09.109~121.fm

Atmosphere. Korean Meteorological Society Vol. 21, No. 1 (2011) pp. 10921 y1), *Á x1) 2) 1) w y lw»y w 2)w w ks l ( : 2011 2 13, y : 2011 3 9 ) A New Look at Changma Kyong-Hwan Seo 1), *, Jun-Hyeok Son 1), and June-Yi Lee 2) 1) Division of Earth Environmental System, Department of Atmospheric Sciences, Pusan National University 2) International Pacific Research Center and Department of Meteorology, University of Hawaii, USA (Received : 13 February 2011, Accepted : 9 March 2011) Abstract : This study revisits the definition of Changma, which is the major rainy season in Korea and corresponds to a regional component of the East Asian summer monsoon system. In spite of several decades of researches on Changma, questions still remain on many aspects of Changma that include its proper definition, determination of its onset and retreat, and relevant large-scale dynamical and thermodynamical features. Therefore, this study clarifies the definition of Changma (which is a starting point for the study of interannual and interdecadal variability) using a basic concept of air mass and front by calculating equivalent potential temperature (θ e ) that considers air temperature and humidity simultaneously. A negative peak in the meridional gradient of this quantity signifies the approximate location of Changma front. This front has previously been recognized as the boundary between the tropical North Pacific air mass and cold Okhotsk sea air mass. However, this study identifies three more important air masses affecting Changma: the tropical monsoon air mass related to the intertropical convergence zone over Southeast Asia and South China Sea, the tropical continental air mass over North China, and intermittently polar continental air mass. The variations of these five air masses lead to complicated evolution of Changma and modulate intensity, onset and withdrawal dates, and duration of Changma on the interannual time scale. Importantly, use of θ e, 500-hPa geopotential height and 200 hpa zonal wind fields for determining Changma onset and withdrawal dates results in a significant increase (up to ~57%) in the hindcast skill compared to a previous study. Keywords: Changma, Onset and withdrawal, Equivalent potential temperature, Air mass, Stationary front 1. ks, š ks (Wang and LinHo, Corresponding Author: Kyong-Hwan Seo, Department of Atmospheric Sciences Pusan National University Busan, Korea Phone : +82-51-510-2181, Fax : +82-51-515689 E-mail : khseo@pusan.ac.kr 2002), w ü w w.» s ww ü ù 1 ü w.» z w s³ ú w (Table 1)» s w (1981~2010»z s³) w ü w x w ùkü (Fig. 1a). 109

