1. 서론
극저기압은 보통 극지방의 주요한 한대 전선에서 한대 기단의 차가운 기류에 의해 발생되는 강렬한 중규모(meso-scale)의 저기압이다. 극저기압은 일반적으로 바렌츠 해, 노르웨이 해, 래브라도 해, 알래스카의 걸프 만, 동해와 같은 고위도 해역에서 겨울철에 발달한다. Harley(1960)는 처음으로 노르웨이 해의 극저기압을 확인하였고, 그 이후에 고위도 해역에서 발생하는 극저기압에 대한 많은 사례 연구가 수행되었다.
그러나 극저기압은 서로 다른 특성을 가진 다양한 해양에서 발달하여, 주요 대기환경 조건에 따른 메커니즘이 상대적으로 달라, 다양한 유형의 극저기압이 생성될 수 있기 때문에 간결하고 명확하게 정의하는 것이 매우 어렵다(Rasmussen and Turner, 2003). 실제로, 다른 연구들(Ninomiya, 1989; Carlson, 1991; Heinemann and Claud, 1997; Rasmussen and Turner, 2003)에서도 다양한 유형의 극저기압을 단일의 정의로 나타내지 못하고, 극저기압에 대해 여러 다른 정의를 제안했다.
다만, 이 연구에서는 Rasmussen and Turner(2003)의 극저기압에 대한 정의를 이용하였다: 극저기압은 한대 전선의 북쪽에서 형성되는 강렬한 해양성 저기압이며, 수평규모는 약 200~1000 km, 해상 바람의 풍속은 약 14 m s-1 이상이어야 한다. 극저기압의 발달 메커니즘은 자연의 복잡성과 원거리 해양관측의 어려움 때문에 상당한 불확실성이 존재한다. Harley(1960)의 극저기압에 대한 연구 이후에 극저기압에 대한 몇 가지 발달 메커니즘이 제안되었고, 경압불안정(Harrold and Browning, 1969; Mansfield, 1974; Duncan, 1977) 또는 제 2종 조건불안정(conditional instability of the second kind (CISK); Rasmussen, 1979; Økland, 1987)이 극저기압의 발달에 있어 중요한 역할을 한다고 하였다. 그리고 Sardie and Warner(1983)는 3층 2차원 준지균 모델을 이용하여 경압불안정과 CISK, 이 두 불안정이 태평양의 극저기압과 대서양의 극저기압에 다르게 영향을 준다는 것을 밝혀냈다. 그리고 비선형 메커니즘과 같이 바람에 의한 해수면 열교환(wind-induced surface heat exchange (WISHE); Emanuel and Rotunno, 1989)과 상층 기압골의 영향(Montgomery and Farrell, 1992)이 또 다른 발달 메커니즘으로 제안되었다.
한편, 지난 수십 년 동안 많은 연구자들(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)은 동해에서 발생한 극저기압에 대한 연구를 수행하여 주요 특징을 밝혀냈다. 또한, 극저기압에 대한 수치실험을 수행하여 극저기압의 발생 메커니즘에 대한 연구들이 이루어졌다(e.g., Yanase et al., 2002; Guo et al., 2003). 다만, 사용된 초기 및 경계장의 해상도가 다소 낮아(약 2.5°×2.5°) 수치모의 결과에 대한 불확실성이 다소 존재할 것으로 보인다.
한편, 최근에는 컴퓨터 기술과 중규모 모델의 발전으로 물리적 모수화(parameterization)에 있어 새로운 기법들이 추가되고 개선되었으며, 다양한 관측 자료와 자료동화 기법이 반영된 보다 양질의 초기 및 경계장이 제공됨에 따라 수치모의 결과의 정확성이 보다 향상되었다(Kang et al., 2015; Park and Choi, 2011; Brower et al., 2013). 따라서 보다 고해상도의 초기 및 경계장과 향상된 물리적 모수화 기법이 적용된 중규모 모델을 이용하여 새롭게 극저기압을 연구할 필요성이 있다.
2011년 2월 11일 대한해협에서 발달한 극저기압에 의해 영동 해안 지역에서는 최대 1 m 이상의 대설이 내렸다. 이러한 대형 폭설로 인해 영동 지역에서는 160 여명의 이재민과 230여억원의 재산 피해를 입은 바 있다(National Emergency Management Agency, 2012). Lee et al.(2016)은 이 극저기압 사례에 대해 관측 및 재분석 자료를 이용하여 극저기압의 성장 과정을 단계별로 분석하였다. 특히, 극저기압의 중심에 나타나는 ‘눈(eye)’ 구조와 눈 주위를 감싸는 나선형의 구름 띠를 위성영상(Fig. 4c 참조)으로 분석하였고, 극저기압의 중심에 형성된 온난 핵(warm core)의 존재를 언급하였다.
