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과학이 생기기 오래 전부터 인간은 하늘을 주시했고 계절의 특징을 주목하였을 뿐만 아니라 일기변화(日氣變化)에 따라 그들의 활동을 조정하려고 노력하여 왔다.

그리하여 인간은 오랜 역사 동안에 기상(氣象)을 교묘하게 이용하여 왔으나 그 이용은 공기의 움직임, 즉 바람을 이용해 지표면(地表面)의 물을 이용한 경우 등이 있었는데 후자는 농업을 위한 관개(灌漑)가 주된 것이다.

그러나 이와 반대로 인간은 현재에도 기상재해(氣象災害)의 영향을 부단히 받고 있어 완전하게 기상의 영향을 제어하였다고는 볼 수 없다.

과학의 발전과 더불어 기상학(氣象學)의 진보도 현저한 바가 있으나 최근의 기상계의 동향은 생활화를 위한 기상의 발전에 더욱 주력하고 있다. 태풍(台風)에 대한 인간의 도전은 불과 10년 전만 하더라도 태풍의 인공제어(人工制御)는 불가능하다는 생각이 지배적이었고 또한 이러한 문제에는 무리한 점이 있는 것 같았으나, 태풍의 영향으로 막대한 피해를 입고 있는 선진국들은 계속 연구를 거듭하여 불원간에 태평양에서 태풍에 대한 인공조절실험(人工調節實驗)을 실시할 구체적인 계획이 진행되고 있다.

태풍 제어 연구를 위해 하루 속히 해결하여야 할 문제점으로서는 다음과 같은 것이 있다.

첫째 태풍 제어가 가능한가, 또는 만일 가능하다면 어떠한 조건에서 실시하는가, 둘째 인공빙정핵(人工氷晶核)이 과연 이상적 장소에서 효과를 나타낼 것인가, 셋째 어떤 방법으로 실험을 하면 실험의 영향과 자연변화(自然變化)를 구별할 수 있는가, 넷째 태풍에 의한 바람 피해와 고조·이동(移動)에 대한 제어 효과가 어떤 결과를 가져올 것인가 등이 그것이다.

이에 대한 의문을 해소하기 위해서는 다음과 같은 연구에 노력을 기울이고 있다.

첫째 이론적 태풍모형의 개량, 둘째 시딩을 한 것과 하지 않았던 것에 대해 태풍 속에서 일어나는 자연변화와 인공변화를 식별(識別)하기 위한 연구, 셋째 운(蕓)물리학적 연구, 넷째 태풍조절 실험의 실시, 다섯째 새로운 실험법(實驗法)과 인공빙정핵(人工氷晶核)의 시험 등이 그것이다.

그러나 태풍 실험에서 이제까지의 안전 기준은 시딩 후 24시간 이내에 중심이 거주자(居住者)가 있는 육지에서 50마일 이내에 접근하는 확률이 10% 이하라고 예보된 것을 대상으로 한다는 것이다.

그러나 이렇게 되면 좀처럼 실험할 기회가 나타나지 않으므로 24시간 이내를 18시간 이내로 개정하도록 하였다. 그래도 기회는 그렇게 많지 않다고 생각된다.

실험지역은 열대성(熱帶性) 폭풍의 발생 빈도가 매우 많은 태평양 서부로 이동하려는 계획이 수립되고 있다. 대서양에서의 실험은 1970년까지 3개의 태풍에 대해서 시딩을 실시하였는데 여러 가지 불리한 조건(새 기지의 건설·비용의 증대 등)에도 불구하고 이를 태평양으로 이동하려는 이유는 안전기준에 해당되고 실험 대상이 되는 열대성 폭풍의 수가 태평양 서부에서는 연평균 6개여서 대서양의 연평균 2개보다 훨씬 많기 때문이다. 그러나 안전기준에 해당된다고 해서 반드시 실험이 실시되는 것은 아니다.

지금까지 행한 실험은 태풍의 중심 부근의 풍속을 약화시킨다는 것이었다. 연구 결과로는 풍속의 6승(乘)에 비례하여 피해는 증가한다는 것이므로, 태풍 자체를 약화시키지 않고서도 중심 부근의 최대풍속을 10%만 약화시키더라도 피해액은 수백만 달러 이상 감소시킬 수 있다고 추정하고 있다.

그러나 이 실험 안에는 여러 가지 사회적인 문제가 내포되고 있다. 만일 실험 대상이 된 태풍이 어느 나라에 상륙 또는 접근하여 재해가 있었다면 세상에서는 실험의 영향으로 이런 결과를 빚었다고 할 수도 있을 것이고 또한 태풍의 인공제어(人工制御)가 수자원(水資源)에 영향을 주게 되는 것도 고려하지 않을 수 없다는 것이다.

태풍의 인공조절 실험이 과학적으로 큰 뜻이 있음은 다시 말할 필요가 없고, 일면 사회적 문제가 내포되고 있기는 하나 재해의 발생을 미연에 방지하기 위한 인공적인 제어는 옛날부터 인류의 꿈이었고 인공제어를 추진하는 과학자들의 당연한 과제일 것이다.

기상조절(氣象調節)에는 현재의 과학기술의 수준이나 사회기구 면에서 현시점에서는 불가능할지도 모르지만 장래는 가능할 것으로 생각되는 문제가 더러는 있다고 본다.

기상학 연구의 궁극적인 목적이 완전한 일기예보에도 있겠지만, 오늘날에 와서는 기상 조절이라고 말하여도 과언은 아닐 것이다.

이러한 제어를 더욱 확고하게 하기 위하여 가장 먼저 선행되어야 할 조건으로서는 기상의 실태를 더욱 잘 이해하고 파악하는 데 있다고 본다.

<朴 容 大>

대기의 구조와 기권

대기의 구조

大氣－構造

태양계의 한 행성인 지구는 기체(氣體)로 둘러싸여 있다. 이 기체는 거의 같은 깊이의 기층으로 되어 있어 기권(氣圈)이라 부르고 있다. 기권을 구성하고 있는 기체를 일괄해서 대기라고도 한다.

지표(地表) 가까이에 있는 대기는 아래 그림과 같은 것을 포함하고 있다. 고도 70km 이상의 상공이 되면 공기중의 산소(O2)가 분해되어 원자 상태의 산소(O)가 되므로 보통의 공기와는 달라진다. 그러나 대기가 거의 존재하지 않는 높이는 1,000km 또는 그 이상이 되는 곳이라고 말하고 있다.

우리는 기권의 저면(底面)에 해당하는 대류권(對流圈) 속에서 생활하고 있다. 대류권의 공기는 직접 지표면에 접하고 있으므로 여러 가지 영향을 지표면으로부터 받는다. 그 중에서 특히 중요한 것은,

⑴ 지표면(주로 해면이나 호수면)으로부터 수증기가 대기중에 증발하는 것.

⑵ 지표면에 태양으로부터 받은 열(熱)에너지를 대기중에 부여하는 것으로, 첫째 비·눈·구름 등 복잡한 기상현상을 일으키고, 둘째는 계절 변화나 계절풍을 일으키는 원인이 되고 있다.

태양 고도(수평선 방향과 태양 방향이 이루는 각도)는 일반적으로 저위도(低緯度)지방에서 크고 고위도 지방에서는 작으므로 태양으로부터 지표면에 도달하는 열에너지(태양열)는 저위도 지방이 많다.

또 같은 위도에서도 지표면상에는 성질이 다른 해양(海洋)이나 사막이 있으므로 열의 상호 교환의 균형이 달라진다. 장소에 따라 대기가 받는 열량이 다르면 공기 밀도도 장소에 따라 차가 생긴다. 밀도가 작은 공기는 상승하고 밀도가 큰 공기는 하강하므로 거기에 대기의 운동이 생긴다.

한편 대기는 지구와 같이 자전하고 있으므로 회전에 의한 편향력(偏向力)이 작용하여 북반구에서는 진행 방향이 오른쪽으로 굽어지게 된다. 예를 들면 적도(赤道)지방에서 상승한 공기는 북극 지방으로 향하려고 하나 편향력의 작용 때문에 북극지방에 도달하기 전에 서풍이 된다.

대기의 운동에는 지구를 둘러싸고 부는 편서풍대(偏西風帶)와 같은 대규모적인 운동으로부터 해륙풍(海陸風)이나 산곡풍(山谷風)과 같은 소규모적인 운동에 이르기까지 여러 가지가 있다. 또한 그 밖에도 소규모 운동으로 회오리 바람이나 난류(亂流) 등이 있다. 이와 같이 대기의 운동, 즉 바람은 여러 가지 성질을 가지고 있다.

기권의 구조

氣圈-構造

대기의 층은 조성(組成)뿐만 아니라 온도나 그 밖의 물리적인 성질이 높이에 따라서 다르므로 다시 몇 개의 층으로 분류된다. 그 분류 방법은 학자에 따라 다소 차이는 있으나 대략 대류권(對流圈)·성층권(成層圈)·중간권(中間圈)·열권(熱圈)의 4단계로 나눈다(〔그림〕-1 참조). 열권 속에는 전리층(電離層)이나 외권(外圈)이 있다.

대류권이란 지표면으로부터 고도 10km∼17km 사이의 기층이다. 높이 1km마다 약 5℃∼6℃씩 고온이 하강하므로 상공으로 갈수록 기온이 낮아진다. 이로 인하여 대류가 일어나기 쉽고 적란운(積亂雲)이나 뇌전(雷電)·태풍 등 변화가 많은 일기가 나타난다.

대류권의 윗면을 권계면(圈界面)이라 부르며 그 높이는 적도 지방에서 약 17km, 고위도 지방에서 약 10km에 달한다. 또 중위도 지방에서는 권계면 가까이에 제트기류(jetstream)라 불리는 강한 서풍(西風)이 불고 있다.

성층권은 권계면 위에 있다. 기온은 대류권과 같이 하강하지 않고 거의 일정하다. 고도 20km를 넘으면 기온은 고도에 따라 상승하고, 고도 50km에서 극대(약－3℃)에 달한다. 성층권 중에는 그 중층(약 20∼25km)에 중심을 가진 오존(O3)층이 있다. 오존은 태양으로부터 자외선을 흡수하므로 이 층에서는 온도가 높다. 50km부터 더욱 상공으로 가면 기온은 다시 하강하고 고도 80km에서 극소에 달한다(약 －56℃). 이 층을 중간권이라 부르며, 이 중간권의 상부, 고도 약 80km로부터 400km 사이에 전리층이 있다.

이 속에서는 이온(ion)과 자유전자(自由電子)를 많이 포함하고 있는 몇 개의 전리층이 있어 전파를 반사한다. 또 오로라(極光)와 유성(流星)이 관측되고, 온도는 다시 상승하여 고도 300km에서는 약 800∼900℃에 달한다.

전리층을 넘어도 대기는 없어지지 않고 극히 희박하기는 하나 기체는 존재한다. 이 범위를 외권이라 부른다. 지구 대기로부터 행성의 공간으로 건너올 때 온도는 1,000℃를 넘는다. 최근 인공위성에 의하여 방사능이 강한 공간이 관측되어 발견자의 이름을 따서 반 알렌대(Van Allen Belt)라고 부르고 있다.

이것은 상공 약 2,000∼4,000km와 약 13,000km 내지 20,000km 되는 곳에 대상(帶狀)으로 분포되어 있는 강한 방사능대(放射能帶)이다.

대기의 운동

대기의 운동

大氣－運動

공기에는 여러 가지 힘이 작용하고 있다. 그 중에서도 가장 중요한 힘은,

⑴ 기압이 위치에 따라 다르므로 기압이 높은 곳에서 낮은 곳으로 미는 힘

⑵ 지면(地面) 마찰의 힘

⑶ 지구가 회전하고 있기 때문에 작용하는 힘등이다. 주로 이 세 가지 힘의 균형에 의하여 바람은 여러 가지로 변한다.

한마디로 바람이라 해도 실제로는 매우 복잡하며 강하게 불었다가 약하게 불었다 하기도 하고 또 풍속에 따라 풍향도 좌우로 조금씩 흔들린다. 이것을 '바람의 숨'이라 한다. 또 지형은 수평면이 아니고 건물도 있으므로 저항이 작용하여 수많은 작은 소용돌이가 발생하여 불어오므로 순간풍속은 일정하지 않다. 따라서 10분간의 평균을 산출한 평균 풍속을 일반적으로 풍속이라고 부르고 있다. 공기의 운동은 바람이 부는 것으로 알 수 있으므로 같은 시각에 각 지방에서 바람 관측을 하면 운동 상태를 알 수가 있으나 규모에 따라 여러 가지 운동으로 나눌 수 있다. 그 중 가장 규모가 큰 운동이 지구를 둘러싸고 있는 대기의 흐름으로서 이것을 대기의 대환류(大環流)라 한다.

대기의 대순환

大氣－大循環

그림과 같이 대기의 대순환은 세개의 연직순환(鉛直循環)과 세개의 풍계(風系)로 되어 있다. 즉 ⑴ 적도지방에서 상승하고 중위도 지방에서 하강하는 순환 ⑵ 극지방에서 하강하고 위도 60°부근에서 상승하는 순환 ⑶ 이들 두개의 연직순환 사이에 끼인 중위도의 순환으로 되어 있다.

대기가 하강하는 중위도 지방과 극지방에는 고기압이 있고 대기가 상승하는 적도 지방과 위도 60° 부근에는 저기압 또는 저압대(低壓帶)가 있다. 이들 고기압으로부터 저기압으로 불어가는 세개의 풍계는 세개의 연직순환에 대응해서 형성된다. 이들을 북동무역풍(北東貿易風)·편서풍(偏西風)·주극풍(周極風)이라 부른다.

북동무역풍이란 위도 30°∼35°에 있는 아열대 고압대로부터 적도 부근의 저압대를 향해 불어 들어가는 북동풍을 말한다.

편서풍이란 아열대 고압대로부터 위도 60° 부근에 있는 저압대에 불어가는 지상풍(地上風)이다. 이 편서풍과는 별도로 상공에는 아열대 고압대로부터 극지방에까지 달하는 광대한 지역에 서풍이 불고 있다(제트기류).

주극풍이란 극지방에 있는 고기압으로부터 저압대를 향해 불어 들어오는 동쪽 계열의 풍계로서 주극 편동풍(偏東風)이라고도 한다.

바람

바람은 햇빛이 대기를 골고루 데우지 않기 때문에 생긴다. 더운 지역의 공기는 팽창해서 위로 올라간다. 이 때 찬 지역의 공기가 데워진 공기를 대신하려고 더운 지역으로 흘러들어간다. 이러한 과정을 대기의 순환이라고 하는데, 지구 전체에 걸쳐서 일어나는 순환을 대기대순환, 매일매일 바람의 변화를 일으키는 작은 규모의 순환을 종관규모순환이라고 한다. 또한 계절에 따라 바뀌는 대기의 순환을 계절풍이라고 하고 특별한 지역에서만 나타나는 대기의 순환을 국지풍이라고 한다.

제트기류

Jet氣流

상공에는 세 가지의 풍계(북동무역풍·편서풍·주극풍)와는 다른 서쪽으로부터의 바람이 불어온다. 상공에는 극부근에 중심을 둔 저기압과 저위도 지방에 있는 고기압이 있다. 이 고기압과 저기압과의 사이에 서쪽으로부터 불어오는 바람이 대상(帶狀)으로 불고 있어 이것을 편서풍대라 부르고 있다. 편서풍대의 바람은 일정한 풍속으로 부는 것이 아니고 비교적 강한 서풍이 좁은 폭을 갖고 뿜어내는 모양으로 불고 있는 곳이 있다. 이 고도는 대류권의 상부 또는 권계면의 하부(평균 11km∼14km의 상공)에서 그 속도는 평균 초속 50m, 때로는 초속 100m에 달하는 때도 있다. 이것을 제트기류라고 한다.

