2021년 예보관 과정 훈련보고서

지역 특성을 고려한 예보기술 연구

- 해수면 온도에 따른 강수영향 연구 -

소속: 기상청

교번: 1번

성명: 박중환

2021. 9.

< 목 차 >

요약문
1. 서론 ․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	1
1.1. 해양순환과 열균형 ․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	1
1.2. 대기와 해양의 상호작용 ․․․․․․․․․․․․․․․․․	2
1.3. 대기와 해양의 차이․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	3
1.4. 계절별 해양 상호작용․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	4
1.5. 한반도 해상 특성․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	9
1.6. 연구방향 ․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	14
2. 자료 및 방법 ․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	15
2.1. 통계분석․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	15
2.2. 사례분석․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	15
3. 본문․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	16
3.1. 경기만 저수온층․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	16
3.1.1. 경기만 월별 수온변화 특성 ․․․․․․․․․․․․․․	16
3.1.2. 해수온도차와 기온의 상관성․․․․․․․․․․․․․․	17
3.1.3. 수온차와 풍속과의 상관성․․․․․․․․․․․․․․․	19
3.1.4. 만조시 상대습도 증가․․․․․․․․․․․․․․․․․	24
3.1.5. 사례분석․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	25
3.2. 서해남부 저수온층 ․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	34
3.2.1. 서해남부 저수온층 특징․․․․․․․․․․․․․․․․․	34
3.2.2. 저수온층과 풍속과의 상관성․․․․․․․․․․․․․․․	36
3.2.3. 저수온층과 기압과의 상관성․․․․․․․․․․․․․․․	39
3.2.4. 사례분석․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	42
4. 결론․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	47
참고문헌․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․․	49

요 약 문

삼면이 바다와 인접한 한반도의 지리적 특성과 편서풍 지대에 위치하면서 서쪽에서 동쪽으로 이동하는 기압계의 흐름으로 인해 한반도로 유입되는 거의 모든 강수시스템은 해상을 통과하게 된다. 이때 해상을 통과하며 해양과의 상호작용을 통해 강수시스템은 발달, 소멸 등 변화함에 따라 해양의 조건을 파악하고 이해하는 것이 중요하다.

특히, 서해연안에는 주변보다 낮은 해수온도를 보이는데, 낮은 해수온도의 원인으로 조석과 해류를 둘 수 있다. 서해상은 남해상, 동해상과 비교해 수심이 낮고, 조석간만의 차가 커서 계절별, 일별 변화가 크게 나타난다. 조석에 의해 밀물과 썰물이 유입되는 과정에서 수심의 깊은 찬 해수와 섞이면서 서해연안은 낮은 해수온도를 보이게 된다. 특히, 경기만과 서해남부앞바다에는 조석간만의 차가 크고 조류가 강하여 수심이 깊은 해수와 혼합되며 주변보다 낮은 해수온도를 나타나게 된다.

경기만의 조석간만의 차가 커 해류가 섞이면서 저수온역을 형성하게 되는데, 계절별로 경기만의 수온분포가 다르게 나타나게된다. 수온차와 풍속과의 상관성이 높은 4~5월과 9~10월은 고기압권내에서 안정한 대기구조를 갖는 날이 많은 계절이다. 4~5월은 낮 시간대 기온이 오르며 해풍이 강해지고, 9~10월에는 새벽시간대에 복사냉각에 의한 내륙의 기온이 떨어지며 육풍이 강해진다. 또한, 조석간만의 차에 의해 유입되는 밀물에 의해 상대습도가 높아지게 되는데, 새벽시간대 만조와 겹칠 경우 가장 큰 상대습도가 나타났다.

서해남부앞바다의 저수온역은 8~9월에 가장 뚜렷하게 나타나는데, 조석에 의한 상하층 혼합과 대마 난류가 유입되며 조류가 강해지는 것이 원인이다. 특히, 서해남부앞바다는 주변보다 4도이상 낮은 저수온역이 나타나며, meso-β(20~200km)이하의 중규모 고기압이 형성된다.

이 고기압은 상대적으로 찬 성질을 가지고 있어, 전라해안을 비롯해 제주도에 낮 시간대 해풍을 강화시키고, 고기압이 위치한 신안과 진도 해상에 안정한 대기 상태를 만든다. 또한, 남쪽에서 유입되는 온난한 기류와 수렴되면서 강수시스템을 발달시키는 역할을 한다.

1. 서론

1.1. 해양순환과 열균형

지구의 둥근 모양으로 인해 위도별 태양복사에 의한 차등가열이 발생하고 적도부근은 뜨거워지고 극지방은 차가워지면서 적도부근의 열이 북극지방으로 이동하게 되는데, 대기대순환은 차등가열로 인해 발생한 열적 불균형을 해소하기 위해 만들어지는 과정이라고 할 수 있다. 여기에 지구가 자전하는 효과가 더해지면서 위도별 편동풍과 편서풍 지대로 나뉘게되고 해양과 대륙, 높은 지형, 사막, 호수 등 불연속면에 의해 파동이 만들어지며 복잡한 대기 순환이 만들어지게 된다.

Fig  지구규모의 해양 순환과 대기순환(해양기상의기본이해 유승협.2021)

열적 불안정을 해소하는 것은 대기만 하는 것은 아니다. 지구의 70%가 액체로 이루어졌는데, 그 중 해양의 순환도 열적 불균형을 해소하는데 큰 역할을 수행한다. Fig 1은 대기순환과 해양순환을 나타낸 것이다. 해양의 표층순환은 바람이 표층 해류의 가장 주된 힘으로 작용 하게 되는데(Ekman, 1905), Table 1.와 같이 위도별 발생하는 무역풍과 편서풍, 극동풍에 의해 해양순환이 나타나게 된다.

Table 1. 대기순환과 해양순환의 관계(해양기상 기본이해_유승협(2021))

Fig 2. 대기와 해양의 열전달(해양기후 및 변화_송하준(2021))

전지구적인 열순환의 대기와 해양의 역할을 살펴보면 Fig 2와 같다. 전지구적인 평형을 위해 대기와 해양의 열순환량을 살펴보면 저위도에서는 해양의 순환에 의한 열 수송이 크고, 고위도로 갈수록 대기순환에 의한 열수송이 크게 나타나게 된다. 대기와 해양은 지구의 열적 불안정을 해소하기 위해 순환하는 과정에서 서로 영향을 주고 받는 관계에 있다.

1.2. 대기와 해양의 상호작용

해양과 대기와의 전지구적인 규모의 상호작용은 ENSO(El Niño Southern Oscillation)와 MJO(Madden Julian Oscillation)가 대표적인다. ENSO는 Fig 3와 같이 태평양의 해수온도 분포에 따라 대류지역이 2~7년 주기로 순환하는데 적도 대류지역에 따라 중위도 지방의 기후에 영향을 준다.(Bjerknes, 1960)

Fig 3. 엘리뇨시기에 대기와 해양 순환

(해양전문과정_임교순(2021))

Fig 4. MJO 시기에 대기와 해양 순환

(해양전문과정_임교순(2021))

MJO는 Fig 4와 같이 인도양의 해수온도 분포에 따라 30~90일의 주기성을 갖고 강한 대류성 구름대가 동진하며 순환(Madden and Julinan, 1971)하게 되는데, 이 또한 해양의 대류지역에 따라 중위도 고위도 기후에 영향을 주게 된다. 이 처럼 적도부근의 해양 조건에 따라 대류활동 영역이 다르게 나타나게 되는데, 이러한 대류활동은 중위도와 고위도 기후 시스템에 영향을 주는데 Fig 5과 같이 전지구적인 기후시스템이 원격상관(Teleconnection)을 통해 대기순환이 형성된다.

Fig 5 해양과 대기의 원격 상관(해양전문과정_임교순(2021))

한반도는 해양과 대기의 전지구적인 순환에 영향을 받을 뿐 아니라 계절풍(몬순), 해륙풍, 해무, 조석, 호수효과 등 해양과 근접함에 따라 발생 할 수 있는 기상현상이 나타난다. 이처럼 해양과 근접한 지리적 특성으로 인해 해양의 조건에 따라 한반도로 유입되는 기상현상은 해상을 지나며 해양의 조건에 따라 영향을 받게 된다.

1.3. 대기와 해양 차이

대기와 해양의 조건이 다른 대표적인 원인은 해양과 대기의 열저장량의 차이로 인한 온도 불균형이 나타나는 것이다.

Fig 6 열저장량 계산식(해양전문과정_송하준(2021))

Fig 6는 열저장량을 나타내는 식으로 열저장량은 비열과 밀도, 두께에 비례한다. 해양은 대기보다 비열은 4배가 크고, 해수의 밀도는 대기의 약 1000배, 해양의 혼합층 평균 깊이를 100m로 고려할 때 대기보다 약 40배가 크다, 이를 종합해보면 해양 열 저장능력은 대기보다 2000배 크게 나타나는데 이로 인해 해양은 대기보다 변화량이 크지 않게 된다. (해양전문과정 송하준, 2021년)

이처럼 해양은 대기보다 열저장량이 높아 기온은 일사에 의해 기온이 빠르게 오르지만 해양은 대기보다 상대적으로 늦게 수온이 올라가며 동위도상에 위치한 해양과 내륙에는 온도 불균형이 발생한다. 낮과 밤의 내륙과 해양의 불균형으로 인해 발생하는 해륙풍을 들 수 있다. 낮에는 기온이 일사에 의해 높아지고 상대적으로 낮은 온도를 보이는 해양에서 내륙으로 불어들어가는 바람이 불고, 밤에는 빠르게 식는 내륙에 비해 상대적으로 높은 온도를 보이는 해양에 육지에서 불어나가는 바람이 불게 된다. 또한 계절적으로 해양과 대기는 온도 불균형으로 인해 기상현상이 발생하게 된다. 여름철에는 해수면의 기온보다 대기의 기온이 높아 해수면을 가로지는 공기는 해수면부근에 대기의 기온을 떨어뜨려 이슬점온도에 도달하면 대기는 포화가 되어 해무가 발생하게 된다. 반대로 겨울철에는 해수면의 기온보다 대기의 기온이 낮아 상대적으로 따뜻한 해수면 위로 차가운 공기가 지나가면 해수표면으로부터 대기로 증발이 일어나고 차가운 대기에 수증기가 공급되면서 구름대가 발달하게 된다. 이처럼 해수면의 조건에 따라 대기와 해양이 서로 영향을 주며 우리나라에 유입되는 기상상황을 변화시킨다.

