계수가풍속에따라다른값을갖는다는점때문에대기-파랑접합모델이필수적이다. 말하자면완전에가까운태풍예측모델이되기위해서는대기-파랑-해양접합모델이되어야한다. 현재 NCEP에현업으로가동되는 GFDL 태풍모델은대기-해양-파랑모델이접합된상태의그야말로태풍모델의최고봉이라할수있다 ( 그림 1.41). 대기모델은 WRF 기반의 GFDL모델, 해양모델은 POM(Princeton Ocean Model), 파랑모델로는 NCEP WaveWatch III 모델이접합된상태다. 현재파랑모델은아직완벽하게결합된상태는아니며대신파랑효과를고려한경험함수를사용하고있다. 해상바람, 기온, 해류, 파고, 해수면온도, 플럭스, 파랑스펙트럼등의자료들이세모델사이에교환되어상위모델인 GFDL 모델을가동시킨다. 각모델의영역

273 은 그림 1.42 ( 우 ) 와같다. 대기모델인 GFDL 모델은 3중격자체계로구성되어있으며해양모델은두개의영역이대기모델내에위치하는데태풍위치에따라서쪽영역과동쪽영역중하나가자동으로선택되어가동된다. 파랑모델은대기모델의중간영역과가장안쪽영역을포함하는이중격자구조로되어있다. 그림 1.41 NCEP 의현업태풍모델인 GFDL 모델의구조. 출처 : 문일주 새버전의모델성과는이전버전에비해월등한예측성능을보였다. 그림 1.43 은업그레이드된모델의성능을보인것이다. 허리케인 카트리나 (KATRINA) 의경우이전모델에서는플로리다에상륙하기전과후강도예측에있어서관측에비교할수없을정도로오차가컸으나새모델의경우에는실제경우와매우유사한결과를보였다 ( 그림 1.42 좌 ). 진로예측에있어서도현격한성과를보였다 ( 그림 1.42 우 ). 120시간전체에걸쳐이전모델에비해 CLIPER(CLImatology and PERsistence) 대비 5 8% 의예측성증가를보였다.

274 그림 1.42 좌 : 2003년 8월 24일 00UTC 를초기시각으로한 2005년, 2006년버전의 GFDL 모델의허리케인 카트리나 (KATRINA) 강도예측. 우 : 2004년 2005년대서양허리케인 153개사례에대한 2005년, 2006년버전의 CLIPER 대비진로예측결과. 출처 : Bender et al. (2007) 1.3.4. 태풍구조및강도에대한현업관련이슈들대개태풍현업에있어서발표되는태풍정보에는진로예보와강도예보는물론최소한의태풍구조인 34knots, 50knots, 64knots 바람의범위등도태풍정보에포함시킨다. 우리기상청에서도강풍반경을예보사항에포함시키며그래픽정보에서 15m s, 25m s범위를크기로표시한다. 강도나구조를예보하는데있어서회귀방정식기반의통계모델이주로사용된다. 통계모델은주어진현재조건에대하여최적으로적합한과거사례에투영된결과를제시하므로급격히발달하거나약화되는사례나특이사례에는예측성이거의없다. 또한현업용수치모델은태풍의내부구조를정밀하게모사할정도의충분한해상도를보유하고있지못하며게다가강도나구조변화에대한현재의과학적지식도완전함에서거리가멀다. 이절에서는태풍의구조및강도에대한현업관련이슈들에대한정리를제시한다. (1) 강도강도예측에있어서현업센터에서주로사용하는방식은 (ⅰ) 드보락 24시간예측방식 (ⅱ) 통계모델 (ⅲ) 통계-역학모델 (ⅳ) 수치모델등이다. 드보락방식은 24시간예측에만적용할수있고수치모델결과는 GFDL 해양접합모델과같은매우정교한수치모델이아니면신뢰도가그리높지못한것이현실이다. 따라서대부분의센터에서통계모델이많이사용된다 (Knaff et al., 2003, 2005). 우리기상청에서도이와같은방식의회귀모형을개발하여현업에적용하고있다 ( 박종숙등, 2005). 하지만이방법은급격히발달 / 쇠퇴하는경우나내륙에상륙하는경우예측성능이현저히떨어진다. 따라서내륙상륙시쇠퇴하는경우만을대상으로따로모형을구축하기도한다 ( 예, NHC의 DSHIPS: SHIPS