110 Table 1. Climatological mean onset and withdrawal dates and duration of Changma, and station-recorded accumulated precipitation during Changma. Region Onset date Withdrawal date Duration (days) Precipitation (mm) Middle Korea 6.24~25 7.24~25 31~32 103~785 Southern Korea 6.23 7.23~24 31~32 73~653 Jeju Island 6.19~6.20 7.20~21 31~32 102~1167 Fig. 1. Accumulated climatological precipitation (mm) at 60 stations for (a) Changma period (first Changma period) and (c) summer (JJA). Percentage (%) of accumulated climatological precipitation with respect to annual total precipitation for (b) Changma period (first Changma period) and (d) summer (JJA). w» wz» 21«1y (2011)

š 26 ~ 32% ƒ» ü (Fig. 1b). wr 6, 7, 8 ( 2 f ƒ sww» ) ü (Fig. 1c) 500 ~ 900 mm» ( w ) ü s(fig. 1a) w. 50 ~ 60% w w ƒ» ü (Fig. 1d). ü j ùkü,» ƒ, w. ù p» ƒ ü» w l. w w y djw» ù w ks» w x š (½Ÿ, 1992;, 2001;, 2006;, 2006). wr, w» wz(1999) w» w» (1995) ks»» ks» ydjw» š ³ w. yw w x w w» w š w ³ v w. wr, w wš w, ù p ùký. p, ks š» š» e, d p, y, y,», El Nino and Southern Oscillation (ENSO)» w w w x w x (e.g., 1998;, 1997; Á, 1991;, 1999; w, 2003; Enomoto et al., 2003; Ha and Lee, 2007; Huang, 2004; Huang et al., 2004; Liu and Yanai, 2002; Lu et al., 2001; Lu, 2002; Oh et al., 2000; Sampe and Xie, 2010; Xie and Saiki, 1999; Xie et al., 2009; Yang et al., 2007; Yasunari, 1990; Yun et al. 2008). š» d w ƒ š, Wang et al. (2007) 1778 l d d» d w w w p ùk ù» w. w 1970 (Ho et al. 2003) 1993/1994 (Kwon et al. 2005) ù w y w w. w x ³ w yá x 111 w ƒ w, x w ƒ? w w w w w. w ƒ v w. (θ e ) w w» yw š, n»zw mw x wš w. š w k d p mw š w w wš w. 2. 2.5 2.5 CMAP (Climate Prediction Center Merged Analysis of Precipitation) 5 s³ (pentad) w. w 2.5 2.5 NCEP/DOE (National Centers for Environmental Prediction/Department of Energy) w. 1979 l 2008 ¾ w š,» w s³ xk» w 30 s ³w w. ƒ w xk» w w w ks š» d p r. ks š» txw» w 500 hpa 5880 gpm 5820 gpm š w š, d p t xw» w 200 hpa w.» w» w w œ» sw» g sw g w š w»» w w z. w ƒ d» w, Bolton (1980) w w. 1 T L = --------------------------------------- + 55 R ln -------- 1 100 --------------- ------------------ T k 55 2840 (1) w T L š š, R, T k. w T L yw (r) (2) w w. Atmosphere, Vol. 21, No. 1. (2011)

장마의 재조명 112 θe = Tk 1000 ------------ 0.2854 ( 1 0.28 10 3 r) p -----------exp 3.376 T - 0.00254 r(1 + 0.81 10 r) (2) 3 L 그리고 장마전선은 일반적으로 동서 방향으로 길게 형성 되어 남북 방향으로 상당온위 차이가 크다는 점 을 바탕으로 상당온위의 남북경도( ye )를 계산하여 최소값이 나타나는 지역을 장마전선(또는 전선면)이 존재하는 위치로 추정하였다. Fig. 2에 그 예를 보인 다. Fig. 2a는 2006년 6월 17일 12UTC 지상일기도이 고 Fig. 2b는 그 날 하루 평균 850 hpa 상당온위 남 북경도로, 상당온위 남북경도의 최소지점이 대략 동 서로 걸쳐있는 지상의 장마전선의 위치와 거의 흡사 하다. 실제로 지상의 전선보다 약 1 ~2 정도 북쪽에 위치하는 것을 볼 수 있는데 이는 사용한 재분석자료 θ ------- 가 일평균자료이기 때문에 또는 지상일기도의 전선표 시가 부정확하거나 아니면 장마전선면이 상층으로 올 라가면서 조금 북쪽으로 기울어 형성되기 때문인 것 으로 추정된다(향후 고해상도 자료를 사용하여 확인 이 필요함). 