1.4 계절별 해양으로 인한 날씨변화

우리나라는 계절별로 풍향이 바뀌는 몬순이 나타나는데, 계절별로 풍향에 따라 영향을 받는 강수시스템이 다르게 나타난다. 봄철은 이동성 고기압의 영향을 주로 받으며, 서풍계열의 바람이 불게 되면서 서해상의 조건에 따라 날씨에 영향을 받고, 여름철과 가을철은 북태평양고기압의 영향을 받으며 주로 한반도에 남서풍이 유입되며 남해상의 해양의 조건에 따라 영향을 받게 된다. 또한, 겨울철은 대륙고기압의 영향을 주로 받으며 북풍계열의 바람이 한반도로 유입됨에 따라, 서해상과 동해상의 해양의 조건에 영향을 받게된다. 각 계절별 유입되는 풍향에 따라 해상의 조건이 날씨에 영향을 주는 사례는 다음과 같다.

1.4.1. 봄철

봄철(3~5월)에는 주로 이동성 고기압의 영향을 받는데, 우리나라에 영향을 주는 이동성 고기압은 Fig 7과 같이 시베리아에서 대륙고기압이 찬 성질을 가지고 중국남부내륙까지 확장하는 경우 중국중남부 내륙에서 일사에 의해 대륙의 기온이 높아지고 찬 성질의 고기압이 빠르게 변질된다. 이후 북쪽의 찬 성질의 고기압과 분리되며 한반도로 이동하며 영향을 주게 된다.

Fig 7  봄철 이동성 고기압 생성 주기

이동성 고기압이 한반도로 이동하며, 한반도에는 고기압 가장자리를 타고 서풍계열의 바람이 불게 되는데, 상대적으로 따뜻한 중국내륙의 기류가 유입되게 된다, 이때 겨울철 차가워진 해수면 위로 따뜻한 공기가 유입됨에 따라 대기의 경계면에서 공기가 냉각되며 포화되면서 폭넓은 지역에 해무가 발생하게 된다. 특히, 서풍이 유입되는 동안 해무는 내륙으로 유입되고 기온이 오르는 낮 시간에도 소산되지 않고 지속되어 해안가 고속도로나 도서지방, 섬과 섬을 잊는 긴다리에는 시정이 악화되어 교통사고를 야기한다.

Fig 8 온난이류형 강수 모식도(Why? How!(2020))

또한, 이 시기에는 일사에 의한 낮과 밤의 기온차 크게 나타나게 되는데, Fig 8와 같이 밤사이 내륙에는 복사냉각에 의해 차가워져 찬 공기가 모여 Cold Pool이 만들어지고 상대적으로 따뜻한 기류가 유입되면서 냉각된 공기위로 공기가 상승하며 강수가 나타나는 온난이류형(Warm Type) 강수가 발생한다.

1.4.2. 여름철

6~8월은 북반구를 기준으로 남중고도가 가장 높고 태양에 의한 열에너지를 가장 많이 받는 시기이다. 이 시기에는 태평양의 수온이 점차 높게 올라가고 기온도 상승하며 대기 상층(500~300hPa)까지 더운공기가 자리잡으면서 북태평양고기압이 확장하는 시기이다. 북태평양고기압이 확장하여 일본 동쪽해상에 위치하게 되면 우리나라는 남쪽의 북태평양고기압 가장자리에서 유입되는 남서풍 계열의 바람이 유입된다. 남서풍에서 유입되는 바람은 해양에서 지원받은 다량의 수증기와 남쪽의 따뜻한 기류를 한반도로 유입시키며, 습하고 더운날이 지속되는 시기이다.

특히, 6~7월에는 Fig 9과 같이 북태평양고기압 가장자리에서 유입되는 풍부한 수증기를 포함한 고온의 공기와 북서쪽에서 여러 가지 요인(오호츠크해 기단, 양츠강 기단, 기압골)에 의해 성질이 다른 공기가 남하하며 부딪혀 정체전선이 형성되며 장마가 나타나는 시기이기도 하다. 이 시기에는 고온 다습한 공기가 한반도로 유입되는 북태평양고기압이 확장하는 시기로, 작은 Trigger에도 많은 강수가 내리게 되는데, 그 원인 중 하나가 해양에서 불어들어가는 해풍을 들 수 있다. 이 시기에 낮 동안 내륙의 기온이 빠르게 올라가고 해상의 기온이 더디게 올라가면서 해상과 육지에 온도경도가 강해지면서 해풍이 유입되게 되는데, 이때 해상의 조건에 따라 해풍의 강도가 정해지고 이 강도에 따라 수렴의 강도와 지역이 변할 수 있다.

Fig 9 장마 생성과 관련된 한반도 주변 기압계와 모식도(장마백서(2011))

1.4.3. 가을철

9~10월에는 Fig 10과 같이 상층제트가 남쪽으로 내려오고 북태평양고기압이 다시 수축하여 일본 남동쪽 해상에 위치하게 된다. 한반도는 북태평양고기압과 북쪽의 찬공기의 경계에 위치하며, 저기압의 이동통로를 만들게 된다.

이 시기에 해양과 대기의 상호작용의 대표적인 예는 태풍을 들 수 있다. 여름동안 높은 열에너지를 받은 해양은 1년 중 가장 높은 해수면 온도를 보이게 되는데, 태풍은 Fig 11과 같이 고수온역에서 만들어지며 해상에서부터 많은 에너지를 공급받으면 북상하게 된다.

Fig 10. 한반도 태풍 유입 모식도

(태풍전문과정_김대준(2021))

Fig 11. 태풍과 해양의 상호작용

(태풍전문과정_김대준(2021))

Fig 12은 태풍이 발생하는 태평양의 수온에 따라 태풍의 발생한 횟수를 중심 풍속별로 나타난 것이다. 해수온도가 24도~30도 사이가 가장 많은 태풍발생 빈도를 나타냈으며, 수온이 높을수록 태풍의 중심풍속도 증가하는 것으로 나타났다. 이 처럼 해양의 높은 해수온도는 태풍의 발생과 강도에 큰 영향을 주고 있다.

Fig 12. 해수온도의 분포에 따른 태풍 중심풍속 별 발생횟수

(태풍전문과정_김대준(2021))

1.4.4. 겨울철

겨울철(11~2월)은 대륙의 차고 건조한 기단인 시베리아고기압이 확장하며 우리나라에 북풍계열의 바람이 유입되는 시기이다. 북쪽의 찬 공기가 유입되면서 상대적으로 높은 해수온도 위로 차가운 대기가 지나가게 된다.

Fig 13. 겨울철 호수효과(lake-effect)에 의한 위성영상과 한반도 주변 기압계

(why? how!(2016))

Fig 13는 찬 성질의 대륙고기압(cP)이 서해상으로 확장할 경우 북서쪽에서 유입되는 찬공기가 따뜻한 해수면을 만나 구름이 만들어지는 모습과 그 당시 지상 기압계를 나타낸 것이다. 찬공기는 상대적으로 따뜻한 해수면을 지나면서 구름을 생성하게 되는데, 이를 호수효과(Lake effect)라고 한다.

서해상에 나타나는 호수효과의 메커니즘은 Fig 14와 같이 찬 공기는 상대적으로 따뜻한 해수면을 지나면서 해수표면에서 수증기가 공급되며 대기 하층의 기온이 오르면서 불안정한 연직 구조를 갖게된다. 이로 인해 포화된 공기는 주변기온보다 높아져 부력을 받게되고 3km 고도까지 상승하며 구름대를 발달시킨다. 이 구름대는 지향류를 타고 내륙에 유입되며 서해안을 중심으로 강수가 나타난다.

Fig 14. 호수효과에 의한 강수 발달 메카니즘(Why? How!(2016))

서해상에 찬공기가 유입되면 Westly형, 동해상에 찬공기가 유입되면 Eestly형 강수로 구분된다. Westly형은 서해안과 인접한 충청도와 전라도, 제주도에 눈이 집중되고, Eestly형은 태백산맥의 산사면인 강원영동과 경북동해안에 많은 눈을 내리게 한다.

해상의 수온과 유입되는 공기의 기온차로 인해 해상에서 구름이 만들어지게 되는데 해상의 조건이 구름발달에 중요한 역할을 하게 된다.

1.5 한반도 해상 특성

한반도를 둘러싸고 있는 3면의 해상은 계절별로 한반도로 유입되는 공기와 상호작용하며  영향을 주고받고 있다. 계절별 한반도 해양 조건은 수심에 따라 서해상, 남해상, 동해상 모두 다른 특징을 보이고, 한반도로 유입되는 해류에 큰 영향을 받게 된다.

Fig 15은 2017년 월평균 해수면온도 분포를 보여준다, 해양은 내륙보다 열용량이 높아 일사에 의한 해수온도 상승이 내륙보다 더디게 올라가면서 계절별 온도주기가 내륙의 계절주기보다 1~2개월 가량 늦게 반응하게 된다. 겨울철 기온이 떨어지면서 내륙은 1월 가장 낮은 기온분포를 보이는 반면 2월에 가장 낮은 해수면 온도분포를 보이고, 낮은 해수 온도가 4~5월까지 지속되는 것을 볼 수 있으며, 여름철에는 8월에 극값을 나타내고, 9월 이후부터 기온이 내려가는 주기성을 갖는다.

