1. 서론
주로 겨울철 고위도 해역에서 발달하는 극저기압은 한대 전선의 북쪽에서 발생하는 강렬한 해양성 저기압으로 약 14 m s-1 이상의 강한 바람을 동반한다(Rasmussen and Turner, 2003). 이러한 극저기압은 특히 해안 지역으로 대설 및 강한 바람을 일으켜, 기상재해를 경감시키는 차원에서 극저기압에 대한 많은 연구들이 이루어져왔다(Miyazawa, 1967; Nyuda et al., 1976; Asai and Miura, 1981; Fujimori et al., 1987; Ninomiya, 1989, 1991, 1994; Ninomiya et al., 1990, 1993; Ninomiya and Hoshino, 1990; Nagata, 1993; Lee et al., 1998; Fu, 1999). 특히, 극저기압의 발달 메커니즘으로, 1) 경압불안정(Harrold and Browning, 1969; Mansfield, 1974; Duncan, 1977), 2) 제2종 조건 불안정(conditional instability of the second kind (CISK); Rasmussen, 1979; Økland, 1987; Sardie and Warner, 1983), 3) 해수면 열교환(wind-induced surface heat exchange (WISHE); Emanuel and Rotunno, 1989), 그리고 4) 상층 기압골(Montgomery and Farrell, 1992) 등이 제안되었다. 그러나 사례마다 적용되는 발달 메커니즘이 서로 달라 여전히 불확실한 부분들이 많이 남아있다.
컴퓨터의 발달과 함께 중규모 수치모델의 성능이 개선되면서, 극저기압 발달과 관련된 다양한 물리 과정의 중요성을 알아내기 위해 극저기압에 대한 민감도 수치 실험 연구가 수행되어왔다(Sardie and Warner, 1985; Albright et al., 1995; Bresch et al., 1997; Føre et al., 2012). Sardie and Warner (1985)는 대서양과 태평양에서 발달한 극저기압 사례들에 대해 PSU-NCAR(Pennsylvania State University-National Center for Atmospheric Research) 중규모 모델을 이용하여, 대류 열적 프로파일(profile), 대류 모수화 기법 및 비대류 강수 설정, 표면 현열(surface sensible heat)과 잠열(latent heat) 플럭스(flux)에 대한 민감도 실험을 수행하였다. 그 결과, 대서양과 태평양에서 발달한 극저기압은 습윤 경압성과 CISK가 중요하며, 대서양에서 발달하는 극저기압의 경우에는 표면 열 플럭스가 필수적인 역할을 하는 반면에, 태평양에서 발달한 극저기압의 경우에는 표면 열 플럭스는 작은 역할을 한다고 언급하였다. Albright et al.(1995)은 허드슨 만(Hudson Bay)에서 발생한 극저기압 사례를 대상으로 규준 실험과 다양한 민감도 실험(표면 현열 플럭스 및 잠열 플럭스, 해수면 온도의 강도, 얼음이 없는 지역의 크기, 그리고 초기 행성경계층 조건)의 결과를 분석하여, 극저기압의 구조, 특징, 그리고 저기압의 발생과 관련된 물리적인 메커니즘에 대한 연구를 수행하였다. 그리고 Bresch et al.(1997)은 베링 해(Bering sea)에서 발달한 극저기압에 대한 민감도 실험 연구에서, 표면 열 플럭스에 의한 대기경계층의 불안정 없이 상층 강제력만으로는 지상 저기압이 발달할 수 없어 표면 열 플럭스는 극저기압의 발달에 결정적인 역할을 한다고 주장하였다.
Føre et al.(2012)은 WRF (Weather Research and Forecasting) 모델을 이용한 바렌츠 해(Barents Sea)의 극저기압 연구에서, 발달 초기일 때와 최성기일 때 각각 응결 열(condensational heating)과 표면 현열 및 잠열 플럭스를 차단한 이후 나타나는 영향력을 분석한 결과, 응결 열의 역할은 극저기압이 발달하는 동안에는 작은 역할을, 극저기압이 발달한 이후에는 극저기압의 강도를 유지함에 있어 중요한 역할을 한다고 하였다. Yanase et al.(2004)과 Watanabe and Niino(2014)는 동해상에서 발달한 극저기압에 관한 연구에서 응결 열은 극저기압의 발달에 있어 가장 중요하며, 현열과 잠열 플럭스는 부차적인 역할을 한다고 하였다.
국내에서는 Kim et al.(2013)이 발해만 부근에서 발생한 극저기압 사례에 대해 종관적, 열역학적, 운동학적인 분석을 수행하였으며, 극저기압은 하층에 온난이류가, 상층에 한랭이류가 있어 조건부 불안정 층이 뚜렷하게 보이는 곳에서 형성되었고, 대류권계면 접힘에 의한 성층권 공기의 유입과 잠열에 의한 대기의 비단열 가열로 발달하였다고 보았다. Lee et al.(2016)은 관측 자료와 재분석 자료를 이용하여 극저기압의 발달 과정을 분석하였고, Cho(2007)는 WRF 중규모 모델을 이용하여 현열과 잠열 플럭스에 대한 민감도 연구를 통해 표면 현열 플럭스와 습윤 플럭스가 극저기압의 발달을 강화시킨다고 하였다. Kim et al.(2017)은 고분해능 WRF 중규모 수치모델을 이용하여 극저기압의 구조 및 극저기압의 중심에서 형성된 온난 핵에 대한 특징 및 생성 과정을 분석하였다.
그러나 이와 같은 극저기압 사례와 관련된 국내 연구들은 상당히 적은 편이며, 우리나라 남동해안 및 동해안에서 발달하는 극저기압에 의한 대설현상의 경우, 동풍 계열의 강한 바람이 긴 시간 동안 지속되어 기록적인 대설 현상이 해안지역으로 나타나며, 강원도와 경상북도 해안지역에 주로 많은 피해가 발생하기 때문에, 이러한 극저기압에 대해 연구할 필요성이 있다.
