중규모 열 저기압

해양과 육지의 비열량 차이에 따른 대륙과 육지 사이의 온도 차이에서 기인 한 열 저기압이 지구 규모 계절풍 변화를 유도하는 메커니즘과 비슷하게 해 안선 부근에서는 극지적인 해륙풍(Land-sea Breeze) 순환에 의해서 중규 모 열 저기압이 형성된다.

그림 5.4에서 5.6은 종관 규모 강제력이 약한 상태에서 발생하는 전형적인 해안선 부근의 해풍 순환(Sea Breeze Circulation) 일변화와 이에 따른 열 저기압의 형성 소멸 과정을 보여주는 것이다. 이러한 형태의 순환은 바다와 육지뿐만 아니라 일정한 규모 이상의 호수나 강에서도 관찰할 수 있다.

그림 5.4는 오전 중에 해안선 부근에서 열 저기압과 관련된 해풍 순환이 발 생하는 과정을 보여주고 있다. 일출 전 상대적으로 따뜻한 해안에서는 약한 상승기류가 남아있는 상태에서 태양에 의한 일사가 시작되면 육지의 기온 이 해양에 비해서 약 3∼6℃ 높은 상태가 만들어지고 육지에서는 일사에 의해서 밀도가 낮아진 공기가 상승하면서 열 저기압이 해안선 부근에 만들 어지게 된다. 이에 따라 상대적으로 기압이 높은 고기압이 해상에 형성되고 고기압에서 저기압으로 향하는 기류가 만들어진다. 보통 해륙풍 순환은 연 직으로 1.5∼3㎞ 까지 형성되는데 순환의 강도는 해양과 육지의 온도차에 의해서 결정된다.

태양에 의한 일사가 최대가 되는 오후가 되면(그림 5.5 참조) 해륙풍 순환 은 최성기에 이르게 된다. 오전 중반 이후부터 해상에 위치한 고기압에서 해안으로부터 육지로 향하는 기류와 상승기류가 부딪치면서 형성된 해륙풍 전선에 의해서 적운형 구름이 발생하기 시작한다. 해륙풍이 형성되기 시작 하는 시기는 해안선 부근에서 야간 사이에 안개와 층운이 소산되는 시기와 잘 일치하는 경향을 보이고 있다.

[그림 5.5]오후 해풍 순환과 열 저기압의 형성 과정 모식도

육지의 저기압 사이에 형성된 기압경도력에 의해서 바다에서 육지로 향하 는 약 150m 두께의 지상 풍이 불어오게 되는데 이때 풍속 은 보통 5∼10m/s에 이른다.

이때부터 해풍과 상승 운동이 만나서 해풍 전선이 만들어 지는 지역이 지표 면 부근의 유출 기류 경계층, 수렴선 혹은 다른 해풍 전선과 일치하게 되면 강한 대류 운동이 형성되고 대류운이 높게 발달한다. 늦은 오후로 갈수록 해풍 순환은 점점 약화되기 시작한다(그림 5.6 참조). 보통 해풍 순환은 일 몰 이후 1시간에서 2시간 사이에 소멸된다. 일몰 이후 상대적으로 복사 냉 각이 강한 육지에 상대적인 열 고기압이 형성되고 온도 변화가 거의 없는 해상에 열 저기압 주간 동안 일어났던 해풍 순환과 반대의 순환인 육풍 순 환이 형성되어 24시간 동안의 해안선 부근 해륙풍 순환이 완성된다.

[그림 5.6]야간 해풍 순환과 열 저기압의 형성 과정 모식도

이러한 해륙풍 순환에 의한 열 저기압의 형성이 자주 잘 관측되는 곳은 대 서양과 걸프 지역으로 부터의 해풍 충돌이 잦은 미국 플로리다 반도 부근과 북미 대륙 서부 해안으로 강풍과 대류성 구름이 자주 발생한다. 우리나라의 경우에는 미국에 비해서 종관 규모 강제력이 강하기 때문에 해륙풍에 의한 열 저기압의 형성을 자주 목격하기 힘들다.

우리나라에서 이런 기압차는 일반적으로 2hPa 정도일 뿐이고, 저녁에 기온 이 떨어짐에 따라 금방 사라진다. 즉, 그 효과는 대규모 기압 패턴으로 가려 진다. 그 예로 그림 5.7은 오후 2시경 전라도 지방에 육지와 해상의 온도차 이로 인해 발생한 열 저기압을 보여준다.

