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열대 저기압

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(강한 열대폭풍에서 넘어옴)
확실하게 뚜렷한 눈을 가진 열대 저기압을 우주에서 바라본 전경
2018년 국제우주정거장에서 본 허리케인 플로렌스의 모습. 열대 저기압은 눈, 눈벽, 주변의 강수대를 가지고 있다.
연속 기획
열대 저기압
구조
영향
기후학 및 추적
명명

열대 저기압(熱帶低氣壓, tropical cyclone)은 저기압, 닫힌 저층 대기 순환, 강한 바람, 폭우와 스콜을 동반하는 뇌우가 나선형 모양으로 빠르게 회전하는 폭풍계이다. 발생 위치와 세력에 따라 열대 저기압은 허리케인(hurricane, /ˈhʌrɪkən, -keɪn/), 태풍(typhoon, /taɪˈfuːn/), 열대폭풍(tropical storm), 사이클론성 폭풍(cyclonic storm), 열대 저기압(tropical depression), 또는 단순히 사이클론(cyclone)이라고 불린다. 허리케인은 대서양 또는 북동태평양에서 발생하는 강력한 열대 저기압이다. 태풍은 북서태평양에서 발생한다. 인도양과 남태평양에서는 유사한 폭풍을 "열대 저기압"이라고 부른다. 현대에는 매년 전 세계적으로 평균 80~90개의 이름붙여진 열대 저기압이 형성되며, 이 중 절반 이상이 65 kn (120 km/h; 35 m/s) 이상의 허리케인급 바람으로 발달한다.[1]

열대 저기압은 일반적으로 비교적 따뜻한 넓은 물에서 형성된다. 열대 저기압은 대양 표면에서 물의 증발을 통해 에너지를 얻는데, 이 에너지는 습한 공기가 상승하여 포화될 때 냉각되어 구름과 비로 응결될 때 최종적으로 응축된다. 이 에너지원은 노르이스터나 유럽 폭풍과 같은 중위도 저기압 폭풍의 에너지원과는 다른데, 이러한 폭풍은 주로 수평 온도 대비에 따라 발달한다. 열대 저기압은 일반적으로 지름이 100–2,000 km (62–1,243 mi) 사이이다. 열대 저기압의 강한 회전 바람은 공기가 회전 축을 향해 안쪽으로 흐를 때 지구의 자전으로 힘을 얻는 각운동량 보존의 결과이다. 이 때문에 사이클론은 적도에서 5° 이내에서는 거의 형성되지 않는다. 남대서양 열대 저기압은 지속적으로 강한 급변풍과 약한 적도 수렴대 때문에 매우 드물다. 대조적으로, 아프리카 동풍 제트기류와 대기 불안정 지역인 대서양과 카리브해에서 사이클론을 발생시킨다.

대양의 열 에너지는 열대 저기압의 가속기 역할을 한다. 이 때문에 내륙 지역은 해안 지역보다 사이클론으로 인한 피해가 훨씬 적지만 홍수의 영향은 전반적으로 느껴진다. 해안에는 열대 저기압이 강한 바람과 비, 높은 파도, 폭풍해일, 토네이도의 피해를 받는다. 기후 변화는 열대 저기압에 여러 가지 방식으로 영향을 미친다. 과학계는 해수 온난화와 수문 순환의 심화로 인해 기후 변화가 열대 저기압의 지속 시간, 발생률, 세력을 증가시켜 열대 저기압의 영향을 악화시킬 수 있다는 것을 발견했다.[2][3] 열대 저기압은 넓은 지역에서 공기를 끌어들여 그 공기 중의 수분 함량을 훨씬 더 작은 지역에 강수로 집중시킨다. 비가 내린 후 습한 공기를 보충하는 열대 저기압의 영향으로 해안선에서 40 km 떨어진 곳까지 여러 시간 또는 여러 날 동안 극심한 폭우를 유발할 수 있으며, 이는 특정 시간에 지역 대기가 담고 있는 수분량보다 훨씬 많다. 이는 결국 넓은 지역에 걸쳐 강 홍수, 육상 홍수, 지역 수계 구조물의 전반적인 과부하로 이어질 수 있다.

정의 및 용어

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열대 저기압은 전 세계 열대 또는 아열대 해역에서 발생하는 온난핵을 가진 비전선성 종관 규모 저기압을 가리키는 일반적인 용어이다.[4][5] 이 폭풍계는 일반적으로 뚜렷하게 구분할 수 있는 중심을 가지며, 그 중심은 깊은 대기 대류와 지표면의 폐쇄된 바람 순환으로 둘러싸여 있다.[4] 열대 저기압은 일반적으로 평균 지표면 풍속이 35 kn (65 km/h; 20 m/s)을 초과하면 형성된 것으로 간주된다.[1] 이 단계에서는 열대 저기압이 스스로 유지되며 외부 환경의 도움 없이도 계속 강화될 수 있다고 가정한다.[1]

발생 위치와 세기에 따라 열대 저기압은 다른 이름으로 불리며, 여기에는 허리케인, 태풍, 열대 폭풍, 사이클론성 폭풍, 열대 저기압, 또는 단순히 사이클론 등이 있다. 허리케인은 대서양 또는 동북태평양에서 발생하는 강력한 열대 저기압이며, 태풍은 서북태평양에서 발생한다. 인도양과 남태평양에서는 유사한 폭풍을 "열대 저기압"이라고 부르며, 인도양의 이러한 폭풍은 "강한 사이클론성 폭풍"(severe cyclonic storms)이라고도 불린다.

열대는 이러한 폭풍계의 지리적 기원을 나타내며, 거의 절대다수가 열대 바다 위에서 형성된다. 사이클론은 바람이 중심의 맑은 눈 주위를 맴돌며 원형으로 움직이는 현상을 의미하며, 북반구에서는 반시계 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로 지표면 바람이 분다. 순환 방향이 서로 반대인 것은 코리올리 효과 때문이다.