흥미로운 것은 중국 중동부 지역에서도 메이유 전선이 형성되어 있는 것을 Fig. 2b를 통해 추 측할 수 있는데 지상일기도에서는 중국의 전선이 누 락되거나 편의상 제외된 것으로 생각된다. 중국의 이 러한 메이유 전선 부근의 지상관측소 일기 상황을 보 면 남북으로 급격한 풍향의 변화 및 기온의 차이가 기록되어 있어 이곳에도 실제로는 몬순 전선이 존재 하는 것으로 최종 판단할 수 있다. 또 다른 흥미로운 점으로, Fig. 2a에서 일본 동부 해상의 정체 전선은 온난 기류의 강도가 더 크다는 의미에서 온난 전선형 의 표시 지역(빨간 온난전선 표시)을 보이고 있는데 Fig. 2b에서 보면 이 곳은 상당온위 남북경도 최소값 이 특히 강하게 나타나는 지역과 일치한다. 따라서 북 태평양 고기압의 장출에 따라서 서풍 또는 남서풍의 온난습윤한 공기 이류에 의해 전선의 강도가 더 강해 지는 경향이 있다는 것을 시사한다. 3. 결 과 장마의 일반적 특징 본 연구에서는 장마의 일반적인 특징을 분석하기 위해 기후학적인 장마 기간인 6월 21일부터 7월 20 일까지 평균된 자료를 사용하였다. Fig. 3는 장마기간 동안의 850 hpa에서의 상당온위와 상당온위의 남북방 3.1. Climatological mean equivalent potential temperature (K) averaged over the lower troposphere (925~700 hpa) (color), meridional gradient of equivalent potential temperature for the lower troposphere (dashed line, K m 10 ), and 5880 gpm (thick black line) during average Changma period (6/21 ~ 7/20). Fig. 3. (a) Surface weather chart (1200 UTC 17 July 2006) and (b) corresponding daily mean meridional gradient of 850 hpa equivalent potential temperature (contour interval is 2 10 ). Fig. 2. 5 한국기상학회 대기 제21권 1호 (2011) 5

서경환 손준혁 이준이 향 경도 그리고 500 hpa에서의 5880 gpm을 나타낸 것 이다. Fig. 3에서 음영(color)으로 나타낸 상당온위를 보면, 한반도 남쪽 제주도 부근에서 남북 방향으로 상 당온위의 차이가 크게 나타난다. 이 지역은 열역학적 성질이 서로 다른 기단들이 만나 전선이 형성된다. 먼 저, 한반도 주변의 상당온위를 보면, 남중국과 인도를 포함한 넓은 지역에 높은 상당온위의 열대 몬순 기단 (여름철 열대 수렴 지역인 intertropical convergence zone(itcz)의 서쪽 확장밴드에 해당)이 위치하고, 몽 골 지역에는 상대적으로 낮은 상당온위를 가진 대륙 성 기단이 존재한다. 그리고 오호츠크해 지역에 한랭 건조한 기단이 위치해있고, 서태평양 지역은 온난한 해양성 기단이 위치해 있는 것을 볼 수 있다. 이렇게 서로 다른 성질을 가진 기단들이 한반도, 일본, 중국 동부 지역에서 충돌하게 되면서 여름철 장기간 지속 되는 장마, 메이유, 바이유 강수밴드를 형성하는 것이다. 그림에서 점선은 상당온위의 남북경도를 표현한 것 으로 지역적으로 극소치에 해당하는 곳이 대략적인 정체전선의 위치를 나타낸다. 여기서 메이유 전선은 열대 몬순 기단과 온대 대륙성 기단 사이에서 결정되 고, 바이유 전선은 북태평양 기단과 오호츠크해 기단 사이에서 주로 생성된다. 여기서 메이유에 영향을 주 는 기단의 성질을 분석하면 남북간의 습도차이가 온 도차이보다 전선을 만드는데 중요한 역할을 하는 반 면, 바이유의 경우는 습도차이와 온도차이 모두 전선 을 만드는데 중요한 역할을 한다. 따라서, 메이유와 바이유 사이에 위치하는 장마는 우리에게 잘 알려진 북태평양 기단과 오호츠크해 기단을 포함한 네 개의 서로 다른 성질을 가진 기단 모두로부터 영향을 받기 때문에 매년 그리고 한 계절내에서도 복잡한 양상을 가지게 된다. Fig. 4은 장마기간 동안의 200 hpa의 동서 바람(zonal 113 wind), 850 hpa의 바람 그리고 강수를 나타낸 것이다. 진한 실선으로 나타낸 상층 제트와 음영으로 표현한 강수를 보면, 상층 제트가 한반도 상공에 위치해 있 고 강수는 제주도, 한반도 남부, 중부지방, 그리고 일 본 남부지역에 많은 양이 내리는 것을 볼 수 있다. 이 것은 상층과 하층의 시스템이 서로 상호작용하는 과 정에서 상층제트가 강수밴드보다 약간 북쪽에 위치한 다는 것을 보인 Kodama (1993)의 결과와 일치한다. 또한 제트의 출구에 한반도가 위치해 있어 간접 순환 의 상승류가 발생하는 구역에 해당하므로 장마기간에 연직속도가 증가하는 경향을 잘 반영하고 있다. 벡터 로 표현된 850 hpa 바람을 보면 한반도 남쪽에서부터 북태평양 고기압 가장자리를 따라 남풍 또는 남서풍 이 부는 것을 볼 수 있는데, 이러한 하층제트의 형성 은 장마전선의 활성화에 필요한 수증기를 수송하는 역할을 하게 된다. 장마의 이해를 위해서는 수평구조 뿐만 아니라 장 마의 연직 구조를 이해하는 것이 중요하다., Fig. 5는 연직바람(omega: pressure velocity), 동서 바람, 상당 온위와 상당온위 남북경도를 120 ~140 E 구역에서 장 마기간 동안 평균하여 나타낸 것이다. Fig. 5a를 보 면, 35 ~40 N 사이에 상층 제트가 존재하고 하층 제 트는 30 ~35 N 사이에 존재하므로 고도가 올라감에 따라 북쪽으로 기울어져있는 구조를 가진다. 