Fig. 1
The Outermost (domain 1; 18×18 km grid spacing), Inner (domain 2; 6×6 km grid spacing), and Innermost (domain 3; 2×2 km grid spacing) Domains of the WRF Simulation used in This Analysis.
Fig. 2
The Geographical Features of the Korea Strait, Which is in the Southwestern Edge of the East Sea, and Its Neighboring Areas.
Fig. 3
(a) Surface Weather Chart and (b) Infrared Images from MTSAT-2 Satellite at 0900 UTC 11 February 2011
Fig. 4
(a) Surface Weather Chart at 2100 UTC 11 February 2011, (b) Infrared Images from MTSAT-2 Satellite at 2100 UTC 11 February 2011, and (c) 1000-500 hPa Thickness (60-m interval, red contours) and the 500-hPa Height (60-m interval, blue contours) Chart at 1800 UTC 11 February 2011.
그러나 극저기압의 중심에서 형성된 온난 핵에 대한 특징 및 생성 과정에 대해서는 구체적인 연구가 이루어지지 않았다. 더구나 영동 해안 지역에 대설을 일으킨 극저기압의 중심에서 형성된 온난 핵에 대한 국내 연구는 거의 없는 실정이다.
따라서 이 연구에서는 고해상도의 초기 및 경계장인 ECMWF (European Centre for Medium-Range Weather Forecasts)의 ERA (ECMWF Re-Analysis) Interim 재분석 자료(0.25°×0.25°)를 이용한 WRF (Weather Research and Forecasting) 수치모의(2 km 분해능)를 수행하여 2011년 2월 11일 영동 해안 지역에 대설을 일으킨 극저기압의 구조를 중규모적으로 보다 상세히 분석하고자 한다. 나아가, 극저기압의 중심에 형성된 온난 핵의 구조 및 생성 과정을 이해하기 위하여 온난 핵에 위치하였던 공기덩어리가 이전에 어떠한 경로를 따라 온난 핵으로 유입되었는지 밝히기 위하여 공기덩어리의 유적(trajectory)을 계산하고, 이동에 따른 온위 및 상당온위의 정성적인 변화를 분석하고자 한다.
2. 수치모델 설정
이 연구에서 사용된 중규모 수치모델은 WRF V3.6.1 모델(Skamarock et al., 2008)이며, 양방향 둥지 격자(two way nested grid)로 구성되었다. Fig. 1은 동해 바다(37.5°N, 132.3°E)를 중심으로 3개의 수치모의 영역을 보여주며, 각 영역(D1~D3)의 수평 격자 수는 148(동서)×148(남북), 346(동서)×340(남북), 682(동서)×823(남북)이다. 격자 간격은 각각 18, 6, 2 km이며, 연직 층 수는 38층이다. 초기 및 경계장은 ECMWF에서 제공하는 6시간 간격의 ERA-Interim 재분석 자료(0.25°×0.25°)이며, 해수면 온도 자료는 0.5°×0.5°의 공간 해상도를 가지는 NCEP의 RTG_SST (Real-Taime, Global, Sea Surface Temperature) analyses 자료를 이용하였다. 적분 시간은 2011년 2월 10일 0600 UTC부터 2011년 2월 12일 1200 UTC까지 총 54시간이다.
수치모의에서 사용된 물리 과정은 다음과 같다. 극저기압에 대한 기존의 연구(Lee et al., 1998; Yanase et al., 2002; Guo et al., 2003)에서는 행성경계층 과정으로는 Mellor Yamada Nakanishi Niino Level-3 (MYNN Level-3; Nakanishi and Niino, 2006) 기법을 사용하였고, 이 기법은 Turbulent kinetic energy prediction scheme (TKE scheme)으로 각 층의 TKE (Turbulent kinetic energy)를 계산하여 열적 난류와 기계적 난류에 의한 TKE 생성 및 연직 혼합에 의한 분배를 고려하며, 일반적으로 대기경계층 높이를 결정함에 있어 지표층 높이가 미치는 영향이 작아, 난류의 크기가 국지적 규모보다 큰 경우에는 확산 강도를 적절히 표현하지 못하는 단점을 가지게 되므로, 이 연구에서는 국지적 경도(local gradient) 뿐만 아니라 낮에 발생하는 대규모 에디 수송(Large-eddy transport)를 고려하고, 지표층 높이에 따라 대기경계층 높이가 민감하게 변하는 비국지적 방법(non-local approach) 중 비국지 맴돌이 확산 계수를 이용하여 난류 속을 계산하는 Yonsei University planetary boundary layer 기법(YSU; Hong et al., 2006)을 사용하였다(Skamarock et al., 2008). 또한, 구름물리 과정에서는 기존 연구의 구름물리 과정은 수증기, 눈, 비, 싸락눈(graupel), 구름물, 구름얼음의 6개 종류에 대한 혼합비를 예측하는 three-ice single-moment bulk 기법(Lin et al., 1983)을 사용하였으나, 이 연구에서는 three-ice single-moment bulk 기법이 보다 개선되어 6개 종류의 대기수상(수증기, 눈, 비, 싸락눈, 구름물, 구름얼음)에 대해서 혼합비를 예측하고, 얼음 결정의 크기와 수 농도뿐만 아니라 구름물과 빗물에 대한 수 농도도 추가된 WRF Double-Moment 6-class (WDM6; Lim and Hong, 2010) 기법을 사용하였다. 그리고 지표 모델로는 Noah Land Surface Model (Chen and Dudhia, 2001)을, 복사 모수화 방안으로는 Rapid Radiative Transfer Model (RRTMg; Iacono et al., 2008)을 사용하였다. 적운 대류 모수화 과정은 격자 간격이 6 km 이상인 경우(D1과 D2)에만 new Kain-Fritsch 기법(Kain, 2004)을 사용하였다. 이 연구에서는 2 km 분해능을 갖는 D3 영역의 수치모의 결과를 이용하였다.