이처럼 뚜렷한 열 저기압은 오후 늦게 형성되어 유지되고, 한 밤중에 약해 지는데 완전히 사라지는 것은 아니다. 열 저기압에서의 날씨는 대체로 맑고 건조하다. 지상 일기도의 바람도 풍속이 2~3m/s 내외로 미국의 경우에 비 해서 3배 이상 약한 것을 알 수 있다. 대기가 불안정하면, 하층 수렴과 해륙 풍 순환이 결합하여 강한 상승 운동을 야기할 수 있고 강풍과 대류성 구름 그리고 심한 경우에는 뇌우와 소나기가 내리기도 하지만 우리나라에서 이 러한 현상을 관측하기는 매우 어렵다.

[그림 5.7]한반도 열 저기압 예

5.3절 열 저기압에서 살펴 본 것처럼 지상 부근의 기상현상을 지배하는 것 은 종관 규모 환경에 있다는 것은 명백한 사실이지만 무시할 수 없는 요소 가 바로 지형 효과이다. 특히 산맥과 같은 대규모 지형은 종관규모 흐름에 작용하여 지형 효과에 의한 국지적인 고저기압을 형성한다. 지형 저기압 (Orographic Depression)은 풍하측 저기압(Lee-side Trough(Low))라고 도 부르는데 일반적으로 대규모 흐름이 록키 산맥이나 알프스 산맥과 같이 높은 산맥을 넘어갈 때 풍하측에 형성되는 저기압을 의미한다. 지형 저기압 의 형성 과정을 이해하기 위해서는 잠재와도 보존에 관해서 먼저 이해해야 한다. 등온위 잠재와도는 다음 식 5.1과 같이 정의 할 수 있다.

(식 5.1)

만약 대기가 균질하고 비압축성을 가지면 식 5.1은 다음 식 5.2과 같이 단 순화할 수 있다.

(식 5.2)

 ≡ 

    ^{  } 

 

  

    

식 5.2를 보면 소용돌이의 깊이가 대기의 운동에 따라 달라진다면 잠재와 도를 보존하기 위해서 절대와도가 따라서 변해야 한다는 것을 알 수 있다.

절대와도가 보존되기 위해서는 상대와도가 증가하면 지구와도가 감소하고 상대와도가 감소하면 지구와도가 증가한다. 등위도면을 따라 움직이는 공 기 기둥의 연직으로 확장되면 잠재와도를 보호하기 위해서는 지구와도가 0 이기 때문에 상대와도가 증가해야 한다. 다음은 그림 5.8과 같이 높은 산맥 을 넘는 기류의 경우를 상상해 보자.

[그림 5.8]산맥을 타고 넘는 서풍기류의 깊이 변화(위)와 동쪽으로 움직이는 공기 덩어리의 남북 운동 궤적(아래)

  



  

  

산맥에 도달하기 전 풍하측(a)에 위치한 공기 기둥의 깊이 변화가 없기 때 문에 상대와도 이 된다. 공기가 산맥에 도달하게 되면 산맥을 따라 상 승하는 등온위면에 의해서 깊이 가 증가하게 되고 절대와도가 증가해야 하기 때문에 공기기둥은 반시계 방향으로 저기압성 순환을 한다. 이때 공기 덩어리의 궤적은 약간 북쪽으로 움직이게 된다. 공기가 산맥의 정상에 도달 하게 되면 가 감소가게 되고 절대 와도가 감소해야 하기 때문에 이 되고 공기 덩어리의 궤적은 남쪽으로 향하게 된다. 공기가 산맥의 아래에 도달하게 되면 가 급격하게 증가하게 되고 으로 증가하게 되고 공 기 덩어리의 궤적은 북쪽으로 향하게 된다. 여기에서 산맥 아래 풍하측(d) 에 도달한 공기 덩어리의 궤적이 저기압성 순환을 가지게 된다는 것을 알 수 있다.

