3차원 수치모델상에서 태풍통과시 '우측쏠림현상'

Variations of 'Rightward Bias' with Typhoon Using an Ideal 3D Primitive Equation Numerical Model

Abstract

An ideal 3D primitive equation model is implemented to investigate upper ocean response to typhoons, focusing on rightward bias (RWB) which means an appearance of an intensified sea surface cooling to the right side of the typhoon track. The model has 26-stratified levels and a flat bottom (1000 m), covering a rectangular domain of about 3,060 km×3,300 km with four open boundaries. The sea water is forced by an atmospheric pressure and a gradient wind of the typhoon. The model well reproduces the RWB in previous observations and theoretical analyses. For the fast moving typhoon (FMT) (-8m/sec), the model shows that in the mixed layer (ML), the RWB in the SST noticeably appears clearly illustrating the coupling between inertial motion and wind stress, but in the subsurface layer (-100m), the RWB does not emerge since a cyclonic current field (CCF) caused by wind stress curl is primarily dominant. For the slowly moving typhoon (SMT) (-3m/sec), however, the RWB does not emerge because the coupling is weakened and the CCF is rather predominant even in the ML. In the model, we conclude that the RWB noticeably emerges in the FMT but does not emerge in the SMT related to predominance of CCF.

서론

태풍통과시 표층해양 응답 중 특이한 수온반응, 소위 rightward bias (RWB)는 표층냉각현상(sea surface cooling, SSC)(Jordan, 1964; Pudov et al., 1979; Taira et al., 1993)이 태풍경로 우측에서 보다 강화되는 현상으로 알려져 있다(Chang and Anthes, 1978; Price, 1981; Chang et al., 2013; Hong et al., 2015; Wang et al., 2016; Wu et al., 2018). 여기서는 편의상 이 현상을 '우측쏠림현상(rightward bias)'이라 한다. 이 현상은 해수흐름에 바람회전율(wind stress rotation rate)과 관성회전율(inertial rotation rate) 효과가 중첩작용하여 연직난류혼합이 증폭됨으로써 발생한다(Price, 1981). 이를테면, 북반구에서 태풍이 저위도에서 고위도로 북진한다면 태풍의 우측은 태풍이 접근함에 따라 풍향이 시계방향으로 변화하고, 관성운동으로 발생한 유향변화(시계방향)와 일치하여 바람방향과 유향이 중첩하므로 연직난류혼합이 강화되어 우측쏠림현상이 발생한다. 이에 반해 태풍의 좌측은 풍향이 반시계방향으로 변함으로 관성운동(시계방향)과 상쇄되어 난류혼합이 약화되므로 우측에 비해 상대적으로 덜 냉수화된다. 특히 태풍은 해양생태계에 큰 영향을 미치는 것으로 보고되고 있어(Babin et al., 2004; Ye et al., 2013; Huang and Oey, 2015), 태풍 좌우의 이러한 표층수온 비대칭화에 관해 보다 상세한 조사가 필요할 것이다.

우측쏠림현상과 관련하여 일찍이 Price (1981)와 Price et al. (1986)는 관측자료 및 3층모델을 이용하여 조사한 바가 있고, Sanford et al. (2007)는 허리케인 Frances 통과시 부이관측을 통해 이 현상을 실측하였고, 위성사진(Fig. 1)을 통해 플로리다 동편 해역 태풍이동경로(백선) 우측에 표면수온이 좌측보다 약 2-3°C 더 냉각되어 있음을 보였다. 종래부터 '우측쏠림현상'에 대한 연구는 주로 대서양에서 이동속도가 빠른(7-8 m/sec) 허리케인에 대해 연구되었을 뿐(Price, 1981; Price et al., 1986; Sanford et al., 2007) 느린(-3 m/sec) 허리케인에 대해서는 연구된 바가 거의 없는 것 같다.

Fig. 1. An example of rightward bias (RWB) in the track of Hurricane Frances in the Atlantic during August 24-31, 2004 (Sanford et al., 2007). Cold water region with 26-28°C emerges to the right of the track. The translated speed of Frances is 7-8 m/sec.