또한 중 Climatological mean (a) omega (color, Pa s 10 ) and zonal wind (contour, m s ), and (b) equivalent potential temperature (shaded, K) and meridional gradient of equivalent potential temperature (contour, K m 10 ) during average Changma period (6/21 ~ 7/20). Fig. 5. 2 Climatological mean precipitation (color, mm day ), 200 hpa zonal wind (thick line, m s ) and 850 hpa wind (vector, m s ) during average Changma period (6/21 ~ 7/20). Fig. 4. 5 Atmosphere, Vol. 21, No. 1. (2011)

장마의 재조명 114 위도 상층 제트가 있는 지역의 하층과 열대 지역(10 N 주변)에 강한 상승운동이 있는 것을 볼 수 있는데, 중 위도 지역의 상승운동은 장마 전선과 관련하여 나타 나는 심층 대류 현상에 의한 것으로 400~500 hpa에 중심이 나타난다. 이러한 중위도 지역의 지속적인 상 승운동은 중위도 제트를 강화시키는 역할을 하게 된 다. 한편, 열대 지역에서 나타나는 상승기류는 북서태 평양 여름 몬순에 의한 강수 때문에 생성되는 것이다. Fig. 5b에서 상당온위 남북경도의 최소값 지점(점선) 은 Fig. 5a의 중위도 상승운동이 있는 지역보다 약간 북쪽에 위치한다. 이것은 대류권 하층의 상당온위 남 북경도의 최소치는 강수의 최대 지역보다 약간 북쪽 에 위치하는 것을 의미한다. 또한 한반도가 있는 35 N 를 기준으로 상층으로 갈수록 북쪽으로 기울어져있는 것을 볼 수 있어 제트의 위치가 상당온위 경도의 최 소값이 위치한 지역과 일치하는 것을 알 수 있다. 이 러한 구조는 역학적으로 온도풍 관계를 만족하는 것 으로, 상당온위의 남북방향 경도가 장마 메커니즘을 이해하는데 중요한 변수로 이용될 수 있음을 의미한다. 장마전선의 시간에 따른 변화 마기간 동안의 일반적인 특징과 더불어 시간에 따 른 장마의 발달과 쇠퇴 과정을 보기 위해 6월부터 7 월까지 10일 간격으로 평균하여 Fig. 6에 나타내었다. 3.2. Climatological mean 10-day average precipitation (color), meridional gradient of 850 hpa equivalent potential temperature (dashed line, K m 10 ), 5880 gpm (thick red line) and 5820 gpm (thin red line) isolines during June and July. Fig. 6. 2 한국기상학회 대기 제21권 1호 (2011)

, «wd û, É 500 hpa 5880 gpm š, s t 5820 gpm š ùkü.» 5880 gpm ks š», 5820 gpm ks š» w. 6 1 ~6 10» ƒ ks š» ƒ w l û w ¼.» w w». 6 11 ~6 20» ƒ w ƒ w»» w s³ 6 19 sww. š s³ w,» š ƒ w w m Table 1 w. w» ƒw, ú ƒ ƒ w» ƒ. 6 21 ~6 30 ƒ w, ù ƒ w».» w û ƒ,» l w». 7 1 ~7 10 w, w š ƒ. 7 11 ~7 20» w e w ƒ ü. w w.» w ƒ»ƒ w ƒ ew». 7 21 ~7 31» w» x w w ew.» ü w ƒ w ùkù y ƒ j.» ù (7 20 l 7 25 ) w w. w» w ew ew w, w» w» w». Fig. 7 8 9 ¾ w ùkü Fig. 6. 8 1 ~8 10» yá x 115 w x» w. š (145 E, 25 N ) ks š» ks (160 ~ 180 E) š» y, w y 8 11 ~8 20» y š» ks š» ñ. w yw» y w» w ƒ w ks š» y w ks š» y ƒ w j s û. w w x ks š» y w. w p š z wš w. wr, 8 21 ~8 31 w wš, w y w w ƒ x». z w x 2 ƒ. 30»zw s³ w w ûww ó û w y w xkƒ w. w w w e. 2 w ƒw. w,»zw w y y w ù 2 w, ùkù. 9 ûww.» ûww 9 ew w w» w ûww y w œ» û ü». š 9 6, 7 x w, w ks š» y w k s š» ƒ»». 3.3. Fig. 6 Fig. 7 mw»zw 6 l 9 ¾ w ƒ w w. w y ƒ w ùkù, 120 ~ 140 E s ³w w w y g txw. Fig. 8, Atmosphere, Vol. 21, No. 1. (2011)