275 for inland decay, DeMaria et al., 2006). 통계-역학모델의현업최고봉은 NHC의 SHIPS이다. SHIPS는초기버전에서순수통계모델이었으나현재는통계-역학모델로발전하였다. 기존통계모형시사용하던독립변수인예상진로에따른해수면온도, 육지비율등은물론 NCEP 의 GFS 모델예상종관변수에위성 IR자료, 해양열용량등이예측인자에추가되었다 (DeMaria et al., 2005a, 2005b). 또한같은방식의 SHIPS 모델의북서태평양버전인 STIPS도개발되어 JTWC의현업에사용중이다 (Knaff et al., 2005). 아울러허리케인센터의 DSHIPS와같은내륙상륙시에적용하는 decay-stips 도개발되어 JTWC 현업에사용되고있다. 그림 1.44 는기존 STIPS 버전대비상대적오차감소율을보인것이다. 그림 1.43 기존 STIPS 대비 2005 년버전의시간별오차감소율. - 새버전, -inland decay 버전. 출처 : Knaff et al. (2005) (2) 바람분포태풍의수평적구조를기술하는데있어서강도를나타내는최대풍속은물론태풍관련바람의범위를최소한의태풍정보에포함시킨다. 즉, 34knots, 50knots, 64knots 바람범위에대한정보를 4분위마다 (JTWC, NHC) 혹은반원마다 (RSMC-Tokyo, 한국 ) 생산한다. 이정보생산에는과거경험식에기반을둔표를참조하는방식으로부터최근마이크로파나 QuikSCAT 해상풍자료등의원격탐사자료주로사용된다. 항공관측이루틴하게수행되고있는대서양의경우를제외하면지상관측이거의없는해양에서의바람범위판정은원격탐사에거의의존한다고봐도무방하다. 대서양에서는 H*wind란분석도구가개발되어허리케인이있을때실시간으로분석된지상바람을제공한다 (Powell et al., 1996, 1998). 또실시간은아니라도

276 다른해역의태풍에대해서는사례몇개를홈페이지를통해제공하고있다 ( 그림 1.44). H*wind는분석시간에가능한모든관측자료를종합하여지상바람으로유도하여태풍주변의바람장을생산해내는분석도구이다. 항공관측자료나드롭존데자료의경우도모든지점의관측값을지상바람으로유도해낸다. 하지만미국허리케인센터에서는분석자료의신뢰도, 특히일반인들에대한공신력의문제점을들어아직현업에채택하지않는실정이다. 태풍바람의범위에대한분석의신뢰도와같은현실적문제점에도불구하고이에대한예보까지생산해낸다. 현업센터에서사용되고있는예보방식은크게 (ⅰ) 기후적특성에기반바람범위예측표 (ⅱ) CLIPER 타입의통계모델, (ⅲ) 수치모델 (ⅳ) 기후평균적용등으로요약된다. 대부분의선진태풍센터에서는 (ⅱ) 통계모델을갖고있으며우리기상청태풍센터에서도범위예측을위한통계모델을보유하고있다 ( 박종숙등, 2005b). 그림 1.44 2008 년태풍 장미 (JANGMI) 의 H*wind 분석장 출처 : AOML (http://www.aoml.noaa.gov/hrd/data_sub/wind.html)

277 (3) 활용가능한원격탐사도구 ( 가 ) QuikSCAT QuikSCAT 위성은태양동기극궤도위성으로지방시기준 06시 (+/-30분) 에적도를지나올라온다 (ascend). 약 1800km의범위를훑는데 25km 25km의수평해상도로바람벡터와 4개의 ambiguity solution이저장되어있다. 비와풍향에대한모호성 (ambiguity) 나해석의어려움때문에초창기에는현업예보자들로부터환영을받지못한적이있었으나태풍의바람장분석에 QuikSCAT 만큼유용한자료는아직없으며지금은모든현업부서에서많이활용되고있다 (Edson, 2002, 2004, 2003). ( 나 ) TRMM MicroImager(TMI) 와 Precipitation Radar(TRMM-PR) 미국 NASA와일본 JAXA(Japan Space Development Agency-Japan Aerospace Exploration Agency) 의공동프로젝트인 TRMM 위성에탑재된 TRMM-PR은태풍의구조를진단하는데있어서매우유용한도구로활용되고있다 ( 그림 1.45). PR은 247km의 swath 범위에 5km의해상도자료를생산하며 0.7 mm의빗방울까지탐지하는능력을갖고있다. 그림 1.45 2003 년태풍 매미 (MAEMI) 한반도상륙당시 TRMM-PR 영상. 출처 : TRMM 홈페이지. http://trmm.gsfc.nasa.gov/publications_dir/maemi_no3.html

278 Kodama and Yamada (2005) 에서는 1998 2002년기간동안북서태평양의 138개의태풍에대해서정지위성의 IR영상과 TRMM-PR자료를활용하여태풍의눈을탐지하였는바, IR영상만으로는 37% 만탐지가가능하였으나 PR자료에서는 89% 까지태풍의눈을탐지할수있었다고보고하고있다. ( 다 ) Stepped-Frequency Microwave Radiometer(SFMR) 미국 NOAA/AOML/HRD에서제작한 Stepped-Frequency Microwave Radiometer(SFMR) 는허리케인의지면바람의관측을위한항공기탑재차세대원격탐사기구다. NOAA WP-3D 항공기에탑재되어허리케인의눈을가로질러관측을수행한다. 극단적으로강한바람도관측할수있는데그예가 2005년 8월 28일허리케인 카트리나 (KATRINA) 중심을항공기가관통하며관측을수행하였다 ( 그림 1.46). 항공고도에서의바람과지상바람이대비되고있으며지상바람을항공고도의값으로부터 추정 이아닌실제값을얻을수있다는데큰의미가있다. 그림 1.46 2005 년허리케인 카트리나 (KATRINA) 당시 WP-3D 에탑재된 SFMR 에서관 측된지상바람과강우강도. 출처 : AOML/HRD 홈페이지 (http://www.aoml.noaa.gov/hrd/project2005/sfmr.html) ( 라 ) 마이크로파영상 NRL TC 홈페이지 (http://www.nrlmry.navy.mil/tc_pages/tc_home.html) 에서는전세계모든해역에서발생한모든열대저기압에대해서 SSM/I, TMI, AMSRE(Advanced Microwave Scanning Radiometer for EOS), QuikSCAT 자