제트기류에는 그림에 나타난 것같이 극(極)제트기류와 아열대 제트기류가 있어 가끔 극도지방 상공에서 합류하는 때가 있으므로 세계에서 가장 강한 제트기류가 부는 예가 많다. 2차대전 당시 일본 본토 폭격을 위해 괌을 출발한 B－29폭격기가 일본 근방에 와서 갑자기 속도가 떨어진 예가 제트기류의 발견에 좋은 실마리가 되었다고 한다. 고공을 날으는 비행기는 제트기류를 잘 이용함으로써 안전하게 경계 운항이 되므로 비행사는 제트기류의 기상 상황을 정확히 파악하지 않으면 안 된다. 제트기류보다 규모가 작은 대기의 운동으로는 계절풍과 국지풍(局地風)이 있다.

계절풍

季節風

계절풍이 탁월한 지역은 인도를 중심으로 하는 남부아시아와 남아프리카 지방이다.

인도의 계절풍은 남서풍이 5월부터 9월까지 사이에 불고 우기(雨期)를 동반한다. 동부아시아에 위치하고 있는 한국은 겨울에는 시베리아 대륙으로부터 태평양을 향해서 건조하고 한랭한 북서계절풍이 불고, 여름에는 태평양으로부터 대륙을 향해 다습(多濕)하고 기온이 높은 남동계절풍이 분다. 이와 같이 계절에 따라 규칙적으로 풍향이 변하므로 계절풍(monsoon)이란 이름을 사용하고 있다.

계절풍이 부는 주된 원인은 대륙은 해양에 비해서 비열(比熱)이 작기 때문이다. 태양 고도의 계절변화에 따라서 대륙은 해양보다 가열되기 쉽고 또 냉각되기도 쉬우므로 겨울에는 대륙 위에 고기압, 여름에는 저기압이 발생하며, 겨울에는 대륙으로부터 해양으로, 여름엔 반대로 해양으로부터 대륙을 향하는 풍계가 된다. 한국은 해양과 대륙의 경계에 위치하고 있으므로 계절풍의 영향을 크게 받고 있다.

국지풍

局地風

국지적으로 부는 바람으로서 특정 지역에서 열·냉각의 분포가 규칙적으로 변하기 때문에 생긴다.

해륙풍(海陸風)은 해안 가까이에서 불고, 낮에는 바다로부터 육지를 향해서 불고 밤에는 육지로부터 바다를 향해 부는 것이 국지풍이다.

해풍(海風)·육풍(陸風)의 교대시에는 바람이 잔잔하다. 이것을 아침고요·저녁고요라 한다. 이와 같은 현상은 산간 지방에서도 볼 수 있는데, 밤에 산정(山頂)으로부터 골짜기를 향해 부는 바람을 산곡풍이라 한다.

또 낮에 일사(日射)를 많이 흡수한 산복(山腹)은 산정보다 공기를 가열시키므로 공기는 경사면을 따라 올라가며(곡풍) 야간에는 반대로 산복쪽이 냉각되므로 경사면을 불어내리는 바람이 분다(산풍).

편동풍

偏東風

지구의 위도권을 따라 동쪽에서 서쪽으로 부는 바람으로 극지방의 지상 부근과 적도를 사이에 두고 남북의 저위도지방에서 나타난다. 적도지방에서 가열된 공기는 상승하여 대류권계면에 이르러 양극지방을 향하여 이동하다가, 위도 30°부근에서 일부 냉각된 공기가 침강하여 하강기류를 형성한다. 지표면에 다다른 하강기류는 지표면을 따라 남북으로 이동하는데, 이때 남쪽으로 향하는 공기는 전향력 때문에 동풍계의 바람이 된다. 이것이 적도편동풍이며, 무역풍이라고도 한다. 또 극 부근에서는 복사냉각으로 생긴 한랭한 극고기압에서 흘러나오는 공기가, 전항력의 작용으로 북동 방향의 성분을 가진 극편동풍을 만든다.

편동풍파

偏東風波

적도편동풍대 안에서 동쪽에서 서쪽으로 이동하는 물결 모양의 요란으로, 파장은 2,000-4,000km, 평균속도는 20km/h 정도이다. 편동풍파는 북반구 저위도의 서태평양, 서대서양, 카리브해에서 잘 나타난다. 모두 열대수렴대가 나타나는 영역과 잘 대응하고 있어, 태풍 발생의 선행조건일 뿐만 아니라 저위도지방의 날씨를 지배하는 것으로 알려져 있다.

편서풍

偏西風

편동풍에 대칭되는 바람으로 북반구와 남반구의 중위도지역에서 서쪽에서 동쪽으로 분다. 북반구 대륙에서는 산맥 때문에 편서풍의 진로가 자주 바뀐다.

편서풍파

偏西風波

중위도 편서풍대에서 관측되며 단파나 중간 규모의 요란은 파장이 1,000-3,000km 정도로, 주로 대기의 하층에서 뚜렷이 나타나며 지상의 비교적 작은 고기압과 저기압에 대응되므로 단기예보에 중요하다.

지상풍

地上風

고도 1km 이하에서 등압선에 비스듬히 부는 바람으로 등압선과 이루는 각은 마찰력이 작은 바다 위에서는 10-20°이고, 마찰력이 큰 산악지방에서는 20-45°이다. 등압선이 원형일 때 지상풍의 방향은, 북반구에서 고기압일 때에는 시계 방향으로 등압선에 비스듬히 불어나오고, 저기압일 때에는 반시계 방향으로 등압선에 비스듬히 불어들어간다. 풍속은 비교적 약하다.

지균풍

地均風

고도가 1km보다 높은 곳에서 등압선에 나란하게 부는 바람이다. 바람의 방향은 북반구에서는 고압부에서 저압부를 바라볼 때 오른쪽으로 등압선에 나란하게 된다. 이 때 기압경도력은 고압부에서 저압부로 등압선에 직각인 방향으로 작용하며, 전향력은 기압경도력과 반대 방향으로 작용한다. 지균풍은 높은 곳에서 불기 때문에 지표면 때문에 생긴 마찰력의 영향을 받지 않으며, 등압선이 직선이므로 원심력도 작용하지 않는다.

해륙풍

海陸風

해안지방이나 큰 호수와 만나고 있는 지방에서 부는 바람으로 낮에는 바다나 호수에서 육지로 해풍이 불고, 밤에는 육지에서 바다나 호수 쪽으로 육풍이 분다. 따뜻한 지역 위의 공기가 팽창하고 가벼워져서 상승하면, 이곳은 기압이 낮아진다. 그러면 이곳을 채우려고 차고 무거운 공기가 이동한다. 낮에는 육지가 바다보다 더 빨리 데워지기 때문에 바람이 바다에서 육지 쪽으로 분다. 반면 밤에는 육지가 바다보다 더 빨리 식기 때문에 육지에서 바다 쪽으로 바람이 분다.

무역풍

貿易風

북동쪽이나 남동쪽에서 적도 방향으로 강하게 부는 바람으로, 예전에는 뱃사람들이 이 바람에 많이 의존했다. 무역풍은 북위와 남위 30°부근의 중위도고압대에서 적도저압대로 규칙적으로 분다. 적도 부근의 저위도에서 가열된 공기는 팽창되고 가벼워져 위로 올라가고, 지면 가까운 곳에는 저기압지역이 형성된다. 그러면 적도보다 더 높은 위도에 있던 차갑고 무거운 공기가 적도의 저기압지역을 채우려고 흘러들게 된다. 이때 지구가 동쪽으로 자전하기 때문에 무역풍은 북반구에서는 북동풍, 남반구에서는 남동풍이 분다. 또한 육지의 강수량에 매우 큰 영향을 준다.

무풍대

無風帶

바람이 매우 약하거나 없는 지역으로서 크게 아열대무풍대·아한대무풍대·적도무풍대로 나뉜다.

아열대무풍대

亞熱帶無風帶

편서풍대와 무역풍대 사이에 있는 무풍대로 공기가 위에서 지표면 쪽으로 천천히 내려오기 때문에 바람이 약하고 날씨가 좋다. 그래서 고기압을 띤다. 중심은 북위와 남위 약 30°부근의 대양에 있다가 북반구가 여름일 때에는 더 북쪽으로, 남반구가 여름일 때에는 더 남쪽으로 옮겨간다. 북반구의 무풍대는 북회귀선 부근에, 남반구의 무풍대는 남회귀선 부근에 있다.

적도무풍대

赤道無風帶

적도무풍대의 중심은 적도의 약간 북쪽 대양에 있다. 북동쪽과 남동쪽에서 적도무풍대로 부는 무역풍은 이 지역으로 공기를 몰고 온다. 공기는 열대에서 가열된 뒤 위로 올라가며 이 때문에 저기압 띠가 형성된다. 또 이 띠의 가장자리에서 열대폭풍이 발생하기도 한다. 저기압 띠는 아열대무풍대처럼 태양을 따라 남북으로 움직인다.

용오름

spout

커다란 적란운에서 땅 위로 좁고 길게 뻗쳐 깔때기 모양으로 보이는 공기의 강한 소용돌이로서 빠른 속도로 땅이나 바다 위를 휩쓸고 지나가면서 아래의 물체를 빨아올린다. 그래서 땅에서는 먼지와 쓰레기 등이, 바다에서는 물방울이 위로 솟구쳐오른다. 미국에서는 땅에서 일어나는 용오름을 토네이도, 바다에서 일어나는 용오름을 워터스파우트라고 한다.

노트

knot

선박과 항공기의 속도를 재는 단위로 1노트(kn)는 1시간에 1해리(1.85km)를 움직이는 속력이다. 20노트의 속도로 항해하는 배는 1시간에 20해리, 즉 37km를 갈 수 있다.

기단과 전선

기단의 종류

氣團－種類

시베리아기단

Siberia氣團이 기단은 대륙성 한대 기단으로, 겨울에는 시베리아대륙의 넓은 지역에서 발달한다. 발원 지역은 대부분 눈이나 얼음으로 뒤덮여 있기 때문에 방사 냉각이 강하다. 그렇기 때문에 기온은 낮고, 습도도 매우 낮다. 또한 대기 하층에 눈에 띄는 역전이 가능하다. 겨울 동안 우리나라는 거의 이 기단에 덮이게 된다. 여름에 시베리아대륙에서 한대 기단이 생성되는 것은 북부뿐이고, 한대 기단의 성질을 가진 채로 우리나라까지 남하해 오는 일은 거의 없다.

북태평양기단

北太平洋氣團

이 기단은 해양성 열대기단으로, 태평양 아열대기단의 서부에 해당하여 주로 따뜻한 계절에 발달한다. 겨울 동안 북태평양 부근은 계절풍의 영향을 받기 때문에 열대기단의 생성에 적합하지 않다. 북태평양 기단은 기온이 높고, 하층은 습하지만 상공은 건조하다. 우리나라는 한여름에는 거의 이 기단에 덮이며, 봄이나 가을에도 저기압 온난 지역에 이 기단이 자리잡는다.

오호츠크해기단

－海氣團

이 기단은 해양성 한대기단으로 스시마, 오호츠크해, 알류산 방면의 차가운 해상에서 발생한다. 하층은 저온 다습하지만 상공은 비교적 따뜻하다. 장마나 가을비가 내리는 시기에 우리나라 동쪽에는 주로 이 기단이 자리잡는다.

양쯔강기단

－江氣團

이 기단은 양쯔강 유역에서 발원하여 봄가을에 이동성 고기압과 함께 우리나라를 찾아온다. 온난 건조한 기단으로, 대륙성 열대기단으로 분류하지만 최근에는 남하한 한대 기단이 변질된 것이라는 주장도 있다.

기단의 변질

氣團－變質

기단은 언제까지나 발원지에 머물러 있는 것이 아니라 그때그때의 기상 상황에 따라 발원지를 떠나 다른 지역으로 이동한다. 그러면 기단은 하층에서부터 점차 이동해 온 지표면의 영향을 받아 성질이 변해 간다. 차가운 기단이 따뜻한 지역으로 이동해 오면 하층에서부터 따뜻해지기 때문에 불안정해진다. 그래서 변질은 급속히 상공으로까지 퍼진다. 특히 대륙성 한대기단이 따뜻한 해면 위에 이동해 온 경우에는 하층에서 열을 흡수하여 불안정해질 뿐만 아니라 동시에 다량의 수증기도 흡수하여 습도가 높아진다. 이와 같은 경우에는 적운형 구름이 생기기 쉽다. 겨울에 시베리아 기단이 남동진하여 우리나라 해상에 도착했을 때는 앞에서 말한 것처럼 변질한다.

오호츠크해 기단도 남하할 때 하층부터 따뜻해지는데, 시베리아 기단과 같은 급격한 변질은 일어나지 않는다.

이와는 반대로 따뜻한 기단이 차가운 지역으로 이동하는 경우에는 하층에서부터 냉각되어 안정을 유지한다. 그렇기 때문에 변질은 기단 상공까지는 미치지 않는다. 이러한 경우에는 층운형 구름이 많이 생긴다. 여름에 태평양의 아열대 기단이 수온이 낮은 우리 나라 동해상을 북상하면 하층에서 점차 냉각되어 종종 짙은 안개가 발생한다.

기단과 날씨

氣團－

어떤 지역의 날씨 변화를 생각할 때 그곳이 어떤 기단에 덮여 있는지 또는 그 기단이 어디에서 발생하여 어떠한 경로를 거쳐 오는지를 아는 것이 중요하다. 예를 들어 우리 나라가 같은 시베리아 기단으로 뒤덮여 있을 경우라도 이 기단이 일단 중국까지 남하하고 나서 동진해올 경우에는 기단은 이미 상당히 따뜻해져 있으므로 강한 찬 공기를 가져오지 않는다. 그러나 시베리아 기단이 대륙에서 직접 우리 나라로 올 경우에는 강한 추위와 다량의 눈(동해안)을 동반하는 경우가 많다.

전선

기단(氣團)이 발원지를 떠나 이동하여 다른 기단과 만나게 되는 경우가 있다. 이와 같은 경우 두 기단의 경계를 전선면(前線面)이라고 하며, 전선면과 지표면과 만나는 선을 전선이라고 한다. 여기에서 말하는 전선면이나 전선은 기하학적인 선이나 면이 아니라 일정한 두께를 가진 기층(氣層)으로, 그 중에서 한 기단의 성질에서 다른 기단의 성질로 옮아가는 것이다. 기단의 성질 가운데 가장 중요한 등온면(等溫面)은 기하학적인 전선면일 경우에는 불연속적으로 변화하고, 전이층(轉移層)인 경우에는 구부러지게 된다. 천기도상에서 전선이 선으로 간주될 정도의 폭을 갖는 경우를 전선이라고 하고, 선으로 나타내기에 폭이 너무 넓은 경우에는 전선대(前線帶)라고 한다.

전선의 종류

前線－種類

성질이 다른 기단이 이동해서 서로 접촉하게 되면 쉽게 혼합되지 않고 밀도가 큰 찬 공기는 밀도가 작은 따뜻한 공기의 아래쪽으로 파고들어가려고 한다. 이들 찬 기단과 따뜻한 기단의 경계면은 지면으로부터 상공에 도달하는데, 이때 지면에서의 경계를 전선이라 한다.

전선에는 종류가 있고, 주로 기단의 성질과 운동에 의해 분류된다. 예를 들면 따뜻한 공기가 찬 공기의 위로 올라가면서 이동할 때 생기는 전선을 온난전선(溫暖前線)이라 하는데, 일반적으로 저기압의 중심으로부터 남동쪽으로 형성된다. 반대로 찬 공기가 따뜻한 공기의 밑을 파고들어 따뜻한 공기를 밀어올리면서 이동할 때 생기는 전선을 한랭전선(寒冷前線)이라 부르며, 이것은 저기압 중심으로부터 남서쪽으로 형성된다.