한편, 일반적으로 사용되는 민감도 실험 방법은 전체 적분 시간 동안에 표면 열 플럭스 및 응결 열과 같은 다양한 물리현상을 차단하는 것이다(Craig and Gray, 1996; Bresch et al., 1997; McInnes et al., 2011). 그러나 이러한 실험 방법은 긴 시간 동안 물리현상을 차단한 것이기 때문에, 극저기압 자체뿐만 아니라 극저기압이 발달하는 주위환경에도 영향을 미치게 된다. 이러한 문제점을 완화하기 위해 Yanase et al. (2004)는 주위환경에 영향력이 작용하는 시간을 가능한 짧게 하기 위해, 극저기압이 발달하기 시작한 이후부터 성숙한 단계에 이르기 까지 각 발달 단계별로 물리 과정을 차단하는 방법을 사용하였다. 그리고 Føre et al.(2012)의 연구에서도 극저기압 환경의 변형을 최소화하여 물리적인 과정이 극저기압의 소용돌이에 직접적으로 미치는 영향을 연구하고자, 극저기압의 강도가 최고에 도달하였을 때 물리적인 과정을 차단하고, 다시 모델을 구동하는 방법을 사용한 바 있다.
따라서 이 연구에서는 극저기압이 발달하는 주위 환경의 변형을 최소화하는 Yanase et al.(2004)과 Føre et al.(2012)의 민감도 실험 방법을 이용하여, 기존의 국내 연구에서 잘 다루어지지 않았던 표면 현열과 잠열 플럭스 그리고 응결 열을 차단하는 민감도 실험을 수행하여, 극저기압이 발달하는 동안에 그리고 발달한 후에 그 상태를 유지함에 있어 어떤 물리 과정이 중요한 역할을 하는지 밝히고자 한다.
2. 종관 개요
2011년 2월 11일 극저기압 사례에 대한 종관 및 중규모 분석은 Lee et al.(2016)과 Kim et al.(2017)에서 이미 다루었기 때문에 이 연구에서는 이 극저기압 사례에 대해 간략하게 언급하고자 한다. 이 극저기압 사례는 2월 11일 0900 UTC에 일본 혼슈 동쪽 해상에 위치한 주 저기압에서 북서쪽 방향으로 뻗은 기압골이 극저기압으로 뚜렷하게 발달하기 시작하였고(그림 생략), 2월 11일 2100 UTC에는 대한해협 동쪽 해상에서 최저 중심 기압이 1001 hPa인 전형적인 극저기압으로 강하게 발달(Fig. 1(a))하였다. 이 시각의 위성영상을 보면(Fig. 1(b)), 극저기압은 대한해협 동쪽 해상에 위치하고, 극저기압의 중심 부근에서는 태풍의 눈과 같이 구름이 없는 맑은 지역이, 그리고 그 주변으로는 나선형의 구름 띠가 있어, 전형적인 극저기압 형태임을 알 수 있다. 이 극저기압의 영향으로 동해안 지역에 최고 133 cm (동해)의 눈이 내렸으며, 강릉(99.4 cm), 울진(92.5 cm), 속초(64 cm) 등에서도 많은 양의 눈이 내렸다. 특히, 이 극저기압 사례의 경우, 속초부터 부산까지 동해안 해안선을 따라 위치한 해안 지역에서는 약 350 여억원의 재산 피해를 입은 바 있다(National Emergency Management Agency, 2012).
Fig. 1
(a) Surface Weather Chart and (b) Infrared Images from MTSAT-2 Satellite at 2100 UTC 11 February2011. The Circle of Red Line in Fig. 1a Indicates the Polar Low
3. 모델 설정 및 실험 방법
3.1 연구 사례
연구 대상인 2011년 2월 11일 극저기압 사례는 영동 해안 지역으로 최대 약 1.3 m 정도의 적설량을 동반한 사례로, Lee et al.(2016)과 Kim et al.(2017)에 의해 이미 연구가 이루어졌다. 그러나 Lee et al.(2016)의 연구의 경우, 관측 및 재분석 자료를 이용하여 이 사례에 대해 극저기압의 역학적인 발달 메커니즘은 분석하였지만, 추가적인 물리 과정의 역할(응결 열, 잠열과 현열 플럭스의 역할)에 대한 민감도 분석은 하지 않았으며, Kim et al.(2017)의 연구의 경우, 고해상도의 초기 및 경계 자료를 이용한 WRF 수치모의를 수행하여, 극저기압의 구조와 극저기압의 중심에 형성된 온난 핵의 구조 및 생성 과정에 대해서만 집중적으로 분석하였다.
따라서 이 연구에서는 기존의 연구에서 잘 다루지 않았던 표면 현열과 잠열 플럭스 그리고 응결 열의 차단에 따른 WRF 민감도 실험을 수행하고자 한다.
3.2 중규모 수치모델
민감도 수치 실험을 위해 이 연구에서 사용된 중규모 수치모델은 WRF 모델이며(version 3.6.1; Skamarock et al., 2008), Fig. 2는 설정된 모델 영역을 보여준다. 수치모델의 모델 영역 및 물리적인 설정, 모델의 초기 및 경계 자료 등은 Kim et al.(2017)의 수치모델 설정과 동일하게 적용하였기 때문에 자세한 설명은 Kim et al.(2017) 논문을 참고하기 바란다. 이 연구에서 제시된 수치 실험 결과는, 분해능이 가장 좋은 2 km 수평 격자로 이루어진 영역3의 결과이다.
3.3 민감도 실험 설계
응결 열, 표면 현열 플럭스 그리고 표면 잠열 플럭스와 관련된 극저기압의 발달 메커니즘을 밝히기 위해 다음과 같은 민감도 실험을 설계를 하였다. 먼저, 여섯 가지 민감도 수치 실험의 구성과 실험명을 간단하게 Table 1에 설명하였다. 여기서 규준(Control; CNTL)실험은 전체 물리 과정이 그대로 적용되는 대조 실험이며, NSLHF 실험은 표면 잠열 플럭스만을(수분 플럭스 차단), NSSHF 실험은 표면 현열 플럭스만을, NSHF 실험은 표면 열 플럭스만(표면 현열 플럭스와 잠열 플럭스를 합친)을, NCH 실험은 응결 열만을,
Table 1
The Names and Configuration of the Six Sensitivity Experiments
마지막으로 NCH_NSHF 실험은 표면 열 플럭스 및 응결 열만을 각각 차단한 실험이다. 이 NCH_NSHF 실험은 수증기의 상변화에 따른 응결 열과 표면 열 플럭스를 모두 차단하여 건조한 경압불안정만 존재하는 조건을 준 경압불안정 실험이다.