3. 종관 분석
기상청에서 제공하는 일기도와 위성영상, 그리고 ECMWF에서 제공하는 ERA-Interim 자료를 이용하여 종관 분석을 수행하였으며, 2011년 2월 11일 0000 UTC부터 12일 0300 UTC 기간 동안의 극저기압의 종관규모(synoptic-scale)적인 발달 과정을 알아보고자 한다. 이와 관련하여 한반도와 일본 지역의 지명을 Fig. 2에 나타내었다.
2월 11일 0000 UTC의 지상일기도(그림 생략)를 보면, 큐슈의 남쪽에 위치하는 전선을 동반한 온대 저기압에서 뻗어 나온 기압골이 대한해협 쪽에 위치한다. 9시간 후인 2월 11일 0900 UTC (Fig. 3a)에는 지상 기압골이 발달하여 중심 기압이 1011 hPa인 닫힌 저기압(극저기압)이 대한해협에 위치한다. 즉, 부모 저기압(주 저기압)으로부터 북서쪽 방향으로 뻗은 지상 기압골이 발달하여 극저기압이 발생한다. 이와 관련하여 Ninomiya et al.(2003)은 극저기압이 발생하기 위해서는 부모 저기압의 존재가 중요하다고 언급한 바 있다. 2월 11일 0900 UTC의 위성영상(이른 발달 단계; Fig. 3b)에서는 영동 해안 지역으로 강한 동풍 계열의 바람이 불 때 영동 해안선을 따라 일련의 구름 띠가 발달하는 것을 볼 수 있다. 특히, 남해 동부 해상(35°N, 129°E)에서의 저기압성 구름은 여전히 극저기압이 발달하고 있음을 보여준다.
2월 11일 2100 UTC의 지상 일기도를 보면(Fig. 4a), 대한해협 부근에 위치하던 닫힌 저기압이 전형적인 극저기압으로 발달하였으며, 0900 UTC부터 2100 UTC까지 12시간 동안 최저 중심 기압이 1011 hPa에서 1001 hPa로 감소하였다. 이는 극저기압의 일생에서 관측된 중심 기압 중에서 최저 중심 기압이다. 동일 시각의 위성영상(Fig. 4b)에서는 태풍의 눈과 같은 구름이 없는 맑은 구역의 눈(35.1°N, 132.1°E)과 눈 주위를 감싸는 나선형의 구름 띠를 볼 수 있다. 나선형 구름 띠의 최저 운정 온도는 약 –40°C 정도(그림생략)로 습하고 깊은 대류가 발생하였음을 알 수 있다. 특히, 이러한 나선형 구름 띠의 깊은 대류는 상당한 응결열(condensational heating)을 동반하여 극저기압의 발달에 큰 영향을 미친 것으로 보여진다. 이와 관련하여 ERA-Interim 자료를 이용한 2월 11일 1800 UTC의 1000-500 hPa 층후도와 500 hPa 기압장(Fig. 4c)을 보면, 한반도 북부 지역에 발달한 한랭 저기압이 위치하고, 극저기압은 북동-남서 방향에 있는 경압 지역의 따뜻한 영역 근처에 위치한다. 한편, 발달하는 극저기압의 서쪽(후면)에서는 강한 한기 이류가 발생하며, 상층 기압골(500 hPa 고도면)과 지상 극저기압(mean sea level pressure; SLP) 사이의 연직 기울기는 극저기압의 경압적인 특성을 보여준다.
2월 12일 0300 UTC(그림 생략)에는 극저기압은 일본의 주고쿠 해안 지역으로 상륙하였고, 극저기압의 맑은 구역인 눈의 구조가 해체되었으며, 다른 사례연구에서도 극저기압이 해안 지역에 상륙하면서 급격히 약화됨을 보인바 있다(e.g., Ninomiya, 1993; Fu et al., 2004).