한랭전선은 온난전선보다 이동 속도가 빠르므로 온난전선과 겹쳐지는 경우가 많다. 이때 생기는 전선을 폐색전선(閉塞前線)이라 부르고 있으나, 이것은 발달한 저기압의 쇠퇴기에 나타난다. 또 찬 기단과 따뜻한 기단의 세력이 거의 같으면 전선은 별로 이동하지 않는다. 이와 같은 성질의 전선을 정체전선(停滯前線)이라 부르며 장마기에 나타난다. 예를 들면 장마전선 등이 그 예이다. 지구상에는 전선이 생기기 쉬운 구역과 그 반대의 구역이 있다. 기단 발생지의 고기압 내에서는 전선이 생기지 않으나 성질이 다른 두 기단이 접촉하고 있는 대륙 연안에서는 전선이 생기기 쉽다. 크게 보아서 전선이 생기기 쉬운 곳은 수천km로 연결되어 있으며 이들을 북극전선·한대전선·적도전선 등으로 부르기도 한다.

전선의 구조

前線－構造

지구상에서 온도가 다른 두 기단이 만날 때 그 경계를 이루는 전선면(전이층)은 수평에서 약간 기울어진 사면이 된다. 그 경사는 지표면에 가까운 부분을 제외하면 1/50에서 1/200 사이에 있다. 일반적으로 한랭전선의 경사는 온난전선보다 크다.

전선 부분은 기온의 수평 경사가 크고, 그러한 경향은 대류권 전반에 두루 영향을 미치고 있으므로 전선 부근에서는 상공으로 올라갈수록 바람이 강하며, 권계면 부근에서 최대가 된다. 이것이 바로 한대전선 제트기류이다.

전선이 통과했을 때 기상 요소의 변화를 자기 기록으로 측정해 보면, 첫째, 한랭전선이 통과하면 온도는 급격히 저하하고, 온난전선이 통과하면 온도가 상승한다. 그러나 한랭전선일수록 급격한 변화는 나타나지 않는다.

둘째, 한랭전선이 통과하면 풍향이 남쪽으로 치우쳐 있다가 시계 방향으로 급격히 북쪽 또는 서쪽으로 변화한다. 단 한랭전선이 통과하기 직전에 시계반대방향으로 변화하는 경우가 있다. 온난전선이 통과하면 풍향은 시계방향으로 북쪽에서 남쪽으로 바뀐다. 셋째, 온난전선과 한랭전선 모두 기압은 전선 부분에서 극소치를 나타낸다. 즉 전선은 기압골을 수반한다. 그 때문에 전선 부분에서 등압선은 V자형으로 구부러진다.

넷째, 온난전선을 따라 생기는 구름은 층상(層狀)으로, 가장 낮은 곳부터 순서대로 난층운·고층운·권층운이 나타나며, 난층운부터는 연속적으로 강수가 있다. 한랭전선을 따라 생기는 구름은 적운 또는 적란운으로, 소나기나 뇌우(雷雨)를 동반한다.

전선의 발생

前線－發生

일기도상에 전선이 발생하여 이것에 의해 여러 가지 날씨 변화가 나타난다는 것은 잘 알려져 있는 사실이다. 그러나 전선이 어떻게 하여 발생하는지는 자세히 밝혀지지 않고 있다.

저기압

주위에 비해 기압이 낮은 곳을 저기압이라 한다. 일기도에서 보면 중심의 주위에 막힌 등압선이 그려져 있다. 여기에서는 저기압의 발생과 구조에 대해 살펴 보자.

저기압의 종류와 발생

저기압의 종류

低氣壓－種類

저기압은 그 생성 방법에 따라 몇 가지 종류로 나눌 수 있다. 여름 한낮에 강한 햇빛으로 지표 부근의 공기의 밀도가 작아져 생기는 저기압을 열적(熱的) 저기압이라 하며, 산간 지역에 발생하는 경우가 많다. 이런 종류의 저기압은 번개의 발생에 관계되는 경우도 있으나 규모가 작고, 밤이 되면 대개 소멸한다.

산맥의 바람이 부는 아래쪽이 기압이 낮아져 그로 인해 생기는 저기압을 지형성 저기압이라고 한다. 이 저기압은 단독으로는 발생하지 않고, 날씨 변화에도 큰 영향을 미치지는 않는다.

저기압 중에서 가장 빈번하게 발생하고, 더욱이 발생하면 폭풍우를 동반하는 것은 한대 전선상에 발생하는 것이다. 이 저기압을 전선성 저기압 또는 온대 저기압이라 한다.

전선의 파동과 저기압

前線－波動－低氣壓

성질이 다른 두 유체(流體)의 경계에는 여러 가지 파장이 발생한다. 예를 들어 바다의 파도는 물과 공기의 경계에 생기는 파장이다. 파도는 바람이 그다지 강하지 않으면 그 형태를 바꾸지 않고 진행하지만, 바람이 어느 정도 이상 강해지면 파고(波高)는 커지고, 결국에는 파두(波頭)가 거세지게 된다. 이와 마찬가지로 성질이 다른 두 기단의 경계인 전선면 위에도 파장이 생긴다. 바다의 파도는 상하로 진동하지만 완만하게 기울어진 전선면 위의 파장은 지표면 위의 전선의 남북 방향 진동이 되어 나타난다.

노르웨이의 기상학자 비에르크네스 등의 연구에 의하면 저기압은 처음에는 직선 모양의 정체전선 위에 작은 파동으로 나타난다. 이 정체전선은 차가운 동풍과 따뜻한 서풍의 경계 또는 차갑고 약한 서풍과 따뜻하고 강한 서풍의 경계이며, 전선면은 북쪽이 높아지도록 기울어져 있다. 이와 같은 전선이 기류의 불안정 또는 전선 부근의 기압 변동에 의해 미세하게 발견되었을 때 전선 위에 작은 부풀림이 생긴다. 이렇게 하여 차가운 공기 속에 따뜻한 공기가 유입된 곳에서는 기압이 낮아진다. 기압이 낮은 곳으로는 주위에서 바람이 불어들어오기 때문에 전선의 불룩해진 부분의 서쪽에서는 차가운 공기가 남하하고, 동쪽에서는 따뜻한 공기가 북상하는 순환이 이루어진다. 저기압 남쪽에서는 온난전선과 한랭전선 사이에 따뜻한 공기가 있기 때문에 이 부분을 저기압의 난역(暖域)이라 한다.

그 뒤에 저기압이 발달할지 어떨지는 파동의 안정성에 의해 결정된다. 파동이 안정되면 저기압은 발달하지 않고 진행하지만, 파동이 불안정한 경우에는 기압이 더욱 낮아져 발달한다. 지금까지의 연구에 의하면, 전선의 파동은 파장이 1,300-3,000km 사이에 있으며 두 기단의 풍속차가 어느 정도 이상 큰 경우에 불안정해진다는 사실이 밝혀졌다. 또한 전선은 바람과 함께 이동하기 때문에 저기압이 발달하면서 진행한다.

저기압의 구조

저기압 주변의 구름과 강수의 분포

低氣壓周邊－江水－分布

저기압의 발달 단계에서는 온난전선에 직각인 방향의 따뜻한 공기의 속도가 그 전선에 직각인 차가운 공기의 속도보다 크기 때문에 온난전선이 발달한 곳에서는 기류가 수렴한다. 또 한랭전선이 발달한 곳에서는 전선에 직각방향인 차가운 공기의 속도가 따뜻한 공기의 속도보다 크기 때문에 기류의 수렴이 있다. 지표 부근에서 기류가 수렴하는 곳에는 상승기류가 생기기 때문에 온난전선과 한랭전선이 발달한 지역 모두 상승기류로 인해 구름이 생성되고 비도 내린다. 저기압 발달 과정에서 구름이나 강수의 분포는 저기압의 발달과 더불어 확산된다.

온난전선이 나타나는 곳에서는 전선 주변에 난층운이 있어 일반적으로 전선에서 200-500km 범위에 비가 내린다. 또 난층운 바깥쪽에는 고층운이 있다. 고층운에서도 강수는 있으나 지표까지 도달하지 않는다. 또 고층운 바깥쪽에는 권층운이 있는데, 권층운의 끝부분은 전선에서 수백 킬로미터 떨어진 곳에 있다. 한랭전선을 따라서는 좁은 범위에 적운 또는 적란운이 자리잡고 있는데 이 구름이 장마를 가져온다. 저기압의 난역 내에서는 일반적으로 구름이 적지만, 온난 전선에 가까운 곳에서는 이슬비가 내린다.

가장 바깥쪽의 권층운이나 권운은 종종 9km 높이에서 나타난다. 온난전선이 나타나는 곳의 구름은 전체적으로 전선면보다 경사가 급한 경우가 많다. 전선면 아래의 차가운 공기가 있는 지역에서는 상공에서 내리는 강수에 의해 공기가 습해져 있기 때문에 편층운 또는 편적운이 생기기 쉽다.

각각의 저기압에 대한 구름이나 강수의 분포를 살펴보면 전선 부분에서 구름이 한 가지만 있는 것이 아니라 3층으로 나누어져 있다는 것을 알 수 있다. 또 공기가 건조한 경우에는 구름만 나오고 강수는 없는 경우도 있다. 그리고 따뜻한 공기가 상승한 결과 불안정해져서 온난전선을 따라 뇌우가 일어나는 경우도 있다.

한랭전선에 수반되는 구름이나 강수는 경우에 따라서 매우 다르다. 그러나 한랭전선은 크게 두 종류로 나눌 수 있다. 하나는 전선 부근에서 따뜻한 공기가 상승하여 이 공기의 전진 속도가 전선보다 늦는 경우이다. 이와 같은 경우 전선 통과시에 강한 비가 내리며, 전선이 통과한 후에는 단시간에 약한 비가 내린다. 또 온도의 하강이나 풍향 변화도 뚜렷하다. 또 한 가지 형태는 전선면을 따라 따뜻한 공기가 하강하여 이 공기가 전선보다 빠르게 진행하는 경우이다. 이 경우 전선 부분의 비는 약하고, 온도의 하강이나 풍향의 변화도 완만하다.

저기압의 폐색

低氣壓－閉塞

온난전선이 나타나는 곳에서는 대량의 따뜻한 공기가 상승하여 한랭 전선의 뒤쪽부터는 차가운 공기가 진입해 오기 때문에 난역이 점차 좁아진다. 이러한 현상을 천기도상에서 보면 한랭전선이 온난전선을 따라가 점차 두 전선의 일부가 합체한다. 두 전선이 합체한 부분에서는 지표의 따뜻한 공기가 상공으로 올라가는데, 이와 같은 현상을 저기압의 폐색이라고 한다. 온난전선 전방의 차가운 공기와 한랭전선 후방의 차가운 공기의 온도가 같을 경우에는 폐색한 부분에서는 지상에 전선이 남지 않는다.

그러나 일반적으로는 이들 두 차가운 공기의 기온에 차이가 있기 때문에 지상에 폐색전선으로 나타난다. 온난전선 전방의 차가운 공기 쪽이 따뜻할 때는 한랭전선형 폐색전선이 생기며, 그 반대의 경우에는 온난전선형 폐색전선이 생긴다. 이 두 폐색전선의 차이는 비가 오는 지역의 차이다. 겨울에 우리나라 부근을 지나는 저기압은 대부분 한랭전선형 폐색을 나타낸다.

저기압 상공의 흐름

低氣壓上空－

저기압은 주위에 비해 기압이 낮은 곳이므로 저기압의 지표에서 상공까지의 기주(氣柱)를 생각하면 이 안의 공기가 전체적으로 주위보다 가볍거나 이 기주에 빨려들어가는 공기의 양보다도 이 기주에서 뿜어내는 공기의 양이 커야 한다. 지표에서는 저기압을 향해 주위에서 공기가 흘러들어가기 때문에 상공에서는 이것을 웃도는 만큼 뿜어내야 한다. 실제로 관측한 결과에서도 지표에서 빨아들이는 것보다도 상공에서 뿜어내는 것이 더 많다. 단 이와 같은 일은 저기압 주위에 있는 몇몇 관측소에서 측정한 고층의 바람의 양으로 계산하는 식으로 간단히 나타낼 수는 없다.

또한 저기압 부근의 지표의 기압 배치와 상공의 흐름 상태를 비교하면 지표에서는 막힌 등압선이 그려져 있는데, 상공에서는 소용돌이 모양이 아니라 기압골이 되어 있다. 저기압이 발달하는 단계에서는 상공의 기압골은 지표의 중심 위치보다도 서쪽으로 치우쳐 있으며, 지상에서 상공까지 기압이 가장 낮은 곳을 이은 선은 상공으로 갈수록 서쪽으로 기울어진다. 상공의 기압골은 저기압이 발달함에 따라 진폭이 증가하며, 저기압이 폐색할 무렵에는 상공에도 소용돌이가 생겨 기압의 축(軸)도 연직(鉛直)에 가까워진다.

태 풍

열대성 저기압과 태풍

熱帶性低氣壓－颱風

열대의 해면상에서 발생하는 저기압을 저기압이라고 한다. 열대성 저기압은 지구상의 몇몇 열대 해역에서 발생한다. 이들은 발생 장소는 달라도 거의 비슷한 성질을 갖고 있다. 국제기상통보의 규정에 의하면 열대성저기압은 그 주변의 최대 풍속의 강도에 의해 분류된다. 즉 열대성 저기압이라는 것이 일반적인 명칭으로 가장 세력이 약한 것이 약한 열대성 저기압이고, 세력이 가장 강한 것이 태풍이다.

제2차세계대전 전까지 우리나라에서는 이 같은 방식으로 분류하지 않고, 열대성 저기압이 어느 정도 이상으로 발달한 것은 모두 태풍이라고 하였다. 그러나 그 이후에는 열대 스톰 이상으로 발달한 것을 모두 태풍이라고 부르고 있다.

국제 분류의 태풍은 장소에 따라 여러 가지 이름으로 불리고 있다. 대서양이나 카리브해 및 북동 태평양에서 발생하는 것은 허리케인이라고 하며, 벵갈만이나 아리비아해에서 발생하는 것은 사이클론이라 한다. 큰 태풍은 영향을 주는 범위가 넓고, 강한 태풍은 큰 피해를 주므로 기상통보의 태풍의 규모에 따라 재해에 대한 대비도 다를 것이다. 국제 간의 기상 통보에서는 괌에 있는 미국태풍경보 센터가 정한 인명으로 부른다. 2차대전 후에는 미국의 여성 이름만을 썼으나 태풍이라는 악역에 여성의 이름만 쓰는 것은 불공평하다는 목소리가 높아 1979년부터 남녀의 이름을 교대로 붙이게 되었다.

태풍의 관측

颱風－觀測

태풍은 열대의 넓은 해상에서 발생하고 발달하기 때문에 그 실태를 파악하기가 쉽지 않았다. 제2차세계대전 전에는 주로 남태평양에 있는 몇몇 섬에서 관측이 행해졌고, 그 외에는 때때로 그 해역을 지나가는 배에서 전해 주는 기상통보에 의해 태풍의 존재를 알 뿐이었다. 따라서 태풍의 위치도 정확하지 않았고, 강도 또한 태풍이 때때로 섬을 통과할 때나 배가 태풍 중심에 휘말려 들어갈 때 외에는 알 수 없었다.

제2차세계대전 이후에는 열대성 저기압이 발생하면 미군의 비행기가 태풍의 중심까지 날아가 관측하게 되어 태풍에 대한 상세한 정보를 얻을 수 있게 되었다. 또한 태풍이 우리나라 근처에 가까이 오면 각지에 있는 레이더에 의해 태풍을 연속적으로 감시할 수 있게 되었다.