먼저, 전체 적분 기간 동안에 위에서 언급한 여섯 가지 민감도 실험(CNTL 실험, NSLHF 실험, NSSHF 실험, NSHF 실험, NCH 실험, 그리고 NCH_NSHF 실험)을 수행하였으며, 적분 초기 시각(2011년 2월 10일 0600 UTC)부터 표면 열 플럭스를 차단한 실험(NSHF 실험)에서는 극저기압이 발생하지 않았다(그림 생략). 뿐만 아니라, 극저기압의 발달 시간(2011년 2월 11일 0200–2000 UTC)은 적분 초기 시각(2011년 2월 10일 0600 UTC)으로 부터 적어도 20시간 이후이기 때문에, 적분 초기 시각부터 물리 과정을 차단하는 전통적인 민감도 실험을 수행하는 것은 적절하지 않은 것으로 보인다. 대신에, Yanase et al.(2004)이 제안한 방법인, 전체 적분 기간 중 특정 시각부터 물리 과정을 차단하여 재구동 민감도 실험을 수행하기 위해, WRF 모델의 ‘재시작(restart)’ 옵션을 이용하였다.
WRF 모델의 ‘재시작’ 옵션은 WRF 모델의 namelist.input 파일에서 time_control 부분의 ‘restart’ 옵션을 .True.로 설정하여 구동하며, 먼저 CNTL 실험을 구동할 때, ‘restart_interval’ 옵션의 시간을 설정하여 restart 파일을 생성하고, 생성된 restart 파일(wrfrst_d0*)을 이용하여 구동한다. 즉, 2011년 2월 10일 0600 UTC부터 2011년 2월 11일 NN00 UTC까지 CNTL 실험을 구동하고, restart 파일을 이용하여 이후부터는 물리 과정(표면 현열 플럭스와 잠열 플럭스 및 응결 열)을 차단한 채 나머지 적분 시간까지 구동한다. 이러한 재구동 민감도 실험들을 Exp-NN이라 하였다. 여기서, Exp는 민감도 실험의 약어이며, NN은 ‘restart’를 시작한 초기 시각이다. 각각의 민감도 실험들은 NSLHF-NN, NSSHF-NN, NSHF-NN, NCH-NN, 그리고 NCH_NSHF-NN으로 칭하였다(Table 1).
이 재구동 민감도 실험에서 ‘restart’ 시각은 다음과 같이 설정하였다. 극저기압이 발달하기 시작한 초기 단계에 해당하는 2월 11일 0200 UTC (Exp-02 실험), 이른 발달 단계인 0700 UTC (Exp-07 실험), 발달 단계인 1200 UTC (Exp-12 실험), 늦은 발달 단계인 1700 UTC (Exp-17 실험), 그리고 성숙 단계인 2000 UTC (Exp-20 실험)이다. 이러한 극저기압의 발달 단계 구분은 Kim et al.(2017)에서 구분한 시간대를 더 세분화한 것이다.
Fig. 3은 민감도 실험 설정에 대한 흐름도이다. 민감도 실험의 첫 번째 실험(Exp-02 실험)은 극저기압이 발달하기 시작한 초기 단계인 11일 0200 UTC에 물리적 과정을 차단하여 구동한 실험이다. 두 번째, 세 번째, 그리고 네 번째 민감도 실험(Exp-07 실험, Exp-12 실험, Exp-17 실험)은 ‘restart’ 시각에서 각각 5시간의 차이를 두고 물리 과정을 차단한 실험이다. 마지막 다섯 번째 민감도 실험(Exp-20 실험)은 네 번째 민감도 실험의 ‘restart’ 시각보다 3시간 후에 물리 과정을 차단한 실험이다.
4. 민감도 실험 결과 분석
2011년 2월 11일 극저기압 사례에 대한 Kim et al.(2017)의 WRF 수치모의 결과는 실제 기상위성 관측 및 지상 일기도에서 나타난 극저기압의 위치 및 강도, 그리고 나선형의 구름 띠와 태풍의 눈과 같은 맑은 구역의 눈 영역이 잘 일치하여 수치모의가 실제 기상현상을 잘 모의하였음을 보여주었다. 따라서 Kim et al.(2017)의 수치모델 설정과 완전히 동일한 CNTL 실험 역시, 실제 기상현상을 잘 모의하였다(그림 생략).
적분 초기 시각인 2월 10일 0600 UTC부터 표면 열 플럭스(표면 현열과 잠열 플럭스를 모두 포함)를 차단한 실험(NSHF 실험)의 경우, 충분한 적분 시간이 지나도 극저기압을 모의하지 못하였다(그림 생략). 즉, 극저기압 및 그 주위로 긴 시간 동안 표면 열 플럭스가 차단되면서 이 저기압이 해양으로부터 충분한 에너지를 공급받지 못하여 극저기압이 생성되지 못하였다. 따라서 이 연구에서는 전체 적분 시간(24시간 이상)에 걸쳐 물리 과정을 차단하는 일반적인 유형의 민감도 실험을 수행하는 대신에 3.3절에서 설명한 것처럼 전체 적분 시간 중에서 특정 시간 동안에 물리 과정을 차단하는 Yanase et al.(2004)과 Føre et al.(2012)의 방법을 이용한 재구동 민감도 실험을 수행하였다.