4. 수치모의 결과분석
Fig. 5a는 수치모의 자료를 이용한 2011년 2월 11일 2100 UTC의 지상 기압장이다. 대한해협 부근으로 중심 기압이 약 1000 hPa인 극저기압이 위치하며, 이는 Fig. 4a의 지상일기도에서 나타난 극저기압의 위치 및 강도와 거의 일치하는 것을 알 수 있다. 또한, Fig. 5b는 태풍의 눈처럼 극저기압이 발달했던 성숙 단계(2월 11일 2100 UTC)의 수치모의 결과를 최대 반사도(dBZ)로 나타낸 분포도이다. 위성영상(Fig. 4b)과 같이 수치모의 결과에서도 나선형 구름 에코들로 둘러싸인 태풍의 눈을 닮은 맑은 구역의 눈이 뚜렷하게 나타나, WRF 모델이 극저기압의 형태를 정확하게 모의하고 있음을 알 수 있다. 따라서 이 WRF 수치모의에서 나온 결과물들을 이용한 진단분석이 기상학적인 의미가 있음을 잘 보여준다.
Fig. 5
The Distribution of the Simulated (a) Sea Level Pressure and (b) Maximum Reflectivity in dBZ at 2100 UTC 11 February 2011 from Simulation. The Magnitude of the Reflectivity is Represented with Color Shading Based on the Scale at the Bottom of the Figure. The Bold Straight Lines, A-B and C-D, Stand for the Path of the Cross-section in Fig. 9 and Fig. 11, Respectively.
4.1 극저기압의 중심 위치 및 중심 기압 비교
Fig. 6은 2시간 간격의 위성영상(빨간색)과 수치모의 자료(검정색), 그리고 6시간 간격의 ERA-Interim 자료(파란색)에 나타난 극저기압 중심(minimum central SLP)의 이동 경로를 보여준다. 위성영상과 수치모의 자료에서는 2월 11일 1200 UTC부터 12일 0000 UTC까지 2시간 간격의 극저기압 중심의 이동 경로를 보여주며, ERA-Interim 자료는 2월 11일 0600 UTC부터 12일 0000 UTC까지 6시간 간격의 극저기압 중심의 이동 경로를 보여준다.
Fig. 6
The Track of Minimum Central Surface Pressure at 2-hour Intervals from Simulation (in black) and at 6-hour Intervals from ERA-Interim Reanalysis (in blue) During the Period from 0600 UTC 11 February to 0000 UTC 12 February 2011. Also Shown is the Track at 2-hour Intervals Estimated from Satellite Images (in red) During the Period from 1200 UTC 11 February to 0200 UTC 12 February 2011. The Number Above Dots Indicate Date and Hour.
ERA-Interim 자료의 경우, 극저기압의 중심은 2월 11일 0600 UTC부터 2월 12일 0000 UTC까지 동북동쪽 방향으로 이동하여, 12일 0000 UTC에는 주고쿠 앞바다(35.5°N, 132.3°E)에 위치하였다. 반면, 위성영상의 경우에는 극저기압의 중심이 11일 1400 UTC부터 2000 UTC까지 동북동쪽 방향으로 이동하였고, 이 후에는 동남동쪽 방향으로 이동하였다. 12일 0200 UTC에는 극저기압의 중심이 주고쿠 해안 지역(35.0°N, 132.3°E)에 상륙하였다.
수치모의에서는 극저기압의 중심이 2월 11일 0600 UTC부터 2월 11일 1000 UTC까지 북서쪽 방향으로 이동하였고, 11일 1000 UTC부터는 빠르게 동쪽 방향으로 이동하였다.그리고 2월 12일 0000 UTC에는 극저기압의 중심이 주고쿠 해안 지역(35.0°N, 132.7°E)에 상륙하였다. 수치모의에서의 극저기압 중심의 상륙위치는 위성영상에서의 극저기압 중심의 상륙위치보다 동쪽으로 다소 먼 곳에 위치하며, 상륙시간은 위성영상에서보다 2시간 더 빨랐다.
특히, 늦은 발달 단계(late development stages)인 2월 11일 1800 UTC의 극저기압 중심의 위치는 ERA-Interim 자료, 위성영상, 수치모의 결과, 모두 수평거리 약 50 km 이내에서 위치하여 수치모의 결과가 관측에 가깝게 잘 모의되었음을 알 수 있다.
극저기압의 강도에 대한 WRF 모델의 수치모의 능력을 알아보고자, ERA-Interim 자료(빨간색)와 수치모의 결과(파란색)에서 얻어진 최저 중심 기압을 Fig. 7에 나타내었다. 그리고 시간에 따른 중심 기압의 변화를 기준으로 극저기압의 일생을 4단계로 구분하였다: 중심 기압의 변화 기울기가 완만한 이른 발달 단계(early development stages; 2월 11일 0000–1200 UTC), 중심 기압의 변화 기울기가 급한 늦은 발달 단계(late development stages; 2월 11일 1200–2000 UTC), 최저 중심 기압이 나타난 성숙 단계(mature stages; 2월 11일 2000–2300 UTC), 그리고 중심 기압이 상승하는 소멸 단계(dissipating stages; 2월 12일 0000–0300 UTC)이다. 그리고 2월 12일 0000 UTC에는 극저기압이 일본 혼슈 해안 지역에 상륙하였다.