일찍이, Hong and Yoon (1992)은 2D 순압모델을 이용, 북서태평양에서 태풍 Holly (1984) 통과시 태풍 후위에 반 시계방향흐름장(cyclonic current field, CCF)이 존재함을 보였고, 근년 들어 원시방정식 3D 수치모델을 이용하여, CCF의 존재가 다수 보고되었다 (Hong and Yoon, 2003; Hong, 2008; Hong et al., 2012). 한편, Masuda and Hong (2011)은 태풍이상화모델(typhoon-idealized model)을 이용하여 CCF의 형성기구를 조사한 바 있다. CCF는 표·저층 해수흐름장에 크게 영향을 미칠 것으로 예상되므로 우측쏠림현상(RWB)과 관련하여 상호관련성에 주목해 조사하는 것은 매우 흥미로울 것으로 생각된다.

본 연구에서는 원시방정식 3D 수치모델을 이용하여 태풍통과시 진로우측에 발생하는 ‘우측쏠림현상’에 대해 조사한다. 특히, 종래 거의 조사된 바 없는, 이동속도가 상대적으로 느린(-3 m/sec) 태풍에서의 우측쏠림현상에 주목하여 조사한다. 모델해양은 f-plane, 평탄해저, 사면 개방경계로 단순화하였다. 비록 β효과, 해저지형효과 등이 무시되었다 하더라도 우측쏠림현상의 주된 특징을 살필 수 있을 것으로 예상되므로 향후 이 분야의 연구에 좋은 정보를 제공할 것으로 기대된다.

자료 및 방법

수치모델

본 연구에서는 3차원 원시방정식 모델(the princeton ocean model, POM) (Blumberg and Mellor, 1987)을 이용하며, 북서태평양에서 태풍 Holly 통과시 해수반응을 조사한 Hong and Yoon (2003)과 기본적으로 같다. 다만, 본 목적 편의상 모델해양은 f-plane, 평탄해저(1,000 m)에 동서남북 각각 3,060 km×3,300 km (154×166) 장방형이며, 4개 경계 모두 개방경계형을 취했다. 모델의 주요 부분만 간략히 정리하면, x, y 방향 격자간격은 모두 20 km (약 1/5°)이며 연직 레벨 수는 26개의 시그마 층으로 구성된다. 초기조건에서 연직수온은 표면수온(28°C)으로부터 지수함수적으로 감소하고, 연직 e-folding scale은 150 m로 설정하였으며, 편의상 염분은 34.5 psu로 일정하게 하였다. 개방경계에서, 내부 법선속도는 Sommerfeld 방사조건(Sommerfeld, 1949), 수위는 외부개방경계조건, 수온, 염분 및 오염물질은 slippery 조건에 의해 결정된다. 개방경계를 통한 열속(heat flux)은 무시되고 기본류(쿠로시오 등)는 제외하였다(POM 모델구성에 대한 보다 상세한 것은 Mellor(2004)를 참고할 것). 태풍모사시, 바람응력(wind stress)의 영향을 중점적으로 조사하기 위해 중심기압은 편의상 965 hpa로 일정하게 설정했다. 기압분포는 Fugita (1952) 식에 의해 주어졌고, 바람은 좌우대칭 원형바람(경도풍)을 제공하였다. 즉, 바람성분에 태풍의 이동속도를 고려하거나(예를 들면, Miyazaki et al., 1961) 바람의 해면 마찰효과를 인수화한 내향각(inclination angle) 등은 고려하지 않았다. 편의상, 태풍의 이동속도는 일정하게 설정하여 빠른 태풍(fast moving typhoon, FMT)은 8 m/sec (예를 들면, Price, 1981), 느린 태풍(slow moving typhoon, SMT)은 3 m/sec로 하였다. 태풍은 모델해양중앙, 남쪽 경계 이남 200 km(i=77, j=-10)에서 출발하여 정북방향으로 북진하도록 설정하였다.