이른 발달 단계(Exp-07 실험)와 발달 단계(Exp-12 실험)의 민감도 실험의 경우, 그리고 늦은 발달 단계(Exp-17 실험)와 성숙 단계(Exp-20 실험)의 민감도 실험의 경우, 각각 거의 유사한 수치모의 결과를 보였기 때문에 Exp-12 실험과 Exp-20 실험의 민감도 실험 결과는 생략하였다. 이 연구에서는 극저기압이 발달하기 시작한 초기 단계(Exp-02 실험)와 이른 발달 단계(Exp-07 실험), 그리고 늦은 발달 단계(Exp-17 실험)에서 수행된 각각의 민감도 실험 결과에 대해서만 주로 논의하고자 한다.
먼저, 민감도 실험의 물리 과정들이 차단되었는지 확인하고자, 극저기압의 최성기인 2011년 2월 11일 2100 UTC에 해당하는 규준실험과 각 민감도 실험에 대한 표면 잠열 플럭스와 표면 현열 플럭스의 분포도를 Figs. 4와 5에 각각 나타내었다.
Fig. 4
Distribution of Latent Heat Flux at Surface at 2100UTC 11 February 2011 from (a) CNTL, (b) NSLHF-02, (c) NSSHF-02, (d) NSHF-02, (e) NCH-02, (f) NCH_NSHF-02, (g) NSLHF-07, (h) NSSHF-07, (i) NSHF-07, (j) NCH-07, (k) NCH_NSHF-07,(l) NSLHF-17, (m) NSSHF-17, (n) NSHF-17, (o) NCH-17, and (p) NCH_NSHF-17
Fig. 5
Distribution of Sensible Heat Flux at Surface at 2100UTC 11 February 2011 from (a) CNTL, (b) NSLHF-02, (c) NSSHF-02, (d) NSHF-02, (e) NCH-02, (f) NCH_NSHF-02, (g) NSLHF-07, (h) NSSHF-07, (i) NSHF-07, (j) NCH-07, (k) NCH_NSHF-07, (l) NSLHF-17, (m) NSSHF-17, (n) NSHF-17, (o) NCH-17, and (p) NCH_NSHF-17
표면 잠열 플럭스에 대한 분포도(Fig. 4)를 보면, 규준실험의 경우(Fig. 4(a)), 주고쿠 앞바다 부근의 극저기압의 중심이 위치하던 영역으로는 표면 잠열 플럭스의 크기가 약 400 W m–2 정도이고, 극저기압 중심의 남서쪽 부근에서 표면 잠열 플럭스의 크기는 750 W m–2 이상으로 나타난다. 표면 잠열 플럭스가 차단된 실험들(NSLHF-NN, NSHF-NN,
NCH_NSHF-NN)에서는 잠열 플럭스의 크기가 0 W m–2으로 나타나, 표면 잠열 플럭스의 차단이 잘 되었음을 알 수 있다. 표면 현열 플럭스를 차단한 실험들(NSSHF-NN)과 응결 열을 차단한 실험들(NCH-NN)에서는 늦은 발달 단계, 이른 발달 단계, 발달 초기 단계 순으로 표면 잠열 플럭스의 분포가 규준실험의 표면 잠열 플럭스의 분포와 유사해지는데, 이는 물리과정이 차단되는 시간이 늦추어질수록 대기-해양의 상호작용(air-sea interaction)에 따른 해수면으로부터의 충분한 수분 공급과 수증기의 응결과 같은 각 물리과정의 영향을 더 많이 받기 때문이다.
이와 관련하여 표면 현열 플럭스에 대한 분포도(Fig. 5)를 보면, 규준실험의 경우(Fig. 5(a)), 주고쿠 앞바다 부근의 극저기압의 중심이 위치하던 영역으로는 표면 현열 플럭스의 크기가 약 400 W m–2 정도이고, 극저기압 중심의 남서쪽 부근에서 표면 현열 플럭스의 크기는 700 W m–2 이상으로 나타난다. 표면 현열 플럭스가 차단된 실험들(NSSHF-NN, NSHF-NN, NCH_NSHF-NN)에서는 표면 현열 플럭스의 크기가 0 W m–2이며, 표면 현열 플럭스가 차단된 것을 확인할 수 있다. 표면 현열 플럭스에 대한 분포도에서도 표면 잠열 플럭스를 차단한 실험들(NSLHF-NN)과 응결 열을 차단한 실험들(NCH-NN)은 늦은 발달 단계, 이른 발달 단계, 발달 초기 단계 순으로 표면 현열 플럭스의 분포가 규준실험의 표면 현열 플럭스의 분포와 유사해짐을 알 수 있다.
4.1 Exp-02 (초기 단계에서의 재시작)
Fig. 6은 비교기준이 되는 CNTL (짙은 청색: 규준실험) 실험, 그리고 11일 0200 UTC에 다양한 물리 과정을 차단한 후, WRF 모델을 재시작한 민감도 실험들(Exp-02 실험)의 결과로, 수치모의된 극저기압의 최저 중심 기압을 한 시간 간격으로 나타낸 시계열이다. 여기서 녹색선은 표면 현열 플럭스가 차단된 NSSHF-02 실험을, 빨간색선은 표면 잠열 플럭스가 차단된 NSLHF-02 실험을, 노란색선은 응결 열이 차단된 NCH-02 실험을, 보라색선은 표면 현열 및 잠열 플럭스가 차단된 NSHF-02 실험을, 그리고 밝은 청색선은 응결 열과 표면 열 플럭스가 차단된 NCH_NSHF-02 실험을 각각 나타낸다.
Fig. 6
Time Evolution (date and hour) of the Minimum Central Surface Pressure at 1-hour Intervals from CNTL (dark blue), NSLHF-02 (red), NSSHF-02 (green), NSHF-02 (purple), NCH-02 (yellow), and NCH_NSHF-02 (light blue) During the Period from 0200 UTC to 2300 UTC 11 February 2011
CNTL 실험의 경우, 극저기압의 최저 중심 기압은 11일 0200 UTC부터 2300 UTC까지 지속적으로 감소하면서 발달하는 경향을 잘 보여 준다. 극저기압은 12일 0000 UTC쯤에 일본의 주고쿠 해안 지역에 상륙하여 극저기압이 소멸되기 시작하였기 때문에 11일 2300 UTC 이후부터는 최저 중심 기압 값을 나타내지 않았다. 또한, 여러 민감도 실험들 중에서 적분 시간 동안에 수치모의된 극저기압이 아주 약해진 경우, 그 시각 이후로 최저 중심 기압 값을 나타내지 않았다.
