후지와라 효과(Fujiwhara Effect)

[그림 5.11] 태풍 후지와라 효과 위성영상(a)와 6가지 형태의 후지와라 효과(b)

서로 겹치는 형: 약한 열대 저기압이 근처에 있는 강한 열대 저기압에 세력 을 빼앗겨 급속도로 약해지는 유형이다.

지향형: 한쪽의 열대 저기압만 간섭을 받고 다른 한쪽의 열대 저기압의 주 위를 따라가는 것처럼 보이는 유형이다.

따라가는 형: 한쪽의 열대 저기압이 먼저 이동하고, 그 뒤를 다른 한쪽의 열 대 저기압이 뒤쫓아 가는 유형이다.

시간을 기다리는 형: 동쪽에 있는 열대 저기압이 먼저 북상하고, 그 열대 저 기압이 사라진 뒤에 서쪽에 있는 열대 저기압이 북상하는 유형이다.

동행형: 2개의 열대 저기압이 함께 이동하는 유형이다.

반대로 떨어지는 형: 동쪽에 있는 열대 저기압이 속도를 올려 빨리 북동쪽 으로 이동하면, 서쪽에 있는 열대 저기압은 속도가 떨어지면서 서쪽으로 이 동하는 유형이다.

[표 5.3]열대 저기압과 온대 저기압 특성 비교

항목 열대저기압 온대저기압

발생 지역 열대지방의 해상 중위도(온대/한대) 지방

발생 시기 여름과 가을에 발달하여 중위도 지방으로 이동한다.

연중, 겨울에 가장 많고 봄에도 많이 발생한다.

바 람 눈의 바깥쪽이 폭풍우역이다. 풍향이 전선에서 급변, 폭풍역은 불규칙하게 분포

온도분포 중심에 대하여 대칭적이다. 전선을 경계로 하여

불연속적으로 변한다.

등 압 선 중심에서 원대칭 비대칭인 타원형

전 선 전선이 없다. 전선(온난 및 한랭)이 따른다.

극 저기압(Polar Low)은 북반구(남반구)의 극전선의 북극(남극)쪽 부분에 위치한 해상에서 발생하는 규모가 작고, 생애가 짧은 저기압을 말한다. 극 저기압은 극 중규모 와도, 극 허리케인, 극 저기압, 한기 저기압 등으로 불 린다. 극 저기압의 규모는 1,000km를 넘지 않고 생애도 며칠을 넘지 못한 다. 따라서 일부에서는 극 저기압을 중규모 기상현상의 일부로 구분하기도 한다.

극 저기압은 재래식 기상 관측을 통해서 확인하기 힘든 반면 항해, 17m/s 이상의 강풍과 강한 비와 눈을 동반하기 때문에 해상 시추 작업 등에 큰 피 해를 입히는 특성을 가지고 있다. 1960년대 이후에 기상위성을 통한 관측 이 가능해지면서 고위도 지방에 중규모 구름 소용돌이 영상이 포착되었고 이것이 극 저기압의 존재를 보여주는 결정적인 증거가 되었다(그림 5.12 참조).

가장 강한 극 저기압들은 겨울철 동안 북극이나 남극 주변의 얼음이 없는 노르웨이 해, 바렌츠 해, 래브라도 해, 알래스카 만 등에서 주로 발견된다.

[그림 5.12] 바렌츠 해 부근에서 발생한 극 저기압 위성 영상

극 저기압은 육지에 상륙하면 빠르게 약화된다. 남극 지역의 극 저기압은 북극 지역의 극 저기압에 비해서 약한데 그 이유는 남극 지역은 대륙과 해 수의 온도차가 작기 때문이다. 위성 영상에 나타난 극 저기압은 다양한 형 태를 가지지만, 구름의 형태는 크게 2가지 형태로 분류할 수 있다.

먼저, 많은 층운형 구름 밴드들이 저기압 중심을 둘러싸고 중심을 향해 형 성되는 원형 형태이다. 그림 5.12에서 볼 수 있듯이 극 저기압이 형태는 대 류성 구름이 중심을 향해 분포하고 있는 열대 저기압의 형태와 비슷하게 눈 형태의 중심을 향해 층운형 구름들이 둘러싸고 있다. 이런 이유로 강한 극 저기압을 가끔 ‘극 허리케인’ 이라고 부른다.

두 번째 형태는 콤마 형 형태로 대부분의 극 저기압이 이 형태를 가지며 한 대 저기압의 전선과 크게 구분이 되지 않는다. 극 저기압은 수평 온도 경도 가 강한 경압 불안정 구역에서 발생하며 작은 전선 저기압과 함께 나타난다.

극 저기압이 강하게 발달하는 경우에는 적운형 구름을 가지기도 하는데 이 는 대류권 상층의 콜드 풀과 관련되어 있다. 겨울철 동안 대류권 중층의 온 도가 -45℃ 이하인 기류가 얼음이 없는 해상을 지나면 깊은 대류성 구름을 가지는 극 저기압이 발생할 수 있다.