장마의 재조명 116 당온위 남북경도, 5820 gpm 등고선 그리고 강수량 자 료의 5일 평균을 나타낸 것이고, 두 수직선은 장마의 평균 시작과 종결 날짜를 나타낸다. 먼저 장마 전선 의 위치를 의미하는 점선으로 표현된 상당온위 남북 경도를 보면 최소지점이 제주도가 있는 32.5 N을 지 나가면서 장마가 시작되고, 7월 말까지 계속 북상하 게 된다. 하지만 각각의 변수 별로 보면 약간의 차이 가 있는데, 먼저 음영으로 표현된 상당온위를 보면 335 K 선이 평균 장마 시작시기보다 5일정도 늦게 제 주도 지역을 지나가는 것을 볼 수 있다. 그리고 붉은 선으로 표현된 5820 gpm 선은 북태평양 고기압의 세 력 확장을 보여주는 것으로 평균 장마 시작 시기보다 3일 정도 늦게 제주도를 지나가는 것을 볼 수 있다. Fig. 7. Same as Fig. 6 except for August and September. 한국기상학회 대기 제21권 1호 (2011) 또한 파란 선으로 표현된 CMAP 강수량을 보면, 장 마 시작일보다 8 mm day 선이 2일 정도 빨리 제주 도를 지나가는 것을 볼 수 있다. 한편 장마의 종료는 장마의 시작 시기와 다른 모습 을 보이는데, 장마 종료일보다 약 3일 정도 이후에 한 반도의 전선이 사라지는 것을 볼 수 있다. 하지만 이 시기에 북위 40 ~45 N 지역인 만주지역에 전선이 생 기는 것을 볼 수 있는데, 이것은 장마의 종료 시기에 갑자기 북쪽으로 이동하는 중위도 제트의 특징과 비 슷한 움직임이다(Ninomiya and Muraki, 1986). 5820 gpm 등고선과 상당온위 335 K 등치선을 보면, 장마 의 종료일보다 약 2일 후에 40 N을 통과하면서 북진 하는 것을 볼 수 있다. 하지만 강수는 장마의 종료일

서경환 손준혁 이준이 117 보다 약 2일 전에 강수현상이 6 mm day 보다 작아 지는 것을 볼 수 있다. 여기서 강수는 상당온위와 5820 gpm 처럼 북진하는 형태가 아닌 소멸하는 특징 을 가지는데, 이러한 특징은 점선으로 표시되는 전선 의 움직임과 비슷하다. 이러한 장마의 진행 특징은 각 해마다 변화하는 장 마의 시작일과 종료일을 결정하기 위한 지표로 활용 될 수 있는데 (section 3.3에서 제시됨), Table 2에서 볼 수 있듯이 이미 많은 선행연구에서 우기의 시작과 종료일 또는 강도를 판별하기 위해 지수를 개발하였 다. 하지만 대부분의 연구가 동아시아 몬순과 관련된 지수이고 하경자 등 (2005)에서 제시한 지수만이 장 마를 중심으로 명확하게 시종일을 결정한 연구이기 때문에 기상청에서 사후 결정한 시종 날짜와 더불어 본 연구에서 제시한 지수와 비교하는데 사용하였다. Table 3은 본 연구에서 제시한 기상변수들과 200 hpa 동서 바람을 이용하여 장마의 시종을 결정하기 위한 조건이다. 장마의 시작일을 결정하기 위해서 장마 시 작일 부근에서 상당온위 남북경도의 최소점 위치, 상 당온위 335 K 그리고, 5850 gpm이 제주도(32.5 N)를 지나서 북상하는 것을 이용하고, 종료일을 결정하기 위해서는 상당온위 남북경도의 최소점 위치와 200 hpa 동서바람의 최대 지역이 종료일 부근에 만주(42.5 N 을 지나서)로 빠르게 북상하는 현상을 이용하였다. 여 Climatological mean meridional gradient of equivalent potential temperature averaged over the lower troposphere (925 ~ 700 hpa) (dashed, K m 105 line) and equivalent potential temperature (color, K), 5820 gpm (red line) and precipitation (blue lines; outer and inner contours representing 6 and 8 mm day) for the longitudinally averaged area of 120 ~ 140 E. Two thick dashed vertical lines denote onset (left one) and withdrawal (right one) of Changma. Two thick horizontal lines are meridional boundaries of the Korean Peninsula. Fig. 8. o o Asian monsoon indices for intensity, onset and withdrawal dates in the previous studies. Indices Definitions KMA Changma index Circulation index using 200-hPa geopotential height and wind AWRI Byun and Lee (2002) 64 station accumulated daily precipitation WNPMI Wang and Fan (1999) U [5 5 N, 90 30 E] - U [22.5-32.5 N, 110 40 E] (1974997) RM2 Lau et al. (2000) U [40-50 N, 110 50 E] - U [25-35 N, 110 50 E] (1979996) EAMI Zhu et al. (2005) (U -U )[Eq0 N, 100 30 E] + (SLP -SLP )[10-50 N] (1979-2003) Temperature, precipitation, relative humidity, cloudiness, wind and insolation fields at 6 Ha index Ha et al. (2005) representative Korean stations Multivariate-EOF1 and Multivariated-EOF2 (using precipitation, 850-hPa wind, SLP, and UEAMI Wang et al. (2008) 200-hPa wind) [Eq-50 N, 100 40 E] (1979-2006] Table 2. 