결과 및 고찰

Fig. 2는 FMT (8 m/sec)의 중심이 모델 북쪽 경계 약 500 km남방에 위치했을 때 모델결과를 나타낸다. 해수표면(Fig. 2a)에서 바람(top left)은 좌우대칭인 경도풍을 잘 나타내고, 태풍중심 좌우대칭으로 양의 해면변위(top right)가 나타나고 후방 약 100 km 지점에서 남쪽 경계에 이르기까지 음의 해면변위가 발생한다. 양의 해면변위는 정수압효과(inverse barometric effect)로, 음의 해면변위는 Ekman 발산효과가 주도적으로 작용하여 발생하였다(Hearn and Holloway, 1990). 주목되는 것은, 태풍진로의 우측에서 유속장(bottom left)의 세기 및 규모가 좌측에 비해 각각 더 강하고 더 광범위하게 나타난 점이다. 이러한 유속장에 대응하여 수온(bottom right)은 우측에서 더욱 냉각되어 우측쏠림현상이 보다 더 뚜렷하다. 수온도면을 확대(Fig. 2b)해 보면 이같은 현상을 보다 잘 알 수 있다. 동일시각에서 남북방향의 속도(v)분포(Fig. 3a)를 보면 태풍진로(남북방향직선) 우측에서 좌측보다 약 +0.1~0.2 m/sec 더 강한 유속장이 존재하고 최강유속 중심이 진로중심 우측 약 100-120 km에 위치하고, 이 해역에 냉수온대(-1~-3°C)가 형성되어(Fig. 3b), 우측쏠림현상이 유속장의 강화로 발생했음을 확인할 수 있다. 또 관성진동(Fig. 3a, left)이 규칙적(주기 약 1일)으로 발생하고 고 그 중심이 유속장의 강세중심과 잘 일치하여 강한 유속장 형성과 관성진동효과가 잘 대응하고 있음을 알 수 있다. 이 유속장 특징은 일찍이 Price (1981)의 제시한 결과(see Fig. 15)와 좋은 대응을 보였다. 이러한 관성진동이 해수변위(Fig. 2a, top right)에도 태풍중심역에 약하기는 하나 일정부분 잘 반영되고 있음을 알 수 있다.

Fig. 2. Wind (m/sec) (top left), elevation (cm) (top right), velocity (cm/sec) (bottom left), and SST (°C) (bottom right) at 102 h after the typhoon starts (a), and enlarged SST map (b). In the model ocean, bar represents the track of typhoon along the center of the model ocean, and dashed line in Fig. 2b the center line of the model ocean in the east-west direction.

Fig. 3. In the FMT velocity component in the north-south direction (v) (a) and SST deviation (b) at 102 h. CIs of the velocity and SST deviation are given in 0.2 m/sec and 0.5°C, respectively. In the left end in Fig. 3a inertial period is scaled with each one day. FMT, fast moving typhoon; SST, sea surface temperature; CI, contour interval.

한편, Fig. 4에서, 100 m 수심에서의 유속(Fig. 4a)을 보면, 표면(Fig. 2a, 3a)에서처럼, 태풍진로중심 주변에서 유속(표면보다 유속단위가 1/2로 축소 도시되었음에 주목하라)이 강하고 진로우측에 그 경향이 보다 뚜렷한 점이나 관성진동의 출현 등에서 유사한 형태를 보여준다. 그러나 표면과 큰 차이를 보이는 것은, 관성진동 외측에 전 해양규모의 거대한 반 시계방향 흐름장(cyclonic current field, CCF)이 존재한다는 점이다. 또 수온장(Fig. 4b)에서는 우측쏠림현상이 나타나지 않고 수온분포가 좌우 대칭형을 보인다는 점이다. 이는 표면(Fig. 2a, 3a)과 달리, 이 수심에서 관성진동효과는 진로 중심해역에서 여전히 영향을 미치고 있으나 바람과 관성진동의 중첩효과는 상대적으로 약화되었음을 보여주고, 반면 CCF의 영향이 주도적임을 보여준다.

Fig. 4. Velocity (a) and temperature (b) at 100 m.