Fig. 7
The Time Evolution of Minimum Central Surface Pressure at 1-hour Intervals from Simulation (blue) and at 6-hour Intervals from ERA-Interim Reanalysis (red) During the Period from 1200 UTC 10 February to 0300 UTC 12 February 2011.
이른 발달 단계인 2월 11일 0000 UTC에는 수치모의 결과가 ERA-Interim 자료보다 극저기압의 중심 기압을 2.1 hPa 이상 더 낮게 나타내었고, 늦은 발달 단계에서도 수치모의 결과가 ERA-Interim 자료보다 극저기압의 강도를 약간 더 강하게 모의하였다. ERA-Interim 자료의 넓은 격자 간격(~ 25 km 분해능)을 고려하면 ERA-Interim 자료가 극저기압의 강도를 약간 과소 모의하여 수치모의 결과보다 최저 중심 기압의 하강율이 상대적으로 작았음을 알 수 있다.
4.2 극저기압의 구조
Fig. 8은 극저기압의 성숙기에 해당하는 2월 11일 2100 UTC의 지상 바람장(Fig. 8a), 지상 2 m 기온과 해수면 온도 사이의 차이(해기차) 분포(Fig. 8b), 그리고 잠열 속(flux)과 현열 속을 합한 지상 열 속의 분포(Fig. 8c)를 보여주며, 극저기압의 중심 부근에서 나타나는 극저기압의 특성을 알아보고자 한다. Fig 8a의 지상 바람장에서 바람벡터의 색깔은 풍속을 나타낸다.
Fig. 8
The Simulated (a) Surface Wind Field Valid at 2100 UTC 11 February 2011, (b) Air-sea Temperature Difference Field Valid at 2100 UTC, Defined by the Difference Between the Sea Surface Temperature and the Air Temperature at 2 m Above Sea Level, and (c) Total Surface Heat Flux Field Valid at 2100 UTC, Which Includes both the Sensible and Latent Heat Fluxes.
먼저, Fig. 8a의 지상 바람장을 보면, 극저기압을 기준으로 남쪽 영역에서는 30 m s–1에 도달하는 강한 서풍 계열의 바람이 불고, 북쪽 영역에서는 상대적으로 약한 동풍 계열의 바람(최대 20 m s–1)이 분다. 또한, 극저기압의 북서쪽 방향에서는 최대 풍속 25 m s–1인 강한 북풍 계열의 바람이 나타나며, 극저기압의 동쪽 방향의 풍속의 크기가 서쪽 방향의 풍속의 크기보다 작게 나타난다. 이것은 Yanase et al.(2004)의 극저기압 사례에서 극저기압의 북서쪽 방향에 강한 북풍 계열(30 m s–1)의 바람이 나타나고, 동쪽의 풍속의 크기가 서쪽보다 현저히 작은 특징과 일치한다.
동일 시각의 해기차 분포(Fig. 8b)에서는 큰 해기차를 보이는 지역은 극저기압의 서쪽 방향인 한반도 남해 동부 해안에 위치하며, 작은 해기차를 보이는 지역은 극저기압의 중심 근처에 위치한다. 그리고 이 작은 해기차를 보이는 지역은 극저기압의 중심 위치와 일치하며, 이 지역에서 해수면 상공으로는 상대적으로 따뜻한 영역이 위치함을 알 수 있다.
이와 관련하여 Fig. 8c의 지상 열 속의 분포를 보면, 바람이 약한 극저기압의 중심에서 반경 60 km 이내에 위치한 곳의 지상 열 속의 크기는 약 500 W m–2이며, 바람이 강한 극저기압의 남서쪽 부근의 지상 열 속의 크기는 약 1400 W m–2이다. 극저기압의 중심과 그 주위의 지상 열 속은 극저기압의 남서쪽 부근의 지상 열 속보다 상대적으로 현저히 작음을 알 수 있다. 이러한 지상 열 속의 차이는 풍속의 차이로 인해 나타나는 것으로 보여진다. 특히, 남해 동부 앞바다에서는 강풍과 큰 해기차 때문에 지상 열 속의 크기가 1500 W m–2를 초과한다.
Fig. 9는 극저기압의 성숙 단계인 2월 11일 2100 UTC의 눈과 구름에 대한 혼합비(Fig. 9a), 온위와 수증기 혼합비(Fig. 9b), 연직와도(Fig. 9c), 그리고 연직속도(Fig. 9c)에 대한 연직단면도이다. 단면도가 지나는 경로는 Fig. 5b에 나타낸 A-B 경로를 따르며, Fig. 9에 표시된 화살표는 극저기압의 중심 위치를 나타낸다.