850hPa 850hPa 200hPa 850hPa 200hPa 200hPa 160 E 110 E Criteria for determining onset and withdrawal dates used in the present study. Changma factor Onset Withdrawal 925 ~ 700 hpa averaged meridional Negative peak averaged over 125 ~130 E Negative peak averaged over 125 ~130 E gradient of equivalent potential temperature be located north of 32.5 N for 3 days be located north of 42.5 N for 2 days K averaged over 122.5 ~135 E be 850 hpa equivalent potential temperature 335 located north of 32.5 N for 3 days 5850 gpm averaged over 122.5 ~ 135 E 500 hpa geopotential height be located north of 32.5 ÆN for 3 days Positive peak averaged over 125 ~ 130 E 200 hpa zonal wind be located north of 42.5 N for 2 days Table 3. Atmosphere, Vol. 21, No. 1. (2011)

118 Fig. 9. Onset (top) and withdrawal (bottom) dates (Julian day) of Changma determined from KMA (black line), the present study (red) and the previous study (dotted) for the period from 1979 to 2010.» ww ú w wù» w w». w w w w 5820 gpm w š û 5850 gpm w. w» wd û w 200 hpa 125 ~ 130 E, 5850 gpm 335 K 122.5 ~ 135 E w s³ w. s³ w ³ (Yasunari et al., 2006; Yoshizumi, 1977, 1978) w» ƒ w yw x y g» w. w» wz» 21«1y (2011) Fig. 9 Table 3 w ƒ w w.» z w (KMA ) š, w (New index ). w w, w (2005) t d 6œ(,, û, w û,, s)»,,,,, û w (Ha index ) w. q w 3 s³ w, w w. w 75%, 7 š w ût w. q w» w ƒ e» wš, 3 5mm day ƒ ü w.» w Ha index ùkü. Table 4 KMA, Ha index New index w (Root Mean Square Error, RMSE) w. RMSE Ha index w New indexƒ». ƒ ƒƒ 41%, 57% w. w d w w ³ txw» w w» w. w» w w š w ü d d x w Ha index w» kw w. š Fig. 9» ew wƒ j ƒ w, w» w w» w y x w x q Table 4. Correlation coefficient and RMSE for Changma onset and withdrawal dates calculated by the previous study and present study with respect to the KMA definition. KMA & New index KMA & Ha index New index & Ha index Onset Withdrawal. CORR : 0.721 RMSE : 5.858 CORR : 0.631 RMSE : 5.385 CORR : 0.510 RMSE : 6.645 CORR : 0.403 RMSE : 6.903 CORR : 0.591 RMSE : 7.813 CORR : 0.302 RMSE : 7.666

w. ³ q l w w w» q w» w y k š t w w š. 4. x w w w j» w w x w š w. mw» w w ù yw wš ³ y q w w. p w» s l w. w œ» sw» g sw k,»» wé ùký w. š p w û w ƒ j» û w w w w š, w» s ³» s Fig. 10 t xw., w w ¼ ewš š,, e wš. x Fig. 10. Schematic diagram of five air masses influencing Changma. yá x 119 ƒ,»» w» ƒ j p, w» ks» w» ydjw» w j ƒ. w» ƒ»» ù { w x. w w» x û ¾ y w û» x w» w» w ww» w» ydjw» ks» š w 5» š w w. w w» ww» w» w w w 6 l 9 ¾ ƒ wš nw»zw w., ù wš, ƒ ƒ w». w» š, w 1 z w û y xk 2 ƒ x w. š w w x, û, 200 hpa š 500 hpa 5850 gpm w ³ w., d w w w» w ³ w,» z q w w ú ƒà w. w ³ w ú» q w ú ƒ e w wƒ w,» w t z q w. w d x e w x w w» w ƒ w x ú q w ƒ. wr,» y w w e yw» w»» e y g z w Atmosphere, Vol. 21, No. 1. (2011)