Fig 15. 2017년 월평균 해수온도 분포

해수면 온도 분포를 살펴보면 연중 전라해안을 포함한 서해안에는 낮은 수온분포를 보이고, 해상 중심부로 갈수록 높은 기온을 보이는 것이 특징이다. 특히, 4~5월에는 경기서해안에, 6~8월에는 진도앞바다에서 제주도 부근해상에 저소온역이 강하게 나타나고 있다.

Fig 16. 한반도 주요 해류

(해양전문과정_문일주(2021))

Fig 16에서 한반도에 영향을 주는 주요 해류를 나타낸 것이다. 남쪽에서 유입되는 쿠로시오 난류와 베링해에서부터 차가워진 바닷물이 연해주를 따라 북쪽으로 유입되는 북한 한류가 있다. 쿠로시오 난류에서 갈라져 유입되는 대마 난류는 서해상으로 유입되는데, 서해상으로 유입되는 대마난류는 3월에 가장 약하고 9월에 가장 강하게 유입된다. Fig 17과 같이 겨울철에는 서해상 중앙으로 난류가 유입되어 서해북부해상의 찬 해수는 해안을 따라 흐르게 되고, Fig 18과 같이 여름철에는 서해안을 따라 대마 난류가 유입되며 서해북부해상의 찬 해수는 발해만에서 상해부근으로 중국동부해안을 따라 흐르게 되는 간접순환이 나타난다.

Fig 17. 겨울철 한반도 주요 해류 흐름도

(태풍전문과정_문일주(2021))

Fig 18. 여름철 한반도 주요 해류 흐름도

(태풍전문과정_문일주(2021))

계절에 따라 다르게 나타나는 해류의 흐름으로 볼 때 경기만과 전라해안을 포함한 냉수대는 겨울철 동해북부해상의 냉수가 서해안으로 유입되며 설명이 되지만, 여름철은 대마난류의 지류가 서해안으로 유입되고 있어 앞서 월평균 해수면 온도에서 나타난 경기만과 전라해안의 저수온층은 설명이 어렵다.

서해안의 저수온역을 설명하기 위해서는 조석에 의한 영향을 살펴봐야 한다. 조석은 달의 인력에 의해 해류가 밀물과 썰물로 나타나게 되는데, Fig 19과 같이 지구-달-태양 또는 달-지구-태양이 일직선상에 놓여질 때 바닷물은 인력에 의해 당겨지며 밀물이 된다.

Fig 19.  대조기시 모식도(태풍전문과정_문일주(2021))

Fig 20. 소조기시 모식도(태풍전문과정_문일주(2021))

썰물인 소조기에는 Fig 20과 같이 지구와 달이 직각으로 위치하여 달의 인력이 최소화 되면서 바닷물이 밀려나가는 썰물이 되게된다. 밀물과 썰물의 강도적인 측면을 봤을때는 모든 해상이 동일하게 나타나야 하지만 Fig 21의 보령, 목포, 포항의 해상 관측지점의 조고 자료를 살펴보면, 보령지점의 조고의 변동폭이 가장 크게 나타나고 동해상인 포항은 조고의 변화가 가장 작게 나타났다. 이처럼 서해상의 조석간만의 차는 남해상과 동해상에 비해 크게 나타난다.

Fig 21. 보령, 목포, 포항의 조고자료

해상별 조고의 차이는 해수면의 높이와 지형과 상관성이 높다. 상대적으로 수심이 낮은 서해상의 지형은 Fig 22과 같다. 서해상의 지형은 한반도와 중국동부내륙 사이에 깊은 골짜기 형태를 유지하고 있는데, 전라해안을 포함한 서해안 연안은 수심이 낮게 형성되어 있으나 먼바다의 경계에서 해상의 중심으로 갈수록 급격히 수심이 깊아지는 것을 알 수 있다. 특히, 서해상 해저 골짜기는 진도앞바다와 제주도 서쪽해상으로 골짜기가 형성되어 있는 것을 알 수 있다.

Fig 22. 서해상 해저 지형도(왼쪽) 3차원 모식도(오른쪽)

Fig 23는 제주도를 가로지르는 서해상의 연직 수온 분포를 보여주는 것이다. 일반적으로 해상의 연직 수온 분포는 수심이 깊을수록 기온이 낮게 형성되어 있다. 밀도가 높은 저수온의 물이 해저에 위치하면서 안정한 구조를 가지고 있는 것이 특징이다. 서해상의 온도구조를 살펴보면 해수면에서 50m부근에 표층해수와 심층해수의 경계에서 온도 경도가 강하게 나타나는 수온약층이 형성되어 있다. 일반적으로 수온약층은 대기의 연직구조에서 역적층의 역할을 수행하는데 수온약층이 강하게 형성되면 해수가 상하로 잘 섞이지 않고 안정한 구조를 가지게 된다.

Fig 23. 해수온도 연직 단면도(해양전문과정_문일주(2021))

수온약층

Fig 24은 인천 bouy 지점의 시간별 해수면높이를 나타낸 것이다. 조석은 달의 인력에 의해 1일 두 번 밀물과 썰물이 나타나게 되는데, 밀물로 인해 바닷물의 높이가 가장 높을때는 800cm, 썰물로 인해 바닷물이 높이가 가장 낮을때는 해발고도 아래까지 내려가며, 서해연안은 조석간만의 차가 크게 발생한다. 앞서 설명했듯이 해양은 일반적으로는 수온약층이 존재하며 상하로 섞이지 않는 안정한 구조를 가지고 있으나, Fig 25과 같이 조석에 의해 심층수의 낮은 해수가 위 아래로 섞이면서 수온약층을 해소하면서 해안의 해수온도가 주변도다 낮은 수온 분포를 보이는 것이다.

Fig 24. 인천 bouy 시간대별 조고

Fig 25. 조석에 의한 상층 혼합 모도

1.6. 연구방향

우리나라 서해안에는 서해중심에 저층냉수와 낮은 해수면, 조석간만의 차로 상하층 해수가 섞이면서 형성된 저수온층이 존재하게 되며, 특히 조석간만의 차가 큰 경기만과 조수의 흐름이 강한 진도앞바다와 제주도앞바다에는 저수온층이 강하게 나타난다. 이러한 저수온층은 서해상으로 유입되는 대기에 영향을 주게되고, 안개, 소나기, 하층 수렴 등 강수시스템에 영향을 주게 된다.

이번 연구는 서해안의 저수온층의 특징을 분석하고, 저수온층으로 인해 발생가능한 기상현상의 메카니즘을 규명하여 새로운 개념모델을 정립하고자 함이다. 또한 나아가 현재 사용중인 예보 가이던스를 보완하여 예보업무 발전에 기여하고자 한다.

2. 자료 및 방법

2.1 통계분석

본 연구에서는 서해상에 위치한 최근 5년간(2016~2020년)의 해양 bouy 관측자료와 서해연안의 지상관측자료를 활용해 계절별, 월별 해양의 특성을 분석하고, 수온차에 의한 풍속의 변화, 상관관계 등을 분석하였다.

- 해양 Bouy 시간별 관측자료(2016~2020년) : 인천, 덕적도, 신안, 마라도, 추자도, 성산

- 지상 관측자료(2016~2020년) : 인천, 서산, 군산, 목포, 진도, 광주

국립해양조사원의 조고자료를 활용해 밀물과 썰물시 해양부이의 관측요소와의 상관성을 찾아보고자 했다.

- 시간별 조고 자료(2016~2020년) : 인천, 신안

- 일별 간만조 시간(2016~2020년) : 인천, 신안

수치모델 결과값(UM 00utc 발표 기준)을 기준으로 수온차에 의한 해륙풍의 강도변화에 따라 모델의 Bias 경향을 찾아보고 이를 예보에 활용할 수 있는 방법을 제시하고자 했다.

- UM 지상 09시 발표기준 + 24시간 예상(2018~2020년) : 인천, 서산, 군산, 목포, 진도, 광주

2.2 사례분석

계절별 수온차의 통계적 특징을 근거로, 중규모 이하의 해륙풍의 강도변화에 따른 기상현상을 찾기 위해서, 저기압, 기압골, 태풍과 같은 종관규모의 외부 힘이 배제된 고기압 영향권내에서 사례를 선정하고자 했다.

사례분석은 조석간만에 의해 형성된 서해안의 저수온역이 서해안의 계절별 해륙풍의 강도 변화에 어떻게 영향을 주는 지 살펴보왔고, 저수온역에 의한 풍향, 풍속, 습도, 기온변화가 기상현상에 어떻게 작용하는지를 살펴보았다.

기상현상별 사례는 밀물과 썰물에 따른 기상현상 변화, 저수온층 형성에 따른 해륙풍의 강도변화, 계절별 해수온도 분포에 따른 강수시스템 변화에 초점을 맞춰 분석하였다.

3. 본론

3.1. 경기만 저수온층

3.1.1. 경기만 월별 수온변화 특성

경기만의 해수온도의 변화를 알아보기 위해 덕적도 부이와 인천 부이의 해수면 온도를 사용하였다. 인천 조위관측소는 인천 연안부두에 위치하고, 덕적도 부이는 내륙에서 57km에 위치하여 인천 조위관측소와 덕적도 부이는 수심이 낮고 조석간만의 영향을 많이 받는 지점이다. 이에 반해 인천 부이는 내륙에서 110km에 위치하여 상대적으로 깊은 수심을 보이고, 조석간만의 영향을 덜 받게된다.

인천 부이와 덕적도 부이의 해수면 온도는 기온의 연 주기와 1개월 가량 늦은 주기를 보여주는데 해양과 비열의 차로 해양이 내륙보다 늦게 기온이 오르고 늦게 기온이 떨어지는 특징을 보여준다.