형성

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 이 부분의 본문은 열대 저기압 형성입니다.
열대 저기압의 개략도
북반구 열대 저기압의 구조를 보여주는 도표

열대 저기압은 주로 여름에 발달하지만, 대부분의 열대 저기압 해역 발원지에서는 거의 매달 저기압이 발생한다. 적도 양쪽의 열대 저기압은 일반적으로 북동풍이나 남동풍이 부는 적도 수렴대(ITCZ)에서 발생한다.[6] 이 넓은 저기압 영역 내에서 따뜻한 열대 해양 위의 공기가 가열되어 개별 덩어리로 상승하며, 이로 인해 거대한 뇌우가 형성된다.[6] 이 소나기는 상당히 빠르게 소멸하지만, 큰 뇌우 무리로도 뭉쳐질 수 있다.[6] 이렇게 뭉쳐지면 따뜻하고 습하며 빠르게 상승하는 공기의 흐름을 만들어내며, 지구의 자전과 상호작용하면서 저기압성으로 회전하기 시작한다.[6]

이러한 뇌우가 더 발달하기 위해서는 여러 요소가 필요한데, 약 27 °C의 해수의 온도와 폭풍계를 둘러싼 낮은 수직 급변풍,[6][7] 대기 불안정성, 대류권 하층에서 중층까지의 높은 습도, 저기압 중심을 발달시킬 충분한 코리올리 효과, 기존의 저층 집중 또는 교란 등이 있다.[7] 열대 저기압의 세력은 경로를 따라 흐르는 수온과 밀접하게 관련된 한계가 있다.[8] 그리고 상층 발산도 저기압 세력에 영향을 미친다.[9] 전 세계적으로 연평균 86개의 열대폭풍 강도 열대 저기압이 형성된다. 이 중 47개는 119 km/h (74 mph) 이상의 세력에 도달하고, 20개는 사피어-심프슨 허리케인 등급상 최소 3등급 강도의 강력한 열대 저기압이 된다.[10]

엘니뇨 남방진동(ENSO) 및 매든-줄리안 진동과 같은 기후 진동은 열대 저기압 발달의 시기와 빈도에 큰 영향을 준다.[11][12][13][14] 로스비 파동은 기존의 성숙한 폭풍 에너지를 분산시켜 새로운 열대 저기압 형성에 도움을 줄 수 있다.[15][16] 켈빈 파동은 편서풍의 발달을 조절함으로써 열대 저기압 형성에 기여할 수 있다.[17] 일반적으로 파동의 최고점 3일 전에는 사이클론 형성이 감소하고, 그 후 3일 동안은 증가한다.[18]

형성 지역 및 경고 센터

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 이 부분의 본문은 열대 저기압 해역 및 지역특별기상센터입니다.
열대 저기압 해역 및 공식 경보 센터
분지 경보 센터 책임 영역 비고
북반구
북대서양 미국 국립 허리케인 센터 (미국 마이애미) 적도 북쪽, 아프리카 해안 – 140°W [19]
동태평양 미국 중앙태평양 허리케인 센터 (미국 호놀룰루) 적도 북쪽, 140–180°W [19]
서태평양 일본 기상청 적도 – 60°N, 180–100°E [20]
북인도양 인도 기상청 적도 북쪽, 100–40°E [21]
남반구
남서인도양 메테오 프랑스 레위니옹 적도 – 40°S, 아프리카 해안 – 90°E [22]
오스트레일리아 지역 인도네시아 기상기후지질청 (BMKG) 적도 – 10°S, 90–141°E [23]
파푸아뉴기니 국립기상청 적도 – 10°S, 141–160°E [23]
오스트레일리아 기상청 10–40°S, 90–160°E [23]
남태평양 피지 기상청 적도 – 25°S, 160°E – 120°W [23]
뉴질랜드 기상청 25–40°S, 160°E – 120°W [23]

매년 대부분의 열대 저기압은 7개의 열대 저기압 해역 중 한 곳에서 형성되며, 여러 기상청 및 경보 센터에서 이를 모니터링한다.[1] 이들 경보 센터 중 전 세계적으로 10곳은 세계기상기구(WMO)의 열대 저기압 프로그램을 통해 지역특별기상센터 또는 열대 저기압 경보 센터로 지정되어 있다.[1] 이들 경보 센터는 지정된 책임 영역 내에서 저기압의 현재 및 예상 위치, 이동 경로 및 세력에 대한 기본 정보를 제공하는 권고문을 발행한다.[1]

전 세계 기상청은 일반적으로 자국에 대한 경보를 발령할 책임이 있다. 하지만 예외도 있는데, 미국 미국 국립 허리케인 센터와 피지 기상청은 책임 영역 내의 여러 섬 국가에 대한 경보, 주의보 및 경고를 발령한다.[1][23] 미국 합동태풍경보센터와 해군 기상 센터도 미국 정부를 대신하여 열대 저기압에 대한 경보를 공개적으로 발표한다.[1] 브라질 해군 수로청은 남대서양 열대 저기압의 이름을 지정하지만, 남대서양은 주요 발생 해역이 아니며 WMO에 따르면 공식적인 해역도 아니다.[24]

기후와의 상호 작용

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 이 부분의 본문은 연도별 열대 저기압입니다.

매년 평균적으로 전 세계에서 80개에서 90개의 명명된 열대 저기압이 형성되며, 이 중 절반 이상은 65 kn (120 km/h; 35 m/s) 이상의 허리케인급 바람으로 발달한다.[1] 전 세계적으로 열대 저기압 활동은 상층 온도와 해수의 온도 간의 차이가 가장 큰 늦여름에 정점을 찍는다. 그러나 각 해역마다 고유한 계절 패턴이 있다. 전 세계적인 규모로는 5월이 가장 활동이 적은 달이며, 9월이 가장 활동이 많은 달이다. 11월은 모든 열대 저기압 해역이 활동하는 유일한 달이다.[25]

북대서양에서는 사이클론 시즌이 6월 1일부터 11월 30일까지 발생하며, 그 중 8월 말부터 9월까지가 활동이 급격히 정점을 찍는다.[25] 대서양 허리케인 시즌의 통계적 정점은 9월 10일이다.[26]

동북태평양은 더 넓은 활동 기간을 가지지만, 대서양과 비슷한 시기에 활동한다.[26] 서북태평양에서는 연중 내내 열대 저기압이 발생하며, 2월과 3월에 최소를 기록하고 9월 초에 정점을 찍는다.[25] 북인도 해역에서는 4월부터 12월까지 폭풍이 가장 흔하며, 5월과 11월에 정점을 찍는다.[25] 남반구에서는 열대 저기압 주기가 7월 1일에 시작하여 연중 내내 열대 저기압 주기가 이어져 11월 1일부터 다음 해 4월 말까지 이어지며 2월 중순부터 3월 초에 정점을 찍는다.[25][23]

기후계의 다양한 변동 과정 중 엘니뇨 남방진동이 열대 저기압 활동에 가장 큰 영향을 미친다.[27] 대부분의 열대 저기압은 아열대성 고기압의 적도에 가까운 쪽에서 형성되어 고기압 축을 지나 극쪽으로 이동한 후 편서풍의 주류로 다시 회전한다.[28] 아열대성 고기압 위치가 엘니뇨 때문에 이동하면 선호되는 열대 저기압 경로도 같이 이동한다. 엘니뇨 및 중립 연도에는 일본 서부 및 한국 지역에서 9월~11월 열대 저기압의 영향이 훨씬 적은 경향이 있다.[29]