279 료를실시간으로제공하고있으며모든현업태풍기관에서이자료를활용하고 있다. 또한 1997 년부터생산된모든자료들이보관되어있다 ( 그림 1.48). 그림 1.47 NRL TC 홈페이지화면중과거자료검색장면 (2003 년태풍 매미 (MAEMI) 가한반도상륙한직후의사례 ) 1.4. 온대저기압화 태풍의일생중에서마지막단계에서는강도에있어서단순히약화되거나, 대륙으로상륙하여약화되거나, 아니면고위도로북상하여온대저기압이되는과정을거친다. 이태풍의온대저기압화 (Extratropical Transition, ET) 과정에있어서해결하거나규명해야할몇가지과제는다음과같다. (ⅰ) 현업에있어서 ET의정의 (ⅱ) ET의관측

280 (ⅲ) ET 타이밍의예측 (ⅳ) ET 와관련된현상및예측 1.4.1. 현업과관련된 ET의정의태풍이고위도로북상하게되면흔히중위도편서풍대와합류함으로써축대칭성을상실하게된다. 따라서구조변화를겪게되며강풍역의위치또한저위도에있을때와는달라진다. 이런중위도편서풍대와의상호작용이아니더라도고위도로북상하면낮은해수면온도때문에단순히약화되기도한다. 연구자들에따라 ET와관련하여내리는정의가사뭇달라용어의통일을요한다. 일부는중위도편서풍대에들어서는거의모든열대저기압을 ET에들어섰다고광역의정의를내리는한편, 다른연구자들은열대저기압의온난핵을유지하느냐아니냐에따라 ET의여부를구분하기도한다 (Jones et al., 2003). 현업과관련해서는태풍정보생산을언제종료하느냐가큰문제가된다. 예를들어, 열대저기압으로서의구조를상실해서중위도저기압으로의완전한구조변화가이루어졌더라도그강도가최대풍속입장에서열대저기압의 TS급강도를유지한다면태풍정보를종료할수있는가하는문제가있다. 일반인들에게태풍정보의종료는태풍의위협이끝났다는것을의미하기때문이다. 생활에대한위협이중요한일반인들에게열대저기압이나온대저기압의구분은중요하지않다. 이런상황에서강한강도를유지한채로온대저기압으로변질된태풍에대해서태풍정보를종료한다면일반인들에게큰오해를불러일으킬수있다. 이런문제로캐나다허리케인센터에서는이런경우 Post-Tropical Cyclone이라고부른다. 실제로미국 NHC에서 1999년허리케인 플로이드 (FLOYD) 의경우, 허리케인정보를종료한후에도캐나다에서는 Post-Tropical Cyclone Floyd" 라고불러일반인들에게변질된 " 플로이드 (FLOYD)" 의위협에대해상기시킨바있다. 1.4.2. ET에대한관측태풍은주로해양에서활동하기때문에지상처럼일상적인관측이어렵다. 그런이유로항공기관측이이루어지는데그예로미국 NHC에서는미국본토에허리케인이접근하면일 2회항공기관측을실시한다. 대서양에서활동하다가캐나다쪽으로접근하는허리케인에대해서는관심을적게두어왔다. 하지만캐나다에서는이문제의중요성, 즉캐나다의 Atlantic Province가 ET의최대발생지역이라는점과 (Hart and Evans, 2001), 이 ET 연구에대한필요성을인식하여특별관측프로그램을구성한바있다 (Abraham et al., 2002, 2004). 당시관측장비로는역시항공기가투입되었다. 허리케인 " 마이클 (MICHAEL)" 이 2000년 10월 ET 를거치는과정을 National Research Council Canada(NRC) 의 Convair 580 항공기에탑재된드롭존데, 레이더를활용해서관측을수행하였다. 또한 2005년허리케인 오펠리아 (OPHELIA) 의경우 9월 16일, 17일양일간에는미국 NOAA의

281 HRD 와캐나다기상청의공동관측프로그램이있었다. NOAA P-3, 미공군 C-130 과에어로존데까지투입되었다 ( 그림 1.48). 그림 1.48 2005 년 9 월 16 일허리케인 오펠리아 (OPHELIA) 의 ET 기간동안항공관측 을통해얻은 700hPa 바람장 2008년에수행된 TC08/T-PARC 필드관측프로젝트에서의주요한목표중하나가 ET 관측이다. ET 구조관측, 풍하측효과, 열대저기압과중위도시스템간의상호작용등의규명을목적으로 NRL P-3, Driftsonde, WC-130 항공기들이투입되었다 ( 그림 1.49). 또한일본기상연구소에서는 TH08(Typhoon Hunter) 프로그램으로 TCS08/T-PARC 프로그램에참여하여항공기, 고층관측소의관측시간증가, MTSAT의 rapid scan을통하여관측을강화한바있다.