Fig 29.. 인천,덕적도 부이, 인천 조위관측소 해수면 온도(2016~2020년)

Fig 26은 최근 5년(2016~2020년)동안의 인천-덕적도 부이와 인천조위관측소의 월별 해수면온도 평균과 인천-덕적도 해수온도차를 나타낸 것이다. 해수온도의 연주기는 2월에 가장 낮은 해수온도를 보이고, 8월에 가장 높은 해수온도를 보이는 주기성을 갖는다. 특히, 해수면온도차는 4월부터 증가하여 6~7월 사이가 가장 크게 나타나는 것을 알 수 있다.

Fig 27과 같이 해수온도가 높아지는 4월부터 8월까지는 인천 해수면온도가 덕적도 해수면온도 보다 높은 분포를 보이고, Fig  28과 같이 9월부터 12월까지는 덕적도 해수면 온도가 인천 해수면온도보다 높은 분포를 보인다.

Fig 27. 4~8월 해수온도 분포 모식도

Fig 28. 9~12월 해수온도 분포 모식도

3.1.2. 해수온도차와 기온의 상관성

Fig 29는 인천과 덕적도 해수면온도에 대한 월별 표준편차를 나타낸 그래프이다. 월별 평균 표준편차를 보면 붉은 색의 덕적도 부이의 표준편차 값보다 파란색의 인천 부이의 표준편차 값이 크게 나타났다, 이는 인천 부이의 해수면온도 변화량이 크다는 것을 나타낸다.

Fig 29.. 인천,덕적도 부이, 인천 조위관측소 해수면 온도 표준편차

월별 표준편차값을 살펴보면 덕적도 해수면 온도의 표준편차는 기온이 낮은 11월~2월 사이가 가장 크게 나타나고 기온이 높은 7~9월에 표준편차가 작게 나타났다. 하지만 인천 부이의 해수면온도 표준편차는 덕적도 부이의 해수면온도와는 다른 양상을 보여준다. 특히, 4~8월 사이 표준편차가 큰 값을 보이고 상대적으로 겨울철인 11~2월 사이가 작은 값을 나타낸다. 앞서 표1 에서 5~8월 사이 수온차가 크게 나타난 것과 일치하며, 수온차가 커지는 것은 인천 수온과 연관성이 높다는 것을 의미한다.

Fig 30. 인천-덕적도 해수온도차(4도 이상)

Fig 30은 최근 5년간 인천과 덕적도 해수면의 차이가 4도 이상 나타난 일 수를 표현한 것이다. 4도 이상 수온차가 발생한 일 수를 살펴보면 5월부터 증가하기 시작하여 7월에 정점을 찍고 8월에 다시 온도차가 줄어드는 것을 알 수 있다. 5월~8월 사이 온도차가 크게 나타나는 것은 인천 부이의 표준편차 값이 크게 나타나는 구간과 일치하게 된다.

Fig 31. 인천 기온과 해수온도, 인천-덕적도 온도차

Fig 31은 인천 부이의 해수온도와 인천기온, 덕적도부이와의 해수온도차를 나타낸 것으로 인천 부이의 해수온도의 변화는 기온의 변화와 주기성을 같이 하며, 기온이 오르는 낮 기간 대에 해수온도가 올라가며 덕적도 부이와의 해수면 온도차가 크게 발생하는 것을 알 수 있다. 이는 덕적도 부이가 조석간만에 의한 혼합으로 온도변화가 낮고 인천 부이는 일사에 의한 인천 부이의 해수면온도가 영향을 받으며 변화폭이 큰 것을 알 수 있다.

Table 2. 인천 부이 관측요소별 상관계수

	조위	기온	해수면온도	풍속1
조위	1
기온	0.069505	1
해수면온도	0.070673	0.933154	1
풍속1	-0.01103	-0.29492	-0.20112	1

Table 2는 인천 부이 관측자료에 대해 조위, 기온, 해수면 온도, 풍속, 상대습도에 대한 각 요소별 상관관계를 나타난 것으로 해수면온도와 기온의 상관계수가 가장 크게 나타났으며, 조위에 따른 해수면온도와 기온은 상관계수가 작게 나타났다. 이는 인천 부이의 수온변화는 기온변화에 의존한다는 Fig 31과 같은 결과를 보여준다.

3.1.3. 수온차와 풍속과의 상관성

Fig 32는 인천(112) 지상 풍속과 인천 부이-덕적도 부이 수온차의 월별 평균값을 나타낸 것이다. 수온차가 가장 크게 나타나는 4~8월 사이 인천 지점의 풍속은 연중 가장 작은 값을 나타낸다. 반대로 수온차가 작아지는 겨울에 풍속의 가장 큰 값을 가지게 된다.

Fig 32. 인천(112) 풍속과 인천 부이-덕적도 부이 수온차와의 관계

Fig 33. 인천(112) 풍속과 인천(112)-덕적도 해수온도 관계

Fig 33는 인천 풍속과 인천(112)-덕적도 해수온도 관계를 나타낸 것이다. 서해안의 인천(112)지점의 풍속은 덕적도 해수온도차가 양의 값을 갖는 4~8월에 가장 낮은 값을 보이고, 덕적도 해수온도차가 음의 값을 갖는 10월에서 다음해 4월이 가장 극값을 나타낸다.

Fig 34. 인천-덕적도 온도차에 따른 인천, 덕적도 풍속과의 상관계수

Fig 34는 인천 기온과 덕적도 부이의 해수면 온도차에 대한 인천 풍속의 월별 상관성을 나타낸 것이다. 인천과 덕적도 부이의 풍속은 온도차와 3월~5월, 9월에 높은 상관계수를 나타낸다. 상관계수가 높은 값을 나타내는 시기는 계절적으로 봄철인 3~5월사이로 이동성고기압의 영향을 주로 받아 낮과 밤의 일교차가 커지는 시기이다. 또한, 9~10월에도 가을철 오호츠크해 고기압 영향을 주로 받는 시기로 고기압의 영향권에서 안정한 대기상태를 유지하며 주변기압계에 의한 바람의 영향이 적은 시기이다. 또한, 해수온도의 주기가 변화는 변곡 구간으로 온도변화가 크게 나타나 해수면의 온도차가 풍속에 영향을 최대로 주는 시기라고 해석된다. 한편, 계절적으로 겨울에는 북서계절풍이 유입되며 해륙풍의 상관성이 낮아지고, 여름철에는 일사에 의한 난류로 해상에서 유입되는 풍속이 감소하며 해수온도차와 해륙풍의 상관성을 떨어뜨리는 주요 요인으로 해석된다.

Fig 35. 4월 시간대별 수온차와 인천, 덕적도 풍속

Fig 35는 온도차에 따른 풍속의 상관계수가 가장 높은 4월의 시간대별 온도차에 따른 풍속의 변화를 나타낸 것이다. 풍속의 변화를 살펴보면 일사에 의해 기온이 오르는 14시 이후부터 풍속이 증가하게 되는데, 이 시기는 인천과 덕적도 부이의 수온차가 극값을 나타내는 시간대와 일치한다. 특히, 4월은 수온차와 풍속의 상관관계가 가장 높게 나타나는 시기로 수온차가 커지는 시간대에 풍속도 같이 증가하는 추세가 뚜렷하게 나타난다.

Fig 36. 9월 시간대별 수온차와 인천, 덕적도 풍속

Fig 36은 9월의 시간대별 온도차에 따른 풍속의 변화를 나타낸 것이다. 앞서 4월과는 다르게 기온이 오르는 낮 시간대가 아닌 밤부터 새벽시간대에 온도차가 크게 나타났고, 풍속도 낮 시간대보다는 밤부터 새벽 시간대에 풍속이 가장 크게 나타났다. 이 시기는 내륙이 차가워지고 해수면 온도가 높아지면서 밤부터 새벽시간대에 온도차가 커지면서 풍속도 밤부터 새벽 시간대에 강해지는 것으로 나타난다.

Fig 37. 낮 시간대 해륙풍 모식도(3~5월)

상관계수가 가장 컸던 3~5월 사이에 연안인 덕적도 부이가 인천 부이보다 더 차가운 Fig 37과 Fig 38과 같은 구조를 갖게 된다. 내륙의 기온이 올라가는 낮 시간대에 풍속이 강화되고, 새벽 시간대에 내륙의 기온이 낮아지면 온도경도가 해소되면서 풍속이 약화된다.

Fig 38. 밤 시간대 해륙풍 모식도(9~10월)

하지만 9월부터는 인천 부이와 덕적도 부이의 온도차가 크지 않고, 내륙과의 온도차가 커지면서 Fig 38과 같은 구조를 가지게 된다. 이 시기에 복사냉각에 의해 기온이 하강하는 새벽~아침 시간대 내륙의 찬 공기와 온도경도가 증가하여 해륙풍의 강도가 최대를 나타낸다. 밤에는 낮에 기온이 오르면서 해양과의 온도경도가 해소되며 해륙의 강도는 약화된다.

Table 3. 덕적도 수온과 내륙 지점(서울, 춘천) 기온과의 차이(Why? How!(2016))

Table 3은 2017년 10월부터 2018년 2월 사이에 덕적도 부이의 해수면온도와 내륙지역의 최저기온을 나타낸 것이다. 인천과 덕적도 부이의 해수온도차는 10월이 가장 큰 값을 가지지만 내륙의 기온이 떨어지는 11~12월에 해양과 내륙의 온도차가 가장 큰 값을 가지게 된다. 이러한 구조에서는 덕적도와 인천의 해수면 온도차이보다 내륙과의 온도차이가 풍속을 결정하는데 큰 영향을 주게된다.

Fig 39. UM 모델 결과(+24h)에 대한 월별 풍속 bias

다음 Fig 39는 풍속에 대한 UM모델의 bias의 평균이다. 온도차와 바람의 상관계수가 높은 3~5월과 9~10월에 풍속 bias를 살펴보면, 3~5월은 bias값이 가장 작게 나타났으며, 10월에 가장 큰 bias를 나타내고 겨울철인 11~2월 기간에도 큰 bias를 나타낸다.