Fig. 9
The Vertical Cross Sections of (a) Mixing Ratio of Snow and Cloud (g kg-1), (b) Potential Temperature (solid line; K) and Mixing Ratio of Water Vapor (color shading; g kg-1), (c) Vertical Vorticity (10–3 s-1), and (d) Vertical Velocity (m s-1) at 2100 UTC, Along the Line A-B in Fig. 8. The Black Arrow Represents the Position of the Polar Low Center.
눈과 구름에 대한 혼합비의 분포도(Fig. 9a)를 보면, 극저기압의 중심에 해당되는 위치에 구름이 없는 눈 영역이 뚜렷하게 나타나며, 눈 주변으로 나선형의 구름 띠가 있음을 알 수 있다.
Fig. 9b는 온위와 수증기 혼합비에 대한 연직단면도이다. 극저기압의 중심에 위치한 눈 부근을 보면, 먼저, 1000 hPa부터 900 hPa 고도면 사이에서는 수증기 혼합비가 4.6 g kg–1 이상인 “습윤역”이 존재하나, 670 hPa 고도면에서는 0.6 g kg–1 등치선이 위치하여 “건조역”이 존재함을 알 수 있다. 또한, 870 hPa 고도면에서는 극저기압의 눈 영역이 주위보다 약 3~5°C 더 따뜻하고, 등온위선이 급격하게 낮아지는 구조를 보여준다. 이는 대기 상층에서 대기 하층으로의 하강운동에 따른 단열 가열 현상이 있음을 보여주는 것이다. 또한, 이러한 극저기압의 상공에 나타나는 따뜻한 영역의 존재를 “온난 핵”이라고 하고자 한다.
Fig. 9c는 2월 11일 2100 UTC의 연직와도에 대한 연직단면도이다. 극저기압을 중심으로 850 hPa 고도면 아래에 와도가 집중되어 나타나며, 와도의 크기가 큰 주요 두 영역은 극저기압의 중심인 눈을 기준으로 남쪽과 북쪽 방향으로 약 50 km 떨어져 있는 나선형 구름 띠가 위치한 곳이다. 극저기압의 중심에서 남쪽 방향에 위치한 와도의 크기는 최대 2.1×10-3 s–1이고, 북쪽 방향에 위치한 와도의 크기는 최대 2.8×10-3 s–1으로 각각 나타난다. Yanase et al. (2002)은 남쪽 측면의 와도 축이 고도에 따라 중심에서 바깥쪽으로 기울어진다고 하였으며, 이 사례에서도 바깥쪽으로 기울어져 있음을 알 수 있다.
연직속도 분포도(Fig. 9d)를 보면, 맑은 구역인 눈 영역에서는 1000 hPa부터 830 hPa 고도면 사이에 최대 크기가 -0.1 m s–1인 하강운동이 있음(파란색 음영 영역)을 알 수 있다. 극저기압의 남쪽 방향에 위치한 나선형 구름 띠와 북쪽 방향에 위치한 나선형 구름 띠에서는 각각 최대 1.3 m s–1, 최대 0.5 m s–1의 상승운동이, 그리고 36.2°~36.5°N 부근의 북쪽 나선형 구름 띠에서도 최대 크기가 1.7 m s–1인 상승운동이 있음을 알 수 있다.
이러한 온위, 수증기에 대한 혼합비, 연직와도, 연직속도 분포도는 맑은 구역인 눈의 구조가 하강기류에 의해 단열 압축적으로 가열되어 온난 핵이 생성되었음을 잘 보여준다.
4.3 유적 분석
온난 핵과 관련 있는 극저기압의 맑은 구역인 눈의 생성 과정을 상세히 알아보고자 유적 분석을 수행하였다. NCAR (National Center for Atmospheric Research) Graphics에서 제공하는 RIP (Read/Interpolate/Plot), version 4.6 (Stoelinga, 2009)을 사용하여 공기덩어리의 경로, 공기덩어리의 온위와 상당온위를 계산하였다.
유적은 매시간 간격의 수치모의 결과의 기상장을 RIP에 적용하여 계산하였으며, 유적 시간 간격은 10분으로 모든 기상변수는 공간적, 시간적으로 선형 내삽하였다. 그리고 기준시간을 중심으로 전방(forward) 유적과 후방(backward) 유적을 구하였다.
유적 계산에서 기준 시간은 극저기압의 성숙 단계에 해당하는 2월 11일 2100 UTC이다. 극저기압 중심 부근의 해발 2000 m 상공에 위치한 총 25개의 공기덩어리(Fig. 10에서 주고쿠 앞바다에 위치한 작은 점들)의 전방(+15 hours) 유적과 후방(-39 hours) 유적을 각각 계산하여 Fig. 10에 같이 나타내었다. 이 그림에서, 유적의 경로가 크게 3가지로 분류됨을 알 수 있으며, 또한, 극저기압의 온난 핵에 도착한 모든 공기덩어리는 동남동쪽 방향으로 이동하였음을 알 수 있다.