120 w.,»zw x w w w.» w w yw» e w š, x» š ydjw» k s» w ƒ» w x x. ƒ w w, ks š» ydjw» e j w wƒ,» w j w š, w w w» w w». w e,», ƒ j s yw. w» w w» ƒw w, yw, n p, d w. e w» w ü» w v w, w z x w m» w ³ w.»»z y d ƒ y (RACS 2010-2017) w. w w»y w»z w. š x, 1998: w»z. w» wz, 34, 390-396.», 1995:.». pp345. ½Ÿ. 1992:» w. w. pp735., 2001:. w» wz, 11, 62., 2006:»y w. v. pp404.,, x,, 1997: w» ks w w. w» wz, 33, 487-495.,, 1991: 1988» w w». w» wz, 27, 221-40., 2006:. w wz, 39, 69-72.,, z, 1999: / ÿ w ù»z p w. w» wz, 35, 9817. w, ³, ½», 2003: w w y p. w» w z, 39, 575-586,,, ³, 2005: w»,». w» wz, 41, 927-942. w» wz, 1999:» w. v. pp405. Bolton, D., 1980: The computation of equivalent potential temperature. Mon. Wea. Rev., 108, 1046053. Byun, H.-R., and D.-K. Lee, 2002: Defining three rainy seasons and the hydrological summer monsoon in Korea using available water resources index. J. Meteor. Soc. Japan, 80, 33-44. Enomoto, T., B. J. Hoskins and Y. Matsuda, 2003: The formation mechanism of the Bonin high in August. Q. J. R. Mereorol. Soc., 129, 15778. Ha, K.-J., and S.-S. Lee, 2007: On the interannual variability of the Bonin high associated with the East Asian summer monsoon rain. Clim. Dyn, 28, 67-83. Ho, C.-H., J.-Y. Lee, M.-H. Ahn, and H.-S. Lee, 2003: A sudden change in summer rainfall characteristics in Korea during the late 1970s. Int. J. Climatol. 23, 11728. Huang, G., 2004: An Index Measuring the Interannual Variation of the East Asian Summer Monsoon - The EAP Index. Adv. Atmos. Sci., 21, 41-52. Huang, R., W. Chen, B. Yang, and R. Zhang, 2004: Recent advances in studies of the interaction between the East Asian winter and summer monsoons and ENSO cycle. Adv. Atmos. Sci., 21, 407-424. Kodama, Y. M., 1993: Large-scale common features of subtropical convergence zones (the Baiu frontal zone, the SPCZ, and the SACZ). Part II: Conditions of the circulations for generating the STCZs. J. Meteror. Soc. Japan, 71, 581-610. Kwon, M., J.-G. Jhun, B. Wang, S.-I. An, and J.-S. Kug, 2005: Decadal change in relationship between east Asian and WNP summer monsoons. Geophys. Res. Lett., 32, L16709, doi:10.1029/2005gl023026. Lau, K-M., K.-M. Kim, and S. Yang, 2000: Dynamical and Boundary Forcing Characteristics of Regional Components of the Asian Summer Monsoon. J. Climate, 13, 2461-2482. Liu, X., and M. Yanai, 2002: Influence of Eurasian spring snow cover on Asian summer rainfall. J. Climatol., 22, 1075089. Lu, R., 2002: Association between the surface Temperature in Eurasia and the Changma Withdrawal. Korean J. of w» wz» 21«1y (2011)