라니냐 연도에는 열대 저기압의 형성 및 아열대성 고기압 위치가 서태평양을 가로질러 서쪽으로 이동하여 중국에 대한 상륙 위협도와 필리핀에 상륙하는 태풍의 세력이 크게 증가한다.[29] 대서양은 엘니뇨 연도에 이 지역의 수직 급변풍 증가로 인해 활동이 저하된다.[30] 또한 열대 저기압은 대서양 경년 모드, 준2년 주기 진동, 매든-줄리안 진동의 영향을 받는다.[27][31]

주기 길이 및 평균
분지 주기 시작 주기 종료 열대 저기압 참조
북대서양 6월 1일 11월 30일 14.4 [32]
동태평양 5월 15일 11월 30일 16.6 [32]
서태평양 1월 1일 12월 31일 26.0 [32]
북인도양 1월 1일 12월 31일 12 [33]
남서인도양 7월 1일 6월 30일 9.3 [32][22]
오스트레일리아 지역 11월 1일 4월 30일 11.0 [34]
남태평양 11월 1일 4월 30일 7.1 [35]
합계: 96.4

기후변화의 영향

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 이 부분의 본문은 열대 저기압과 기후변화입니다.
2000년 이후 북대서양 지역에서 매년 발생하는 4등급 및 5등급 허리케인 수가 20년동안 평균적으로 약 두 배 증가했다.[36]
기후 변화로 인한 수온 상승은 2024년 대서양 허리케인 11개 모두의 최고 풍속을 강화했다.[37]
2023년 응답자가 경험한 다양한 극심한 날씨 현상에 기후 변화가 "주요 요인"으로 기여했는지에 대한 미국 내 인식은 정치적 성향에 따라 달라진다.[38] "심각한 폭풍"에는 허리케인이 포함된다.

IPCC 제6차 평가 보고서는 기후 변화가 열대 저기압에 미치는 영향에 대한 최신 과학적 발견을 요약한다. 보고서에 따르면 인류가 이전보다 기후 변화가 열대 저기압에 미치는 영향에 대해 더 잘 이해하게 되었다. 지난 40년 동안 주요 열대 저기압이 더 자주 발생했을 가능성이 높다. 기후 변화가 열대 저기압 기간 동안 강수량을 증가시켰다는 것은 높은 신뢰도로 말할 수 있다. 1.5도의 온난화가 "강렬한 열대 저기압의 비율과 최고 풍속 증가"로 이어진다는 것은 높은 신뢰도로 말할 수 있다. 추가 온난화의 지역적 영향에는 더 강력한 열대 저기압 및 온대 저기압이 포함될 수 있다는 것은 중간 신뢰도로 말할 수 있다.[39]

기후 변화는 강수량과 풍속의 강화, 전반적인 빈도의 감소, 매우 강력한 폭풍의 빈도 증가, 저기압이 최대 강도에 도달하는 지역의 극지방 확장 등 다양한 방식으로 열대 저기압에 영향을 미칠 수 있으며, 이는 인간이 유발한 기후 변화의 가능한 결과 중 하나이다.[2] 열대 저기압은 따뜻하고 습한 공기를 연료로 사용한다. 기후 변화로 인해 해수 온도가 상승함에 따라, 이러한 연료가 잠재적으로 더 많이 이용 가능해진다.[3]

1979년부터 2017년 사이에 전 세계적으로 사피어-심프슨 허리케인 등급의 3등급 이상 열대 저기압의 비율이 증가했다. 이러한 추세는 북대서양과 남인도양에서 가장 뚜렷했다. 북태평양에서는 열대 저기압이 더 차가운 해역을 향해 극지방으로 이동하고 있으며, 이 기간 뚜렷한 강도 증가는 없었다.[40] 2°C의 온난화로 인해 더 많은 비율(+13%)의 열대 저기압이 4등급 및 5등급의 강도에 도달할 것으로 예상된다.[2] 2019년 연구에 따르면 기후 변화가 대서양 분지에서 관찰된 열대 저기압의 급격한 강화 추세를 이끌고 있다. 급격하게 강화되는 사이클론은 예측하기 어렵기 때문에 해안 지역사회에 추가적인 위험을 초래한다.[41]

따뜻한 공기는 더 많은 수증기를 지니고 있다. 이론적 최대 수증기 함량은 클라우지우스-클라페롱 방정식에 따라 주어진다. 이는 1°C가 올라갈 때마다 대기 중 수증기가 약 7% 증가함을 의미한다.[42][43] 2019년 검토 논문에서 평가된 모든 모델은 미래의 강우량 증가를 보여준다.[2] 추가적인 해수면 상승은 폭풍해일 수위를 높일 것이다.[44][45] 극심한 파도가 열대 저기압 변화 때문에 증가할 가능성이 있으며, 이는 해안 지역사회에 대한 폭풍 해일 위험을 더욱 악화시킬 것이다.[46] 지구 온난화로 인해 홍수, 폭풍 해일 및 육상 홍수(강)로 인한 복합적인 영향이 증가할 것으로 예상된다.[45]

기후 변화가 열대 저기압의 전반적인 빈도에 어떤 영향을 미칠지에 대해서는 현재 합의된 바가 없다.[2] 대부분의 기후 모형은 미래 예측에서 빈도가 감소할 것을 보여준다.[46] 예를 들어, 9개의 고해상도 기후 모델을 비교한 2020년 논문은 남인도양과 남반구 전반에서 발생 빈도의 강력한 감소를 발견했으며, 북반구 열대 저기압에 대해서는 서로 상반된 신호를 발견했다.[47] 관측 결과, 전 세계 열대 저기압의 전반적인 빈도는 거의 변동이 없었으며[48] 북대서양과 중앙태평양에서는 빈도가 증가하고 남인도양과 북서태평양에서는 상당히 감소했다.[49]

열대 저기압의 최대 강도가 발생하는 위도가 극지방으로 확장되었으며, 이는 기후 변화와 관련이 있을 수 있다.[50] 북태평양에서는 동쪽으로도 확장되었을 수 있다.[44] 1949년부터 2016년 사이에 열대 저기압의 이동 속도가 느려졌다. (열대 저기압 이동 속도는 폭풍이 바다를 가로지르는 속도를 의미하며, 3시간 또는 6시간 간격으로 연속적인 위치에서 측정된다.) 이것이 기후 변화에 어느 정도 기인하는지는 아직 불분명하다. 기후 모델이 모두 이 특성을 보여주지 않기 때문이다.[46]

2021년 연구 검토 논문은 해들리 순환의 기후 온난화에 대한 반응으로 열대 저기압의 지리적 범위가 극지방으로 확장될 것이라고 결론지었다.[51]

허리케인 풍속이 5% 증가하면 파괴력은 약 50% 증가한다. 따라서 기후 변화로 인해 허리케인 헬렌의 풍속이 11% 증가했을 때, 그로 인한 파괴는 두 배 이상 증가했다.[52] 세계 기상 요인에 따르면 일부 최신 허리케인 강우량에 대한 기후 변화의 영향은 다음과 같이 설명할 수 있다.[53]