Fig. 6을 보면, NCH-02 실험, NSHF-02 실험, 그리고 NCH_NSHF-02 실험의 최저 중심 기압은 재시작 이후, 처음 두 시간 동안(11일 0200-0400 UTC)에는 거의 변화가 없었음을 알 수 있다. 11일 0400 UTC부터 1300 UTC까지 NCH-02 실험과 NSHF-02 실험의 최저 중심 기압은 약 0.16 hPahr−1 의 감소율로 하강하였고, NCH_NSHF-02 실험은 약 0.02 hPahr−1 의 감소율로 하강하였다. 전반적으로, 0400 UTC부터 1100 UTC까지 극저기압의 최저 중심 기압의 감소율은 CNTL, NSSHF-02, NSLHF-02, NSHF-02, NCH-02, 그리고 NCH_NSHF-02 실험 순으로 크게 나타난다. 1300 UTC 이후에는 모든 Exp-02 실험의 최저 중심 기압은 이전 시간보다 급격하게 하강하였고, 최저 중심 기압의 감소율은 CNTL, NSSHF-02, NSLHF-02, NCH-02, NSHF-02, 그리고 NCH_ NSHF-02 실험 순으로 크며, 이 후, 나머지 적분 시간까지 이러한 기압 감소율이 유지된다. 1500 UTC의 최저 중심 기압은 NCH_NSHF-02, NSHF-02, NCH-02, NSLHF-02, NSSHF-02, 그리고 CNTL 실험의 경우, 각각 1011.4 hPa, 1009.9 hPa, 1008.7 hPa, 1006.6 hPa, 1004.6 hPa, 그리고 1002.8 hPa이다.
초기 시각(2월 11일 0200 UTC)부터 17시간 동안, CNTL 실험의 경우, 최저 중심 기압이 약 14.5 hPa 정도 하강하였으나, NCH_NSHF-02 실험의 경우, 약 2.7 hPa 정도 제일 적게 하강하였다. NCH_NSHF-02 실험의 경우, 수증기의 상변화에 따른 응결 열과 표면 열 플럭스 모두 차단된 건조한 경압불안정만 존재하는 경우이므로, 건조한 경압불안정은 극저기압의 발달에 있어 작은 역할만을 하였음을 알 수 있다. 즉, 극저기압의 강한 발달은 단순히 건조한 경압불안정에 의해서만 설명되는 것이 아니며, 추가적인 물리 과정이 필수적임을 알 수 있다.
Fig. 7은 Exp-02 실험에서 이른 발달 단계인 11일 1500 UTC의 925 hPa 상대와도 장을 보여주며 그 크기는 색깔로 구분하였다. 상대와도 장은 기압 장에 비해 중소규모적인 흐름을 더 잘 보여주면서 극저기압의 발달 여부를 뚜렷하게 잘 보여주는 기상 장이다. CNTL 실험(Fig. 7(a)), NSLHF-02 실험(Fig. 7(b)), 그리고 NSSHF-02 실험(Fig. 7(c))의 경우, 이 시각 위성영상(그림 생략)에서 나선형 구름 띠가 위치하였던 대한해협 부근으로 나선형의 강한 와도 역을 볼 수 있다. 즉, 표면 잠열 플럭스(NSLHF-02 실험) 또는 현열 플럭스(NSSHF-02 실험)만이 각각 차단된 경우, 여전히 큰 상대와도를 가진 극저기압이 모의되었다. 이는 극저기압의 발달 과정에 있어, 표면 현열 플럭스 또는 잠열 플럭스가 미치는 영향이 작음을 보여준다.
Fig. 7
The Vorticity Fields (color shading, 10-5 s-1) at 925 hPa at 1500 UTC 11 February 2011 from (a) CNTL, (b) NSLHF-02,(c) NSSHF-02, (d) NSHF-02, (e) NCH-02, and (f) NCH_NSHF-02
한편, 대조적으로 NSHF-02 실험(Fig. 7(d)), NCH-02 실험(Fig. 7(e)), 그리고 NCH_NSHF-02 실험(Fig. 7(f))의 1500 UTC 상대와도 장에서는 극저기압 주위로 상대와도가 발달하지 못함을 볼 수 있다. 그 중에서도 특히, NSHF-02 실험(Fig. 7(d))에서 수치모의된 극저기압은 11일 1500 UTC 이후에도 거의 발달하지 못하였다. 이것은 표면 열 플럭스(NSHF-02 실험)를 차단하였을 때, 극저기압의 발달이 크게 제한 받았음을 보여주는 것으로, 극저기압이 강하게 발달하기 위해서는 표면 열 플럭스(표면 현열 플럭스와 잠열 플럭스 모두 포함)가 필수적임을 알 수 있다. 즉, 극저기압의 발달 과정에서 표면 열 플럭스의 역할은 아주 중요한 반면에, 표면 잠열 플럭스 또는 표면 현열 플럭스의 단독적인 역할은 그렇게 중요하지 않음을 보여준다. 이는 극저기압 발달 과정에 있어 표면 잠열 플럭스와 표면 현열 플럭스가 결합되었을 때, 비선형적인 증대 효과가 있음을 잘 보여주는 것이다. 초기 단계에서는 따뜻한 동해상으로부터 공급된 열과 수증기가 대기의 불안정을 야기 시켜, 적운 계열의 구름 발생을 촉진시키고, 대류 현상에 의한 응결 열의 방출은 극저기압을 보다 발달시키게 함을 알 수 있다.