가지는 극 저기압이 발생할 수 있다.

극 저기압은 유라시아 북극 지역에서 1년에 15회 정도 관측되는 것으로 알 려져 있다. 극 저기압은 재래식 기상 예보 방식으로는 예보하기가 곤란하기 때문에 대기 중층의 기류를 추적하는 초단기 예보 방식이나 고해상도 수치 예보 모델을 통해서 예측하는 것이 보통이다.

고기압(Anticyclone)은 중심이 주변보다 기압이 높고, 그 주변의 바람이 지 구 자전방향과 반대로 분다. 지구자전과 같은 방향으로 순환하는 저기압 (Cyclone)과 반대개념이다.

저기압과 고기압은 근본적으로 몇 가지 차이점이 있다. 일반적으로 고기압 이 크고, 느리게 움직이며, 저기압보다 지속 시간이 길다. 고기압은 중심 가 까이에서 기울기가 아주 작기 때문에 중심에서 바람이 약하고 기울기의 변 화가 큰 특성이 있다. 대개 저기압은 그들 각각의 일생(Life-cycle)이 독립 적인 반면에, 새롭게 생성된 고기압은 대부분 기존의 고기압의 연장을 통해 생성되며 결국에는 기존 고기압을 대체한다.

우세한 고기압의 가장 중요한 특징은 공기가 넓게 퍼져 서서히 가라앉는 현 상인 침강(Subsidence)이다. 침강은 떠오르는 공기와 관련 있는 저기압과 는 직접적인 차이가 있다. 공기가 포함하는 물의 양은 일정하나 침강하는 공기는 단열 압축(Adiabatic Compression)되어 1㎞ 낮아질 때마다 10℃

정도 데워지기 때문에 이 공기가 포함하는 물의 양은 일정하다. 그래서 공 기가 가라앉을수록 상대습도는 낮고, 공기는 따뜻해진다(그림 5.13 참조).

[그림 5.13] 지상 고저기압과 관련된 상층 대기의 흐름 모식도

침강은 대류권 중층에서 가장 잘 나타나는데, 대류권 하층에서는 고기압의 침강률이 점점 줄어들어서 지면 1㎞ 이내에서는 아주 작다. 지면 효과 때문 에 위로 생기는 난류(Turbulence)에 의한 혼합이 공기의 온도를 낮추고, 주로 겨울철 해상에서 층운(St), 층적운(Sc)을 형성한다. 그러므로 고기압 지역은 맑거나 구름이 끼는데, 특히 이는 겨울철 예보에 어려움이 될 것이 다. 가라앉는 따뜻한 공기의 근저에서 나타나는 침강역전(Subsidence Inversion)은 고기압에서 관측된 연직 사운딩(Sounding)에서의 특징이며, 이는 대류(Convection)의 높이를 제한한다.

또한 침강역전은 하층 대류권의 덮개 역할을 하고, 산업지대에서의 생성된 오염원이 퍼져나가는 것을 막으며, 연무(Hazy) 상태를 만든다. 저기압이 따뜻해지는 공기로부터 생기는 것과 마찬가지로, 고기압은 찬 공기의 영역 과 관련이 있다. 그러나 전 대류권이 평균 이하의 온도로 더 찬 공기인 지역 을 말하는 것은 아니다. 저온인 영역은 두 개의 뚜렷한 층의 한 곳에서 발생 하는 경향이 있고, 이에 따라 다음의 두 가지 고기압 유형으로 구분된다.

한랭 고기압(Cold Anticyclone): 차고 밀도가 높은 공기가 대류권(2㎞) 하 층에 넓게 모여 있을 때 발생. 2㎞ 이상의 층에서 온도는 거의 보통임.

온난 고기압(Warm Anticyclone): 차고 밀도가 높은 공기가 대류권 상층과 성층권 하층 사이에 넓게 모여 있을 때 발생. 대류권 중·하층은 보통보다 더 따뜻함.

즉, 한랭 고기압과 온난 고기압은 대류권 하층부의 온도로 구분될 수 있다.

겨울철, 시베리아나 캐나다와 같이 광범위한 대륙의 기단 하층에서 오래 지 속된 복사냉각은 거대하고 느리게 움직이는 한랭 고기압을 형성한다. 차고 밀도가 높은 공기는 고도가 높아짐에 따라 기압이 더 빨리 낮아지기 때문에, 고기압은 고도가 높아질수록 발견되기 어렵고 2~3㎞ 고도에서는 사라져버 린다. 이런 특징이 있을 때 최대 지상기압이 기록된다. 그림 5.14는 겨울철 우리나라에 영향을 미치는 시베리아 고기압이 한랭고기압의 대표적인 예이 다.