바람(청색)과 유속(흑색)의 시계열을 Fig. 5에 보였다. 제시한 결과는 모델해양의 중앙 동서방향(Fig. 2b의 중앙점선) 선상에서, 태풍진로중심의 우측(Fig. 5a의 top) 및 좌측(Fig. 5a의 bottom) 각각 100 km 지점에서 얻었다. 태풍의 우측(Fig. 5a의 top; rhs)에서, 태풍이 남쪽에 위치한 초기에는 유속은 북서류, 바람은 동풍계열을 보이다가 태풍이 모델중앙지점에 접근하면서 유속은 강한 북서류에서, 북동류로, 바람은 남서풍에서 남동풍으로, 그 방향이 서로 중첩되면서 태풍통과 전후에는 이 둘이 거의 같은 방향이 된다. 즉, 유속은 북서류에서 북류로 바람은 남동풍에서 남풍으로 바뀌어 서로 중첩됨을 알 수 있다. 그 결과로 흐름은 더욱 강해졌다. 태풍이 통과한 뒤에도 유속은 북동류, 바람은 남서풍으로 상당기간(약 12시간) 중첩된다. 이기간 우측쏠림현상이 발생한다. 즉, 유속과 바람의 중첩현상으로 연직난류혼합을 강화시켜 우측편향된 수온냉각현상을 유도한 것으로 해석할 수 있다. 반면, 동일 시각동안 태풍좌측(Fig. 5a의 bottom)에서는 바람과 유속방향이 상쇄, 태풍통과전후에도 중첩현상을 볼 수 없어 강한 연직난류혼합이 발생하기 어려운 조건이 됨을 알 수 있다. 한편, 100 m 수심(Fig. 5b)에서는 유속장이 전혀 달라진다. Fig. 4a에서 지적한 것처럼, 진로우측(Fig. 5b, top)에서는 관성진동류와 CCF가 중첩된 유속상을 보였으나 전반적으로 북류를, 좌측(Fig. 5b, bottom)에서는 관성진동류의 흔적을 거의 볼 수 없는 남류만을 보여 비록 모델해양규모의 CCF의 흐름 구조를 보이나 좌우 유속형상은 달랐다. 우측에서 관성진동류의 흔적이 여전히 나타나는 것은 표층에서 바람과 관성진동과의 중첩으로 인해 유속장이 강화되었던 결과로 해석된다.

Fig. 5. Time evolution of wind (blue) and velocity (black) directions at each station in rhs (upper) and lhs (lower) to the typhoon after the typhoon starts (a) at the surface, and (b) at 100 m. In Fig. 2b (dashed line), each station is located 100 km distant in the rhs and lhs from the typhoon. Bars represent the passing time of the typhoon. Note that current velocities in unit are different each other. TP, typhoon; RHS, right hand side; LHS, left hand side.

유속의 x, y 성분의 시계열(Fig. 6)을 보면, 태풍통과 전후, 우측 표면(Fig. 6a, top)에서 강화된 u의 방향이 음에서 양으로 바뀌어 시계방향으로 변하는 관성진동류를 잘 보여주고 있고, 이 시기에 v는 최대(-100 cm/sec)가 됨을 알 수 있다. 반면, 좌측(Fig. 6a, bottom)에서는 반시계방향의 흐름형태를 보여 관성진동효과와 전반적으로 상쇄됨을 확인할 수 있다. 특히 100 m수심에서(Fig. 6b), 관성진동의 크기를 고려해 볼 때, 태풍우측(Fig. 6b, top)에서는 관성진동효과와 CCF가 중첩되고, 태풍좌측(Fig. 6b, bottom)에서는 v가 탁월하여 CCF가 우세하게 나타나 Fig. 5와 잘 대응하였다.

Fig. 6. Velocity components of x (black, u) and y (blue, v) directions (a) at 0m and (b) at 100 m.

Fig. 7은 수심에 따른 유속(u-v도) 및 수온변화를 보여준다. 태풍통과후 6시간이 경과한 시점에서 태풍중심 좌우 각각 400 km 동서단면(Fig. 2b, dashed line)에서 수온분포(Fig. 7a, top)를 보면, 태풍중심 우측 100 km 지점 표면에 25°C해수가 나타나고 우측에 약 75 m 수심까지 주위보다 -1~ -2°C 냉각 되었다. 이는 Fig. 3b의 결과와 잘 대응한다. 동일시각 Fig. 7a (bottom)은 u-v 속도벡터를 표면부터 300 m까지 도시한 것이다. 약 75 m까지 태풍 우측은 남동류가 지배적임을 알 수 있고, 수심이 깊어질수록 태풍중심 우측은 북류, 좌측은 남류를 형성, 반 시계방향의 흐름구조를 형성함을 알 수 있다.

Fig. 7. Temperature distribution (top) and U-V velocity vector (bottom) in depth (a), and time evolution of temperatures and u-v velocity vectors for every 6 h from 69 h after the typhoon starts. The vertical sections are given in the east-west direction (see Fig. 2b, dashed line).