태풍을 레이더로 관측하면 태풍 주위에 있는 특유한 구름 분포가 찍히는데, 이것으로 태풍의 중심 위치를 정할 수 있다. 또한 1977년부터 쏘아올린 기상위성에서 태풍 주위의 구름을 사진으로 찍을 수 있게 되었다. 이와 같이 현재는 일기도에 의해 태풍의 정황을 알 수 있게 된 것 외에도 여러 가지 방법으로 태풍의 실태를 파악할 수 있게 되어 갑작스럽게 태풍이 엄습하여 피해를 입는 일이 거의 없어졌다.

태풍 정찰 비행

颱風偵察飛行

열대성 저기압이 발생할 것 같다는 정보가 들어오면 하루에 두세 번 미군 비행기가 태풍의 중심까지 들어가 레이더나 드롭 존데를 이용하여 태풍을 자세히 관측한다.

태풍의 등압선은 거의 원형이므로 비행기가 언제라도 왼쪽으로 바람을 받아 날아가면 태풍 중심에 다가갈 수 있다. 중심에 가까이 가면 레이더로 중심의 위치를 잡아 더욱 중심에 가까이 접근한다. 격렬한 동요와 강한 비가 내리는 지역을 뚫고 나가 태풍의 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.

레이더에 의한 관측

radar－觀測

태풍이 200-300km 거리까지 다가오면 레이더로 태풍을 관측할 수 있다. 레이더로 찍은 태풍을 보면 중심 주위를 나선형 구름이 몇 줄 에워싸고 있는데, 이 사진으로 태풍의 중심 위치를 알 수 있다.

기상위성에서의 관측

氣象衛星－觀測

사진은 기상위성에서 찍은 태풍의 한 예이다. 이 위성은 지표에서 약 36,000km 위치에 정지해 있는 것으로, 높은 상공에서 태풍을 내려다본 것이다. 레이더의 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 태풍의 위치를 알 수 있으며, 연속 사진으로 태풍의 진로나 강도의 변화 등도 추정할 수 있다.

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

태풍의 발생

颱風－發生

발생 장소

發生場所

태풍은 주로 동경 170°보다 서쪽, 북위 5°에서 25°사이의 해상에서 발생한다. 이것은 태평양 전체로 보면 서쪽 부분에 해당한다. 대서양에서 허리케인이 발생하는 것도 그 서쪽 부분이다. 이것은 대양의 서부에서는 해면의 수온이 높은 것과 관련이 있다. 또한 북위 5°보다 적도에 가까운 지역에서는 콜리올리의 세력이 작기 때문에 기압이 낮은 곳이 생겨도 소용돌이가 되기가 어렵기 때문에 태풍이 형성되지 않는다. 또한 북위 25°이상이 되면 수온이 낮아지거나 상공에서 서풍이 강하기 때문에 태풍이 발생하기 어려워진다.

과거에 태풍이 발생한 장소를 보면, 따뜻한 계절에는 비교적 북쪽에 치우친 지역, 또 추운 계절에는 남쪽에 치우친 지역에서 많이 발생한 것을 알 수 있다.

발생 횟수

發生－

북서 태평양은 전세계에서 열대성 저기압이 가장 많이 발생하며, 게다가 가장 강하게 발달하는 지역이다. 태풍의 발생 횟수는 연간 약 28개이다. 이 숫자는 통계 기간에 따라 다소 차이가 있다. 또한 해마다 변동이 커서 많은 해에는 40개 가까이 발생하며, 적은 해에는 20개 이하인 경우도 있다.

태풍은 남태평양 해상에서 연중 어떤 달에도 발생한다. 그러나 1월부터 4월까지는 매우 적고, 따뜻해짐에 따라 점차 많아져 7월부터 10월까지가 가장 번번하다. 태풍은 적어도 1주일 정도의 수명을 가지므로 한 달에 4개 이상 발생하면 일기도상에서는 거의 매일 어딘가에 태풍이 발생한다는 계산이 나온다.

발생한 태풍 가운데 우리나라에 오는 것은 그 중 일부분이다. 태풍이 우리나라에 상륙하는 것은 6월부터 9월까지이며 평균 한 해에 서너 개다. 태풍은 상륙하지 않아도 상당한 피해를 미치는 경우가 있으므로 그와 같은 태풍을 포함하여 우리나라에 큰 피해를 주는 태풍의 수는 더 많아진다.

태풍의 구조

태풍은 여러 가지 점에서 온대성 저기압과는 다르다. 태풍은 그 중심부에 눈을 갖고 있는 것이 가장 큰 특징인데, 태풍의 구조도 눈의 안과 밖으로 나누어 생각해야 한다.

구름

태풍을 레이더로 관측하면 고도 십여 킬로미터에 달하는 적란운이 중심 주위를 에워싸고 있다. 이 고리 모양의 구름을 벽운(壁雲)이라 하며 그 안쪽을 태풍의 눈이라고 한다. 눈의 크기는 평균 15-20km 정도이지만 태풍에 따라 다르며, 같은 태풍이라도 시간적으로 매우 다르다.

눈의 모양은 거의 원형이나 타원형으로, 길다란 띠 모양으로 연결된 적란운이 주위에서 모여들어 벽운을 형성하고 있다. 레이더에 찍히는 것은 굵은 빗방울을 내리게 하는 구름뿐이며, 찍히지 않는 검은 부분이라도 실제로는 구름이 있다. 또한 비행기로 태풍의 중심에 들어가 보면 태풍의 눈 안에도 구름이 있다. 이 구름은 벽운처럼 길다란 것이 아니라 틈이 있어 해가 비치거나 별이 보이는 경우도 있다.

기압과 바람

氣壓－

일기도상에서는 태풍의 중심 주위에 동심원 모양을 한 등압선이 많이 그려져 있으며, 중심에 가까울수록 그 간격은 좁아진다. 또한 태풍의 중심이 지나간 관측소의 기압이나 풍속의 변화를 보면, 기압은 중심에 가까우면 급격히 낮아지고 바람도 급격히 강해지지만, 태풍의 눈 안에서는 갑자기 약해진다.

지표의 태풍 주위에서는 상당히 넓은 범위에 걸쳐 바람이 등압선과 20-30°각도로 태풍 안으로 불어들고 있는데, 태풍이 발생하고 있는 상공의 바람을 비행기에서 보면 중심에서 극히 가까운 곳을 제외하면 중심에서 바깥쪽을 향해 불어나오고 있다.

기온

氣溫

태풍이 열대 지역에 있는 동안은 지표의 태풍지역 내의 기온에 큰 차이가 없다. 이러한 점에서 온대성 저기압의 경우에는 난역과 한역(寒域) 사이에 커다란 온도차가 있으므로 태풍과 상당히 다르다. 태풍 주위의 상공의 기온은 매우 특징있는 분포를 보이고 있다. 이것을 비행기에서 관측해 보면 태풍의 중심 부근에서는 온도가 매우 높고, 주위로 갈수록 온도가 낮아진다. 그리고 그 도중에는 온도가 높은 곳과 낮은 곳이 서로 교대로 나타난다. 온도가 높은 띠 모양의 구역은 태풍의 중심 부근에서 사방으로 뻗어 있는 띠 모양의 구름과 일치한다.

태풍의 눈 내부가 기온이 매우 높은 것은 이곳이 하강기류 영역이기 때문이며, 중심 부근에서 일반적으로 기온이 높은 것은 구름 속에서 다량의 수증기가 응결하여 잠열(潛熱)을 방출하기 때문이다.

태풍의 일생

颱風－一生

열대성 저기압이 발생하는 곳은 편동풍 골의 끝부분이나 중위도에서 뻗어 있는 기압골 위쪽 등 상승 기류가 있는 곳이다. 열대의 해면은 수온이 높고 햇빛이 강하기 때문에 증발이 활발하여 대기는 충분히 습해져 있다. 또한 라디오 존데 관측 결과에 의하면 열대의 대기는 조건부 불안정 상태에 있는 경우가 많다. 그렇기 때문에 대기가 어느 정도 상승하여 포화 상태에 도달하면 그 다음은 점점 상승하려는 성질이 있어서 적란운이 형성된다. 적란운 안에는 다량의 수증기가 응결하여 잠열이 방출되기 때문에 온도가 높아진다.

한편 태풍이 발생하는 것은 상공에서 커다란 기류의 발산이 있을 때라는 것은 익히 알고 있는 사실이다. 해면의 적란운 주위에서 수렴하여 상승한 기류가 상공에서 발산하여 그것이 하층의 수렴을 웃돌게 되면 기압이 내려간다. 또한 적란운으로 에워싸인 눈 안에서는 강한 하강 기류가 있기 때문에 공기는 단열적으로 승온하여 기온이 한층 높아진다. 기온이 높아지면 밀도가 감소하기 때문에 중심부의 기압은 눈 주위보다 더욱 낮아진다. 계산을 해보면 태풍의 중심부에서는 온도의 상승에 의해 밀도가 감소한 것만큼 기압이 낮아진다는 것을 알 수 있다. 이와 같이 하여 기압이 내려가면 주위에서 기류가 수렴하여 적란운을 더 한층 발달시킴에 따라 태풍이 점점 발달하게 된다.

이상과 같이 태풍이 발달하기 위해서는 해면에서 다량의 수증기가 증발하여 대기가 충분한 습기를 가지는 것이 첫째 조건이다. 지금까지의 연구에 의하면 태풍이 발달하려면 표면 수온이 26-27℃ 이상이어야 한다. 열대의 해양에서도 남동태평양에서 열대성 저기압이 발생하지 않는 것은 수온이 낮기 때문이다. 또한 북서 태평양에서 강한 태풍이 된 것은 모두 수온이 28℃ 이상인 곳에서 급속히 발달한 것이다. 필리핀 동남쪽 해면은 수온이 높은 곳에서 태풍이 종종 맹렬한 기세로 발달한다. 지금까지 비행기 관측으로 얻은 태풍의 중심 기압의 최저치는 87hPa로, 열대에서의 평상시 기압보다도 135hPa나 낮은 수치이다.

태풍은 해면의 수온이 높고 상승 기류가 있는 곳에서, 그리고 상공에서 큰 발산이 있는 경우에 발달한다. 실제로 태풍의 발달 상황을 조사해 보면 발생하고 나서 2,3일 후에 급속히 발달하는 경우가 많다. 하루에 한 차례만 기상 통보를 수신하던 배가 갑자기 태풍이 발달하여 당황하는 경우가 흔히 있다.

넓은 해면에서는 수온이나 기류의 상태가 태풍이 발달하기에 적합하지 않은 장소가 있다. 태풍이 이와 같은 곳으로 오면 발달이 멈추고 쇠퇴한다. 그러나 일단 발달한 태풍은 열대 해상에서 금방 소멸하지는 않는다. 태풍은 상륙하면 해면에서 수증기의 보급이 없어져 표면 마찰이 커지기 때문에 급속도로 쇠퇴한다. 가을에 중위도까지 와서 일단 주춤한 태풍이 온대성 저기압 성질을 갖기 시작하여 다시 발달하는 경우가 있다. 이것을 태풍의 재생이라 한다. 이런 경우 일반적으로 진행 속도가 빠르기 때문에 특별히 경계를 필요로 한다.

태풍의 진로

颱風－進路

태풍은 열대에 있는 동안은 시속 20-25km로비교적 느린 속도로 서쪽 또는 서북서로 진행한다. 발생한 태풍 가운데 3분의 1 정도는 그대로 서쪽으로 진행하여 필리핀, 대만 또는 남지나해로 들어간다. 하지만 나머지 3분의 2의 태풍은 도중에 진로를 북쪽 또는 북동쪽으로 바꾸어 우리 나라 쪽으로 향한다. 이것을 태풍의 전향이라 한다. 태풍은 전향할 때 약 하루 정도 정체하는데, 일단 전향하면 속도가 빨라진다. 여름이라면 시속 35-40km, 가을이 되면 더욱 속도가 빨라져 드물게는 시속 100km에 달하는 경우도 있다.

태풍의 움직임은 강속의 소용돌이에 많이 비유된다. 강물의 소용돌이는 소용돌이 자체가 회전하면서 강물의 흐름에 따라 흐른다. 태풍도 이와 마찬가지로 시계 반대 방향으로 도는 커다란 소용돌이이며, 이것이 태풍 주위의 대규모 기류로 흐른다. 이런 경우 대규모 기류는 태평양 고기압 주위의 기류이다. 따라서 태풍은 태평양 고기압 주위를 움직인다고 할 수 있다. 태평양 고기압이 동서로 길게 이어져 있을 경우 태풍은 서쪽 또는 서북서 방향으로 진행하며, 고기압이 우리 나라 남쪽에 있을 경우에는 도중에 방향을 바꾼다.

태평양 고기압도 매일 변동하고 있으므로 그 주변의 기류도 변동한다. 그렇기 때문에 그 기류에 좌우되는 태풍의 진로를 예보하는 것은 실제로는 상당히 어렵다. 또한 태풍은 그 주변의 기류에서 흐르는 것만이 아니라 소용돌이 움직임을 갖고 있다. 예를 들어 태풍은 갈짓자로 가는 성질을 갖고 있다. 그 주위의 위도에 따라 달라지는데, 북위 30°부근에서는 약 하루이다. 또 대형 태풍은 일반적으로 예상되는 경로보다도 북쪽으로 치우치는 경향이 있다. 두 개의 태풍이 비교적 가까이 있으면 그들 태풍은 중심 주위를 시계 반대 방향으로 회전한다는 법칙도 있다. 이러한 움직임은 태풍을 이동시키는 기류가 강한 경우에는 눈에 띄지 않지만 약할 때는 눈에 띄게 된다. 이러한 경우 태풍의 움직임은 느리지만 진로 예보는 매우 어려워진다.

그리고 태풍의 이름은 1조에서 4조까지 있는데 한 조에 각각 21개로서 모두 84개가 있다. 태풍의 이름을 붙이는 방법은, 만약 지난해 2조의 Nora까지 붙이고 끝났다면, 올해는 맨처음 발생한 태풍의 이름은 Nora 다음의 Opal부터 시작하여 순차적으로 이름을 붙여가게 된다. 2조가 모두 끝나면 다음 3조로 옮겨가며, 이와 같이 계속 차례대로 4개조로 순회하면서 이름을 붙여나가게 된다.

우리나라의 태풍 피해

－颱風被害

태풍을 비롯한 열대성 저기압은 세계적으로 해마다 80-100개가 발생하는데, 우리나라 부근에는 연평균 세 개의 태풍이 지나간다. 태풍은 주로 7-9월에 오는데, 우기와 겹치므로 피해거 더욱 커진다.

1959년 9월 중순 통영지방에 상륙한 뒤 영일만 쪽으로 빠져나간 태풍 사라는 영호남과 영동지방에 심한 풍수해를 일으켰다. 이때 공식적으로 집계된 사망자 수만 750명이었으며, 여수와 부산에서 관측된 최대풍속은 각각 35.5m/s, 34.7m/s였다. 가장 큰 재산 피해를 낸 태풍은 1987년 7월 중순에 습격한 셀마로 서울과 인천을 제외한 전국에 걸쳐 177명의 사망자와 21억 9,517만 원의 재산 피해를 냈다. 태풍 셀마의 최대풍속은 속초가 31.1m/s, 통영이 26.7m/s, 울진이 27.6m.s였다.

토네이도

tornado

토네이도는 바람 가운데서 가장 파괴적으로 320km/h 이상의 속도로 폭풍의 중심 주위를 맴돌며 분다. 또 지름이 수백 미터에 달하며 많은 지역에 인명과 재산 피해를 입힌다.

토네이도는 거의 연직(鉛直)인 축 주위에 격렬하게 회전하는 기둥 모양의 공기 소용돌이이다. 적란운으로 인해 생기는 것으로, 기둥의 지름은 200m 정도인 것이 많은데, 3.2km나 되는 거대한 것도 기록되어 있다. 회오리 기둥 안은 기압이 급격히 낮아져 있으며, 풍속은 태풍보다 더욱 강하여 순간 풍속이 150m/sec를 넘는 것도 있다.