세계 기상 요인에 따른 최근 허리케인 중 일부의 강수량에 대한 기후 변화의 영향
허리케인 이름 기후 변화로 인한 강수량 증가율
허리케인 카트리나 4%
허리케인 어마 6%
허리케인 마리아 9%
허리케인 플로렌스 5%
허리케인 도리안 5~18%
허리케인 이안 18%
허리케인 하비 7~38%
허리케인 헬렌 10%

저기압 세력

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열대 저기압의 세기는 풍속과 기압을 기준으로 한다. 풍속과 기압 사이의 관계는 종종 폭풍의 세기 등급을 매기는 데 사용된다.[54] 사피어-심프슨 허리케인 등급 및 호주 기상청의 등급과 같은 열대 저기압 세기 등급은 폭풍의 등급을 결정하는 데 풍속만 사용한다.[55][56] 기록상 가장 강력한 폭풍은 1979년 서태평양에서 발생한 태풍 팁으로, 최소 기압은 870 hPa (26 inHg)에 도달했고 최대 지속 풍속은 165 kn (85 m/s; 305 km/h; 190 mph)였다.[57] 역대 최고 최대 지속 풍속은 2015년 허리케인 퍼트리샤에서 기록된 185 kn (95 m/s; 345 km/h; 215 mph)로, 서반구에서 기록된 가장 강력한 사이클론이었다.[58]

요인

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열대 저기압이 형성되고 강화되려면 해수의 온도가 따듯해야 한다. 일반적으로 받아들여지는 최소 온도는 26~27 °C이지만, 여러 연구에서 더 낮은 최소 온도로 25.5 °C를 제안했다.[59][60] 해수면 온도가 높을수록 강화 속도가 빨라지고 때로는 급격한 강화로 이어진다.[61] 열대 저기압 열퍼텐셜으로도 알려진 높은 해수 열량은 폭풍이 더 강력한 세력으로 성장하도록 돕는다.[62] 급격한 강화 현상을 겪는 대부분의 열대 저기압은 낮은 값보다는 높은 해수 열량을 가진 지역을 통과한다.[63] 높은 해수 열량 값은 열대 저기압 통과로 인한 해양 냉각을 상쇄하여 이 냉각이 폭풍에 미치는 영향을 제한하는 데 도움이 될 수 있다.[64] 이동 속도가 빠른 폭풍계는 더 낮은 해수 열량 값으로 더 높은 강도를 가질 수 있다. 이동 속도가 느린 폭풍계는 같은 세력을 이루기 위해 더 높은 해수 열량 값을 필요로 한다.[63]

열대 저기압이 바다 위를 통과하면 해수 상층부가 상당히 냉각되는데, 이 과정은 용승으로 알려져 있으며[65] 이는 후속 저기압 발달에 부정적인 영향을 미칠 수 있다. 이 냉각은 주로 해양 깊은 곳의 찬물이 따뜻한 표층수와 바람의 영향으로 혼합되어 발생한다. 이 효과는 추가적인 발달을 저해하거나 약화를 초래할 수 있는 부정적인 피드백 과정으로 이어진다. 추가적인 냉각은 떨어지는 빗방울에서 나오는 찬물(대기가 높은 고도에서 더 차갑기 때문) 형태로 발생할 수 있다. 구름 덮개는 폭풍 통과 전후에 해수면을 직사광선으로부터 차단하여 해양 냉각에 역할을 할 수도 있다. 이 모든 효과가 결합되어 며칠 만에 넓은 지역의 해수면 온도를 급격히 떨어뜨릴 수 있다.[66] 반대로, 바다의 혼합은 더 깊은 바다에 열을 주입하여 전 지구적 기후에 잠재적인 영향을 미칠 수 있다.[67]

급변풍은 열대 저기압의 예측 가능성을 감소시키며, 폭풍은 급변풍의 존재 하에 광범위한 반응을 보인다.[68] 급변풍은 종종 폭풍 중심에서 습기와 열을 이동시켜 열대 저기압 강화에 부정적인 영향을 미친다.[69] 약한 급변풍은 세력 강화에 가장 최적이며, 강한 급변풍은 세력 약화를 유도한다.[70][71] 열대 저기압의 핵으로 유입되는 건조한 공기는 대기 대류를 감소시키고 폭풍 구조에 비대칭을 유발함으로써 발달 및 세력에 부정적인 영향을 미친다.[72][73][74] 대칭적이고 강한 유출은 국지적인 풍속 감소를 완화하여 다른 폭풍에서 관찰되는 것보다 빠른 강화율로 이어진다.[75][76][77] 약한 유출은 열대 저기압 내 비대의 약화와 관련이 있다.[78] 열대 저기압은 폭풍의 대류의 진화 및 구조에 따라 중간 또는 강한 급변풍이 존재하는 상황에서도 강화될 수 있으며, 심지어 급격히 강화될 수도 있다.[79][80]

열대 저기압의 크기는 강화 속도에 영향을 미친다. 작은 열대 저기압이 큰 열대 저기압보다 급격한 강화에 더 취약하다.[81] 두 열대 저기압 간의 상호 작용을 설명하는 후지와라 효과는 시스템의 대류 조직을 감소시키고 수평 급변풍을 만들어 두 열대 저기압 중 약한 쪽을 약화시키고 궁극적으로 소멸시킬 수 있다.[82] 열대 저기압은 육지 위로 이동하면 해양 강제력 부족으로 인해 조건이 종종 불리하기 때문에 일반적으로 약화된다.[83] 갈색 해양 효과는 상륙 후에도 열대 저기압이 강도를 유지하거나 증가시킬 수 있도록 하는데, 이는 포화된 토양에서 방출되는 잠열을 통해 많은 강우량이 있었던 경우에 해당한다.[84] 산악 효과는 열대 저기압의 눈이 산 위로 이동할 때, 억제되어 있던 캡핑된 경계층을 파괴하여 대류 강도를 크게 증가시킬 수 있다.[85] 제트 기류는 폭풍의 유출과 수직 급변풍에 영향을 미치면서 열대 저기압의 강도를 강화하고 억제할 수 있다.[86][87]

급격한 강화

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 이 부분의 본문은 급격한 강화입니다.