이는 Fig. 2a (top left), Fig. 4a와 잘 대응한다. 이러한 표층(약 70 m 이천)의 흐름은 태풍통과후(69 h), 6시간 간격으로 볼 때(Fig. 7b), 태풍중심의 우측 지점에서 흐름방향이 남동(Fig. 7b, top)→남서(Fig. 7b, middle)→북서(Fig. 7b, bottom)로 변동, 유향변화가 시계방향으로 변함을 잘 보여주며, 우측쏠림현상이 관성진동과 바람과의 중첩효과로 흐름이 강화되어 나타남을 확인할 수 있다.

한편, Fig. 8은 SMT (3 m/sec)의 경우에 대해, 해수표면(Fig. 8a)에서 바람(top left), 해면변위(top right), 유속(bottom left), 수온(bottom right)을 나타낸다. FMT (Fig. 2)와 상호비교 편의상, 태풍중심이 양자 같은 위치에 있을 때 얻어진 결과를 제시하였다. FMT와 달리 가장 주목할 만한 차이는 1) 해면변위(Fig. 8a, top right)에서 태풍중심 후면의 음의 해면변위 값이 더욱 커져 Ekman 발산효과가 더욱 강하게 작용했음을 알 수 있고, 관성진동의 영향을 찾아보기 어렵다. 2) 유속장(Fig. 8a, bottom left)에서도 FMT에서 볼 수 있었던 강한 관성진동을 확인하기 어렵고, 태풍중심역을 제외하고 전 해역이 진로 우측은 북류, 좌측은 남류 형태를 보였다. 3) 가장 흥미로운 건, 수온(Fig. 8b) 분포에서 우측쏠림현상을 확인하기 어렵다는 점이다. 오히려 태풍진로를 중심으로 좌우가 동시에 냉각된 현상을 보였다.

Fig. 8. Same as in Fig. 2 except for SMT (3 m/sec).

남북방향의 속도(Fig. 9a)를 보면 이러한 현상을 더 잘 확인할 수 있다. 즉, 관성진동효과는 태풍중심역을 제외하고는 사실상 사라졌고, 진로우측은 북류, 좌측은 남류가 지배하고 있음을 알 수 있다. 그 결과로 수온분포(Fig. 9b)에서도 우측쏠림현상은 나타나지 않는다. 이는 태풍의 이동속도가 늦음으로써 관성진동(주기 1일)과 바람방향변화(주기 약 2일)의 중첩효과가 약화되고 CCF가 상대적으로 보다 강화된 결과로 해석된다. 100 m 수심(Fig. 10)에서, 유속(Fig. 10a)은 CCF가 더욱 강화되었음을 알 수 있고, 수온(Fig. 10b)에서도 우측쏠림현상은 보이지 않는다.

Fig. 9. Same as in Fig. 3 except for SMT (3 m/sec).

Fig. 10. Same as in Fig. 4 except for SMT (3 m/sec).

바람과 유속변화의 시계열(Fig. 11)을 보면(여기서 유속은 FMT의 크기보다 1/2로 축소 도시되었음에 유의하라), 태풍우측 표면(Fig. 11a, top)에서, 태풍통과시기에 관성진동(주기 1일)으로 인한 유속(black)과 바람(blue)방향 변화시간(약 2일)이 달라 바람과 관성진동의 중첩효과가 약화되고, 오히려 태풍통과후에는 북류가 강해 CCF의 효과가 지배적임을 잘 보여준다. 반면, 태풍좌측(Fig. 11a, bottom)에서는 FMT(Fig. 5a, bottom)와 달리, 양자의 주기불일치로 오히려 상쇄효과를 줄여 흐름(남류)은 상대적으로 더 강화되었다. 100 m (Fig. 11b)에서는 태풍우측(top)은 북류, 좌측(bottom)은 남류를 보여 CCF가 지배적이었다.

Fig. 11. Same as in Fig. 5 except for SMT (3 m/sec).

전반적으로 볼 때, SMT의 경우, 가장 특이한 것은 표면(Fig. 11a)이나 100 m (Fig. 11b)에서나 모두 CCF의 영향이 지배적이라는 점이다. 이는 유속의 x, y 성분(Fig. 12)에서 보다 더 잘 보여준다. 즉, 상하층(Fig. 12a, Fig. 12b)에서나 태풍진로의 좌우측(Fig. 12, top, bottom)에서 모두 CCF의 영향이 주도적이다. 다만, 이러한 경향이 표면(Fig. 12a)보다 100 m (Fig. 12b)에 서 더 지배적이었다. 이는 표층에는 여전히 관성진동효과가 작용하여 CCF와의 상호작용 결과로 흐름장이 결정되는 것에 비해 저층은 관성진동효과보다 CCF의 작용이 흐름장에 더 주도적이었던 결과로 해석할 수 있다.