4.2 Exp-07 (이른 발달 단계에서의 재시작)
재시작 시각(2월 11일 0700 UTC)으로부터 첫 적분 한 시간(2월 11일 0700-0800 UTC) 동안에 NSHF-07 실험의 최저 중심 기압만 약간 증가하였으나, 다른 실험들의 최저 중심 기압은 거의 변화가 없었다(Fig. 8). 응결 열을 억제한 NCH-07 실험의 경우, 최저 중심 기압은 11일 0900 UTC 이후부터 두 시간 동안 약간 증가하다가 다음 두 시간 동안에는 거의 변화가 없었으며, 1200 UTC부터 서서히 하강하기 시작하여 11일 2300 UTC까지 약 0.7 hPahr−1의 감소율로 하강하였다. 한편, NSHF-07 실험의 최저 중심 기압은 0800 UTC부터 2000 UTC까지 약0.5 hPahr−1 의 감소율로 서서히 하강한 반면에, NSLHF-07 실험과 NSSHF-07 실험에서는 최저 중심 기압이 약 1 hPahr−1 의 감소율로 상당히 급격하게 하강하였다. 즉, 재시작 시각부터 발달 단계인 2월 11일 2000 UTC까지 CNTL 실험, NSSHF-07 실험, 그리고 NSLHF-07 실험의 최저 중심 기압의 감소율은 다른 실험들(NCH-07 실험과 NSHF-07 실험)보다 훨씬 높다. 이것은 NCH-07 실험과 NSHF-07 실험(응결 열과 표면 열 플럭스를 각각 제거)의 경우, 극저기압 발달 민감도가 상대적으로 높아, 극저기압의 발달에 있어 응결 열과 표면 열 플럭스의 중요성을 잘 보여 준다.
Fig. 8
Time Evolution (date and hour) of the Minimum Central Surface Pressure at 1-hour Intervals from NSLHF-07 (red), NSSHF-07 (green), NSHF-07 (purple), NCH-07 (yellow), and NCH_NSHF-07 (light blue) During the Period from 0700 UTC to 2300 UTC 11 February 2011
NSHF-07 실험과 NCH_NSHF-07 실험의 경우, 1900 UTC와 2000 UTC 이후의 최저 중심 기압 값은 Fig. 8에서 보여주지 않는데, 이것은 수치모의 된 극저기압이 일본의 주고쿠 해안 지역으로 1900 UTC와 2000 UTC에 각각 상륙하였기 때문이다. 민감도 실험들 간의 최저 중심 기압의 차이는 시간에 따라 점차 증가하며, 2월 11일 1900 UTC에는 NSHF-07 실험, NCH-07 실험, 그리고 NCH_NSFH-07 실험의 최저 중심 기압이 다른 실험(NSLHF-07 실험과 NSSHF-07 실험)의 최저 중심 기압보다 약 7 hPa 이상 더 높게, 즉 덜 발달되게 나타난다. 이러한 최저 중심 기압의 큰 차이는 Exp-07 실험의 가장 큰 특징으로, 극저기압의 발달 기간 동안에 표면 열 플럭스(NSHF-07 실험)와 응결 열(NCH-07 실험)을 차단하는 경우에 극저기압의 발달이 억제되고 있음을 잘 보여준다. 즉, 따뜻한 동해의 영향으로 대기-해양의 상호작용이 활발하게 이루어지면서, 대류가 발달하게 되고, 대류 현상에 의한 응결 열의 방출은 극저기압을 보다 발달시키는 역할을 함을 알 수 있다. 이것은 표면 열 플럭스와 응결 열이 극저기압 발달에 있어 필수적인 요소임을 잘 보여준다. 또한, CNTL 실험과 NSLHF-07 실험, 그리고 NSSHF-07 실험들 간의 최저 중심 기압 값의 차이는 다소 작게 나타나며, 표면 잠열 플럭스(NSLHF-07 실험)와 표면 현열 플럭스(NSSHF-07 실험)만을 각각 차단하는 경우, 극저기압이 발달 하는데 큰 영향을 미치지 않았다.
Fig. 9는 Exp-07 실험에서 성숙 단계인 11일 2000 UTC의 925 hPa 상대와도와 500 hPa 고도면에서의 온위 분포를 보여준다. CNTL 실험 (Fig. 9(a)), NSLHF-07 실험(Fig. 9(b)), 그리고 NSSHF-07 실험(Fig. 9(c))의 경우, 일본 주고쿠 앞바다 부근으로 나선형의 강한 와도 역이 위치하여 여전히 극저기압이 발달하고 있음을 알 수 있다. 즉, 표면 잠열 플럭스(NSLHF-07 실험) 또는 현열 플럭스(NSSHF-07 실험)만을 각각 차단하였을 경우에도 여전히 극저기압이 발달하고 있음을 보여줘, 극저기압의 발달에 있어서 잠열 플럭스 또는 현열 플럭스의 독자적인 기여도가 작다는 것을 알 수 있다.
Fig. 9
The Vorticity Fields (color shading, 10-5 s-1) at 925 hPa and Potential Temperature Distribution (a thin solid contour line in red drawn for each 3 K) at 500 hPa at 2000 UTC 11 February 2011 from (a) CNTL, (b) NSLHF-07, (c) NSSHF-07, (d) NSHF-07,(e) NCH-07, and (f) NCH_NSHF-07
한편, NSHF-07 실험(Fig. 9(d)), NCH-07 실험(Fig. 9(e)), 그리고 NCH_NSHF-07 실험(Fig. 9(f))의 경우, 일본 주고쿠 앞바다 부근으로 발달하지 못한 다소 미성숙한 극저기압을 보여주는데, 이는 표면 열 플럭스(NSHF-07 실험)뿐만 아니라 응결 열(NCH-07실험)이 극저기압 발달에 있어서 매우 중요하다는 것을 보여주는 것이다.