기둥 모양의 소용돌이 바깥에서 빨려들어온 공기는 기압이 급격히 낮아지기 때문에 단열 냉각에 의해 수증기가 응결하여 코끼리 코 모양을 한 깔때기구름이 생성된다. 매우 건조한 지역에 생기는 회오리의 경우에는 깔때기구름이 생기지 않는 경우가 있다. 또한 깔때기구름이 짧아서 지면에 닿지 않는 경우도 있다.

토네이도는 소규모 현상인데 대부분 저기압성으로 회전하며, 지면에서 회오리 속으로 빨려들어가는 공기는 나선 계단 모양으로 꼬이면서 상승한다. 토네이도가 저기압성으로 회전하고 있는 것은 그 모체가 되는 구름 자신이 저기압성 회전을 하고 있기 때문이다.

깔때기구름은 지면에 닿거나 떨어지거나 하면서 일반적으로 시속 30-50km 속도로 진행한다. 그러나 때로는 시속 100km 속도인 것도 있다.

토네이도는 일반적으로는 수명이 짧다. 미국에서 나온 통계 자료에 의하면 그 경로의 길이가 30-50km로 끝나는 경우가 많다. 그러나 400km 이상이나 되는 거리를 휩쓸고 지나가는 것도 있다. 깔때기구름이 지면에 도달해 있을 때는 소용돌이가 강하여 제트기가 날고 있을 때와 같은 굉장한 소리를 내며, 나무를 뿌리째 뽑아 쓰러뜨리기도 하고, 지붕이 벗겨져 나가고 자동차가 날려가는 등의 엄청난 피해를 준다.

또한 하나만 고립되어 발생하는 것도 있지만 넓은 범위에 걸쳐 몇 개의 토네이도가 발생하는 경우가 있다. 한 예로 1974년 4월 3일부터 4일까지 미국 동부 조지아주, 앨러배머주, 인디애나주에 이르는 넓은 지역에서 많은 회오리가 발생하여 사망 320명, 부상자가 수천 명이 넘었다. 깔때기구름이 지면에 닿지 않을 때는 소용돌이가 약하지만 그래도 상당한 피해를 주는 경우가 있다.

토네이도는 연평균 기온이 10-20℃ 사이에 있는 온대 지방에서 발생하는 경우가 많으며, 열대 지방에서는 발생할 확률이 극히 적다. 토네이도는 규모가 작기 때문에 사람이 살지 않는 곳에서 발생한 경우에는 기록에 남지 않는다. 그렇기 때문에 연간 몇 개 정도나 발생하는가 하는 것도 인구 밀도에 따라 다르며, 주민들이 어느 정도 토네이도에 관심이 있는가에 따라서도 달라진다. 1960년 이후 미국의 통계에 의하면 연간 500-900개 정도 발생하고 있다고 한다. 주로 미국에서 봄과 논여름에 발생하는데 가장 살인적인토네이도는 1925년 3월에 미주리·일리노이·인디애나주를 통과하면서 689명의 인명 피해를 낸 것으로, 이동경로 350km, 폭 1.5km, 시속 100km/h 였다.

허리케인

hurricane

지름이 320-480km인 강력한 소용돌이 폭풍으로 중심 부근에는 바람이 120km/h 이상으로 불기 때문에 넓은 지역에서 큰 피해를 입는다. 대부분 9월에 북대서양과 북태평양에 생기며 해마다 평균 6-8개 정도가 발생한다. 허리케인이 발생하는 동안 기상학자들은 대서양과 태평양 특히 카리브해와 멕시코만을 관찰하고 기상위성이 찍은 사진을 분석하고, 기압·기온·풍속과 같은 자료를 수집하여 허리케인이 어느 지역을 얼마나 강타할 것인지 예측한다. 위성·비행기·레이더로 경로를 추적한 뒤, 기상센터는 허리케인의 경로에 있는 지역에 경보를 내린다.

사이클론

cyclone

인도양 남부, 아라비아해, 벵골만에서 발생하는 강한 열대성 저기압으로 동남아시아의 태풍, 서대서양과 카리브해의 허리케인, 오스트레일리아의 윌리윌리와 성질이 같다. 한편, 고기압을 안티사이클론이라고 하는 것과 같이 저기압의 총칭으로 사이클론을 쓰는 경우도 있다.

블리자드

blizzard

맹렬한 눈보라를 수반하는 찬 폭풍설로서 풍속 14m/s 이상, 저온, 시정(視程) 500ft(피트) 이하인 상태를 가리킨다. 또 풍속 20m/s 이상, 기온이 －12℃ 이하, 시정이 0에 가까운 상태를 심한 블리자드라고 한다. 남극에서는 빙관(氷冠)으로부터 불어오는 맹렬한 강풍을 뜻하기도 한다. 한편 블리자드는 미국의 기상용어로서 러시아 남부에서는 브란(bran), 북시베리아 툰드라지대에서는 푸르가(purga), 아르헨티나의 팜파지방에서는 팜페로(pampero)라고도 한다.

고기압

날씨가 맑은 날의 일기도를 보면 고기압으로 뒤덮여 있는 경우가 많다. 고기압은 어떤 구조를 갖고 있는지 살펴보자.

고기압의 성격

高氣壓－性格

주위에 비해 기압이 높아져 있는 곳을 고기압이라 한다. 일기도에서 보면 중심 주위가 막힌 등압선으로 에워싸여 있으며 중심이 저기압만큼 뚜렷하지는 않다.

고기압 주위의 바람은 등압선과 일정한 각도를 이루어 시계 방향(북반구)으로 불어 나간다. 다시 말해서 지상의 고기압 부분에서는 기류가 발산하여 그것을 보완하기 위해 상공에서 공기가 하강하기 때문에 고기압 안에는 하강 기류가 있다. 하강 기류가 있으면 공기는 단열적으로 온도가 올라가고, 수증기의 응결이 어려워지기 때문에 고기압 내부는 구름이 적다. 구름이 생성되는 경우는 낮은 층운형이 된다.

고기압 안은 이와 같은 상태이기 때문에 야간의 방사 냉각이 강하여 지면 부근의 온도가 낮아진다. 한편 고기압 내부에서는 바람이 약하기 때문에 접지(接地) 역전이 일어나기 쉽다. 그렇기 때문에 추운 계절에는 아침 일찍 서리가 발생하기 쉽고, 도시에서는 스모그 발생이 많아진다.

고기압의 종류

高氣壓－種類

고기압에서 대기의 상한까지의 기주(氣柱)를 생각해 보면 기주 전체의 밀도가 주위보다 크거나 기주에 흘러들어오는 공기의 양이 기주에서 흘러나가는 공기의 양보다 많거나 둘 중 하나이다. 이와 같은 견해로 분류하면 고기압에는 두 종류가 있다.

한랭고기압

寒冷高氣壓

첫째는 방사 냉각이 강하여 지표 부근의 공기의 밀도가 커져서 고기압이 되는데, 이것을 한랭고기압이라 한다. 이 고기압은 지표 부근의 냉각이 그다지 높은 곳까지 미치지 않기 때문에 2-3km 상공에서는 주위와 거의 같은 밀도가 되어 있기 때문에 그 이상의 고도에서는 고기압이 아니다. 이 고기압의 전형적인 예가 겨울의 시베리아 고기압으로, 중심 기압이 때로는 1,080hPa에 달한다.

이와 같이 강한 고기압이 생기려면 단지 방사 냉각이 강해야 하는 것만이 아니라 지형도 커다란 영향을 미친다. 예를 들어 시베리아 평원의 남쪽에는 티베트 고원이 있는데, 이 고원은 시베리아 평원에 있던 차가운 공기가 남쪽으로 흘러나오는 것을 차단시키거나 남쪽에서 따뜻한 기류가 들어오는 것을 차단한다.

시베리아 평원에 차가운 공기가 어느 정도 축적되면 이 공기는 남동쪽으로 움직이기 시작한다. 이때 차가운 공기는 수평으로 퍼지며, 지표 부근의 공기는 하층에서부터 점차 따뜻해지기 때문에 기압이 점차 낮아진다. 시베리아 고기압이 동해를 지나갈 때 하층부터 따뜻해지기 때문에 기압이 낮아진다. 만약 동해 같은 따뜻한 곳이 없었다면 우리 나라의 겨울철 기압은 지금보다 훨씬 높아질 것이다.

온난고기압

溫暖高氣壓

또 하나의 고기압은 온난 고기압이다. 대기 순환 중에서 적도 상공을 북쪽으로 향하는 공기는 편향력 때문에 북위 30°부근에서는 서풍이 되어 그 이상 북쪽으로 진행하지 않기 때문에 30°상공에서는 공기가 막혀 그 지표에 고기압이 형성된다. 이것이 전형적인 온난 고기압이다. 이 고기압 안에는 권계면 부근에서 지표 사이에 하강 기류가 있기 때문에 대류권 전체가 따뜻하다. 이 고기압 상공에서 수렴은 지표의 발산보다 크다.

편서풍 파동이 발달할 때 편서풍의 극쪽에 절리(切離) 고기압이 생긴다. 절리 고기압은 주로 고층에 나타나지만 지표까지 도달하는 것도 있다. 이 고기압도 온난 고기압의 일종이다.

이동성 고기압

移動性高氣壓

한랭 고기압과 온난 고기압은 오랜 기간 동안 발생 지역에 정체해 있다. 이에 비해 두 저기압 사이를 상당히 빠른 속도로 이동하는 고기압이 있는데, 이것을 이동성 고기압이라 한다. 이동성 고기압은 편서풍 파동의 단파(短波) 능선에 해당하는데, 우리 나라 부근을 지나가는 것에는 시베리아 고기압의 남동부가 떨어져 나와 이동성 고기압이 된다. 이것은 원래는 한랭 고기압인데, 남동진하여 따뜻한 해면 위를 이동하면 며칠 사이에 온난 고기압으로 변화하는 경우가 있다.

우리 나라 부근을 통과하는 이동성 고기압의 속도는 일년 평균 시속 약 45km로 추운 계절에는 빠르고, 따뜻한 계절에는 느리다. 이동성 고기압 중에서는 일반적으로 구름이 적고 날씨가 좋다. 그러나 이런 날씨는 하루나 하루 반 정도밖에 지속되지 않는 경우가 많고, 그 후는 대개 구름이 끼거나 비가 내린다. 고기압의 발달이나 쇠퇴는

저기압의 경우에 비하면 완만하다.

메소기상

뇌우·집중호우·회오리 등은 수km에서 100km 정도의 좁은 지역에 일어나는 현상이기 때문에 고기압이나 저기압처럼 일기도상에 표시하기가 어렵다. 이들 현상은 길거리에서 모래 먼지를 날리는 회오리바람 같은 소규모 현상보다는 규모가 크기 때문에 중규모 현상 또는 메소기상이라 한다.

메소기상은 그 현상이 일어나는 범위는 좁지만 매우 격렬한 현상이 많기 때문에 예보나 경계를 내보내야 한다. 그러나 일반적인 기상 관측망으로는 감지할 수 없으므로 이것을 자세히 조사하기 위해서는 망이 촘촘한 특수 관측망을 설치하거나 레이더나 항공기를 사용해야 한다.

우레(벼락)

번개와 천둥소리를 동반하는 급격한 방전현상을 우레라고 하는데, 일반적으로 강한 소나기를 내리며, 우박을 동반하는 경우도 있다. 우레는 적란운 안에서 발생하는데, 적란운은 대기의 상태가 불안정하여 강한 상승 기류가 있을 때 발생한다.

우레의 종류

－種類

우레를 상승기류를 일으키는 원인에 의해 크게 분류하면 열뢰(熱雷)와 계뢰(界雷)의 두 가지이다.

열뢰

熱雷

지표면이 강한 햇빛으로 데워져 대기 하층의 기온 감률(減率)이 100m에 대해 1°이상 커지며, 격렬한 상승기류를 생기게 하는 우레이다. 여름철 오후에 육지, 특히 산간에서 가장 많이 발생하는데, 이 경우 상공에 차가운 공기가 들어오면 대기 상태가 한층 불안정해지며 강한 열뢰가 된다.

계뢰

界雷

한랭전선이 발달한 곳에서 차가운 공기가 따뜻한 공기 밑으로 들어가 따뜻한 공기를 강제로 상승시키기 때문에 적란운이 발생하여 일어나는 우레이다. 드물게 온난전선면을 따라 상승해 가는 따뜻한 공기가 불안정해질 때 우레가 발생하는 경우도 있다. 일반적으로 전선 가까이에서 발생하는 우레를 말하는데, 이런 경우 지표면의 가열이 있으면 대기의 상태가 한층 불안정해져서 대규모 우레가 발생한다. 이를 열계뢰라고 한다.

기타 우레

단순히 강한 차가운 공기가 흘러들어 대기의 상태가 불안정해져서 일어나는 우레를 불안정우레 또는 전도뢰(顚倒雷)라고도 부른다.

뇌운의 구조

雷雲－構造

우레는 고립된 적란운 안에서 발생하는 경우도 있지만 대부분의 경우 많은 적란운이 집단을 이루고 있는 속에서 발생한다. 하나하나의 적란운은 수km-10km 정도의 크기인데, 30분에서 1시간 정도 사이에 발생했다가 쇠퇴한다. 몇 개의 적란운이 집단을 이루고 있으면 각각의 적란운이 발달, 쇠퇴 과정을 거치고 나서 전체적으로 우레가 2-3시간 지속되는 일이 있다.

발생기의 적란운은 구름 속 전체에 상승 기류가 있으며, 구름 꼭대기에 가까울수록 상승 기류가 강하다. 구름이 높은 곳에는 빙정(氷晶)이 형성되어 있는데, 물방울 구름도 빙정 구름도 아직 입자가 작기 때문에 상승 기류에 떠받쳐져 강수는 시작되지 않는다.

성숙기가 되면 구름 입자가 빗방울로 성장하여 구름 밑에서 강수가 시작된다. 강우가 어느 정도 강해지면 주위의 공기를 밑으로 끌어당기기 때문에 그 부분의 상승 기류는 점차 약해져 결국 하강 기류로 바뀐다.

구름 속의 상승 기류는 뇌운이 성숙기로 들어간 직후에 가장 강하며, 평균적으로 초속 6m 정도인데, 장소에 따라서는 초속 30m를 넘고 때로는 초속 60m나 되는 경우도 있다. 하강 기류 속에서는 빗방울이 증발하기 때문에 주위의 공기보다 온도가 낮아져 하강속도가 한층 커진다. 하강기류의 강도는 일반적으로 상승기류의 절반 정도이다.

쇠퇴기는 구름 속의 거의 전부가 하강기류로 뒤덮여 있게 된 시기에 비는 계속 내리지만 구름은 쇠퇴하기 시작한다.

최근 레이더를 이용하여 많은 적란운을 조사한 결과에 의하면 앞에서 말한 뇌운과는 달리 구름 하나의 크기가 수십-100km에 달하며, 특별한 구조를 갖는 것이 발견되고 있다.

우레의 전기

－電氣

뇌운 가운데는 온도가 -10℃ 정도인 곳을 중심으로 전하 분리가 일어나 뇌운 상부에는 양전하(陽電荷)가 모이며, 뇌운 하부에는 음전하(陰電荷)가 모인다. 그러나 구름 아랫부분의 일부에 양전하가 모여 있는 곳이 있다.

뇌운 안에서 어떻게 이러한 전하의 분리가 일어나는지에 대해서는 19세기 말부터 현재에 이르기까지 여러 가지 학설이 제기되고 있는데, 아직 정확히 밝혀진 것이 없다. 현재 비교적 많은 사람들이 지지하는 견해는 다음과 같다.