즉 풍하측 기압골(Lee-side Trough)이 형성된 것이다. 동시에 공기 기둥 이 풍하측을 따라 내려가면서 늘어나게 되면 상대와도가 증가하면서 상층 에 발산이 발생하게 되고 하층의 저기압성 순환과 맞물려 저기압이 발생하 는 것이다. 이러한 지형성 저기압이 발생하는데 가장 좋은 기류의 방향은 산맥과 수직이고 풍속은 강할수록 유리하다. 따라서 강한 하층 제트기류가 산맥을 가로질러 타고 넘을 때 지형 저기압 발생에 유리하다.





그런데 열역학적으로 접근하면 내용은 조금 더 복잡해지는 양상을 가진다.

왜냐하면 산맥을 따라 하강하는 기류는 건조단열적으로 승온하게 되고, 하 강하는 바람은 상대 습도가 줄어들고 안정화되어 연직 운동이 제한을 받게 된다. 이러한 조건들은 저기압이 발생하기에 불리한 조건이다.

그럼에도 불구하고 풍하측 지형 저기압이 발생하는 이유에 대한 이론은 다 양하다. 먼저 약 5km 고도의 중고도 바람은 높은 지형을 만나면 갑자기 마 찰력이 증가하게 되고 지균풍의 바람 벡터가 비지균풍의 영향으로 남쪽으 로 약간 변화하게 되면서 단파를 만들어 낸다. 산맥을 넘은 기류는 더 이상 마찰의 영향을 받지 않게 되기 때문에 산맥 상공에서 만들어진 상층 단파골 이 풍하측에서 지형 저기압을 만들어 내는 과정으로 설명하는 이론이 있다.

이와 함께 비록 산맥을 따라 하강하는 공기가 건조단열적으로 승온한다고 하더라도 여전히 주변 공기에 비해서 여전히 차가울 경우(활강풍) 차가운 공기가 따뜻한 공기 아래로 파고들면서 기존 공기를 연직으로 들어 올리게 되면 상층의 단파골과 결합되어 강한 지상 저기압이 형성될 수 있다.

지금까지 알려진 지형 저기압 중에서 가장 자주 나타나고 잘 분석되는 것은 지금까지 알려진 지형 저기압 중에서 가장 자주 나타나고 잘 분석되는 것은 로키 산맥 서쪽의 콜로라도 주에서 발생하는 콜로라도 저기압(Colorado Low)이다. 보통 지형 저기압이 소규모이고 영향을 미치는 범위가 아주 작 지만 콜로라도 저기압은 걸프 만으로부터 불어오는 강한 남서 기류와 만나 면 며칠 동안 북서쪽으로 이동하면서 넓은 지역에 강한 뇌우를 동반한 집중 호우를 만들어 내는 경우도 발생한다.

우리나라의 경우에는 태백산맥의 높이가 비교적 낮기 때문에 지형 저기압 의 발생이 잦지는 않다. 봄철에 대기가 안정된 상태에서 강한 남서기류가 태백산맥을 넘을 경우에 바람은 고지대에서 고기압성으로 휘는 경향이 있 고, 풍하측에는 저기압성으로 휘는 경향이 있다. 이는 산이나 언덕 위에 기 압마루, 또는 풍하측에 기압골을 만든다(그림 5.9 참조).

[그림 5.9]양간지풍을 만들어 내는 태백산맥 주변의 지형 저기압 예시

열대 저기압(Tropical Cyclone)은 태양으로부터 오는 열은 지구의 날씨를 변화시키는 주된 원인이다. 지구는 자전하면서 태양의 주위를 돌기 때문에 낮과 밤, 계절의 변화가 생기며, 이로 인해 지구가 태양으로부터 받는 열량 의 차이가 발생한다.

또한 대륙과 바다, 적도와 극지방과 같이 지역 조건에 따른 열적 불균형이 일어난다.

태풍은 적도 지방이 극지방보다 태양열을 더 많이 받기 때문에 발생하는 열 적 불균형을 해소하기 위한 하나의 과정으로, 저위도 지방의 따뜻한 공기가 바다로부터 수증기를 공급받으면서 강한 바람과 많은 비를 동반하며 고위 도로 이동하는 현상이다.

태풍은 열대성 저기압 중에서 중심 최대 풍속 17m/s 이상의 폭풍우를 동반 하는 현상으로 정의되며, 지구상에서 연간 80개 정도의 열대성 저기압이 발생하고, 그 중 서태평양 부근에서는 30개 정도가 발생하여 우리나라를