앞서 덕적도 부이와 인천 부이의 해수온도차의 크기는 내륙지역에 일사로 인한 온도상승이 큰 4~8월이었지만, 지상 풍속의 bias는 10월부터 다음해인 2월에 가장 큰 값을 나타냈다. 그 이유로는 해수면 온도차 뿐 아니라 내륙에 온도가 풍속에 영향을 줬고, 9~2월 사이에 복사냉각에 의한 기온 bias와 육풍의 강도가 강한 새벽시간대 행성경계층(PBL) 고도가 낮아지면서 풍속에 저항이 없어 풍속 bias가 크게 나타났다고 판단된다.

3.1.4. 만조시 상대습도 증가

정병욱(2006.)은 만조시 해안의 접한 내륙에 많은 습기량을 공급하고, 연안의 기온을 낮게 하는 역할을 하는 것을 밝혔다.

Fig 40은 2020년 4월 8~9일 기간의 조고에 따른 상대습도의 변화를 타나낸 것이다. 앞서 조위와 상대습도는 조사기간 전체의 상관성은 0.02로 낮은 수치를 보였으나, 새벽시간대 만조시간과 겹치는 구간에 상대습도와의 상관성은 크게 나타나고 있다.

Fig 40. 조위와 인천 부이 상대습도(2020. 4. 8~9)

특히 만조시간대를 기준으로 2시간 전부터 상대습도가 상승하여 만조시간대에 상대습도의 최고점이 기록된다. 특히, 복사냉각에 의한 기온하강이 이루어지는 새벽시간대와 만조시간대가 겹치는 경우 가장 큰 상관성을 갖게 된다. 반대로 만조이후 간조로 접어드는 시기에는 상대습도가 낮아지며 일사에 의해 포화수증기압이 높아지는 낮 시간대와 겹치는 경우 최소값을 나타낸다.

단, 위와 같은 조건은 저기압 시스템이 접근하거나 이류가 강하게 나타나는 경우에는 상대습도와 조고의 상관계수는 낮아지고 상대습도는 외부에서 유입되는 수증기에 더 큰 영향을 받게된다.

3.1.5. 사례분석

가. 간만조에 따른 해무 위상 강도 및 위상 변화 사례

이번 사례분석은 고기압권내에서 발생하는 안개가 조석에 의해 강도 및 위상의 변화를 확인할 수 있는 사례를 찾아 분석해 보았다.

Fig 41. 지상일기도(21.03.10.09h)

Fig 42. AWS 풍속 분포도(21.03.10.09h)

Fig 41와 Fig 42은 2021년 3월 10일 09시의 지상일기도(왼쪽)와 지상 풍속(오른쪽)를 나타낸 것이다. 한반도는 산둥반도 남쪽에 중심을 둔 고기압의 영향을 받아 고기압권내에서 대기가 안정한 가운데 풍속이 1m/s 미만의 약한 상태를 유지하고 있다.

Fig 43. 천리아2호 안개분석 영상 (21.03.10.09h)

Fig 44. 925hPa 상세바람장

(21.03.10.09h)

2021년 3월 10일 09시에 관측한 천리안 2호기 위성의 안개 분석영상(Fig 43)과 09시 925hPa 상세바람 분석장(Fig 44)이다. 09시에 관측한 천리안 2호 안개 분석영상에서 경기만과 태안반도에 안개 영역이 잡이고 있다. 925hPa의 바람을 보면 산둥반도 남쪽의 고기압에서 유입되는 북서풍과 동해북부해상에 중심을 둔 고기압에서 유입되는 동풍이 수렴하는 경기서해안과 태안 앞바다에 안개가 발생한 것으로 보인다.

Fig 45. UM -12시간 발표 안개예상(21.03.10.09h)

Fig 46. AWS 바람벡터

(21.03.10.09h)

수치모델에서 예측한 안개예상(Fig 45)과 09시 AWS 바람벡터(Fig 46)를 나타낸다. 고기압권내에서 안정한 대기구조를 갖는 상황에서 내륙의 안개보다 서해안에 안개를 예상한 이유는 앞서 산둥반도 남쪽의 고기압과 동해북부해상에 중심을 둔 고기압의 기류가 수렴하는 서해안을 중심으로 안개가 발생할 것으로 예상했다. 09시 AWS 바람벡터에서 경기서해안에 동풍이 불면서 예상했던 서울을 포함한 경기서쪽지역 보다 해상에 위치하여 안개가 발생했다.

Fig 47. 오산 단열선도 (21.03.10.09h)

Fig 47은 2021년 3월 10일 09시 오산 단열선도이다. 고기압권내에서 안정한 대기층에 영향으로 밤 사이 복사냉각에 의해 기온이 떨어지면서 지상부근에는 접지역전층이 형성되며 복사안개 발생 가능성이 있으나, 동풍이 태백산맥을 넘어오는 과정에서 대기는 매우 건조해져 내륙의 안개는 발생하지 않았다.

Fig 48. 천리안 2A 근적외 영상(21.03.10.09h~12h)

Fig 48은 10일 7시부터 1시간 간격으로 12시까지 위성영상을 나타낸 것이다. 7시 이후 경기서해안에 안개 영역이 나타나면서 영종도를 포함한 도서지방에 09시에 안개영역이 관측되었다. 10시 이후부터는 안개영역이 점차 해상쪽으로 밀려나기 시작하여 영종도 및 서해도서지방의 안개는 소산되었다.

시정계를 살펴보면 자정이후부터 시흥과 안산 지역인 경기남부서해안을 시작으로 시정이 낮아지며, 03시에 시흥에는 200m 이하 값을 관측되고, 이후 점차 시정은 좋아지기 시작한데 반해, 영종도를 비롯한 도서지방은 06시부터 09시까지 최소 200m 이하의 안개가 관측되었다. 위성영상과 시정계의 값을 종합해보면 경기남부서해안에서 시작된 안개는 영종도와 강화로 이동하며 북동진하는 경향을 보였다.

Fig 49. 시정 문숫자와 분포도(21.03.10.09h)

Fig 50. 인천 조위(21.03.10.09h)

Fig 51. 인천 AWS 시계열(21.03.10.09h)

안개가 생성됐던 새벽시간부터 오전까지의 평택 조위(Fig 50)와 인천 AWS의 시계열(Fig 51)을 나타낸 것이다. 앞서 위성영상에서 나타났던 안개영역이 발생했던 시점부터 09시 이후 간조시간대에 안개영역이 서해안에서 해상으로 동진하며 빠져나간 시간대의 인천 AWS를 살펴보면 09시 이후 조위의 최저를 기록하는 간조에 접어들기 시작하며 상대습도가 낮아지는 것을 볼 수 있다. 이후 기온이 오르면서 상대습도는 급격히 낮아지며 안개는 소산된 것을 알 수 있다.

Fig 52. 인천 조위 변화에 따른 안개 생성 메카니즘 모식도

이처럼 10일 안개의 생성은 앞서 일기도와 하층 풍향에서 경기서해안에 수렴된 기류가 주 원인으로 03시 서해안을 시작으로 시정이 점차 나빠지고 있었다. 이후 복사냉각에 의한 기온하강과 03시에 만조와 겹치면서 상대습도는 점차 증가하게 되고 이후 안개가 강해지며 영종도를 포함한 서해도서지방에 안개가 강하게 유지되었다. 09시 이후 기온이 오르면서 해풍이 강화되는 시간대임에도 불구하고 간조 시간에 접어들면서 바닷물이 바다로 밀려나면서 안개영역도 연안에서 해상쪽으로 밀려나면서 상대습도도 점차 낮아지고 기온이 올라가며 포화수증기압이 증가하며 안개는 소산된 것으로 판단된다.

ㅇ 종합

2021년 3월 10일 서해안의 안개는 하층 기류수렴이 주 원인이며, 03시 만조시의 수증기 공급에 따른 상대습도 증가와 새벽시간대 복사냉각에 의한 기온 하강이 안개 강도를 강화시켰다. 이후 간조시간대에 들면서 안개영역이 북동진하며 영종도를 비롯한 서해안에 안개가 유입되었으며, 이후 간조시간대에 들면서 안개영역은 동진하며 서해안의 안개는 호전되었다. 고기압 영향권내에서 지향류가 약할 때 서해안의 안개의 강도와 발생지역은 간만조에 따른 해양에서 공급되는 수증기가 중요한 역할을 한다는 것을 알 수 있었다. 간만조에 의한 서해안의 수증기량의 변화가 안개의 생성에 영향을 주기 위해선 이류항이 작은 고기압권내에서 설명될 수 있다. 앞서 3~4월의 해수면 온도차에 따른 풍속의 변화가 큰 것도 같은 이유로 설명이 가능하다.

지향류에 의한 영향이 적은 고기압권내의 연안의 안개는 간만조시 유입되는 수증기의 공급과 발생 및 강도를 결정하는데 중요한 역할을 하므로, 안개 발생 지역을 판단할 때 조위는 반드시 고려해야 할 사항이라고 판단된다.

나. 만조시 상대습도 상승에 따른 강수 Triger

이번 사례는 대기하층에서 강수를 유발하는 Triger가 조석에 의해 발생해 예상하지 못한 많은 강수가 나타났던 사례를 분석해보았다.

Fig 53. 누적 강수량 분포도 시계열

(21.08.11.03h~09h)

Fig 54. 레이더 영상(21.08.11.09h)

2021년 8월 11일 새벽시간인 03시~09시까지의 누적강수(Fig 53)와 09시 레이더 영상(Fig 54)을 나타낸 것이다. 새벽시간대 인천 영종도에는 115.5mm의 강수와 시간당 30mm 이상의 강한 강수가 기록됐다. 이 시간대 강수에코를 살펴보면 인천 영종도를 중심으로 보라색의 50dbz의 반사도를 나타내며 낙뢰를 동반한 호우가 발생했다.