Fig. 12. Same as in Fig. 6 except for SMT (3 m/sec). Note that scales of velocities at 0 m and 100m are different each other.

Fig. 13에서 보여주듯이, 수심에 따른 유속(u-v도) 및 수온변화에서도 SMT의 경우는, 표층에 다소 복잡한 수온분포양상을 보이나(Fig. 13, top) 뚜렷한 우측쏠림현상은 나타나지 않았고, 흐름방향((Fig. 13, bottom)은 표층(약 75 m 이천), 태풍좌측에서는 주로 남서류, 우측에서는 북동류였으며, FMT의 경우(Fig. 7b)와는 달리 태풍우측에서 태풍통과와 함께 그 유향이 변화하지 않고, 북동류를 유지하였다(Fig. 13b). 이는 관성진동의 효과가 상대적으로 약화된 때문인 것으로 해석된다. 표층을 벗어나면 FMT의 경우와 유사하게 태풍우측은 북류, 좌측은 남류를 형성(Fig. 13), CCF가 지배적인 흐름구조를 형성하였다

Fig. 13. Same as in Fig. 7 except for SMT (3 m/sec).

태풍의 이동속도에 따른 바람방향의 변화가 우측쏠림현상에 어떻게 영향을 주는지 알아보기 위해, FMT 및 SMT 실험과 동일한 조건에서, 다만 태풍이 모델해양 중심에 정지한 경우에 대해 조사하였다. Fig. 14는 그 결과로 얻어진 바람(Fig.14a, top left), 해면변위(Fig.14a, top right), 유속(Fig.14a, bottom left), 수온(Fig.14a, bottom right)을 보여준다. 태풍중심 주변은 음의 해수면(top right)을 줄 곳 보여 저기압성 eddy의 형태를 보였고 이에 대응한 반시계방향의 흐름구조(bottom left)를 보였으며, 수온(bottom right)은 좌우 대칭구조를 보여 우측쏠림현상은 나타나지 않았다. 태풍중심의 동서단면 (Fig.14a, bottom right, 점선)의 수온과 흐름분포(Fig. 14b; u-w도), 특히 이른 시기(96 h; top)와 나중 시기(144 h; bottom)를 비교해 볼 때, 수온은 태풍중심으로 좌우 대칭구조를 보이고, 용승효과로 냉수역이 형성되었다. 또 흐름(u-w)은 진동하는 형태를 취하고 있음을 보여준다. 그러나 우측쏠림현상은 전혀 나타나지 않았다.

Fig. 14. Wind (m/sec) (top left), elevation (cm) (top right), velocity (cm/sec) (bottom left), and SST (°C) (bottom right) at 96 hours after the typhoon starts (a), and temperature and u-w velocity vector (b) at 96 h (top) and 144 h (bottom) on dashed line in Fig. 14a (bottom right). Vertical velocity (w) is exaggerated by 50×10³ cm/sec. Note that typhoon is at rest.

이번에는 역시 동일한 조건에서, 태풍의 이동속도만 20 m/sec로 바꿔 실험한 결과를 Fig. 15에 보였다. 전체적인 경향(Fig. 15a)은 FMT (Fig. 2a)와 유사하나 관성진동의 규모가 크고, 특히 흥미로운 것은 우측쏠림현상을 보인다는 점이다. 즉, 우측쏠림현상은 바람과 관성진동의 중첩효과가 작더라도 발생한다는 점이다. 다만, 냉각현상은 약했다(FMT에 비해 CI값이 축소 도시되었음에 유의하라). 또 100 m (Fig. 15b)에서도 FMT (Fig. 4)와 같이 태풍중심축 주변에 관성주기의 원형규모의 수온분포(Fig. 15b, top)와 관성진동(Fig. 15b, bottom)이 나타났으나 전반적으로 그 세기는 매우 약했다(유속 단위가 축소 도시되었음에 유의하라).