yá x 121 Atmospheric sciences, 5, 63-70., J.-H. Oh, and B.-J. Kim, 2001: Associations with the Interannual Variations of Onset and Withdrawal of the Changma. Adv. Atmos. Sci., 18, 1066080. Ninomiya, K., and H. Muraki, 1986: Large-scale circulations over East Asia during Baiu period of 1979. J. Meteor. Soc. Japan, 64, 409-429. Oh, J.-H., R. Y. Lu, W.-T. Kwon, and S.-B. Ryoo, 2000: The 500 hpa Geopotential Fields in the Mid-high Latitudes Associated with Changma. Korean J. of Atmospheric sciences, 3. 1229-0173. Sampe, T., and S.-P. Xie, 2010: Large-Scale Dynamics of the Meiyu-Baiu Rainband : Environmental Forcing by the Westerly Jet. J. Climate, 23, 11334. Wang, B., and Z. Fan, 1999: Choice of South Asian Summer Monsoon Indices. Bull. Amer. Meteor. Sci., 80, 629-638., J.-G. Jhun, and B.-K. Moon, 2007: Variability and singularity of Seoul, South Korea, rainy season (1778-2004). J. Climate, 20, 2572-2580., Z. Wu, J. Li, J. Liu, C.-P. Chang, Y. Ding, and G.-X. Wu, 2008: How to Measure the Strength of the East Asian Summer Monsoon? J. Climate, 21, 4449-4463., and LinHo, 2002: Rainy Season of the Asian- Pacific Summer Monsoon. J. Climate, 15, 368-398. Xie, S.-P., and N. Saiki, 1999: Abrupt onset and slow seasonal evolution of summer monsoon in an idealized GCM simulation. J. Meteor. Soc. Japan, 77, 948-968., K. Hu, J. Hafner, H. Tokonaga, Y. Du, G. Huang, and T. Sampe, 2009: Indian Ocean capacitor effect on Indo-western Pacific climate during the summer following El Nino. J. Climate, 22, 730-747. Yang, J., Q. Liu, S. P. Xie, Z. Liu, and L. Wu, 2007: Impact of the Indian Ocean SST basin mode on the Asian summer monsoon. Geophys. Res. Lett., 34, L02708, doi:10.1029/2006gl028571. Yasunari, T., 1990: Impact of Indian Monsoon on the Coupled Atmosphere/Ocean System in the Tropical Pacific. Meterol. Atmos. Phys. 44, 29-41., and T. Miwa, 2006: Convective cloud systems over the Tibetan Plateau and their impact on mesoscale disturbances in the Meiyu/Baiu frontal zone-a case study in 1998. J. Meteor. Soc. Japan, 84, 783-803. Yoshizumi, S., 1977: On the structure of intermediate-scale disturbances on the Baiu front. J. Meteor. Soc. Japan, 55, 10720., 1978: On an upper tropospheric disturbance of 2.5-day period around the jet stream in the Baiu frontal zone. J. Meteor. Soc. Japan, 56, 243-252. Yun, K.-S., K.-H. Seo, and K.-J. Ha, 2008: Relationship between ENSO and Northward Propagating ISO in the East Asian summer Monsoon System. J. Geophys. Res., 113, D14120, doi:10.1029/2008jd009901. Zhu, C., W.-S. Lee, H. Kang, C.-K. Park, 2005: A proper monsoon index for seasonal and interannual variations of the East Asian monsoon. Geophys. Res. Lett., 32, L02811, doi:10.1029/2004gl021295. Atmosphere, Vol. 21, No. 1. (2011)