Fig 55. 각 수치모델의 강수예상 일기도(21.08.11.09h 기준 -12h 발표 자료)

Fig 55는 8월 10일 21시 발표, 09시를 모의한 모델의 결과를 보여준다. 산둥반도에서 북한 황해도로 유입되는 강수는 3모델 모두 모의하고 있으나, 경기만쪽의 강수는 모의하지 못한 것을 알 수 있다. 경기만의 연안에서 발달한 대류성 강수는 산둥반도에서 황해도로 유입되는 강수와 다른 메카니즘을 가진 것으로 판단된다.

Fig 56 레이더 영상(21.08.11.03h)

Fig 57. AWS 이슬점 온도 분포도(21.08.11.00h)

Fig 58. 레이더 단면도(21.08.11.03h)

Fig 59. 레이더 단면도(21.08.11.06h)

03시 경기만에 강수에코가 감지되기 시작한 시점의 레이더 에코(Fig 56)와 그 당시 이슬점온도의 분포(Fig 57)를 나타낸 것이다. 하단에는 강수시작 단계인 03시의 강수에코(Fig 58)와 발달한 강수에코 시점인 06:30의 강수에코 단면도(Fig 59)를 나타낸 것이다. 03시경 경기만 덕적도 동쪽에서 강수에코가 감지되었으며 그 당시 단면도는 낮은 이슬점 온도구역을 타고 상승하는 층운형 강수형태로 시작되었다. 하지만 이슬점온도 경도가 나타나는 영종도에 중규모저기압 형태의 발달한 강수에코가 감지되며 에코탑 13km까지 발달, 50dbz의 반사도가 감지되는 낙뢰를 동반한 시간당 50mm의 호우가 발생했다.

Fig 60. 백령도 단열선도

(21.08.11.09h)

Fig 61. 500hPa 상세바람장

(21.08.11.09h)

8월 11일 09시 백령도 단열선도(Fig 60)와 10일 발표 11일 09시 예상 500hPa 상세바람장(Fig 61)을 나타낸다. 먼저 단열선도를 보면 지상에서 850hPa 고도까지 CIN이 존대하고 850hPa 고도 이상에서는 CAPE이 강하게 형성되어 있다. 500hPa 상세바람장의 등온선을 보면 경기만으로 온도골이 나타나며 대기가 불안정해질 수 있는 구조를 갖게된다. 이처럼 대기하층의 기류가 850hPa 고도까지 상승하게 되면 고도 11km까지 상승하며 강한 대류가 만들질 수 있는 구조를 가지고 있었다.

Fig 61. 강수 모식도와 인천 만조시간

Fig 61은 8월 11일 대기하층의 기류가 850hPa 고도까지 상승한 원인에 대한 모식도와 인천 만조시간을 나타낸다. 서해의 높은 수온에서 많은 수증기를 가진 공기가 존재하고, 만조시 연안으로 고온의 다량의 수증기를 가진 공기(높은 이슬점온도)가 유입되며 연안의 낮은 수증기를 가진 공기와의 경계에서 대기가 상승하게되고 1.5km이상 상승한 공기는 단열선도에서 자유대류가 발생하며 강한 비구름대를 만들었다.

ㅇ 종합

8월 11일 예상하지 못한 강수로 영종도를 중심으로 100mm가 넘는 강수가 나타났다. 1년중 가장 높은 해수온도를 보이는 8월에는 서해상에는 26도가 넘는 높은 해수온도로 인해 많은 양의 수증기가 대기에 공급된다. 이 시기에 상층에 온도골이 통과하며 대기의 연직 구조는 대류가 발달하기 좋은 조건이 되었다. 850hPa 이하층에 CIN이 존재하며 대류를 억제하는 구간이 있었지만 만조 시 유입되는 다량의 수증기가 공급되며 이슬점온도가 높아져 상대적으로 낮은 수증기를 가진 내륙의 무거운 공기와의 경계에서 공기가 상승하며 CIN을 극복함에 따라 강한 대류성 강수가 발달하게 된 것이다.

여기에서 수치모델에서 예측하지 못한 만조 시 수증기의 증가에 따른 대기하층의 상승기류를 예측하지 못하면서 예상과 빗나가는 예보가 되었다.

3.2. 서해남부 저수온층

3.2.1. 서해남부해상 저수온층 특성

서해상의 해수온도는 2월에 가장 낮은 해수온도를 가지고, 8~9월에 가장 높은 해수온도를 보인다. Fig 62는 2017년 8월 평균 해수면온도를 나타낸 분포도이다. 제주도남쪽으로 28도 이상의 높은 수온을 나타내고 있는 반면, 서해안을 중심으로 저수온역이 나타나고 있다. 특히, 경기서해안과 진도앞바다에는 주변보다 수온이 낮은 구역이 발생하는 것을 알 수 있다.

Fig 62. 8월 평균 해수면 온도 분포도(2017년)

서해남부해상의 저수온층이 발생하는 원인의 한가지로 서해상 심층부에 흐르는 황해저층수가 있다. Fig 63과 같이 황해저층수는 서해상의 해구를 따라 밀도가 높은 해수가 모여 있는 곳으로 서해상을 따라 제주도 서쪽해상까지 서해상의 중심을 종단하는 형태로 배치되어 있다. FIg 64를 보면 황해저층냉수가 위치한 지역의 연직 해수온도를 살펴보면 해수면온도는 27.8도를 보인 반면 수심 50m의 수온은 9.7도로 무려 20도 차이가 나는 냉수대가 위치하며 연직경도가 큰 수온약층이 존재하게 된다. 이렇게 강한 수온약층은 대기의 역전층과 같이 상하층 안정도를 증가시켜 상하층의 대류를 억제하지만 조석에 의한 물리적인 흐름이 발생하면서 심해의 저수온층과 섞이게 되는 것이다.

Fig 63. 8월 한반도 주변 해류 흐름도(태풍전문과정_문일주(2021))

Fig 64. 8월 50m 수심 해수온도 평균

(태풍전문과정_문일주(2021))

Fig 65는 신안앞바다의 밀물(flood)과 썰물(cbb)이 발생할 시 나타나는 표층수의 흐름을 나타낸 것이다. 이 지역은 섬들이 밀집되어 있고, 황해저층수가 흐르는 심층부의 골짜기가 인근에 있어 밀물과 썰물 발생 시 조류의 흐름이 주변보다 강하게 나타나고 있다. 또한, 이러한 강한 조류로 인해 황해저층냉수가 위치한 수심까지 상하로 해수가 섞이면서 저수온역이 나타나게 된다.

Fig 65. 신안앞바다의 밀물(왼쪽)과 썰물(오른쪼)시 해류 흐름(정희동 등. 2009)

Fig 65는 겨울철(2월)과 여름철(8월)의 신안 앞바다를 중심으로 해수면온도와 수심 50m부근의 온도를 월별 평균한 값을 나타낸 것이다. 겨울철인 2월은 북쪽의 찬 해수가 서해안을 따라 밀려 내려오면서 온도선이 위도에 따라 가로로 형성되어 있는 것을 볼 수 있다. 수심 50m의 온도분포도 수직으로 형성되어 있으며 50m까지 연직 온도경도도 크지 않은 것을 볼 수 있다.

하지만 대마난류가 서해안으로 유입되는 8월의 상황을 살펴보면 신안 앞바다를 중심으로 주변보다 4도이상 낮은 저수온역이 존재하고, 수심 50m부근의 온도선의 분포가 남북으로 경도가 크게 나타나고 있다. 또한 해수면온도와 수심 50m의 온도경도가 10도이상 크게 나타나면서 연직으로 온도경도가 크게 나타나고 있다.

Fig 65. 신안앞바다의 2월(위)과 8월(아래) 표층해수온도와 수심 50m 해수온도 분포도(정희동 등. 2009)

3.2.2. 저수온층과 풍속과의 상관성

Fig 66는 서해안 주요지점의 월별 평균 풍속을 나타낸 것이다. 인천, 목포는 겨울철인 2월이 가장 높은 풍속을 보였고, 6~8월사이가 낮은 풍속이 나타났다. 하지만 군산과 서산의 경우 3~5월 사이가 풍속의 극값을 보이고 9~10월이 낮은 풍속을 기록했다.

Fig 66. 서해안 주요지역 월평균 풍속(2016~2020)

군산과 서산의 경우 태안반도에 의해 지형적으로 겨울철 북서계절풍의 영향을 적게 받아 풍속값이 낮게 나오는 것으로 판단된다. 저수온층이 존재하는 경기만과 신안앞바다에 영향을 받는 인천과 목포지점이 상대적으로 높은 풍속이 나타나는 것은 서해안의 저수온층이 서해연안의 풍속과 밀접한 관련이 있다는 것을 보여준다.

Fig 67 서해안 주요지점의 8월 평균풍속

Fig 68. 목포지점 8월 시간대별 풍속 평균

최근 5년간 8월 서해주요지점의 평균풍속(Fig 67)과 목포지점의 8월 시간대별 평균 풍속(Fig 68)을 나타낸 것이다. 신안앞바다와 진도앞바다가 상대적으로 저수온층이 강해지는 8월의 목포와 진도의 풍속은 서해안 주요지점보다 높은 풍속값을 갖는다. 목포의 시간대별 풍속평균값을 살펴보면 일사로 인해 내륙의 기온이 올라가는 낮 시간대 풍속값이 가장 강하게 나타나고 새벽시간대 가장 약한 풍속값을 보인다. 낮에는 일사로 인해 해풍의 강도가 강하게 나타는 시간대로 신안 앞바다의 저수온층이 풍속을 강화하는 역할을 하고 있다고 설명된다.

Fig 69. 시간대 별 광주기온, 신안 수온, 광주-신안 온도차

Fig 69는 시간대 별 광주 기온과 신안 수온, 그리고 그 온도차를 나타낸 것이다. 앞서 시간대별 풍속의 크기는 광주와 신안의 온도차와 연관성이 높고, 온도차를 결정하는데 광주 기온이 주요 인자라는 것을 알 수 있었다. 신안 앞바다의 낮은 저수온층에 의해 내륙의 기온이 올라가는 낮 시간대에 기온차가 크게 나타나면서 풍속도 같이 상승하는 것으로 나타났다.