첫째, 구름 속에서 커다란 얼음 입자와 작은 얼음 입자가 충돌하면 마찰에 의해 전기가 발생하여 큰 쪽은 양전기, 작은 쪽은 음전기를 띤다. 얼음 입자가 둘로 분열할 때에는 큰 쪽이 양전기, 작은 쪽이 음전기를 띤다. 또 온도차가 있는 얼음끼리 마

찰시키면 따뜻한 쪽이 음전기를 띤다. 이와 같이 하여 전하 분리가 일어난 후에 작은 입자는 상승 기류에 의해 구름 밖으로 달아나고, 양전기를 띠는 것은 구름 상부에 머물러 있다고 생각된다.

둘째, 뇌운 속에서 전장(電場)은 위쪽이 양전기를 띠고 있으므로 구름 속의 빗방울의 윗면은 유도에 의해 음전기, 아래쪽 면은 양전기를 띤다. 이 빗방울이 낙하할 때 음이온은 빗방울 밑면에 흡착되고 양이온은 반발한다. 그 결과 양이온은 상승 기류에 의해 위쪽으로 운반되고 음전기를 띤 빗방울은 아래로 떨어진다.

방전

放電

구름 속에서 전하가 분리되어 전위(電位) 빈도가 3,000

/cm 정도에 달하면 방전이 일어난다. 방전 속에는 같은 구름 속의 양과 음전하 사이에 일어나는 운내(雲內) 방전(횟수가 가장 많다), 구름과 지표 사이에 발생하는 낙뢰(落雷), 구름과 다른 구름 사이에 발생하는 운간(雲間) 방전(횟수는 적다)이 있다. 방전은 상당히 장거리에 걸쳐 일어나는데, 이 긴 거리에 한꺼번에 방전이 일어나는 것은 아니다. 예를 들어 낙뢰가 일어날 때 방전을 회전카메라로 자세히 관찰하면 처음에 짧은 거리에 불꽃이 날고 일단 떨어진다. 그 다음에는 이전보다 긴 거리에 불꽃이 난다.

이와 같은 방전이 몇 차례 되풀이되는 동안 양과 음전하 사이의 방전로가 생겨 단번에 구름에서 지면에 이르는 방전이 발생한다. 그 뒤 지면에서 구름으로 향하는 귀환 뇌격(雷擊)이 일어난다. 이와 같이 방향이 다른 한 덩어리의 방전이 몇 차례 이어지면 하나의 낙뢰가 끝난다.

우레 발생의 조건

－發生－條件

우레 방전이 일어나려면 적란운 안에 물방울과 빙정이 공존하여 비가 내려야 한다. 우레는 적란운의 꼭대기가 -20℃ 정도까지 도달했을 때 일어난다는 통계 결과도 있다.

또한 적란운이 발달하려면 대기가 상당히 두꺼운 층에 걸쳐 불안정해야 하며, 더욱이 수증기의 보급이 적당히 있어야 한다. 산악 지대에서 우레가 발생하기 쉬운 것은 지형에 의해 상승 기류의 계기가 만들어지기 때문이다.

천둥

thunder

번개 때문에 10,000℃ 이상이나 가열된 공기가 심하게 팽창해서 나는 소리로 번개의 전하(電荷)가 이동할 때 순간적으로 가열된 공기 분자가 여러 방향으로 팽창하려고 하다가 찬 공기와 격렬하게 부딪치게 되고, 이 때 공기중에 강한 파동이 발생하며 천둥소리가 난다. 천둥소리는 번개를 보고 난 뒤 얼마 지나서 듣게 된다. 왜냐 하면 빛은 29만 9,792km/sec로 나아가는 반면, 소리는 겨우 약 335m/sec로 나아가기 때문이다. 천둥치는 소리는 한 지점에서 발생하는 소리가 아니라 긴 방전로를 따라 발생하는 소리이기 때문에 먼곳으로 전해질 때는 복잡한 소리가 된다.

천둥이 들리는 범위는 일반적으로 15km 정도까지이며, 멀어도 20km를 넘지 않는다. 번개까지의 거리는 번갯빛이 보이고 나서 천둥이 들릴 때까지의 초수에 330m를 곱한 값으로 얻을 수 있다.

번개

lightning

하늘에서 일어나는 거대한 전기불꽃으로서, 구름과 땅 사이에서 발생하는 번개를 벼락이라고 한다. 땅을 치는 번개는 뇌격이라는 한 개 이상의 전기 방전으로 이루어진다. 즉, 여러 가닥의 번개가 모여서 하나의 번개로 보이는데, 그 개개의 번개를 뇌격이라고 한다. 우리가 번갯불이 번쩍일 때 보는 밝은 빛은 복귀뇌격으로 이때 가열된 공기는 빠르게 팽창하여 천둥이라는 압력파를 만든다.

번개의 가장 일반적인 형태인 구름 속의 번개는 구름 안에 있는 전하가 전기불꽃을 일으킬 때 발생한다. 구름과 공기 사이를 흐르는 전하는 구름과 공기 사이의 번개를 일으키고, 두 구름 사이의 전류는 구름 사이의 번개를 일으킨다. 구름과 땅 사이를 흐르는 전하로 발생하는 번개는 전하가 흐르기 시작하는 방향에 따라 벼락이 되기도 한다. 벼락은 간혹 사람을 죽이고 재산을 파괴하며 화재를 일으킬 수 있다.

뇌우

雷雨 thunderstorm

번개와 천둥이 뒤따르는 세찬 비바람으로서 적란운으로 되어 있는데, 개개의 적란운을 뇌우세포라고 한다. 뇌우의 범위와 지속 시간은 적란운의 크기와 개수에 따라 다르다. 보통 하나의 적란운으로 된 뇌우의 수평 범위는 20km 정도이고, 지속시간은 1시간 정도이다. 그러나 슈퍼셀(supercell)이라고 하는 커다란 적란운으로 된 뇌우의 수평범위는 30-50km 정도이며, 몇 시간 정도 지속된다.

한편 멀티셀(multicell)이라고 하는 여러 개의 적란운으로 된 뇌우의 범위는 더욱 넓어지고, 지속 시간도 더욱 길어진다. 뇌우 중 강풍이 불고 우박이 함께 내리는 것을 시비어선더스톰(severe thunderstorm)이라고 한다.

기단 안에서 발생하는 뇌우를 기단뇌우라고 하는데, 이것은 전선면이나 지형을 따라 강제로 상승하는 대기에서 발달한 적란운으로도 만들어진다.

코로나 방전(세인트엘모의 불)

낙뢰가 일어나기 전에 구름 속의 전장이 강해졌을 때 유도에 의해 지표의 돌기물에서 생기는 방전을 코로나 방전이라 한다. 이 방전이 일어나면 슉 하는 소리가 나면서 옅은 붉은색 또는 파란색을 띤 빛을 낸다. 이 불꽃이 양극에서 나올 때는 옅은 붉은색 빛이 5cm 이상이나 뻗어나간다.

또 음극에서 나올 때는 파란색을 띤 빛으로, 1cm 정도밖에 뻗어나가지 않는다. 지중해의 선원들은 옛날에 이 빛을 성(聖) 엘모의 불로 믿고 있었다.

피뢰침

避雷針

피뢰침의 역할은 방전 전류가 주위에 해를 입히지 않도록 땅 속으로 유도하는 데 있다. 그러기 위해서는 구리선을 굵게 해야 할 뿐 아니라 접지 저항을 작게 하기 위해 커다란 동판(銅版)을 땅 속에 묻거나 선이 접히지 않도록 주의해야 한다.

집중호우

집중호우(集中豪雨)라는 것은 좁은 지역에 단시간에 집중적으로 내리는 강한 비를 말한다. 원래 보도 관계에서 쓰이던 용어인데, 현상을 잘 설명하고 있기 때문에 오늘날에는 학술 용어로도 쓰이게 되었다.

어떤 장소의 상공에 있는 수증기를 전부 비로 만들어 떨어뜨린다고 해도(실제로 비가 되어 내리는 것은 그 일부분에 지나지 않는다) 그리 많은 양은 아니다. 집중호우가 내리기 위해서는 좁은 지역으로 수증기가 잇따라 운반되어 이것이 강한 상승 기류의 작용을 받아야 한다. 일기도상에서는 습설(濕舌)이라는 가느다란 습한 구역과 수증기를 운반하는 하층의 제트기류를 볼 수 있다.

기상관측

기상관측

氣象觀測기상 현상이나 대기의 상태를 육안이나 계측기에 의해서 측정하고 정리하는 것을 기상관측이라 한다. 기상관측은 기후의 변화를 측정하기 위한 관측(기후관측)과 일기예보를 위한 관측(통보관측)으로 구분한다. 이들은 관측종목은 다르나 공통적인 중요한 관측은 기압·기온·노점(露點)온도·습도·풍향·풍속·강수량·적설의 깊이·구름(양·높이·방향)·시정(視程) 등이 있다. 그 외에도 어떤 특수한 목적을 위한 관측으로서 해상기상관측·농업기상관측·항공기상관측·수문(水文)기상관측 등이 있다.

항공기상관측

航空氣象觀測

항공기상관측 중에서 특수한 관측을 들면, ① 하늘상태(하늘이 구름이나 안개로 인해 어느정도 덮여 있는가를 나타냄) ② 시링(운량이 6 이상인 구름의 높이) ③ 우시정(優視程) (사방을 보았을 때 적어도 반의 구역을 볼 수 있는 시정) ④ 고도계 수정치(항공기의 고도계는 표준 대기를 기준으로 한 기압계이므로 실제의 대기와의 차가 생기게 될 때 이것을 수정하는 것) 등이 있다.

수문기상관측

水文氣象觀測

수문기상관측은 대기중의 물의 수지(收支), 즉 비나 눈이 내리는 양 및 지표면으로부터의 증발산량(蒸發散量)을 관측한다.

댐의 집수역(集水域)에 쌓인 적설량을 측정하여 눈 녹은 물을 효율적으로 발전에 이용하도록 하며, 집중호우(豪雨)로 인한 홍수를 미리 알아서 대비하고 하천 제방의 높이를 결정하는 등 실용상 중요한 관측이다. 댐의 집수역은 주로 지형이 복잡한 산악지방에 있으므로 우량(雨量) 관측은 3개월간 할 수 있는 자동우량계와 우량 로봇을 이용한다. 빗물이 우량 로봇(직경 14cm의 집수부)에 들어가면 로봇 집 속에 있는 전도형(顚倒型) 우량승을 동작시키고 모스의 숫자 부호 발생 원통을 회전시켜 1시간마다 자동 스위치가 들어가는 초단파 송신기에 의해 우량을 발신한다.

눈의 경우 적설의 총량을 알기 위해서는 여러 지점의 적설의 깊이와 밀도를 관측한다. 이것을 설량조사(雪量調査)라 한다.

보통은 채설기(採雪器)를 이용하여 설량을 측정한다. 채설기는 직경이 30cm∼50cm인 관이며 앞끝에 강철의 연모가 붙어 있다. 이것을 적설 속에 수직으로 넣고 끝이 지면에 달하기까지 돌리면서 내린다. 그리고 다시 뽑아서 관속에 든 눈의 무게를 측정하여 적설의 밀도를 산출한다.

새로운 기상관측기

－氣象觀測器

무선공학 등의 발달에 따라 새로운 관측장치가 만들어져 직접 인간이 관측할 수 없는 구름이나 상공의 대기상태를 관측할 수 있게 되었다. 그 중 중요한 것은 기상 레이더, 레이윈 존데, 기상 위성 등이다.

기상레이더

氣像 radar

기상레이더는 파장이 5cm∼10cm인 전파를 발사하여 구름이나 미소한 물방울에 반사 및 산란해서 돌아온 전파를 수신하여 구름의 상태를 관측한다. 전파의 산란은 물방울이나 얼음 입자의 양에 따라 좌우되며, 산란의 강도는 강수(降水)의 강도와 관계가 있으므로 에코의 강도로 강우(降雨)의 강도(强度)를 추정할 수가 있다.

최근의 기상레이더는 아날로그의 레이더에코 신호를 디지털 신호로 변환해 전자계산기 처리를 할 수 있게 되어 있다. 또 도플러레이더가 개발되어 사용되는데, 이는 비가 내리는 세기뿐만 아니라 전파의 도플러효과를 이용해 빗방울이나 눈송이가 안테나에서 멀어지거나 가까워지는 것을 알 수 있다.

따라서 일정한 간격을 두고 두 대의 도플러레이더를 설치해 같은 강수를 관측하면, 강수 내부에서 대기가 움직이는 모습을 알 수 있다.

우리나라에서는 관악산·군산·동해·부산·제주에 기상레이더를 설치해 운영하고 있다. 그리고 각 기상레이더 관측소에서 관측된 영상자료는 본청의 레이더영상합성장치를 거쳐 합성해 30분 간격으로 영상단말기를 통해 지방기상청이나 기상대로 분배한다. 이들 영상자료는 주로 태풍·집중호우·전선·뇌우 등과 함께 강수를 추적하고, 강수의 세기와 강수량을 추정하는 데 이용되고 있다.

레이윈 존데

rawin sonde

상공의 바람을 관측하는 장치로 레이윈 존데가 있다. 이것은 대기중에 띄워보낸 기구(氣球)로부터 발신되는 전파를 수신하며 자동추적한다. 그 원리는 기구로부터 오는 전파와 안테나의 방향이 일치하지 않으면 차에 따른 전압이 발생하여 모터가 움직여 안테나와 전파의 방향이 일치되는 방향으로 동작한다.

일치되었을 때는 전압은 0이 되어 안테나는 정지하고 그 때의 방위각과 고도각을 자동기록하게 되어 기구의 운동, 즉 풍향·풍속을 알 수 있다.

라디오 존데

radio sonde

라디오 존데는 상공의 기압, 기온, 습도를 측정한다. 기압은 반경 4cm의 공합(空盒)을 2개 겹친 것, 기온은 쌍금속, 습도는 6cm의 모발(毛髮)을 이용하여 측정한다. 측정된 각 요소의 변화는 기계에 붙어 있는 바늘에 전달되며 바늘은 부호판에 접촉된다. 이에 따라 부호가 지상에 발신된다.

기상위성

氣象衛星

시·공간적으로 고분해능의 영상자료를 제공하므로, 급격히 발달하는 소규모 국지기상 현상에서 전지구적 규모까지 탐지할 수 있다. 극궤도위성과 정지위성의 두 가지가 있는데, 기상청에서는 이 두 위성으로부터 자료를 받아 태풍의 강도, 대기연직구조, 구름의 양, 구름운동벡터, 강수량, 수치예보 초기자료, 총오존량, 운정고도, 운정온도, 식생지수, 해빙, 해무, 해수면온도, 해류분석, 영상동화, 영상출력, 영상확대, 영상합성, 영상강조 등을 분석한다. 이들 위성자료는 예보분석업무에 활용되고 있을 뿐만 아니라, 기상정보통신망을 통해 지방관서에 분배되어 전국적으로 이용되며 방송국, 신문사 등에도 제공된다.

대기의 물현상

대기의 물현상

大氣－現象

대기의 상승속도는 수평풍속의 100분의 1 정도에 지나지 않으나 상승운동에 따라 여러 가지의 기상현상, 예를들면 구름·비·눈 등이 생기므로 무시할 수 없다. 일반적으로 공기의 덩어리가 상승하면 주위로부터 받는 압력이 감소되므로 그 덩어리는 팽창되고, 그 때 에너지를 소비하여 온도가 하강한다. 그 비율은 100m에 대해 약 1℃이며 이것을 건조단열감률(乾燥斷熱減率)이라 한다. 그러나 보통 공기는 어느 정도의 수증기를 포함하고 있으므로 건조한 것은 아니다. 습윤한 공기가 상승할 때면 기온이 하강함에 따라 습도가 올라 결국은 100%에 달한다. 여기서 수증기는 응결(凝結)을 시작함과 동시에 응결의 잠열(潛熱)을 방출하므로 기온의 하강률이 낮아진다. 응결하면서 상승하는 공기 온도의 하강률을 습윤단열감률(濕潤斷熱減率)이라고 하며 그 비율은 100m에 대해 약 0.5℃이다.