때때로 열대 저기압은 급격한 강화 과정을 겪을 수 있는데, 이는 24시간 이내에 열대 저기압의 최대 지속 풍속이 30 kn (56 km/h; 35 mph) 이상 증가하는 시기를 말한다.[88] 마찬가지로 열대 저기압의 급격한 발달은 1시간당 최소 해수면 기압이 1.75 hPa (0.052 inHg) 감소하거나 24시간 이내에 42 hPa (1.2 inHg) 감소하는 것으로 정의된다. 폭발적인 발달은 12시간 동안 시간당 2.5 hPa (0.074 inHg) 감소하거나 최소 6시간 동안 시간당 5 hPa (0.15 inHg) 감소할 때 발생한다.[89]

급격한 강화가 발생하려면 몇 가지 조건이 충족되어야 한다. 수온은 30 °C에 가깝거나 그 이상으로 매우 높아야 하며, 이 온도의 물은 파도가 더 차가운 물을 표면으로 용승시키지 않을 만큼 충분히 깊어야 한다. 다른 한편으로, 열대 저기압 열퍼텐셜은 사이클론 강도에 영향을 미치는 이러한 비전통적인 해저 해양학적 매개변수 중 하나이다.[90]

급변풍은 낮아야 한다. 급변풍이 높으면 사이클론 내의 대류와 순환이 방해받는다. 보통 폭풍 위의 대류권 상층에 고기압이 존재해야 한다. 이는 매우 낮은 지표 기압이 발달하려면 폭풍의 눈벽에서 공기가 매우 빠르게 상승해야 하며, 상층 고기압은 이 공기를 사이클론에서 효율적으로 멀리 보내는 데 도움이 되기 때문이다.[90] 그러나 허리케인 엡실론과 같은 일부 사이클론은 상대적으로 불리한 조건에도 불구하고 급격히 강화되었다.[91][92]

소멸

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두꺼운 구름이 중심 소용돌이에서 벗어나 있는 사이클론 위성 이미지.
2020년의 허리케인 폴렛은 급변풍을 받은 열대 저기압의 한 예로, 깊은 대기 대류가 폭풍의 중심에서 약간 벗어나 있다.

열대 저기압이 약화되거나 소멸되거나 열대 특성을 잃는 여러 가지 과정이 있다. 여기에는 상륙하거나, 더 차가운 바다 위로 이동하거나, 건조한 공기와 만나거나, 다른 기후계와 상호 작용하는 것이 있다. 그러나 일단 폭풍이 소멸되거나 열대 특성을 잃더라도, 환경 조건이 다시 유리해지면 그 잔해가 열대 저기압으로 부활할 수 있다.[93][94]

열대 저기압은 26.5 °C보다 훨씬 차가운 바다 위로 이동할 때 소멸할 수 있다. 이는 폭풍의 중심 근처에 뇌우를 동반한 따뜻한 핵과 같은 열대 특성을 빼앗아가 잔류 저기압으로 만든다. 폭풍 잔해는 정체성을 잃기 전에 며칠 동안 지속될 수 있다. 이 소멸 메커니즘은 동북태평양에서 가장 흔하다. 폭풍이 수직 급변풍을 겪어 대류와 열기관이 중심에서 멀어지게 되면 약화 또는 소멸이 발생할 수도 있다. 이는 일반적으로 열대 저기압의 발달을 중단시킨다.[95] 또한, 주요 편서풍대와의 상호 작용, 즉 근처 전선대와의 합병을 통해 열대 저기압이 온대 저기압으로 진화할 수 있다. 이 전환은 1~3일이 걸릴 수 있다.[96]

열대 저기압이 상륙하거나 섬 위를 통과하면 순환이 붕괴되기 시작할 수 있는데, 특히 산악 지형을 만날 경우 더욱 그렇다.[97] 폭풍이 큰 육괴에 상륙하면 따뜻하고 습한 해양 공기 공급이 차단되고 건조한 대륙 공기를 끌어들이기 시작한다.[97] 이는 육상 지역의 마찰 증가와 결합되어 열대 저기압의 약화 및 소멸로 이어진다.[97] 산악 지형에서는 폭풍이 빠르게 약화될 수 있다. 평탄한 지역에서는 순환이 붕괴되어 소멸되기 전까지 2~3일 동안 지속될 수 있다.[97]

수년 동안 열대 저기압을 인위적으로 변형시키려는 여러 가지 기술이 고려되었다.[98] 이러한 기술에는 핵무기 사용, 빙산으로 바다 냉각, 거대한 팬으로 폭풍을 육지에서 멀리 날려버리기, 드라이아이스나 아이오딘화 은으로 선택된 폭풍에 인공강우를 뿌리는 것이 포함되었다.[98] 그러나 이러한 기술은 열대 저기압의 지속 기간, 강도, 위력 또는 크기를 제대로 이해하지 못하고 있다.[98]

평가 방법

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이 주제에 대한 더 자세한 내용은 드보락 기법 및 스캐터로미터 문서를 참고하십시오.

열대 저기압의 세력을 평가하기 위해 지상, 위성, 항공 등 다양한 방법이나 기술이 사용된다. 정찰기는 특수 장비를 갖추고 열대 저기압 주변과 내부를 비행하며 폭풍의 풍속과 기압을 확인하는 데 사용할 수 있는 정보를 수집한다.[1] 열대 저기압은 다른 높이에서 각각 다른 속도의 바람을 가지고 있다. 비행 고도에서 기록된 바람은 지표면의 풍속을 찾는 데 변환될 수 있다.[99] 선박 보고서, 지상 관측소, 메소네트, 해안 관측소, 부표와 같은 지상 관측으로 열대 저기압의 강도 또는 이동 방향에 대한 정보를 제공할 수 있다.[1]

풍속-기압 관계(WPR)는 풍속을 기반으로 폭풍의 기압을 결정하는 방법으로 사용된다. WPR을 계산하기 위해 여러 가지 다른 방법과 방정식이 제안되었다.[100][101] 열대 저기압 관측 기관은 각자 고유의 고정된 WPR을 사용하는데, 이는 같은 폭풍에 대해 추정치를 발행하는 기관 간에 부정확성을 초래할 수 있다.[101] ASCAT은 MetOp 위성에서 열대 저기압의 풍장 벡터를 매핑하는 데 사용되는 스캐터로미터이다.[1] SMAP은 L-대역 복사계 채널을 사용하여 해수면에서 열대 저기압의 풍속을 결정하며, 산란계 기반 및 기타 복사계 기반 장비와 달리 높은 강도 및 폭우 조건에서도 신뢰할 수 있음이 입증되었다.[102]

드보락 기법은 열대 저기압의 분류와 강도 결정 모두에 큰 역할을 한다. 경고 센터에서 사용되는 이 방법은 1970년대 버논 드보락이 개발했으며, 열대 저기압 강도 평가에 가시 및 적외선 위성 영상을 모두 사용한다. 드보락 기법은 T1.0에서 T8.0까지 0.5 단위로 스케일링되는 "T-넘버" 척도를 사용한다. 각 T-넘버에는 강도가 할당되며, T-넘버가 클수록 더 강력한 폭풍임을 나타낸다. 예보관은 곡선형 띠 형태, 급변풍, 중앙 밀집 구름, 눈 등 다양한 패턴에 따라 열대 저기압을 평가하여 T-넘버를 결정하고 폭풍의 강도를 평가한다.[103]