Fig 70. 한반도 지상일기도(왼쪽)과 500hPa 일기도 + 와도(중앙), AWS 최고기온(오른쪽)

8~9월 저수온역에 의한 내륙의 해풍은 낮 시간대 강화된다. 내륙의 기온이 높아지면서 신안에서 진도 앞바다에 형성된 저수온역과의 온도차가 극값을 나타나면서 풍속값이 증가하게 된다.

2016년 8월 6일 고기압권내에서 안정한 대기구조를 갖는 상황(Fig 70)에서 내륙의 기온이 올라 해풍이 유입되는 낮 시간대에 풍속이 강화되는 지역은 Fig 71과 저수온역이 위치한 지역과 일치하는 것을 알 수 있다.

Fig 71. AWS 바람벡터(왼쪽)와 해수온도 분포도(오른쪽)

3.2.3. 저수온층과 기압과의 상관성

대기가 안정한 고기압의 영향을 주로 받는 8, 9월의 신안앞바다와 진도앞바다의 저수온층은 상대적으로 밀도가 높은 기단의 성질을 가지며 주변보다 낮은 기온을 가진다. 이로 인해 주변과 온도차가 커지며 해면기압도 낮은 구조를 갖게된다.

Fig 72. 신안-추자도 수온차와 기압차 상관계수

전기간 상관계수(위), 8월과 9월 상관계수(아래)

Fig 72은 신안 부이와 추자도 부이의 수온차와 해면기압차와의 상관계수를 나타낸 것이다. 위쪽에 있는 것은 1년 기간의 상관계수를 나타내며, 전체 1년의 평균 상관계수값은 0.15값을 갖는다. 하지만 애래쪽에 8월,9월에는 상관계수가 0.29로 높아지며 수온차와 해면기압차가 상대적으로 높은 상관성을 보여준다. 신안 앞바다를 중심으로 전라 해안에는 저수온역이 존재하며, 주변보다 낮은 수온을 유지함에 따라 해면기압도 주변보다 높게 나타나고 있다.

Fig 73. 해수면 온도분포

(18.9.6.09h)

Fig 74. 한반도 기압 분석 일기도

(18.9.6.09h)

2018년 9월 6일 09시 해수면 온도분포(Fig 73)와 한반도 기압 분석 일기도(Fig 74)를 나타낸 것이다. 신안앞바다와 진도앞바다에 주변보다 2~4도 이하의 저수온역이 위치하며, 진도앞바다에 중심을 둔 고기압이 위치하며 고기압성 흐름이 나타나 제주도와 전남남해안에 유입되는 해륙풍에 영향을 주게된다.

Fig 75. 한반도 지상 기압 + 바람(18.9.6.09h(왼쪽) 9.6.12h(중앙) 9.7.00h(오른쪽))

2018년 9월 5일 09시부터 12시간 간격으로 한반도 지상 기압과 바람을 나타낸 일기도(Fig 75)이다. 5일부터 고기압권내에서 서해남부해상의 저수온역에 의해 형성된 고기압이 진도앞바다에 위치하고 6일 09시까지 이동하지 않고 서해남부해상에 위치하며 진도앞바다의 해륙풍에 영향을 주고 있다. 고기압원내에서 안정된 대기상태에서 저수온역에 의한 meso-β 규모(20~200km)의 국지고기압이 형성된 것이다. 이 고기압은 저수온역이 위치한 곳에서 이동하지 않고 계속 영향을 주게된다.

Fig 76. 해수온도 + 바람 연직단면도(18.9.6.09h)

2018년 9월 6일 09시 저수온역에 의해 형성된 고기압이 위치한 서해남부서쪽해상의 바람을 연직단면(Fig 76)을 통해 나타낸 것이다. 저수온역에 의해 형성된 중규모고기압은 800hPa 고도까지 고기압성 흐름이 나타나고, 고기압성 흐름에 따라 주변으로 바람이 불어나가는 것이 확인 됐다. 특히, 800hPa 고도의 공기가 고기압성 흐름을 따라 가라앉으며 대기 하층으로 유입되고 있다.

Fig 77. 저수온층에 형성된 고기압 모식도

저수온층에 의해 형성된 고기압의 모식도(Fig 77)를 나타낸 것이다. 조석에 의해 심해수와 혼합되는 과정에서 신안앞바다와 진도앞바다에는 저수온역이 형성되게 되고, 이로 인해 그 지역에서는 중규모(meso-β) 이하의 고기압이 자리잡게 된다. 고기압을 중심으로 안정한 대기구조를 가지게 된다. 또한, 고기압은 저수온역에서 형성되어 있어 상대적으로 찬 성질을 가지고 있어 주변보다 높은 밀도를 가진 공기로 이루어져 있다. 저수온역에서 형성된 고기압에서 불어나가는 기류와 고기압으로 유입되는 상대적으로 온난한 기류가 유입되면 상대적으로 밀도가 높은 고기압을 타고 유입되는 공기를 상승시키는 역할을 하게된다.

3.2.3. 사례분석

가. 전남 해안 강수 약화(유형2) + 제주도 남동부 강수 강화(유형3)

신안 앞바다에서 진도앞바다의 저수온역에 의해 형성된 고기압은 한반도로 유입되는 강수 시스템에 영향을 주게된다. 고기압은 주변보다 상대적으로 높은 밀도를 갖는 찬 성질의 기단으로 서쪽에서 유입되는 강수역을 약화(유형 2)시키고 남쪽에서 유입되는 기류의 강수발달을 지원(유형 3)한다.

Fig 78 13.9.6.09h 기준 UM 강수 예측장(-12h)과 6일 05시 예보 예상강수량

Fig 79. AWS 누적강수

(5,21h~7. 24h)

2013년 9월 06일 09시를 기준으로 전일 05일 21시에 발표된 UM 지상 강수 예상 일기도(Fig 78)와 실황에 나타난 AWS 누적 강수량 분포도(Fig 79)이다. 6일 05시 예보문의 예상강수량은 남해안과 제주도는 5~30mm 그 밖의 남부지방은 5~10mm로 약한 강수를 모의하였다. 실제 나타난 강수를 살펴보면 예상강수량 범위에서 예보와 실황은 잘 일치하는 것으로 나타났으나, 남해안에는 전남 고흥에 47.5mm로 여수와 고흥에 40mm 넘는 강수량이 나타난 반면 진도와 신안군은 5~10mm의 강수가 기록되면서 차이 크게 나타났다. 제주도도 제주산지와 남동부에 40mm 이상 나타났고, 제주서쪽에는 상대적으로 적은 강수량을 나타냈다.

Fig 80 해수온도 분포도(9.6.09h)

Fig 81 지상 일기도(9.6.09h)

Fig 82 500hPa 고도+와도 (9.6.09h)

2013년 9월 6일 09시 해수온도분포(Fig 80)와 지상 일기도(Fig 81), 500hPa 고도장(Fig 82)를 나타낸 것이다. 진도앞바다에 저수온역이 위치한 지역에 지상 고기압 중심이 자리잡고 있다. 우리나라는 동해상에 자리잡은 mP의 영향을 받고 있는 상황에서 지상에는 동풍계열의 바람이 유입되는 기압계 구조를 갖는다. 한편, 발해만 북쪽으로 기압골이 접근하며 대기 상층에는 기압골 전면에서 유입되는 남풍계열의 바람이 유입되는 기압계를 가진다.

Fig 83 레이더 영상 (9.6.11h)

Fig 84 레이더 영상 (9.6.14h)

Fig 85 14시 레이더 연직 단면도

06일 11시 레이더 영상(Fig 83)과 14시 레이더 영상(Fig 84)을 나타낸다. 또한 14시 레이더 영상에서 진도앞바다에서 마라도까지 레이더의 연직 단면(Fig 85)을 나타낸 것이다. 11시 레이더 영상을 살펴보면 발해만 북쪽에서 서쪽으로 이동하는 기압골 전면에서 남풍계의 바람이 유입되며, 충청권과 남부지방에 약한 강수가 나타나고 있다. 대기하층은 mP에서 유입되는 동풍계열의 건조한 공기가 지배하고 있어 강수는 시간당 5mm 내외의 약한 강수가 기록되었다. 한편 진도앞바다에서 제주도까지 강수가 수산되는 것이 뚜렷하게 나타나는데, 14시 레이더 영상에서 제주도 남부에서 고기압성 곡률을 가진 강수대가 발달하며 레이더 관측 반경과 유사한 밝은 띠 형태가 나타났으나, 실제 단면을 살펴보면 지상에서부터 4km까지 강한 반사도를 보이며 발달한 비구름대라는 것을 알 수 있다.

Fig 86 고산 레이더 시선속도 영상 (9.6.14h)

Fig 87 해양관측자료 바람 (9.6.14h)

14시 고산 레이더 시선속도 분포도(Fig 86)와 해양관측자료의 바람관측 분포도(Fig 87)이다. 14시 레이더 영상의 시선속도에서 진도앞바다에서 제주도남부로 불어나가는 바람이 관측됐고, 실제 해상의 관측자료에서도 서해남부앞바다에 북풍계열의 바람이, 제주도에는 북동풍이 불어나가는 것으로 관측됐다. 이는 저수온층에서 형성된 고기압에서 불어나가는 기류가 실제 레이더의 시선속도와 해양 바람에서 확인됐다.