공기가 산을 넘어서 상승·하강하는 경우를 생각해 보자. 지금 10℃의 포화된 공기가 100m 산의 경사면을 상승하여 정상에 달하였다고 하면 그 공기의 온도는 습윤단열감률로 하강되므로 정상에서는 5℃가 된다. 계속해서 그 곳에서 산 아래쪽까지 하강할 때는 건조단열감율로 기온이 상승하므로 15℃에 달한다. 즉, 처음에 10℃의 공기가 산을 넘으면 15℃의 따뜻하고 건조한 공기가 된다. 이것을 푄(Fohn)이라 부른다.

푄이란 유럽에서 남풍이 알프스의 북쪽 경사면을 불어 내리는 고온 건조한 바람을 말하는 것이었으나 최근에 와서는 어느 곳에서나 쓰이게 되었다. 예를 들면 한국의 동해상에 발달한 저기압이 있을 때, 서해로부터 불어 오는 서풍계열의 바람은 태백산맥을 넘어 동해에 이르게 된다. 이 때 동해안 지방은 기온이 높고 건조한 현상이 나타나는 데 이것을 푄이라 부르고 있다. 이 때 산의 풍상측(風上測)에서 눈이나 비가 오는 예가 많으나 풍하측(風下側)이 건조한 맑은 날씨가 되는 것은 이 까닭이다.

구 름

구름

雲

대기중의 수증기가 응결하여 매우 작은 물방울이나 얼음의 결정체가 모여서 대기중에 떠 있는 것을 구름이라 한다. 구름은 그 높이·모양·농도 등에 의하여 10종으로 분류한다.

구름의 종류

상층운

上層雲

높이 5-13km의 높이에서 나타나는 구름의 무리로 권운·권적운·권층운으로 분류된다. 다른 구름은 주로 물방울로 이루어졌지만, 이들은 모두 얼음 알갱이로 이루어졌다.

권운

卷雲 cirrus(Ci)

털구름 또는 새털구름이라고도 한다. 매우 작은 얼음의 결정(氷晶)으로 되어 있으며, 희고 작은 선이 덩어리로 되어 있다. 대략 5,000-13,000m의 높이에서 희고 가는 선, 흰 조각, 좁은 띠 모양으로 여기저기 떨어져서 나타난다. 구름을 이루고 있는 빙정 가운데 큰 것은 매우 빠른 속력으로 떨어지므로, 권운의 각 부분은 간혹 아래로 처진 꼬리를 갖는다. 이 섬유 조직의 꼬리는 높이에 따른 풍속의 변화와 빙정 크기의 변화에 따라, 때때로 기울어지거나 불규칙하게 구부러져서 나타난다.

권적운

卷積雲 cirrocumulus(Cc)

털쌘구름·비늘구름·조개구름이라고 한다. 생선비늘 또는 잔물결 같은 모양을 하며 5,000-13,000m 높이에 나타난다. 작은 구름은 서로 붙거나 떨어져 어느 정도 규칙적으로 배열한다. 구름 입자는 빙정이며, 때때로 무지갯빛 구름이나 코로나를 볼 수 있다.

권층운

卷層雲 cirrostratus(Ccs)

털층구름·면사포구름·무리구름이라고 한다. 태양이나 달의 무리(햇무리·달무리)를 나타나게 하는 반투명의 흰 베일과 같은 구름으로 5,000-13,000m 높이에 나타나며 구름 입자는 빙정이다.

중층운

中層雲

고적운·고층운·난층운으로 분류된다. 2-7km 높이에 나타난다.

고적운

高積雲 altocumulus(Ac)

높쌘구름, 양떼구름이라고 한다. 색깔은 흰색이나 회색이며 그림자가 나타나므로 입체감이 있다. 약 2,000-7,000m의 높이에 나타나며, 구름의 입자는 대부분 작은 물방울이지만 기온이 매우 낮을 때에는 빙정도 나타난다. 구름 덩어리의 둘레가 얇고 반투명하며 여러 가지 고운 빛깔이 나타나는데, 이를 무지갯빛구름이라고 한다. 또 태양이나 달을 배경으로 한 광환(光環)이 나타나는 경우도 있다. 바람이 강하게 불 때에는 흔히 산 너머 하늘에 렌즈 모양의 고적운, 즉 렌즈구름이 생긴다.

고층운

高層雲 altostratus(As)

높층구름·흰색차일구름이라고 하며 때로는 상층에서 나타나기도 한다. 얼룩이 없는 고른 모양을 나타낼 때도 있고, 줄기가 있는 섬유나 털 모양의 조직을 나타내기도 한다. 2,000-7,000m의 이상의 높이에 나타나며, 두께는 수백 m에서 수천 m에 이른다. 구름의 정상은 10,000m 높이까지 이르기도 한다. 따라서 두꺼운 고층운의 상층부는 빙정, 중층부는 빙정·눈송이·과냉각물방울의 혼합물, 하층부는 대부분 과냉각물방울이나 물방울로 이루어져 있다. 그러나 얇은 구름은 물방울만으로 이루어져 있는 경우도 있다. 얇은 고층운은 해와 달을 희미하게 볼 수 있지만, 두꺼운 고층운은 해와 달을 완전히 가린다. 간혹 꼬리구름과 유방구름이 함께 생긴다.

난층운

亂層雲 nimbostratus(Ns)

비층구름·비구름이라고도 하는 어두운 회색 구름으로 비나 눈을 오게 한다. 때로는 상층과 하층에서 나타나기도 한다. 주로 2,000-7,000m 높이에서 나타나며 하늘 전체를 덮고 두꺼운 층을 이룬다.

고층운의 운층이 점차로 두꺼워지면서 구름의 바닥이 낮아져서 난층운이 되는 경우가 많다. 난층운 아래에는 흔히 조각구름이 나타난다.

하층운

下層雲

층적운과 층운으로 분류된다. 대부분 지표에서 1,800m 이하의 높이에 있다.

층적운

層積雲 stratocumulus(Sc)

구름의 밑면은 고도가 약 500m, 구름의 꼭대기는 약 2,000m에 이른다. 구름 입자는 물방울로 되어 있고, 구름 덩어리는 둥그스름할 때도 있고 편평할 때도 있다. 회색의 큰 덩어리가 돌려 있는 구름으로 둘둘 말린 모양으로 될 때도 있다.

층적운은 층운이 위로 올라가 생기거나, 적운이나 적란운이 안정한 기층이나 상층의 강한 바람 때문에 연직 방향으로 성장하지 못하고 수평 방향으로 퍼져 나가 생긴다.

층운

層雲 stratus(St)

층구름 또는 안개와 비슷하여 안개구름이라고도 한다. 안개가 공중으로 떠오른 것 같은 낮은 구름으로 조각조각으로 나누어진 구름 조각이 되는 수도 있어, 구름 사이로 푸른 하늘이 보일 때도 있다. 고도 2,000m까지 나타나는 작은 물방울의 집합체로서, 구름이 아주 엷을 때는 달무리가 나타나기도 한다. 지형의 영향으로 발생하므로 한정된 범위에서만 나타나며, 오랫동안 남아 있는 경우는 드물고 조각조각 흩어져 사라지며, 맑은 날씨를 이룰 때가 많다. 층운에서 내리는 비는 이슬비가 보통이다.

수직으로 솟은 구름

垂直－雲

적운과 적란운으로 분류된다. 구름 밑면은 지면 가까이 있지만 아주 높은 고도까지 솟아오르기도 한다.

적운

積雲 cumulus(Cu)

쌘구름·뭉게구름이라고도 한다. 맑은 하늘에 떠 있는 뭉게구름으로 햇빛을 받는 곳은 눈부시게 희며, 구름의 밑면은 어둡고 거의 수평을 이룬다. 지상 부근과 2,000m 높이 사이에서 나타나지만, 발달하면 구름 꼭대기의 높이가 10,000m에 이른다. 적운은 흔히 맑은 날 햇볕이 내리쬐어 나타난 대류현상 때문에 나타난다. 이러한 적운은 아침에 나타나기 시작해 낮동안 발달하고 저녁이 가까워지면서 사라진다. 적운에서는 비가 오지 않으며, 오더라도 그 양이 매우 적다.

적란운

積亂雲 cumulonimbus(Cb)

쌘비구름이라고도 하며 적운과 비슷하지만, 적운보다 수직으로 더 치솟아 있어 산이나 큰 탑처럼 보인다. 구름의 윗부분은 빙정, 아랫부분은 물방울로 이루어져 있다. 그리고 중간 부분은 빙정과 작은 물방울이 섞여 있다. 구름 밑면의 높이는 땅에서 2km 이하이나, 꼭대기의 높이는 12km에 이를 때도 있다.

적란운은 흔히 소나기를 동반하며, 심할 때에느 우박과 뇌우, 그리고 더 심할 때에는 용오름을 동반한다. 구름 속에 전하가 모여 있어 번개도 동반하므로 뇌운(雷雲)이라고도 한다. 때때로 우박과 살인적인 토네이도를 발생시키기도 한다.

이상이 열 가지 구름 종류의 주요 형태이나 이 밖에도 구름의 모양에 따라 분류되는 이름도 상당히 많이 있다. 그 대표적인 구름에 대해 예를 들면 렌즈구름(렌즈 모양의 구름으로서 권적운이나 고적운에 많다)·파상운(물결과 같은 배열을 하고 있는 구름으로서 권적운·고적운에 많다)·철상운(鐵床雲：적란운의 정상으로부터 모루 모양으로 퍼진 구름)·유방운(유방과 같이 구름의 밑면에 돌출부를 나타내는 구름으로서 적란운에서 많이 볼 수 있다) 등이 있다.

비행구름

飛行－

높은 고도에서 비행기가 날 때 뒤에 꼬리 모양으로 나타나는 얇은 구름으로 비행운이라고도 한다. 비행구름은 작은 물방울과 얼음 결정으로 이루어져 있으며 공기중에 있는 수증기가 응결되거나 동결될 때 생긴다.

깔때기구름

funnel cloud

밑바닥에서 아래로 길게 늘어진 기둥이나 깔때기 모양을 한 구름으로 적란운이나 적운의 강한 소용돌이에 수반하여 나타난다. 이것이 지표면 부근까지 뻗어 지면의 먼지와 물보라를 일으키게 된 것을 용오름(spout)이라고 하는데, 그 중 육지에서 나타나는 것을 랜드스파우트, 바다 위에서 나타나는 것을 워터스파우트, 미국에서 흔히 발생하는 강한 용오름을 토네이도라고 한다.

모루구름

anvil cloud

모루 모양으로 넓고 편평하게 퍼져 있는 적란운의 윗부분으로 섬유나 줄기 조직이 나타난다. 이 구름은 적란운 내부에 생긴 강한 상승기류가 대류권계면에 가로막혀 올라가지 못하고 옆으로 퍼지면서 생긴다. 따라서 모루구름 꼭대기의 높이는 대류권계면의 높이와 같다.

운량

雲量

구름의 양에 따라 0에서 10까지 11계급으로 나눈다. 하늘에 떠 있는 모든 구름의 양을 전체 운량, 특정한 모양의 구름의 양과 특정한 높이에서만 보이은 구름의 양을 각각 구름 모양별 운량, 부분 운량이라고 한다. 운량을 나타내는 방법은 하늘에 구름이 한 점도 없을 때를 0, 구름이 하늘을 완전히 덮고 있을 때를 10으로 한다. 대체로 운량이 2 이하인 때를 맑음, 3-5일 때를 구름 조금, 6-7일 때를 구름 많음, 8 이상일 때를 흐림이라고 한다. 짙은 안개 때문에 구름을 관측할 수 없을 때의 운량은 괄호를 붙여(10)으로 나타낸다. 기호로 운량을 나타내는 경우에 0은 ○, 5는 ◑, 10은 ●, 안개 등으로 관측할 수 없을 때는

와 같이 나타낸다.

비

비

雨

저기압이 접근하면 비가 오고 고기압 권내에 들면 날씨가 맑는 것은 전자(前者)는 상승기류, 후자는 하강기류가 있기 때문이다. 기류가 하강하면 주위로부터 압축되므로 온도는 상승하나 습도는 감소되므로 구름은 생기지 않는다.

상승기류를 일으키는 원인은, ① 기류가 산을 넘을 때 강제적으로 상승되는 경우(지형성 강우) ② 전선(前線)에 따라 따뜻한 공기가 상승하는 경우(전선성 강우) ③ 기류가 수렴해서 상승하는 경우(저기압성 강우) ④ 기층(氣層)이 불안정한 경우 이것을 해소하기 위해서 상하의 공기가 교환될 때 일어나는 상승기류(불안정성 소나기) ⑤ 지면이 국지적으로 가열되어 일어나는 대류(對流)에 의한 상승기류(대류성 강우) 등을 들 수 있다.

그러나 상승기류는 비가 오기 위한 하나의 조건에 불과한 것이다. 상승기류에 의하여 공기가 상공으로 운반되면 점차 기온이 하강하여 지표면 부근에서는 불포화된 공기도 점차 포화되어 응결하게 된다.

일반적으로 비는 수증기의 응결이라고 말하고 있다. 이 설명이 잘못된 것이라고는 할 수 없으나 그렇다고 반드시 정확한 것이라고도 할 수 없다. 그 이유는 구름 입자의 반지름은 적어도 2.5×10­13mm의 크기이나 물분자의 반지름은 2×10­7mm의 크기이므로 응결만으로서 안개 입자가 된다고는 생각할 수 없다. 빗방울을 분석해서 조사해 보면 작은 먼지나 바닷물의 파도에서 분산된 염분 등이 핵(核)이 되어 그 주위에 응결되어 있다. 실험실에서 공기를 여과하여 먼지 입자를 제거한 다음, 실내 공기를 포화시켜도 좀처럼 수증기가 응결되지 않는 것은 응결핵이 없기 때문이다. 영하 40℃ 이하의 낮은 온도가 되면 수증기는 화산재·유성진(流星塵)을 핵으로 하여 빙정을 만든다. 이와 같이 대기 중에는 응결핵(凝結核)이나 빙정핵(氷晶核)이 있다는 것이 비의 중요한 요인이 된다.

빗방울은 가장 작은 것이라도 직경이 0.1mm이고 보통 빗방울이면 직경이 0.7mm이다. 따라서 작은 빗방울이라 할지라도 1만 개 이상의 구름 입자가 모이지 않으면 형성될 수가 없다. 그 형성 과정에는 빙정설(氷晶說)과 난우설(暖雨說)의 두 가지 방법이 논의되고 있다.

빙정설

氷晶說

빙정설의 중요한 점은 얼음과 물의 포화증기압이 다른 데 있다. 즉 0℃ 이하로 내려가도 빙결(氷結)하지 않은 물방울(과냉각 수적)과 빙정이 같은 온도에서 혼합되어 있으면 공기는 빙정에 대해서는 포화되어 있어도 물방울에 대해서는 포화되지 않으므로 물방울은 증발하고 그것이 승화를 일으켜 빙정을 크게 한다. 어느 정도 이상으로 빙정이 성장하면 도중에서 작은 빗방울을 흡수하면서 떨어지기 시작한다. 낙하 도중에 더운 기층(氣層)을 지나면 빙정은 녹지만 지상에 도달할 때까지 녹지 않을 때도 있다. 또 낙하 도중에 강한 상승기류를 만나면 빗방울로서 낙하하던 것이 상승하여 0℃ 이하의 기층을 통과하면 얼게 된다. 이것을 몇 번 반복해서 낙하하는 것이 우박이다.

난우설

暖雨說

기온이 높은 열대지방에서는 0℃ 이하의 기층이 없어도 비가 오므로 빙정설로써는 설명할 수가 없고 난우설(暖雨說)로 설명한다.