Fig. 9의 500 hPa 고도 면에서의 온위 장을 살펴보면, CNTL 실험, NSLHF-07 실험, NSSHF-07 실험, 그리고 NSHF-07 실험(Figs. 9(a)-(d))의 경우, 일본 주고쿠 앞바다 쪽으로 뻗은 찬 공기 축(thermal trough)의 남동쪽 대류 역은 적운 대류에 동반된 응결 열에 기인하여 온위 값이 더 높음을 알 수 있으며 이러한 온위 분포의 특징은 CNTL 실험에서 가장 두드러지게 나타난다. 따라서 상층 한랭 저기압의 접근에 따른 상층에서의 찬 공기 유입과 대류에 동반된 응결 열에 의한 가열로 나타난 성층의 불안정이 어느 정도 극저기압의 발달에 기여하였음을 알 수 있다. 한편, NCH-07 실험(Fig. 9(e))과 NCH_NSHF-07 실험(Fig. 9(f))의 경우, 응결 열을 차단하였기 때문에 NSLHF-07 실험, NSSHF-07 실험, 그리고 NSHF-07 실험과 달리 와도 역 부근의 온위 값은 그 주변의 온위 값과 거의 비슷함을 알 수 있다.
4.3 Exp-17 (늦은 발달 단계에서의 재시작)
Fig. 10은 CNTL 실험과 극저기압의 늦은 발달 단계(11일 1700 UTC)에서 물리 과정을 차단한 민감도 실험들(Exp-17)의 최저 중심 기압 값을 시계열로 나타낸 그림이다. CNTL 실험과 NCH-17 실험, NCH_NSHF-17 실험, NSLHF-17 실험, NSSHF-17 실험, 그리고 NSHF-17 실험의 재시작 시각부터 첫 한 시간 동안(11일 1700 UTC-1800 UTC)의 최저 중심 기압의 감소율은 각각 1.29, 0.96, 1.35, 1.43, 1.47, 그리고 1.61 hPahr−1 이다. 이 시각 이후, NCH-17 실험과 NCH_NSHF-17 실험의 경우, 최저 중심 기압은 11일 1800 UTC부터 증가하기 시작하여 2300 UTC까지 지속되어, 약 0.17과 0.42 hPahr−1 의 증가율을 보였다. 반면에 NSHF-17 실험, NSSHF-17 실험, 그리고 NSLHF-17 실험의 중심 기압은 1800 UTC부터 2100 UTC까지 지속적으로 감소하며, 지상 기압의 감소율은 각각 0.57, 0.85, 그리고 0.89 hPahr−1 이다.
Fig. 10
Time Evolution (date and hour) of the Minimum Central Surface Pressure at 1-hour Intervals from NSLHF-17 (red), NSSHF-17 (green), NSHF-17 (purple), NCH-17 (yellow), and NCH_NSHF-17 (light blue) During the Period from 1700 UTCto 2300 UTC 11 February 2011
NCH-17 실험처럼 응결 열을 차단한 실험의 경우, 재시작 후 한 시간 이후부터 중심 기압이 오히려 상승하기 시작하여 극저기압이 더 이상 발달하지 못함을 잘 보여주는데, 이것은 응결 열이 있어야 극저기압이 더욱 발달할 수 있음을 보여주는 것으로, 응결 열이 극저기압의 추가적인 발달에 있어 가장 중요하다는 것을 뚜렷이 잘 보여준다. 흥미롭게도 NSHF-17 실험의 경우, NSHF-02 실험(Fig. (6))과 NSHF-07 실험(Fig. (8))의 경우와 다소 다르게, 표면 열 플럭스의 역할은 1-2시간 정도의 시간 규모에서는 큰 역할을 하지 못함을 보여주는데, 이는 표면 열 플럭스가 극저기압이 발달할 수 있도록 환경을 바꾸는데 다소 긴 시간이 필요하다는 것을 의미하며, 극저기압의 발달에 간접적으로 중요함을 보여준다. 이러한 결과는 Exp-02 실험과 Exp-07 실험의 분석 결과와는 다소 다르게 나타난 것처럼 보인다. 이 점에 대해서는 5장에서 더 논의하고자 한다.
Fig. 11은 Exp-17 실험의 11일 2100 UTC의 925 hPa 상대와도 장이다. CNTL 실험(Fig. 11(a)), NSLHF-17 실험(Fig. 11(b)), NSSHF-17 실험(Fig. 11(c)), 그리고 NSHF-17 실험(Fig. 11(d))의 경우, 일본의 주고쿠 앞바다에 나선형의 강한 와도 역이 위치해 있는 것을 잘 볼 수 있다. 흥미롭게도 NSHF-17 실험(Fig. 11(d))의 경우, NSHF-12 실험(그림 생략)과는 달리, 표면 열 플럭스가 차단되었어도 나선형의 강한 와도 역이 일본의 주고쿠 앞바다에 존재한다. 반면에, 응결 열이 차단된 NCH-17 실험(Fig. 11(e))과 NCH_NSHF-17 실험(Fig. 11(f))의 경우, 상대적으로 가장 약한 나선형의 와도 역이 일본의 주고쿠 앞바다에 존재한다. 따라서 이러한 결과는 극저기압의 추가적인 발달에 응결 열이 직접적으로 가장 중요하다는 것을 잘 보여주는 것이다. 또한, 성숙 단계에서 재시작한 Exp-20 실험의 경우(그림 생략)에서도 이와 유사한 결과를 보여주었다. 따라서 응결 열이 성숙 단계에 있는 극저기압의 강도를 유지함에 있어 직접적으로 중요한 물리 과정임을 잘 알 수 있다.
5. 논의 및 요약
2011년 2월 11일 대한해협에서 발달한 태풍 형태의 극저기압 사례를 대상으로 극저기압의 발달 메커니즘을 이해하기 위해, WRF 모델의 ‘restart (재시작)’ 옵션을 이용하여 다양한 물리 과정(표면 현열 플럭스, 표면 잠열 플럭스 그리고 응결 열)의 차단 시간을 발달 단계별로 달리하는 일련의 민감도 실험을 수행하였다.
5가지의 민감도 실험(Exp-02 실험, Exp-07 실험, Exp-12 실험, Exp-17 실험, 그리고 Exp-20 실험) 중에서 극저기압의 발달 초기 단계(Exp-02 실험), 이른 발달 단계(Exp-07 실험), 늦은 발달 단계(Exp-17 실험)에 대한 민감도 실험의 결과를 제시하였다.