Fig 88 850hPa 유선(왼쪽)과 저수온역 고기압 모식도(중앙), 레이더 영상(오른쪽)

Fig 88는 한반도 주변 기압계를 포함한 850hPa 유선과 저수온역 형성된 고기압의 모식도를 나타낸 것이다. 앞서 설명했듯이 동해상에 자리잡은 mP의 영향을 받는 한반도는 대기 하층에는 동풍이 유입되는 기압계 구조를 갖는다. 이에 상층기압골관 연계된 지상 저기압이 상해부근에서 남해상으로 접근하며 그 전면으로는 남풍계열의 바람이 유입되는 상황이다. 신안앞바다와 진도앞바다에 형성된 고기압에 의해 형성된 불어나가는 북풍과 저기압 전면의 남풍이 수렴하며 제주도를 중심으로 고기압성 곡률을 갖는 강수에코가 나타났다.

3.1.3 종합

서해남부해상에 위치한 저수온역은 국지규모의 고기압이 형성되어 대기 중층에서 수렴한 중부지방을 가로지는 강수를 약화시켰고, 고기압에서 불어나가는 기류가 저기압 전면에서 유입되는 남풍계열의 바람과 수렴하며 고기압성 곡률을 가진 강한 에코가 발달한 것으로 분석된다.

나. 제주동부 시스템 강화

이번 사례는 2015년 8월 16~17일 사례로 신안 앞바다에서 진도앞바다의 저수온역에 의해 형성된 고기압에 의해 제주도 동부에 강한 비가 내린 사례이다. 앞선 사례처럼 진도앞바다의 저수온역에서 불어나가는 해풍이 저기압에서 유입되는 남동풍과 수렴하며 강수대를 발달시켰다. 특히 제주도 남동부에 예상보다 많은 강수가 기록되었던 사례이다.

Fig 89. 지상일기도와 예상강수량

(2015.8.16.21h)

Fig 90. 500hPa 일기도

(2015.8.16.05h)

Fig 91. AWS 누적강수

(16.00h~17.24h)

16일 21시 지상일기도와 05시 발표 예상강수량(Fig 89), 500hPa 일기도(Fig 90), 2015년 8월 16일 ~ 17일 AWS 누적강수량(Fig 91)를 나타낸 것이다. 동해상에 중심을 둔 고기압의 영향을 받고, 제주도 남쪽을 지나는 저기압에 의해 남쪽에서는 남동풍이, 북쪽에서는 북동풍이 유입되는 기압계가 한반도에 나타난다. 강수량을 살펴보면 서울을 포함한 경기도와 강원도에는 50~100mm의 강수가 기록되었고, 제주도는 동부지역에 강수량이 집중되어 우도에 126.5mm의 강수가 기록되었다. 동해상의 고기압에서 유입되는 북동풍과 남쪽의 저기압에서 유입되는 남동풍이 수렴하고, 상층의 기압골이 통과하는 중부지방과 경북북부를 중심으로 예상강수량을 높게 예보하였고 제주도와 남부지방은 저기압이 제주도해상을 통과한 후 후면에 고기압의 영향을 받을 것으로 보아 약한 강수량을 예보하였다.

Fig 92. 레이더 영상(16일 15h)

Fig 93. 레이더 연직 단면도(16일 15h)

16일 15시 레이더 영상(Fig 92)과 제주도 동쪽 앞바다의 레이더 에코 단면(Fig 93)을 나타낸 것이다. 제주도를 포함한 남부지방을 살펴보면 제주도 동쪽에서부터 전남남해안까지 강한 강수에코가 발달하고 있다. 그 단면을 살펴보면 강수에코의 Top은 6km까지 발달해 있고, 에코가 발달한 지역의 하층 풍향은 남동풍이 유입되고, 에코의 전면에서는 북서풍이 유입되며, 제주도 동쪽해상에서 하층 기류수렴이 나타난 것을 확인 할 수 있다.

Fig 94. 한반도 지상(16일 15h)

Fig 95. 해수온도 분포(16일)

Fig 96. AWS 바람벡터

(16일 15h)

한반도 지상 기압 일기도(Fig 94)와 해수온도 분포(Fig 95), AWS 바람벡터(Fig 96)를 나타낸 것이다. 한반도 일기도 상에 제주도와 전남남해안 사이에 고기압 중심이 나타나고 이 지역에 저수온역이 나타나는 것을 확인할 수 있다. 저수온역을 중심으로 제주도 북쪽으로 고기압성 순환이 나타나며, 저기압 후면에서 유입되는 남동풍과 수렴이 발생하게 된다.

Fig 97. 성산 AWS 시계열(16일)

Fig 98. 한반도 지상 유선

(16일 15h)

서귀포 AWS 시계열(Fig 97)과 한반도 지상 유선(Fig 98)을 나타낸 것이다. 제주도 동부해상의 강수에코가 접안하는 시점인 21시부터 익일 2시까지 지속적으로 북풍계열의 바람이 해상에서부터 유입되며 저기압에서 유입되는 남동풍과 수렴되는 강수 메카니즘을 설명할 수 있다.

Fig 99. 고산 단열선도 16일 09h(왼쪽), 16일 21시(오른쪽)

Fig 99는 16일 09시와 21시 고산 단열선도를 나타낸 것이다. 09시 기준으로 살펴보면 925hPa 고도에 약한 역전층이 형성되어 지상에서부터 925hPa 사이에 약한 CIN(대류억제에너지)이 존재하고 있으나, 21시에는 대기하층에 약한 CIN이 존재하나 상층 기압골이 통과하며 상층의 조건은 대기가 상승하기 좋은 조건을 갖추고 있다. 대기하층의 수렴은 대기하층의 CIN을 극복하고 자유대류고도에 도달하며 10km까지 상승할 수 있는 부력을 갖게되며 강한 대류성 비구름대를 만들었다.

3.2.2 종합

진도앞바다의 저수온층에서 유입되는 북풍기류가 저기압 후면으로 유입되는 동풍계열의 바람과 수렴하며 대기하층의 CIN을 극복하고 상층 기압골 통과시점에 강한 부력을 받아 대류성 강수가 발달한 것으로 분석된다.

3. 결론

3.1 경기만 저수온층

ㅇ 경기만의 저수온층은 계절별로 온도구조가 다르게 나타난다. 연안과 가까운 해수온도는 조석에 의한 상하층 혼합으로 기온이 낮은 구조를 갖게 되고, 서해 중심은 계절별로 대마 난류 유입과 일사에 의해 표층수온이 영향을 받으며, 해상의 온도구조를 바꾼다.

- 4월~8월 사이에는 낮 시간대 내륙의 기온이 오르면서 서해연안과의 온도경도가  커져 해풍의 강도가 강하게 나타난다. 9월부터 다음해인 3월 사이에는 내륙과 아침 시간대에 내륙의 기온이 떨어지며 육풍이 강하게 나타난다.

ㅇ 수온차와 풍속과의 상관성은 4~5월 사이, 9~10월 사이에 높은 상관성을 가지게 되는데, 주로 고기압권내에서 외부의 힘이 제한적으로 작용하는 시기와 일치하였다.  4~5월은 낮 시간대에 해풍의 강도에 영향을 크게 주고, 9~10월에는 육풍의 강도에 영향을 크게 준다.

ㅇ 인천의 조위는 상대적으로 다른 해안에 비해 조석간만의 차가 크게 나타나는데 이로인해 만조시 기온의 변화보다는 상대습도와의 상관성이 높게 나타났다.

- 만조시간을 기준으로 2시간 전부터 상대습도가 조위와 같이 상승하며, 새벽시간대 만조와 겹치는 시간에 상대습도의 최대값이 나타났다.

- 반대로 낮 시간대에 간조와 겹치는 시간에 상대습도의 최저값이 나타났다.

3.2 신안앞바다와 진도앞바다의 저수온층

ㅇ 신안앞바다와 진도앞바다는 급격하게 수심이 깊어지는 골짜기로 형성되는 지리적 특성과 조석간만의 차로 황해 심층수와 섞이며 낮은 수온을 보인다.

ㅇ 특히, 8, 9월 사이에는 대마난류가 가장 북상하는 시기로 제주도 부근 해상에는 28도 이상의 높은 수온을 기록하는 시기로 신안 앞바다와 진도앞바다의 수온은 주변보다 4도이상 낮은 수온 분포를 보이게 된다.

ㅇ 고기압권내에서 안정한 대기구조에서 주변보다 4도 이상 낮은 수온은 기압과의 높은 상관성을 나타내며, 저수온 지역에서 meso-β 규모(20~200km)의 고기압이 형성된다.

ㅇ 저수온역에서 형성된 고기압은 크게 3가지 유형으로 작용하게 된다.

- 첫 번째는 Fig 76과 같이 육상과의 온도차가 커지며 해상에서 유입되는 전남해안의 해륙풍의 강도를 강하게 한다. 이 유형은 낮 시간대 유입되는 해륙풍의 강도를 강하게 하여 내륙쪽에 하층 수렴 + 열절 불안정에 의한 소나기 지역의 변동성을 주게 된다.

Fig 76. 해륙풍 강화(유형 1)

Fig 77. 강수약화(유형 2)

Fig 78. 강수 강화(유형 3)

- 두 번째는 Fig 77과 같이 지상고기압에 의해 약한 기압골에 의한 중층 이상에서 포화되는 강수시스템을 약화시키는 역할을 한다. 중층 이상에서 포화된 기류가 한반도로 접근시 대기하층에 자리잡은 고기압에 의해 강수시스템이 소산되는 경우로 하층제트 없이 강수가 나타날 경우에 발생한다.

- 세 번째는 Fig 78과 같이 고기압에서 불어나가는 상대적으로 밀도 높은 공기와 남쪽에서 유입되는 온난이류와의 경계에서 공기를 상승시키는 Trigger(방아쇠) 역할을 하면서 강수를 발달시킨다. 일반적으로 제주도 동쪽해상의 국지성 호우는 북동기류와 남풍계열의 바람이 수렴하는 북동수렴형으로 알려져 있다.(Why? How! 지역특화 가이던스) 북동풍과 남동풍의 수렴을 지원하는 하층의 방아쇠 역할을 저수온역으로 형성된 고기압에 의해 시작되며, 강수발달을 지원한다.

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