협동 기상 위성 연구소는 ADT(Advanced Dvorak Technique) 및 SATCON과 같은 자동화된 위성 방법을 개발하고 개선하기 위해 노력한다. 많은 예보 센터에서 사용되는 ADT는 적외선 정지궤도 위성 영상과 드보락 기법을 기반으로 한 알고리즘을 사용하여 열대 저기압의 강도를 평가한다. ADT는 기존 드보락 기법과 여러 가지 차이점이 있는데, 강도 제약 규칙 변경과 마이크로파 영상을 사용하여 시스템의 내부 구조를 기반으로 강도를 결정함으로써 적외선 영상에서 눈이 나타나기 전에 강도가 평준화되는 것을 방지한다.[104] SATCON은 다양한 위성 기반 시스템과 마이크로파 사운더의 추정치를 각 개별 추정치의 강점과 약점을 고려하여 가중치를 부여함으로써, 드보락 기법보다 더 신뢰할 수 있는 열대 저기압 강도에 대한 합의 추정치를 생성한다.[105][106]

세기 지표

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폭풍누적에너지(ACE), 허리케인 해일 지수, 허리케인 심각도 지수, 전력 소산 지수(PDI), 통합 운동 에너지(IKE) 등 여러 세기 지표가 사용된다. ACE는 폭풍의 수명 동안 발휘한 총 에너지의 측정 기준이다. ACE는 사이클론의 지속 풍속을 제곱하여 6시간마다 합산하여 계산되며, 폭풍계가 열대 폭풍 강도 이상이고 열대 또는 아열대일 때 적용된다.[107] PDI 계산은 ACE와 유사하지만, 풍속을 제곱하는 대신 세제곱한다는 주요 차이점이 있다.[108]

허리케인 해일 지수는 폭풍이 폭풍해일을 통해 야기할 수 있는 잠재적 피해를 나타내는 지표이다. 이 지수는 폭풍의 풍속과 기후학적 값(33 m/s or 74 mph)의 나눗셈을 제곱한 후, 허리케인급 풍속의 반경과 그 기후학적 값(96.6 km or 60.0 mi)의 나눗셈을 곱하여 계산된다. 이는 다음과 같은 방정식으로 표현할 수 있다.

여기서 는 폭풍의 풍속이고 은 허리케인급 풍속의 반경이다.[109] 허리케인 심각도 지수는 시스템에 최대 50점을 부여할 수 있는 척도이다. 최대 25점은 강도에서 오고, 나머지 25점은 폭풍의 풍장 크기에서 온다.[110] IKE 모델은 바람, 파도, 해일을 통해 열대 저기압의 파괴력을 측정한다. 다음과 같이 계산된다.

여기서 는 공기의 밀도, 는 지속적인 표면 풍속 값, 는 체적 요소이다.[110][111]

분류 및 명명

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분류

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 이 부분의 본문은 열대 저기압 세기 등급입니다.
세 개의 열대 저기압 위성 이미지
2006년 태풍의 열대 저기압 세 개가 서로 다른 발달 단계에 있다. 가장 약한 것(왼쪽)은 가장 기본적인 원형 모양만 보여준다. 더 강한 폭풍(오른쪽 위)은 나선형 띠와 중심 집중도 증가를 보여주며, 가장 강한 것(오른쪽 아래)은 눈이 발달했다.

전 세계적으로 열대 저기압은 위치(열대 저기압 해역), 폭풍 구조 및 강도에 따라 다르게 분류된다. 예를 들어, 북대서양 및 동태평양 분지에서는 풍속이 65 kn (120 km/h; 75 mph)을 초과하는 열대 저기압을 허리케인이라고 부르는 반면, 서태평양 또는 북인도양에서는 태풍 또는 강한 사이클론성 폭풍이라고 부른다.[19][20][21] 북반구에서 허리케인이 날짜 변경선을 서쪽으로 넘어가면 태풍으로 불러진다. 태풍 제네비브는 2014년에 날짜 변경선을 넘는 식으로 허리케인에서 태풍이 되었다.[112]

남반구에서는 남대서양, 남서인도양, 호주 지역 또는 남태평양에 위치하는지에 따라 허리케인, 열대 저기압, 강력한 열대 저기압으로 불린다.[22][23] 풍속이 65 kn (120 km/h; 75 mph) 미만인 열대 저기압에 대한 설명은 열대 저기압 분지별로 다르며, "열대 폭풍", "사이클론성 폭풍", "열대 저기압", 또는 "깊은 저기압"과 같은 범주로 더 세분화될 수 있다.[20][21][19]

명명

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 이 부분의 본문은 열대 저기압의 이름 및 열대 저기압 명명사입니다.

열대 저기압을 식별하기 위해 인명을 사용하는 관행은 1800년대 후반에서 1900년대 초반으로 거슬러 올라가며, 저기압이 강타한 곳의 이름을 따서 명명하는 기존 명명 체계를 점차 대체했다.[113][114] 현재 사용되는 명명 체계는 대중이 쉽게 이해하고 인식할 수 있는 간략한 형태로 심각한 기상 현상을 명확히 구분할 수 있게 보여준다.[113][114] 기상 현상에 인명을 처음 사용한 것은 일반적으로 1887년부터 1907년 사이에 현상 이름을 지정한 퀸즐랜드주 정부 기상학자 클레멘트 래지가 꼽힌다.[113][114] 이 명명 방식은 래지가 은퇴한 후 몇 년 동안 사용되지 않다가 제2차 세계 대전 후반에 서태평양 지역에서 부활했다.[113][114] 이후 북대서양과 남대서양, 동태평양, 중앙태평양, 서태평양 및 남태평양 해역뿐만 아니라 호주 지역과 인도양에 대한 공식 명명 체계가 도입되었다.[114]

현재 열대 저기압은 12개 국가 기상청 중 한 곳에서 공식적으로 명명되며, 예보관과 일반 대중 간에 예보, 감시, 경고에 대한 의사소통을 용이하게 하기 위해 평생 동안 그 이름을 유지한다.[113] 열대 저기압이 일주일 이상 지속될 수 있고, 같은 해역에서 동시에 여러 개가 발생할 수 있기 때문에 이름은 어떤 폭풍을 가리키는 것인지에 대한 혼란을 줄이는 용도로 사용된다.[113] 이름은 어느 해역에서 발생했는지에 따라 미리 정해진 목록에서 순서대로 할당되며, 1분, 3분 또는 10분 지속 풍속이 65 km/h (40 mph)을 초과할 경우 순서대로 이름이 붙여진다.[19][21][22]

이름을 붙이는 표준은 각 해역마다 다르다. 서태평양에서는 일부 열대 저기압이 명명된다. 남반구에서는 열대 저기압이 중심 주변에 상당한 강풍을 동반해야 명명된다.[22][23] 북대서양, 태평양, 호주 지역의 강력한 열대 저기압 이름은 명명 목록에서 은퇴하고 다른 이름으로 대체된다.[19][20][23] 전 세계에서 발생하는 열대 저기압에는 감시 센터에서 두 자리 숫자와 접미사 문자로 구성된 식별 코드를 할당한다.[23][115]

관련 저기압 유형

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 사이클론, 온대 저기압 및 아열대 저기압 문서를 참고하십시오.