Fig. 10
Parcel Trajectories. The 25 Dots Off the Coast of the Chugoku Region, Japan Represent the Location of Air Parcels at 2100 UTC 11 February. Parcel Height (m) is Indicated by the Color of Each Trajectory.
극저기압의 온난 핵으로 도달하는 공기덩어리의 처음 시작 위치가 온난 핵의 북쪽 방향에 위치한 경우(Fig. 11a), 온난 핵의 동쪽 방향에 위치한 경우(Fig. 11b), 온난 핵의 서쪽 방향에 위치한 경우(Fig. 11c)로 각각 분류하여 나타내었다. 그리고 이러한 시작 위치에 따라 공기덩어리들을 Ps-N, Ps-E, 그리고 Ps-W로 각각 칭하였다. Figs. 10과 11에서 유적의 색깔은 공기덩어리의 이동에 따른 고도를 나타내며, 파란색에서 빨간색으로 갈수록 높은 고도를 나타낸다. 그리고 공기덩어리의 연직 움직임을 보여주기 위해 Ps-N (Fig. 11d), Ps-E (Fig. 11e), Ps-W (Fig. 11f)의 유적들 중에서 각각 하나의 유적을 선택하여 연직적으로 나타냈다. 이 그림의 단면도는 Fig. 5b에 나타낸 C-D 경로를 따르며, 여기서 붉은색은 후방 유적을, 파란색은 전방 유적을 각각 나타낸다. 화살표는 각 시간별 공기덩어리의 위치를 나타낸다. 또한, 2월 11일 0000 UTC부터 11일 2300 UTC 사이의 온위(Figs. 11g~i)와 상당온위(Fig. 11j~l)에 대한 시계열에서는 수분 및 열적 변화를 볼 수 있다. 온위와 상당온위 시계열에서 색깔은 공기덩어리의 고도를 나타낸다.
Fig. 11
Classified Backward Trajectories According to the Region where the Parcels are Located Originally: (a) On the Northern, (b) Eastern, and (c) Western Side of the Center of the Warm Core. Ps-N, Ps-E, and Ps-W Stand for the Parcels Situated Originally on the Northern, Eastern, and Western Side of the Center of the Warm Core, Respectively. Parcel Height (m) is Indicated by the Color of Each Trajectory. The Vertical Profiles of the Trajectories of (d) Ps-N, (e) Ps-E, and (f) Ps-W, Along the Line C-D in Fig. 5b. The Backward and Forward Trajectories are Represented by Red and Blue Colors, Respectively. The Arrows Indicate Hourly Positions. The Time Evolution of the Potential Temperature(g, h, I) and (j, k, l) Equivalent Potential Temperature During the Period from 0000 UTC to 2300 UTC 11 February 2011 for (g, j) Ps-N, (h, k) Ps-E, and (i, l) Ps-W. The Parcel Height(m) is Indicated by Color.
먼저, Ps-N의 이동 경로, 상⋅하 움직임, 그리고 수분 및 열적 변화를 살펴보면, 연해주 지방에서 시작한 공기덩어리들은 고도 약 1500 m 이하의 하층에서 먼 동해상을 거쳐 남해 동부 해상으로 이동하였고, 11일 0000 UTC부터 1200 UTC까지 대부분의 공기덩어리들이 하층에서 움직이는 동안, 해수면으로 부터의 현열과 잠열 속을 공급받아 온위와 상당온위는 꾸준히 증가하였다(Figs. 11g and 11j). 그리고 이 공기덩어리들이 대한해협 부근으로 도달하였을 때, 연직 방향으로 급격하게 상승하였고, 극저기압의 중심이 위치하는 동쪽 방향으로 이동하였다(Figs. 11a and 11d). 공기덩어리가 상승운동을 하는 동안(공기덩어리의 고도가 파란색에서 급격하게 빨간색으로 바뀌는 구간)에는 공기덩어리들의 온위가 급격히 증가하였고, 상당온위는 서서히 증가하였다(Figs. 11d와 11j). 즉, 적운 대류에 의한 상승기류에 의해 공기덩어리는 급격하게 상승하였고, 이 과정에서 잠열 방출에 따른 기온 상승과 수분 공급이 동반되었음을 알 수 있다. 성숙 단계인 2100 UTC에는 대한해협 부근에서 연직 방향으로 상승하던 공기덩어리가 극저기압의 온난 핵이 위치한 고도로 하강하였고, 그 후, 공기덩어리는 몇 시간 동안 반복적으로 상승⋅하강운동을 하였다(Fig. 11d).