Exp-02 실험의 NSHF-02 실험(표면 열 플럭스 차단)에서 수치모의된 극저기압은 2월 11일 1500 UTC 이후에 거의 발달하지 않았기 때문에 초기 발달 단계에 있어 가장 중요한 물리 과정은 표면 열 플럭스임을 알 수 있었다. 이러한 결과는 Sardie and Warner(1985)에 의한 대서양 사례 연구, Albright et al.(1995)에 의한 허드슨 만 사례 연구, Bresch et al.(1997)에 의한 베링 해 사례 연구, Lee et al.(1998), Yanase et al.(2004), 그리고 Watanabe and Niino(2014)에 의한 동해 사례 연구 결과들과 유사하였다.
2월 11일 0700 UTC에 다양한 물리 과정을 차단한 Exp-07 실험에서는, 극저기압의 발달 기간 동안에 응결 열을 차단하는 경우(NCH-07 실험)와 표면 열 플럭스를 차단하는 경우(NSHF-07 실험)에 극저기압의 강도는 민감하게 반응하는 것으로 나타나, 극저기압의 발달이 진행 중인 단계에서는 표면 열 플럭스뿐만 아니라 적운 대류의 생성에 따른 응결 열의 방출도 중요함을 잘 보여주었다.
극저기압의 늦은 발달 단계에서 응결 열을 차단한 Exp-17 실험의 결과에서는 응결 열만이 극저기압의 발달을 위한 가장 중요하고 직접적인 물리 과정이며, 극저기압의 급격한 발달을 위해서는 응결 열이 특히 중요하다는 것을 잘 보여주었다. 또한, 성숙한 단계에 진입한 극저기압의 경우, 응결 열은 성숙한 극저기압의 강도를 지속적으로 유지하는데 직접적으로 중요하였다. 이러한 결과는 Mailhot et al.(1996)의 래브라도 해 사례, Yanase et al.(2004)과 Watanabe and Niino(2014)의 동해 사례와 유사하였다.
늦은 발달 단계를 진입한 이후, 표면 열 플럭스의 역할은 1~2시간 규모에서는 거의 중요하지 않음을 알 수 있었으며, 반면에 발달의 초기 단계에서 물리 과정을 차단(Exp-02 실험)하여 상대적으로 긴 시간(12시간 이상) 동안에 일어나는 대기의 반응에서는 표면 열 플럭스가 매우 중요하고, 응결 열이 2차적으로 중요함을 보여주었다. 즉, 표면 열 플럭스는 하층에서 성층을 불안정하게 하여 적운 대류에 유리한 환경을 만드는데 다소 긴 시간을 필요로 하였다.
또한, NCH-02, NCH-07 및 NCH-17 실험과 같은 일련의 민감도 실험들의 결과로부터 알 수 있는 것은 재시작 시각이 뒤로 늦추어지면 늦추어질수록 극저기압 발달에 응결 열이 더욱 더 중요하고 직접적인 역할을 한다는 것을 알 수 있었다.
이전 연구에서는 1) 경압불안정, 2) CISK, 3) WISHE, 4) 상층 이동성 기압골과 같은 극저기압의 발달 메커니즘이 제안되었으나, 발달 메커니즘은 사례, 지역 및 단계별로 다르게 적용될 수 있으므로 극저기압의 발달 메커니즘을 완전히 이해하는 것은 여전히 어려운 일로 남아있다. 또한, 극저기압이 발달하는 환경에는 경압성이 존재하기 때문에 경압불안정은 극저기압이 발달하기 위해 필요한 요인 중 하나로 간주되어왔다. 그런데 NCH_NSHF-02 실험과 NCH_NSHF-07 실험을 분석한 결과, 건조한 경압불안정만으로 이 극저기압의 급속한 발달을 설명하기에는 기압 하강율이 너무 작게 나타났다. 따라서 극저기압의 급속한 발달을 만족스럽게 설명하기에는 건조 경압불안정만으로는 충분하지 않다는 것을 알 수 있었다.
한편, Montgomery and Farrell(1992)은 상층 한랭 기압골이 극저기압에 접근하면 비단열적으로 대기를 불안정하게 만들고 하층의 잠재 와도를 생성할 수 있다고 언급하였다. 이 극저기압 사례에서도 발달하는 동안에 풍상측에 위치한 상층 한랭 저기압이 극저기압을 향하여 이동하였음을 잘 보여주어(Fig. 9), 이 사례의 극저기압도 상층 한랭 기압골에 의한 비단열적 강화로 다소 발달한 것으로 볼 수 있었다.
이러한 민감도 실험 결과를 요약하면 다음과 같다. 첫째, 극저기압의 초기 단계에서 표면 잠열 플럭스와 현열 플럭스가 결합된 표면 열 플럭스가 극저기압 초기 발달에 가장 중요한 물리 과정이다. 둘째, 극저기압의 발달 단계에서 응결 열이 극저기압의 발달에 매우 중요한 물리 과정이며, 또한, 주위 환경이 성숙하게 된 이후에도 응결 열은 성숙 단계의 극저기압 강도를 유지하기 위해 매우 중요하였다. 따라서 단순히 경압불안정과 같은 건조 과정만으로는 극저기압의 급격한 발달을 설명하기에는 충분하지 않았다. 셋째, 표면 열 플럭스는 대기 하부의 성층을 불안정하게 만들어 적운 대류가 쉽게 발달할 수 있도록 주위 대기환경을 변형시키는 방식으로, 상대적으로 긴 시간을 갖고 간접적으로 극저기압의 발달에 영향을 미쳤다.
그리고 이 2011년 2월 11일 극저기압 사례에 대한 극저기압의 발달과 관련된 각 물리적인 과정의 중요성은 국외의 다른 연구들의 연구 결과와 어느 정도 일치한다는 것을 확인하였다. 그러나 이와 같은 극저기압의 발달과 관련된 물리적인 과정의 중요성을 국내에서 발생하는 또 다른 극저기압 사례에 적용하기에는 국내 극저기압에 대한 연구가 부족하므로, 극저기압의 발달에 중요한 물리과정을 일반화하기 위해서는 국내 극저기압에 대한 사례 연구가 더 많이 수행되어야 할 것이다.
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