열대 저기압 외에도 여러 저기압 유형에 두 가지 다른 종류의 사이클론이 있다. 온대 저기압 및 아열대 저기압으로 알려진 이러한 저기압은 열대 저기압이 형성되거나 소멸되는 동안 거치는 단계가 될 수 있다.[116] 온대 저기압은 고위도에서 전형적인 수평 온도 차이로부터 에너지를 얻는 폭풍이다. 열대 저기압은 에너지원이 응결로 방출되는 열에서 기단 간의 온도 차이로 바뀌면 고위도로 이동하면서 온대성으로 변할 수 있다. 또한 비록 자주 발생하지는 않지만 온대 저기압은 아열대 폭풍으로 변할 수 있으며, 거기서부터 열대 저기압으로 변할 수 있다.[117] 우주에서 온대성 폭풍은 특유의 "쉼표 모양" 구름 패턴을 보인다.[118] 온대 저기압은 저기압 중심이 강력한 바람과 높은 파도를 일으킬 때 위험할 수도 있다.[119]

아열대 저기압은 열대 저기압의 일부 특성과 온대 저기압의 일부 특성을 모두 가진 기상 폭풍이다. 이는 적도에서 50°까지 넓은 위도대에서 형성될 수 있다. 아열대 폭풍은 거의 허리케인급 강풍을 동반하지 않지만, 중심부가 따뜻해지면서 열대성으로 변할 수 있다.[120]

구조

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눈과 중심

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 이 부분의 본문은 태풍의 눈입니다.
국제우주정거장에서 본 허리케인 플로렌스의 눈과 주변 구름

성숙한 열대 저기압의 중심에서는 공기가 상승하는 대신 하강한다. 충분히 강한 폭풍의 경우, 공기가 구름 형성을 억제할 만큼 충분히 깊은 층으로 하강하여 맑은 "눈"을 생성할 수 있다. 태풍의 눈 내부 날씨는 일반적으로 고요하고 대류 구름이 없지만, 바다는 극도로 파도가 맹렬할 수 있다.[121] 눈은 일반적으로 원형이며 지름이 일반적으로 30~65 km이지만, 지름이 3 km만큼 작거나 370 km만큼 큰 눈도 관측되었다.[122][123]

눈의 구름 낀 바깥쪽 가장자리를 "눈벽"이라고 한다. 눈벽은 일반적으로 아레나 풋볼 경기장과 유사하게 높이와 함께 바깥쪽으로 확장된다. 이 현상은 때때로 "스타디움 효과"라고 불린다.[123] 눈벽은 가장 큰 풍속이 발견되는 곳이며, 공기가 가장 빠르게 상승하고, 구름이 가장 높은 고도에 도달하며, 강수량이 가장 많다. 열대 저기압의 눈벽이 육지를 통과할 때 가장 심한 바람 피해가 발생한다.[121]

약한 폭풍에서는 눈이 중심 밀집 운역에 가려질 수 있는데, 이는 열대 저기압 중심 근처의 집중된 강력한 뇌우 활동과 관련된 상층의 권운 방패이다.[124]

눈벽은 시간이 지남에 따라 눈벽 대체 과정의 형태로 변할 수 있으며, 특히 강한 열대 저기압에서 그렇다. 외곽 강수대는 천천히 안쪽으로 이동하는 외부 뇌우 고리로 조직될 수 있으며, 이는 주요 눈벽에서 수분과 각운동량을 빼앗는 것으로 여겨진다. 주요 눈벽이 약해지면 열대 저기압은 일시적으로 약화된다. 외곽 눈벽은 결국 사이클이 끝날 때 주요 눈벽을 대체하며, 이때 폭풍은 원래 강도로 돌아올 수 있다.[125]

크기

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열대 저기압의 크기 설명
ROCI (지름) 유형
위도 2도 미만 매우 작음/소형
위도 2~3도 작음
위도 3~6도 중간/평균/보통
위도 6~8도 큼
위도 8도 초과 매우 큼[126]

관측

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북서태평양에서 발생하는 열대 저기압의 최대 풍속은 대한민국 기상청, 일본 도쿄에 위치한 지역특별기상센터(RSMC) 등 대부분의 기관에서 1미터 상공의 풍속을 10분간 측정한 평균값을 사용한다. 하지만 미국에서는 1미터 상공의 풍속을 1분간 측정한 평균값을 사용하고 있다. 기압은 헥토파스칼(hPa), 강수량은 밀리미터(mm)를 표준 단위로 사용한다.

미국에서는 사피어-심프슨 허리케인 등급(SSHS)이라는 등급을 이용하여, 5등급을 가장 강력한 열대 저기압으로 분류하고 있다. 2003년에 대한민국을 강타한 태풍 매미는 5등급 태풍이었고, 2005년 미국 뉴올리언스를 강타한 허리케인 카트리나도 5등급 허리케인이었다. 2008년 미얀마 최대도시 양곤 등을 강타하여 10만 명 이상을 사망하게 한 사이클론 나르기스는 4등급 사이클론이었다.

미군은 전 세계에 배치되어 있으며, 특히 전 세계에 10여 대의 항공모함 함대가 배치되어 있기 때문에, 태풍의 경보와 그에 따른 함대의 이동이 중요하다. 그래서, 하와이주 진주만의 해군해양기상센터(Naval Maritime Forecast Center) 내에 미국 해군과 미국 공군이 합동으로 운영하는, 합동태풍경보센터(JTWC)가 있다. 대부분의 해역에서 발생하는 열대 저기압의 이동 상황 등을 전 세계 미군에게 알려주고 있다.

대한민국은 2008년 4월 21일 국가태풍센터를 제주도에 설립하였다. 대한민국의 국가태풍센터는 전 세계의 열대 저기압을 감시 하지 않으며, 일본 도쿄 지역특별기상센터처럼 북서태평양의 태풍만 감시하고 관측한다.