282 그림 1.49 TCS08 Field Experiment 의모식도. ET(Extratropical Transition) 단계에서는 일본요코타공군기지에서비행관측및 Driftsonde 관측을실시하려는계획을보여주고 있다. 1.4.3. ET 시작 종료의타이밍온대저기압화의타이밍을결정하는것도현업에있어서매우중요하고도어려운문제다. Evans and Hart (2003) 는이 ET의시작과완료에대해 phase diagram을제시한바있다. 이는상하층의온도풍정도를조사하여경압성의정도를지표로온대저기압화를판정하는것으로이알고리즘을한국에접근하는태풍이었던 2004년 " 민들레 (MINDULLE)" 에대해적용한바있다 ( 그림 1.50). 하지만이방식은분석장에기반을둔것으로분석장을만들어내는수치모델의분석방법에따라다른결과를얻을수도있어이방식만으로현업에적용하기에는무리가있다. 따라서현업센터에서는이방식을위성자료나개념모델과병합해서사용하기도한다 (Foley and Hanstum, 1994; Fogarty, 2003; Abraham and Bowyer, 2004; Hart et al., 2006). 또한우리기상청에서도독자적인위성영상, 지상일기도등을활용한온대저기압화판정과정을갖고있다 ( 그림 1.51).

283 그림 1.50 2004 년태풍 민들레 (MINDULLE) 의온대저기압화과정에 Evans and Hart (2003) 의 phase diagram 을적용한사례. 출처 : 권혁조ㆍ김지영 ( 대기, 2005) 그림 1.51 온대저기압화의현업적판정과정. 출처 : 차은정등 (2008) 1.4.4. ET impacts 예측태풍이온대저기압으로바뀐시점이후에서예측을어렵게만드는요인은온대저기압화가완료된이후에도발달을지속하는사례일것이다. 또한온대저기압화과정동안이나 ET가종료된이후에지상의바람장의변화도예보자들을곤란하게하는요인중하나다. ET 태풍이육지에상륙하면지면상태나지형에따라

284 지상바람장의급격한변화가생기며, 이로인해바람에의한피해에취약한지역이달라진다. 또한바람에의해유도되는해양의파도나해일의예측또한어려움중하나다. 지상의바람장변화에아울러 ET 과정동안태풍의구조변화로인해주요강수대가바뀌는사례또한 ET 연구에서해결해야할과제다. (1) 지상의바람 ET 과정동안의스톰의발달및재발달과정에대해현업적인가이던스는어느태풍센터에서도아직없다. 다만몇과거사례로부터 ET 과정동안바람의구조변화에대해현업적인가이던스를제시한연구가있다 (Fogarty, 2002). 또한 ET 과정동안빠른진행속도로인해진행방향의좌-우비대칭이나타나고, 이로인해최대풍지역에대해급격한변화가생기며, 일시적으로말발굽모양의강풍영역이나타나는일도보고된바있다 (Edson, 2004). 그림 1.52 에보는바와같이 2003년 3호태풍 찬홈 (CHANHOM) 의경우강풍영역은태풍중심부에모여있다가 (2003년 5월 25일 08Z) ET를거치는동안강풍역이진행방향의뒤에일시적인말발굽모양으로형성되었으며, 이후잘알려진바대로진행방향의오른쪽에최대풍구역이나타났다.

285 그림 1.52 태풍 찬홈 (CHANHOM) 의 ET 과정동안말발굽모양의최대풍영역및해 당시각의마이크로파영상. 출처 : Edson (2004) 또한태풍이찬바다위로급진하면서해면과 decoupling이발생할수있다. 이런경우위성영상에서나타나는강도보다표면에서의바람이기대치보다약할수있다. 이런고위도로북진하는태풍에대한구조변화의문제도아직미해결인상태다 ( 허리케인 마이클 (MICHAEL) 의사례, Abraham et al., 2004). 대부분의현업수치모델들은이와같은 ET 관련바람의변화에대한예측에있어서신뢰도가높지않으며 (Evans et al., 2006), 스톰의풍하측발달과정도제대로모의하지못한다 (Anwender et al., 2006). 따라서현재로는 QuikSCAT 바람장에의존하는것이표면바람장분석에있어서그나마나은전략이라할수있다.

286 (2) 파고예측 ET 과정동안진로의오른쪽바다는진행방향과같은방향으로불어오는바람때문에 trapped-fetch 공명파를야기하여높은파고를생성한다 (Bowyer and MacAfee, 2005). 태풍이온대저기압화과정을거치면서진행속도는더빨라지고강한바람장영역이넓어짐에따라최대풍속이나타나는지점을태풍의진행방향으로부터점점오른쪽으로멀어지게되는구조적변화를겪게된다. 또한최대파고는보통최대풍이지나간후 2 3시간후에도달하게된다 ( 그림 1.53). 이런근거에의해 Bowyer and MacAfee (2005) 는워크스테이션급의컴퓨터에서수행할수있는실시간파고모델을개발하여캐나다허리케인센터의현업에활용하게한바있다. 그림 1.53 TFW(Trapped-Fetch Wave) 모델에서 Track Location(TL) 에서초기의파동순 환을정의하는과정. 출처 : Bowyer and MacAfee (2005) (3) 강수예측온대저기압과정동안스톰이진행하는전면에위치한정체전선과의상호작용을통해전선부근에강한강수가유발된다. 이런현상은흔히발견되는데주로스톰진로의왼쪽수백km떨어진곳의소위 delta 형강수라일컫는다 ( 그림 1.54).