Ps-E의 경우, Figs. 11b와 11e를 보면, 공기덩어리들은 주고쿠 앞바다에서 서쪽 방향으로 이동하여, 한반도의 남해 동부 해안에 도달할 때까지 주로 하층(고도 약 2000 m 상공)에서 이동하였음을 알 수 있다. 그리고 공기덩어리들이 대한해협에 도달하면서 연직 방향으로 급격하게 상승하였고, 극저기압의 온난 핵이 위치한 곳으로 접근하면서는 연직 방향으로 급격하게 하강하였다. 그리고 몇 시간 동안 연직 방향으로 급상승하면서 동쪽 방향으로 이동하였다. 그 후, Ps-N의 공기덩어리와 유사하게 상승⋅하강운동을 하면서 동쪽 방향으로 계속 이동하였다. 이러한 공기덩어리의 이동 과정에서 공기덩어리의 온위와 상당온위는 11일 0000 UTC부터 2300 UTC까지 거의 일정하게 유지되어(Figs. 11h and 11k), 온난 핵은 하강운동에 의한 단열 압축 효과로 생성되었음을 보여준다.
Ps-W의 경우, Ps-E와 Ps-N의 경우보다 더 높은 고도에서 서해안 부근에서 대한해협 쪽으로 이동하였다(Figs. 11a~c). 이 공기덩어리들은 남해 동부 해안에 도달했을 때, Ps-E와 Ps-N과는 달리 연직 방향으로 하강하기 시작하였고, 극저기압의 온난 핵에 도달 할 때까지 상승⋅하강운동을 반복하면서 동쪽 방향으로 계속 하강하여 이동하였다(Figs. 11d~f). 온위와 상당온위는 11일 0000 UTC부터 2300 UTC까지 거의 일정하게 유지되었고, 이러한 결과는 Ps-E의 결과와 유사하다(Figs. 11h, 11i, 11k, and 11l).
모든 공기덩어리(Ps-N, Ps-E, Ps-W)들이 극저기압의 온난 핵 부근으로 도달하는 2100 UTC에는 다소 급격하게 하강하였다. 위에서 언급한 온위와 혼합비에 대한 연직단면도 분석과 후방 유적 분석을 통해 극저기압의 온난 핵은 하강기류에 의한 단열 압축 효과로 생성되었음을 확인할 수 있었다.
5. 결론
2011년 2월 11일 영동 지역에 최대 1 m 이상의 대설을 동반한 극저기압에 대해 고분해능의 초기 및 경계장인 ERA-Interim 자료를 적용하여 WRF 수치모의 연구를 수행하였다.
먼저, 종관분석에서는 부모 저기압으로부터 북서쪽 방향으로 뻗은 지상 기압골의 발달로 인해 극저기압이 발생하였음을 알 수 있었으며, 나선형 구름 띠의 대류에 동반된 상당한 응결열이 극저기압의 발달에 큰 영향을 미친 것을 알 수 있었다.
수치모의 결과에서는 위성영상과 유사하게 극저기압의 위치와 강도뿐만 아니라 극저기압의 중심인 맑은 구역의 눈과 눈 주변을 감싸는 낮은 나선형 구름 띠를 잘 모의함에 따라, WRF 수치모의 결과들을 이용한 이러한 분석이 기상학적으로 의미가 있음 알 수 있었다.
특히, 성숙 단계에 해당하는 11일 2100 UTC의 수치모의 결과에서, 극저기압 주변의 풍속은 극저기압 중심을 기준으로 동쪽보다는 서쪽 영역에서 보다 컸으며, 지상 열 속도 동쪽보다 서쪽 영역에서 더 크게 나타났다. 그리고 극저기압의 중심부에서는 지상 2 m 기온과 해수면 온도의 차이가 작게 나타났으며, 극저기압의 중심부의 해수면 상공으로 다소 따뜻한 영역이 위치함을 알 수 있었다.
한편, 극저기압의 중심에 대한 연직 구조(혼합비, 온위, 연직와도, 연직속도)를 분석한 결과, 극저기압의 중심부에는 구름이 없는 맑은 구역인 눈이 위치함을 알 수 있었으며, 눈이 위치한 830 hPa 이하의 고도에서는 건조한 하강기류가 우세하게 나타났다. 그리고 극저기압의 눈이 위치한 870 hPa 고도에서 주변보다 약 3~5°C 더 따뜻하고, 등온위선이 급격하게 낮아지는 현상이 뚜렷하게 나타나는데, 이러한 구조를 “온난 핵”이라고 하였다.
유적 분석에서는 극저기압의 중심인 온난 핵으로 도달하는 공기덩어리의 시작 위치에 따라 공기덩어리를 크게 3가지(Ps-N, Ps-E, Ps-W)로 분류할 수 있었으며, 모든 공기덩어리들은 온난 핵에 도달하였을 때, 다소 빠른 하강운동을 하였다.
이러한 분석결과는 극저기압의 중심 구조와 온난 핵의 생성 체제가 열대성 저기압의 중심 구조와 온난 핵의 생성 체제와 유사하다는 것을 잘 보여주었다.
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