역사

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열대성 저기압은 열대의 넓은 해상에서 발생하고 발달하기 때문에 그 실태를 파악하기가 쉽지 않았다. 제2차 세계대전 전에는 주로 남태평양에 있는 몇몇 섬에서 관측이 행해졌고, 그 외에는 때때로 그 해역을 지나가는 배에서 전해 주는 기상통보에 의해 열대성 저기압의 존재를 알 뿐이었다. 따라서 열대성 저기압의 위치도 정확하지 않았고, 강도 또한 열대성 저기압이 때때로 섬을 통과할 때나 배가 태풍 중심에 휘말려 들어갈 때 외에는 알 수 없었다. 제2차 세계대전 이후에는 열대성 저기압이 발생하면 미군의 비행기가 그 중심까지 날아가 관측하게 되어 이에 대한 상세한 정보를 얻을 수 있게 되었다. 또한 열대성 저기압이 관측지 근처에 가까이 오면 각지에 있는 레이다에 의해 저기압을 연속적으로 감시할 수 있게 되었다. 열대성 저기압을 레이다로 관측하면 열대성 저기압 주위에 있는 특유한 구름 분포가 찍히는데, 이것으로 열대성 저기압의 중심 위치를 정할 수 있다. 또한 1977년부터 쏘아올린 기상위성에서 열대성 저기압 주위의 구름을 사진으로 찍을 수 있게 되었다. 이와 같이 현재는 일기도에 의해 열대성 저기압의 정황을 알 수 있게 된 것 외에도 여러 가지 방법으로 열대성 저기압의 실태를 파악할 수 있게 되어 갑작스럽게 열대성 저기압이 엄습하여 피해를 입는 일이 거의 없어졌다.[127]

태풍 정찰 비행

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열대성 저기압이 발생할 것 같다는 정보가 들어오면 하루에 두세 번 미군 비행기가 열대성 저기압의 중심까지 들어가 레이다나 드롭 존데를 이용하여 열대성 저기압을 자세히 관측한다. 열대성 저기압의 등압선은 거의 원형이므로 비행기가 언제라도 왼쪽으로 바람을 받아 날아가면 열대성 저기압의 중심에 다가갈 수 있다. 중심에 가까이 가면 레이다로 중심의 위치를 잡아 더욱 중심에 가까이 접근한다. 격렬한 동요와 강한 비가 내리는 지역을 뚫고 나가 열대성 저기압의 눈 안에 들어간 다음 그 안에서 8자를 그리듯이 비행한다. 그러면 정확한 중심 위치가 정해지기 때문에 여기에서 드롭 존데를 떨어뜨려 비행 고도에서 해면까지 사이의 기온과 습도를 측정하고, 또 해면에서 중심 기압을 구한다. 그리고 파도의 상태로 해면 부근의 풍속을 추정한다.[127]

레이더에 의한 관측

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열대성 저기압이 200 ~ 300km 거리까지 다가오면 레이다로 열대성 저기압을 관측할 수 있다. 레이다로 찍은 열대성 저기압을 보면 중심 주위를 나선형 구름이 몇 줄 에워싸고 있는데, 이 사진으로 열대성 저기압의 중심 위치를 알 수 있다.[127]

기상위성에서의 관측

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레이다의 경우는 비가 내리고 있는 구름밖에 찍을 수 없지만 위성에서 본 경우에는 상층의 구름 등 비가 내리고 있지 않은 곳도 찍을 수 있다. 이와 같은 사진에 의해 열대성 저기압의 위치를 알 수 있으며, 연속 사진으로 열대성 저기압의 진로나 강도의 변화 등도 추정할 수 있다.[127]

미국의 극궤도 기상위성 NOAA는 하루에 두 차례 대한민국 상공을 통과한다. 이러한 기상위성의 관측 데이터는 기상위성센터에서 처리하는데, 구름 화상 사진으로 작성하여 태풍감시나 기상예보에 이용되고 있다.[127]

같이 보기

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각주

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  1. ↑ 가 나 다 라 마 바 사 아 자 차 카 타 Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting: 2017 (PDF) (보고서). 세계기상기구. 2018년 4월 17일. 2019년 7월 14일에 원본 문서 (PDF)에서 보존된 문서. 2020년 9월 6일에 확인함. 
  2. ↑ 가 나 다 라 마 Knutson, Thomas; Camargo, Suzana J.; Chan, Johnny C. L.; Emanuel, Kerry; Ho, Chang-Hoi; Kossin, James; Mohapatra, Mrutyunjay; Satoh, Masaki; Sugi, Masato; Walsh, Kevin; Wu, Liguang (2019년 8월 6일). 《Tropical Cyclones and Climate Change Assessment: Part II. Projected Response to Anthropogenic Warming》 (영어). 《Bulletin of the American Meteorological Society》 101. BAMS–D–18–0194.1쪽. Bibcode:2020BAMS..101E.303K. doi:10.1175/BAMS-D-18-0194.1. hdl:1721.1/124705. ISSN 0003-0007. 
  3. ↑ 가 나 “Major tropical cyclones have become '15% more likely' over past 40 years” (영어). 《Carbon Brief》. 2020년 5월 18일. 2020년 8월 8일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2020년 8월 31일에 확인함. 
  4. ↑ 가 나 “Glossary of NHC Terms”. 미국 국립 허리케인 센터. 2021년 2월 16일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2021년 2월 18일에 확인함. 
  5. ↑ “Tropical cyclone facts: What is a tropical cyclone?”. 영국 기상청. 2021년 2월 2일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2021년 2월 25일에 확인함. 
  6. ↑ 가 나 다 라 마 “Tropical cyclone facts: How do tropical cyclones form?”. United Kingdom Met Office. 2021년 2월 2일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2021년 3월 1일에 확인함. 
  7. ↑ 가 나 Landsea, Chris. “How do tropical cyclones form?”. 《Frequently Asked Questions》. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, Hurricane Research Division. 2009년 8월 27일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2017년 10월 9일에 확인함. 
  8. ↑ Berg, Robbie. “Tropical cyclone intensity in relation to SST and moisture variability” (PDF). Rosenstiel School of Marine, Atmospheric, and Earth Science (University of Miami). 2011년 6월 10일에 원본 문서 (PDF)에서 보존된 문서. 2010년 9월 23일에 확인함. 
  9. ↑ Zhang, Da-Lin; Zhu, Lin (2012년 9월 12일). 《Roles of upper-level processes in tropical cyclogenesis》. 《Geophysical Research Letters》 39 (AGU). Bibcode:2012GeoRL..3917804Z. doi:10.1029/2012GL053140. ISSN 0094-8276. S2CID 53341455. 2022년 10월 4일에 확인함. 
  10. ↑ Chris Landsea (2000년 1월 4일). “Climate Variability table — Tropical Cyclones”. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory, National Oceanic and Atmospheric Administration. 2012년 10월 2일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2006년 10월 19일에 확인함. 
  11. ↑ Landsea, Christopher. “AOML Climate Variability of Tropical Cyclones paper”. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory. 2021년 10월 26일에 원본 문서에서 보존된 문서. 2010년 9월 23일에 확인함. 
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참고 문헌

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