287 그림 1.54 델타강수의예. 출처 : Shimazu (1998) 이러한스톰의북쪽으로연장된강수대는상층의 outflow와도깊은연관이있다 ( 그림 1.55). 그림 1.55 의모식도는스톰의남쪽으로감싸도는 high PV의하강기류와연관된건조공기의침투에따라스톰진행방향의오른쪽보다는왼쪽으로강한대류와강수가있음을보이고있다. 이런근거로미국 HPC(Hydrological Prediction Center) 에서는 ET 과정에있는스톰의강수분포를예보하는데있어서강한강수역을보통보다약간왼쪽으로치우치게하는간단한룰을개발하여적용하고있다 (Roth, 2006). 그림 1.55 ET 과정의모식도. 도트영역은강한대류와강수역을의미. 출처 : Kitabakake (2002)

288 1.5. 태풍의기후적특성및장기예측 전세계적으로 1년에발생하는열대저기압은대략 80 90개정도이며이의연변동은대단히크다 (Neumann, 1993). 그중약 33% 를차지하는북서태평양도예외는아니어서연평균 27 28개 ( 기상청홈페이지 ) 정도가북서태평양에서발생하지만그연변동이상당히크다. 적게는 2010년 14개로부터 1967년 39개까지거의 2.5배의차이를보인다. 게다가대략 10년정도의주기로발생빈도의달라짐도보이며최근 10여년은평균보다적은수의태풍이발생하고있는추세다 ( 그림 1.56). 그림 1.56 1951 2009 년기간북서태평양태풍발생수. 출처 : 공주대학교태풍연구센터 (http://typhoon.or.kr) 태풍의개별적발생을고려할때, 태풍발생의조건으로알려진높은해수면온도, 충분한하층습기, 조건부불안정한대기등의열역학적인조건과함께약한바람의연직시어, 하층의와도및수렴등 (Gray, 1979) 역학적조건이열대해상에서는항상있음에도불구하고그러한조건을만족한다고하더라도태풍이항상발생하는것은아니다. 더욱이 그림 1.56 에보듯이극심한변화를보이는태풍의장기변동을설명한다는것은결코쉬운일이아니다. 전세계의각해역마다다른특성이있겠으나 1.5.1절에서는북서태평양에한정하여현재까지알려진혹은주장된태풍발생의장기변동과연관된기후인자들을소개하고주장된내용을정리한다. 1.5.2절에서는최근핫이슈인지구온난화와태풍활동에대해, 그리고 1.5.3절에서는현재까지알려진태풍의장기예측 / 계절예측에대해정리한다. 1.5.1. 태풍발생관련기후인자들 (1) El Niño/Southern Oscillation(ENSO) ENSO와태풍활동사이의관계에대한이론은비교적잘정립되어있다. 이를정리하자면,

289 (ⅰ) ENSO와북서태평양의총태풍발생수와는연관이별로없다 (Lander, 1994). (ⅱ) 엘니뇨가발생하면북서태평양의동쪽까지적도부근의해수면온도가평소보다높아짐에따라평년에비해북서태평양의동쪽에서그리고저위도에서태풍이많이발생한다 (Chan, 2000; Chia et al., 2002, 그림 1.58 ) (ⅲ) 엘니뇨다음해태풍발생수가줄어든다. EN-1, EN, LN, LN+1의경우에는국지적으로다른양상을띤다 ( 표 1.4). (ⅳ) 태풍발생위치가해역의동쪽과저위도로치우침에따라태풍이활동하는기간이길어지므로평소보다강한태풍이많아진다 ( 그림 1.58). (ⅴ) 같은이유로전향하는태풍이많아지며전향점도평소보다동쪽으로치우친다. 그림 1.57 연도별평균태풍발생위치. 출처 : Chia and Ropelewski (2002) 그림 1.58 강도와기간을고려한태풍활동지수인 ACE의엘니뇨, 라니냐해비교. 엘니뇨때의 ACE가라니냐해의 ACE보다훨씬크다는것은엘니뇨때태풍이생존기간이길고강도도강했음을의미한다. 출처 : Camargo and Sobel (2005)

290 표 1.4 엘니뇨해 (EN), 이전해 (EN-1), 다음해 (EN+1) 북서태평양의태풍활동에대한 정리. 출처 : Chan (2000) (2) Quasi-Biennial Oscillation(QBO) 대서양의허리케인발생수및활동과준 2년주기진동 QBO는분명한관계가있다 ( 그림 1.59, 표 1.5). 이후추가연구들에서도그러한관계가확인되었다 (Henderson-Sellers et al., 1998). 그림 1.59 에서보듯이허리케인활동이 QBO의서풍계때가동풍계때보다훨씬활발하였다. 1950 1982년기간동안대서양의허리케인활동에대해 표 1.5 에정리되었다 (Gray et al., 1984). 서풍계절동안평균열대저기압수는 11.1개, 허리케인수는 7.4개, 허리케인일수는 33.6일이었던데비해동풍계절동안에는열대저기압수가 8.2개, 허리케인수가 5.2개허리케인일수는 17.7일로현격한차이를보였다. 열대대류권의풍계가동풍인상황을고려할때성층권하부의바람이동풍일경우는대류권전체에걸쳐서바람시어가크다는것을의미한다. 반대로성층권하부의풍계가서풍일경우는 ( 적도에서 ) 중위도에는 QBO와상관없이동풍이붊으로열대에서는동풍이약해짐을의미한다. 따라서대류권의동풍계와관련을짓는다면대류권전체에연직시어가작아진다는것을뜻한다. 따라서서풍계의 QBO가태풍발생의호조건을제공한다는것이다. 그림 1.59 각 QBO 풍계에해당하는대서양허리케인의활동및진로. ( 좌 ) 서풍계, ( 우 ) 동풍계. 출처 : Gray et al. (1984)