본 실험결과를 참고해 볼 때, 우측쏠림현상은 관성진동에 따른 관성회전율(inertial rotation rate, U_T; m/sec)과 태풍이동으로 인한 바람회전율(wind rotation rate, W_T; m/sec)의 비(W_T/U_T)로 결정될 수 있을 것이다. 여기서 U_T=fλ다. 단, f는 코리올리 인수, λ는 태풍의 크기다. 따라서 우측쏠림현상은 W_T/f_T에 의존하며, 0에 가까울수록 우측쏠림현상은 발생하지 않는다. 태풍의 이동속도가 8 m/sec (FMT), f 는 10^-4 s^-1, λ가 120 km이라 가정하면, 이 계수는 0.67이 된다. 편의상, 이 계수를 rightward bias parameter (rbp)라 할 때, rbp=0.67이 된다. 만일, 태풍이 정지해 있다면, rbp는 0이 된다. 즉, 우측쏠림현상은 발생하지 않는다. 흥미로운 것은, 이동속도가 20 m/sec (rbp=1.7)이면 약하더라도 우측쏠림현상은 발생한다는 점이다(Fig. 15b, top).

Fig. 15. Wind (m/sec) (top left), elevation (cm) (top right), velocity (cm/sec) (bottom left), and SST (°C) (bottom right) at 102 h after the typhoon starts (a), and temperature (top) and velocity vectiors (bottom) at 100 m (b). Note that typhoon moves with 20 m/sec.

이상의 결과를 요약하면, 1) '우측쏠림현상'(RWB)은 태풍의 이동속도에 따라 크게 영향을 받음을 알 수 있다. 즉, FMT (예: 8 m/sec)의 경우는 바람방향의 변화와 관성진동의 중첩효과로 표층에서 우측쏠림현상이 강하게 나타난다. 그러나 SMT (예: 3 m/sec)의 경우는 이 둘의 중첩작용이 약화되어 나타나지 않고, 오히려 CCF의 영향이 더 커졌다. 2) FMT나 SMT 모두 CCF의 영향을 받으나 FMT의 경우는 표층보다 100 m 층에서, SMT의 경우는 상하층 모두 지배적으로 영향을 받는다. 즉, 태풍의 이동속도가 늦을수록 CCF영향이 커졌다. 3) 우측쏠림현상은 바람과 관성진동의 상호 중첩효과가 사실상 작더라도 발생할 수 있다. 즉 이동속도 20 m/sec의 태풍의 경우, 약하더라도 우측쏠림현상은 나타났다. 이는 전통적 우측쏠림현상 발생원리에 다소 보완될 사항이라 사료된다. 4) 우측쏠림현상을 판별하는 식으로서 W_T/U_T (=W_T/fλ)을 제안한다. 여기서 W_T는 바람회전율, U_T는 관성회전율, f는 코리올리 인수, λ는 태풍의 크기다.

본 실험에서는, 바람을 원형 경도풍으로 단순화하였다. 왜냐하면, 기초실험에서 Miyazaki et al. (1961)를 이용, 태풍의 이동속도를 고려하여 바람의 세기를 조사하였으나 Fig. 16과 같이, 바람의 동서방향 비대칭성은 인정되나 이동속도(0, 3, 8.3 m/sec)별 wind stress curl (left)과 wind stress divergent (right)가 유의할 만한 차이를 보여주지 않았기 때문이다. 이는 일찍이 Price (1981)가 대칭, 비대칭 허리케인에 대한 SST를 비교 조사하여 유의할 만한 차를 얻지 못한 결과(Fig. 17)와 유사하였다.

Fig. 16. Cross track profile of wind stress curl (left), and wind stress divergent (right) at different moving speeds of typhoon with 0 (black), 3 (blue), and 8 m/sec (red) obtained from Miyazaki et al. (1961). Bars represent the center of typhoon.

본 연구에서는 원시방정식 3D수치모델을 이용하여 태풍통과시 진로 우측에 출현하는 우측쏠림현상(rightward bias, RWB)을 조사하였다. 모델해양은 단순화하여, f-plane, 평탄해저, 사면개방경계로 설정하였으며, 태풍은 모델해양 정중앙을 일정한 속도(8 m/sec, 또는 3 m/sec)로 북진하도록 하였다. 이런 단순 모델에서도 우측쏠림현상에 대한 실제해양에서 나타나는 핵심적인 현상을 상당부분 설명할 수 있었다. 이 분야에 대해 보다 상세한 이해를 위해서는 추후 더 보완된 연구가 수행되어야 할 것이다.