291 표 1.5 QBO 위상에따른대서양허리케인의활동. 출처 : Gray et al. (1984) 위에서설명된 QBO와열대저기압과의관계를열대대류권의연직시어에서찾자면전세계모든해역에서도같은관계, 즉서풍계열의 QBO 시에활발한태풍활동이있어야하지만북서태평양태풍은오히려그반대다 ( 표 1.6). 다른연구에서도 QBO와태풍활동이모든해역에서똑같지는않다고보고하고있다 (Henderson-Sellers et al., 1998). 표 1.6 북서태평양과호주해역에서의 QBO phase 에따는태풍활동. 출처 : Collimore, 1989) (3) Antarctic Oscillation(AAO) 북서태평양여름철태풍활동에남극진동 AAO가영향을미친다는보고도있다 (Ho et al, 2005). Ho et al. 에의하면 AAO의양의위상일경우남반구에는남동호주부근에거대한고기압이강화되며북반구에서는동중국해에비교적약한고기압이형성된다. 남반구의고기압으로부터창출되어적도를가로지르는흐름이

292 강화되고이로인해적도부근의대류활동을강화시키며북서태평양의대규모순 환과태풍활동을강화시킨다는것이다. 그림 1.60 남극진동이북서태평양태풍활동에미치는영향에대한모식도. 출처 : Ho et al. (2005) (4) Madden-Julian Oscillation(MJO) 매든-줄리안진동 (MJO) 는적도를따라대류성클러스터가동쪽으로진행하여지구를지속적으로순환하는현상을말한다. 적도를한바퀴순환하는기간은대략 30 60일사이다. 이런이유로 30 60일진동이라불리기도하며이파동의메커니즘은적도켈빈파다. 대류세포의중심이각해역을지날때대류세포의큰부분이 20 N 범위까지북쪽으로치우치면해당해역의태풍발생이강화되기도한다 ( 그림 1.61). Liebmann (1994) 는 OLR과 200/1000hPa에서의발산과수렴장을사용하여 MJO와태풍활동의관계를정량적으로제시하였다. OLR이음의아노말리값을보일때 (1000hPa에서의수렴이있을때, 200hPa에서의발산이있을때 ) 태풍발생수가그렇지않을때에비해 2배이상많음을보였다 ( 그림 1.62).

293 그림 1.61 15 N 에서 30 60 일필터된 OLR 과 ( 빗금영역 : 음의 OLR 즉대류활동활발 ) 10 N-20 N 사이의태풍발생위치 ( 짙은검정 ). 출처 : Nakazawa (1986) 그림 1.62 ( 좌 ) 양 / 음의 OLR phase에서 ( 중 ) 200hPa 에서의발산 / 수렴시기동안 ( 우 ) 100hPa 수렴 / 발산시기동안관측된태풍발생수 (100일로정규화함 ). OLR과발산 / 수렴은 9.5 N-14.5 N 사이의평균값이며 35 95일창으로필터한값. 태풍발생수는 7 N-17 N, 60 E-180 E 범위에서취함. 출처 : Liebmann (1994) (5) 티벳고원의눈덮이북서태평양의태풍활동에영향을미치는요인중하나로티벳고원의눈덮이를주목하는연구들도있다. Xie et al. (2005) 은북서태평양태풍개수와중국에상륙하는태풍의개수가이전해겨울부터당해년봄까지의티벳고원의눈덮이와음의

294 상관관계에있다고보고한바있다. 티벳고원의눈덮이는티벳고기압의범위에걸쳐있는대규모의순환에영향을미치므로북태평양고기압의활동에도영향을미쳐결국은태풍활동에도영향을미치는것으로판단된다. 한편한반도에영향을미치는태풍으로범위를한정하면티벳고원의눈덮이 (snow cover) 가한반도영향태풍수와도음의상관관계가있다는최근연구도있다 ( 그림 1.63). 그림 1.63 티벳고원의눈덮이아노말리가 (a) 양인경우 (b) 음인경우, 한반도태풍진 로및 500hPa 고도장및태풍의위치및강도분포. 출처 : Choi and Kang (2008) 1.5.2. 지구온난화와태풍활동 IPCC(Intergovernmental Panel on Climate Change) 의보고서인 Impact, Adaptation and Mitigation of Climate Change (Watson et al., 1996) 에의하면, 지구온난화와태풍활동에관하여 온실가스의조건하에열대저기압관련수치모의실험은 (i) 현재 GCM에서는태풍이제대로모의될수없으며 (ii) ENSO와같은현상이 GCM에서제대로모의되고있지못하며 (iii) 태풍에영향을미치는다른대기순환이아직확실히규명되지못하였으며 (iv) 태풍의자연변동이매우커서작은경향의추세는노이즈에속할수있다는이유를들어 ( 중략 ) 결론적으로지구온난화와관련해서열대저기압의빈도, 발생영역, 발생시기, 평균강도, 최대강도가어떻게바뀔지에대해서말하는것은가능하지않다 고기술하고있다.

295 지구온난화와태풍활동에대한앞으로의전망에대해서 IPCC 보고서와같이여러불확실성을들어결론을유보하는것은물론이거니와과거수십년동안의태풍활동에대해서도확실한결론을내기어렵다. 최근들어 Webster et al. (2005) 은허리케인등급마다의빈도수의연변화에서강한등급의허리케인 ( 등급 4, 5) 의횟수가증가하고있음을보여태풍의강도가해마다강해지고있다는주장을하였다 ( 그림 1.64). Emanuel (2005) 도이와비슷하게풍속의 3승에비례하는계수로정의된 PDI(Potential Destructiveness Index) 란지수가해수면온도의증가와같은경향으로해마다증가하고있음을들어태풍의강도가강해지고있다고주장하였다 ( 그림 1.64). 하지만 Kamahori et al. (2006) 은 RSMC 자료를사용해서상기와반대의결과를제시하였으며, Kossin et al. (2007) 은객관분석된태풍강도자료를사용해서오히려전지구적으로 PDI가감소하고있다는결과를제시하였다. IPCC 보고서에기술된열대저기압과관련된불확실성에추가해야할사항은현재분석자료마저도특히강도에있어서그정확도가불확실하다는점이다. 최근북서태평양의태풍에대해 RSMC와 JTWC 자료를비교분석한연구에서같은태풍에대해양기관의강도분석차이가매우컸다는것이밝혀졌다 ( 그림 1.65). 그차이는최근에들어올수록점차줄어들고있지만이러한자료로수십년이상의기후적변화를논하는것이그리의미있는것인가는의문이다. 그림 1.64 (a) 등급별허리케인빈도수의매 5 년변화, 출처 : Webster et al. (2005), (b) PDI 와해수면온도의연변화. 출처 : Emanuel (2005)

296 그림 1.65 과거 30 년 (1977 2006) 동안 RSMC 와 JTWC 에서발표한태풍에대한풍속 비교. 균질한비교를위해 RSMC 기준 TS 급이상의경우만채택. 출처 : Kwon (2008) 1.5.3. 태풍의장기예측 현재태풍장기예측을발표하는기관및그내용을정리하면다음과같다. (1) 미국 NHC NHC에서는 CPC(Climate Prediction Center) 에서제공하는허리케인계절전망 (hurricane season outlook) 을발표한다. 허리케인계절전망은매년 5월에첫발표그리고 8월에수정발표를한다. 또한대서양쪽의열대저기압에대해서만한정한다. 내용은매우규격화되어있다. 첫째, 계절전망에대한해석에주의할점에대한당부를맨처음에둔다. 예를들어허리케인관련재해는 active season이나 quiet season이나언제든일어날수있으니대비에만전을기해달라는당부, NOAA는허리케인상륙수를예측하지않는다는점, 예보의불확실성에대한유의및그근거를제시한다. 말하자면엘니뇨 / 라니냐에대한예측의불확실성, 해수면온도예측의불확실성등으로예측이불확실할수있다는점을맨처음에두어독자의주의를환기시킨다. 둘째, 계절전망의요약을제시한다. 여기서는표와그림을사용하여당해연도허리케인시즌에서의태풍활동이평년보다높을지, 낮을지평년수준일지에대해확률로제시하고 TS, hurricane, major hurricane의발생수를범위로표시한다 ( 그림 1.66). 셋째, 이예측의기상학 / 기후학적인근거를제시한다. ENSO와대서양의해수면온도, 무역풍과의관계등, 계절전망을생산하게된과학적근거를제시한다. 끝으로계절전망을생산한 NOAA 직원들의이름을제시한다.

297 NHC에서허리케인계절전망을생산하는방법은 CPC의 Gerry Bell, Jae Schemm, NHC의 Eric Blake, Chris Landsea, Richard Pasch, HRD(Hurricane Research Division) 의 Stanley Goldenberg 등의과학자들의 'conference' 에의한것이다 (Bell et al, 2006; Gray, 1984; Goldenberg et al., 2001). 즉객관적모델없이 CPC, NHC, HRD의과학자개개인의전문가적지식에의한복합체라는뜻이다. 그림 1.66 2009 년 5 월발표 NOAA 의 2009 년허리케인계절전망 (http://www.cpc.ncep.noaa.gov/products/outlooks/hurricane2009/may/hurricane.shtml) (2) 미국콜로라도대학교 Gray 교수팀콜로라도대학교의 Bill Gray 교수팀에서는과거 20여년동안허리케인에대한장기예측을발표해왔다. 예보방식은그동안변화가있었다. 초창기에는 QBO 인자 (30hPa, 50hPa에서의동서바람 ), 사헬지방의강수량, 대서양의해수면온도, 남방진동지수 (SOI: Southern Oscillation Index) 등이예측인자로구성된회귀방정식을이용한예측으로부터 (Gray et al., 1992, 1994), 현재는 NTC(Net Tropical Cyclone) 지수를계산하고 NTC로구성된간단한선형방정식으로대서양의태풍활동을예측하여발표하고있다 ( 그림 1.68).

298 그림 1.67 Bill Gray 교수팀의허리케인장기예측홈페이지 (http://typhoon.atmos.colostate.edu/) (3) European Centre for Medium-Range Weather Forecasts(ECMWF) 유럽중기예보센터 ECMWF에서는앞으로 5개월동안전세계모든해역에서발생할태풍개수를매월발표한다 ( 그림 1.69). 저해상도버전의대기-해양접합 ECMWF 모델을사용한앙상블예측시스템을기반으로한다. 대기모델의해상도는수평적으로는 T63, 연직으로는 10hPa을모델상한으로둔 31층이다. 해양모델은중위도에서 2 의해상도, 열대지역에서는엘니뇨와적도파동에대한보다정확한모사를위해해상도를 0.5 로증가시켰다 (Vitart and Stockdale, 2001). 과거사례로모델훈련기간동안각해역에서모델에서감지되는태풍의개수와관측된태풍의개수사이의차이를통계적보정을통해각계절마다보정인자를추정한다. 이보정인자를해역마다결정하고실제예보에서는모델에서감지되는태풍의수에보정인자를곱하여태풍발생수를예측하는방식을취한다.

299 표 1.7 ECMWF 태풍계절예측시스템의검증결과. 예측과관측의상관계수. 괄호안 의숫자는유의수준. 출처 : Vitart et al. (2001) 그림 1.68 ECMWF 의태풍계절예측페이지. (http://www.ecmwf.int) (4) 홍콩시립대학교 Chan 교수팀홍콩시립대학교의 (City University of Hongkong) Chan 교수팀에서는 PPR (Projection Pursuit Regression) 방식으로구축된통계모델을기반으로연 2회 (4월, 6월 ) 북서태평양전체와남중국해에서발생할 TD급이상, TS급이상, TY 급태풍의개수에대한예측을발표한다 ( 그림 1.69). 예측에는 Niño 지수, WP(Western Pacific) 지수, NAO(North Atlantic Oscillation) 지수등과같은기존의월별기후지수와중국기상국에서생산된티벳고기압지수등의월별지수들이독립변수로서의예측인자로사용된다 (Chan et al., 1998).

300 그림 1.69 홍콩대학 Chan 교수팀의태풍계절예측 (http://weather.cityu.edu.hk) (5) Tropical Storm Risk(TSR) 태풍관련민간기상업체인 TSR(Tropical Storm Risk) 에서는자체개발된통계모델기반으로대서양, 북서태평양, 호주해역에대해 ACE(Accumulated Cyclone Energy) 지수, 매우강한허리케인, 허리케인, 열대폭풍의개수의예측을제시한다 ( 그림 1.71). 예측모델은기본적으로회귀모형이지만각해역마다조금씩다른방식을취한다 (Lea and Saunders, 2006). 대서양의경우에는 3 영역으로나눈다. 주발생지역 (MDR: Main Development Region), 카리브해와걸프지역, 그리고나머지지역을해서각지역마다 8 9월의평균해수면온도를 ENSO-CLIPER 모델의자체개발버전으로예측하고, 이예측된해수면온도를예측인자중하나로택한다. 또다른예측인자로 7 9월의카리브해지역의무역풍예측값을사용한다. 북서태평양의경우에는예측된 8 9월 Niño-4 해수면온도를예측인자로사용한다. 이렇게해역마다예측인자로구성된회귀모형으로해역마다의태풍활동을예측하여홈페이지를통해서발표한다.

301 그림 1.70 TSR 의태풍계절예측페이지 (http://tropicalstormrisk.com) (6) 태풍의계절예측관련국내연구국내에태풍관련연구분야에있어서연구자대비집중도가높은분야는단연계절예측분야다. 공주대학교권혁조교수팀은 5월과 8월에각각여름철 (6 8월) 과가을철 (9 11 월 ) 3개월동안발생할북서태평양의태풍의개수, 그중한반도에영향을미칠태풍수, 그리고활동지수인 NTA(Normalized Typhoon Activity) 지수를예측하는모델을개발하였다 (Lee et al., 2007; Kwon et al., 2007). 이결과는지금까지기상청기후예측과에전달되어 3개월전망을발표하는데중요자료로사용되어왔다. 서울대학교허창회교수팀에서는태풍의장기변동에대한활발한연구와함께태풍계절예측모델을개발하여동중국해에서발생할태풍에적용하였다 (Ho et al., 2009; Kim et al., 2009). 부경대학교변희룡교수팀에서도한반도에영향을미치는태풍수가티벳고원의눈덮이 (TPSC: Tibetan Plateau Snow Cover) 와밀접한연관이있다는점에착안하여 TPSC와관련종관장이예측인자로구성된통계모형을구축하여한반도영향태풍개수를예측하는통계모델을개발하였다 (Choi, 2009).