열대지방의 비는 흔히 적운(積雲)으로부터 내리고 있는데 적운 중에는 심한 대류가 일어나고 있다. 응결핵은 각각 그 크기가 달라서 크고 작은 구름 입자의 상승 또는 낙하속도는 달라진다. 이 때문에 큰 구름 입자는 작은 구름 입자와 충돌하여 하나로 된다. 이것을 몇 번이고 반복하면 비가 된다.

눈

눈

雪

눈의 생성 원인과 비의 경우와는 본질적으로 같은 것이나 수증기의 승화(昇華)에 의하여 만들어진다. 눈의 결정에는 아름다운 6각형이라든가 포상형 등이 있어 보통, ① 판상(板狀) ② 성상결정(盛狀結晶) ③ 주상(柱狀) ④ 침상(針狀) ⑤ 입체수지형(立體樹枝型) ⑥ 포상형(包狀型) ⑦ 불규칙결정(不規則結晶)의 7종류의 형으로 분류된다.

눈의 생성

－生成

눈의 결정은 대부분 눈핵이라고 하는 아주 작은 입자를 핵으로 하여 만들어진다. 눈핵은 온도가 어는점 이하인 구름에 있다. 눈 결정은 수증기가 눈핵 위에 직접 붙어 쌓이거나 눈핵이 작은 과냉각물방울을 얼려서 생성되기도 한다. 눈 결정은 기온과 습도에 따라 판형과 기둥형으로 자라는데, 판형 눈 결정은 평평한 육각형 판처럼 보인다. 눈판형 결정은 기온이 약 －15℃일 때 생성된다. 기둥형 눈 결정은 긴 얼음 바늘과 비슷하며, 습도가 높으면 기둥 속이 비기도 한다. 이러한 모양은 기온이 약 －5℃이거나 －20℃ 이하일 때 생성된다.

녹은 눈 결정이나 빗방울이 차가운 공기층을 통과하면 다시 얼어서 진눈깨비가 된다. 떨어지는 얼음 결정은 과냉각물방울과 충돌해 눈싸라기가 되며, 이런 충돌이 반복되면 잔 얼음 알갱이는 크게 자라 우박이 된다.

눈은 여러 가지의 결정이 단독으로 내리는 경우와 여러 개의 결정이 붙어서 눈송이가 되어 내리는 경우가 있다. 송이로 된 눈을 함박눈이라 부르며 일반적으로 기온이 높을 때 내린다.

인공강우

人工降雨

0℃ 이하의 구름은 보통 과냉각된 물방울로 되어 있으므로 구름 속에 충분한 빙정이 없으면 물방울은 빗방울로 성장하지 않는다. 따라서 드라이아이스를 구름 속에 뿌리면 승화열(昇華熱)을 주위로부터 흡수하여 공기는 영하 40℃ 이하로 냉각되므로 과냉각 물방울로 빙정이 생긴다. 빙정을 인공적으로 만드는 다른 방법으로서 옥화은(沃化銀)을 뿌리는 방법도 있다. 이것은 영하 40℃ 이하의 기층 중에서는 빙정핵으로서 유효한 작용을 한다. 이와 같이 인공적으로 드라이아이스나 옥화은을 구름 속에 뿌리고 구름 입자가 빗방울로 성장하기 쉽게 하여서 비를 오게 하는 것을 인공강우라 한다. 구름이 없으면 드라이아이스나 옥화은을 아무리 뿌려도 비는 오지 않는다.

그 밖의 일기 현상

장마

우리나라에서는 6월 말-7월 하순까지 장마가 계속된다. 북태평양고기압은 겨울 동안 하와이 부근에 있다가, 여름이 가까워지면 점차 서쪽으로 세력을 키워 6월 말경에 우리나라의 남쪽 바다까지 그 세력이 미친다. 한편 겨울에 얼음으로 덮여 있다가 봄이 되면서 녹기 시작하는 오호츠크해는 시베리아대륙에서도 눈 녹은 물이 흘러들어오기 때문에, 대륙에 비해 온도가 10℃ 정도 낮다. 따라서 이 지역에 찬 공기가 쌓여서 오호츠크해고기압이 만들어진다. 이 고기압은 한랭습윤한 해양성기단이다. 오호츠크해고기압과 북태평양고기압은 온도차가 크기 때문에 두 고기압 사이에 뚜렷한 전선이 생기며 수렴대(收斂帶)가 만들어져 우리나라 상공에 머물면서 장마가 시작된다.

장마전선은 규칙적으로 북쪽으로 올라가는 것이 아니고, 남쪽과 북쪽의 고기압 세력에 따라 남쪽과 북쪽을 오르락내리락하게 된다. 장마 초기에는 보슬비가 계속 내려 저온현상이 나타난다. 그 뒤에 북태평양 고기압의 세력이 커져서 장마전선이 우리나라에 상륙하면 강한 비가 내리기도 한다. 장마 기간에도 북쪽 고기압의 세력이 한때 커지면 시원하고 맑은 날씨가 된다. 그러나 맑은 날씨는 오래 가지 않는다. 특히 장마전선이 태풍과 만나서 상호작용을 하게 되면, 집중호우가 내려 홍수를 일으키므로 막대한 피해가 발생한다.

이슬비

지름이 0.5㎜보다 작은 빗방울이 거의 같은 세기로 내리는 비로 언뜻 보면 물방울이 공중에 떠 있는 것처럼 보인다. 보통 두꺼운 층운에서 내리며 강수량은 1시간에 약 1㎜ 정도로 적다. 산악지대에서는 때때로 이슬비 때문에 생긴 강수량이 상당히 많지만, 1시간에 1㎜ 이상 되는 경우는 별로 없다. 이슬비가 내리면 시정이 줄어든다.

소나기

갑자기 내리기 시작하여 갑자기 멎는 비나, 강우의 세기가 갑자기 크게 변하는 비로서 적운과 적란운에서 흔히 내린다. 빗방울이 비교적 크며 천둥과 번개를 동반하는 경우가 많다.

진눈깨비

지름이 5㎜ 미만인 투명하고 딱딱한 얼음 알갱이로 빗방울이 얼거나 부분적으로 녹은 눈송이가 다시 얼어서 만들어진다. 빗방울이나 녹은 눈송이가 대기의 높은 고도에서 떨어질 때, 지표면 근처에 있는 어는점 아래의 공기층을 지나면서 진눈깨비로 바뀐다.

우박

雨雹

지름이 5㎜ 이상인 둥글거나 불규칙한 얼음 덩어리로 완두콩만한 것에서 오렌지만한 것까지 다양하다. 우박은 농작물에 엄청난 피해를 주는데, 바람이 강할 때에는 피해가 더욱 커진다. 우박은 천둥구름 안에서 만들어지며 우박핵이라는 언 빗방울이나 싸락눈에서 시작된다. 핵이 과냉각물방울 사이를 이동하다가 물방울과 충돌하면 어는데, 물이 계속 얼어서 표면에 달라붙어 우박이 된다. 우박 결정이 구름의 상승기류 안에 오랫동안 머물면 점점 커지다가 상승기류 지역에서 벗어나거나 너무 무거워져 기류가 더 이상 떠받치지 못하면, 35km/h 이상의 속도로 땅에 떨어진다.

싸락눈

눈싸라기라고도 하며 눈 결정에 얼음 결정이나 물방울이 붙어 만들어진 것으로, 붙는 힘이 약해 잘 부서진다. 지름은 약 2-5㎜이며, 내리는 동안 녹았다가 다시 얼거나 과냉각물방울과 부딪쳐 물로 둘러싸인 채 얼면 우박이 된다.

성에

겨울철 건물 안에 있는 공기의 수증기가 직접 승화하여 유리에 얼어붙어서 고사리 잎과 같은 아름다운 모양을 나타낸다. 건물 안과 밖의 기온차가 클수록 결정이 잘 발달한다.

서리

서리는 기온이 0℃ 아래로 떨어지는 차갑고 구름이 없는 밤에 형성된다. 낮에는 지표면이 태양에서 열을 흡수하지만, 해가 지면 땅은 식기 시작한다. 맑은날 밤에는 지표면에서 방출된 열을 흡수하여 이를 다시 방출하는 구름이 없기 때문에 구름낀 밤보다 기온이 더욱 크게 떨어진다. 기온이 0℃ 아래로 떨어지면 이슬방울의 일부가 언다. 주변에 있는 이슬방울이 증발해 수증기가 엉겨붙으면, 얼음방울의 크기가 커져 서리 결정이 된다. 어는점 아래의 온도에서 수증기는 처음으로 이슬방울이 되지 않고 바로 서리결정이 되기도 한다.

서릿발

땅 속의 수분이 지표면이나 땅 속에서 얼어붙거나 승화하여 만들어진 얼음 기둥으로 겨울철 밤 사이에 맨땅에서 잘 성장하며, 모래나 점토에서는 생기기 어렵다. 땅 속의 수분은 모세관 작용으로 토양 입자 사이의 공극을 따라 위쪽으로 움직인다. 또한 땅 속 깊이 들어갈수록 온도가 높아지므로 수증기압의 차이가 생겨 수증기 분자는 위쪽으로 움직인다. 서릿발의 얼음 기둥은 밑바닥에서 성장하여 그 자체를 밀어올리면서 위쪽으로 자란다.

이슬

맑은날 이른 아침에 풀잎이나 나뭇잎에 맺혀 있는 물방울로 지표면 근처에 있는 공기가 수증기를 더 이상 머금을 수 없는 점까지 냉각되었을 때 생긴다. 이슬의 생성은 서리와 같은 원리에 의해 생기는 것으로, 바람이 없는 맑은날 밤 습도가 높을 때 가장 잘 맺힌다. 이슬이 맺힌 뒤에 언 것을 언이슬이라 하며, 이슬점이 어는점보다 낮아 수증기가 승화해 생긴 것을 서리라고 한다.

안개

지상에서 증발된 물은 수증기가 되어 공기중으로 올라가면서 팽창하여 차가워진다. 공기는 일정한 온도에서 일정한 양의 수증기만을 포함할 수 있다. 기온이 내려가 공기가 포화 상태에 이르면 일부 수증기는 응결되어 안개가 된다. 그러다가 기온이 올라가 공기가 포함할 수 있는 수증기의 양이 늘어나면 안개는 사라진다. 특징에 따라 이류안개·전선안개·복사안개·활승안개로 나눈다.

무지개

무지개는 햇빛이 빗방울에 비칠 때 반사·굴절이 일어나기 때문에 생긴다. 이 과정에서 스펙트럼에 나타나는 모든 색인 빨강·주황·노랑·초록·파랑·남색·보라를 만든다. 각 색깔띠의 넓이는 일정하지 않고, 무지개가 생긴 곳의 빗방울 크기에 따라 결정되는데, 빗방울이 클수록 띠가 좁다. 완전한 무지개는 보통 두 개의 무지개로 되어 있다. 안쪽에 있는 선명한 무지개를 1차무지개라고 하는데, 1차무지개의 가장 바깥쪽은 빨간색이고 안쪽은 보라색이다.

1차무지개보다 덜 뚜렷한 2차무지개는 1차무지개의 바깥쪽에 나타나는데, 2차무지개는 햇빛이 물방울 속에서 두 번 반사한 뒤에 생긴다. 그러므로 색깔의 순서가 1차무지개와는 반대로, 안쪽이 빨간색이고 바깥쪽이 보라색이다. 태양이 높이 뜰수록 무지개의 높이는 낮아진다. 만약 태양의 고도가 40°보다 높으면 무지개는 보이지 않으며, 태양이 수평선 가까이에 있을 때 가장 잘 보인다.

노을

햇빛 중 가시광선은 여러 가지 색의 빛으로 되어 있지만, 모든 색의 빛이 거의 균일한 세기로 동시에 우리 눈에 들어오게 되면 백색광으로 보인디. 이 백색광 중에서 비교적 파장이 짧은 남색과 푸른색이, 파장이 긴 오렌지색과 붉은색보다 기체 분자로 인해 산란이 더 잘 된다.

그래서 하늘이 파랗게 보인다. 그러나 태양이 지평선 부근에 있을 때에는 햇빛이 대기권을 통과하는 경로가 길기 때문에 산란이 잘 되는 푸른색의 빛은 도중에서 없어지고 붉은색의 빛만 남는다. 이 빛이 하층의 구름입자 때문에 산란하면서 구름이 붉게 보인다.

아지랑이

봄철 맑은 날 낮에 흔히 볼 수 있는데, 햇빛을 받아 땅이 뜨거워지면 땅과 접촉한 공기가 데워져서 팽창하게 된다. 이 공기는 밀도가 작아지므로, 주위의 공기보다 가벼워져 위로 올라간다. 밀도가 작은 공기는 위로 올라가면서 주변에 있는 밀도가 큰 공기와 복잡하게 섞인다. 따라서 이러한 공기층을 지나는 빛은 어지럽게 굴절되므로, 아지랑이가 나타난다.

일기도

우리가 신문이나 텔레비전 등으로 보는 일기도는 우리나라 각지에서 보내오는 관측 데이터뿐 아니라 국제 협력으로 만들어지고 있다. 또한 일기도에 기입되는 여러 가지 기호도 정해진 약속하에 표시된다.

일기도와 국제 협력

일기도의 역사

日氣圖－歷史

일기도는 1819년에 독일의 브란데스에 의해 처음으로 만들어졌다. 당시는 기상 자료를 수집하는 데 시간이 너무 많이 걸려 대부분의 일기도가 예보나 폭풍 경보 실용에 도움이 되지 못했다. 그러다가 1833년에 전신기가 발명되자 영국에서는 1848년부터, 미국에서는 그 이듬해부터 자국 내의 일기를 전신으로 모아 신문에 실었다. 이러한 것들은 모두 민간인에 의해 행해졌기 때문에 그다지 발전하지 못하였다.

그러던 중 1853년에 러시아와 영국, 프랑스 사이에 크림 전쟁이 발발하였는데 그 이듬해 11월 14일, 영불 연합 함대가 세바스토폴리 바다에 정박해 있을 무렵 거센 폭풍이 덮쳐 연합 함대가 큰 피해를 입게 되었다. 즉시 프랑스 정부는 당시 해왕성의 존재를 예언하여 명성을 날린 파리 천문대장 르베리에로 하여금 조사를 하도록 했다. 그는 각국에서 들어온 기상 자료를 모아 일기도를 작성하였다. 그러자 폭풍우를 일으킨 저기압은 유럽에서 흑해로 온 것이라는 사실을 알게 되었다. 각국의 관측 자료를 전신으로 빠르게 수집하여 일기도를 만들면 폭풍우를 예상할 수 있다는 것을 알게 되었고, 이로써 프랑스가 최초로 일기도를 만들자 세계 각국에서도 앞다투어 일기도를 만들었다.

국제 협력과 기상 자료의 교환

國際協力－氣象資料－交換

기상 현상에는 국경이 없기 때문에 일기도를 만들어 일기 예보를 내보내려면 외국에서도 자료를 모을 필요가 있다. 현재는 국제연합 내에 세계기상 기구(WMO)가 있어 그곳에서 국제간의 기상협력 등의 일을 하고 있다. 그 중에서도 가장 중요한 것이 바로 기상관측 방법의 통일과 기상자료의 교환이다. 일기도를 그릴 때는 각지의 기상자료를 비교해야 한다. 각국의 기상 관측소가 아무때나 마음대로 관측하면 저기압이나 태풍의 발견과 이동 등을 자세히 관측할 수 없다. 그래서 전세계에 있는 모든 관측소는 협정 세계시(世界時)에 따라 동시에 관측하도록 되어 있다. 동시에 관측된 기상 자료는 먼저 국내의 중추기관(우리나라는 기상청)에 모아진다. 각국의 중추기관이 수집한 국내의 자료는 세계의 몇몇 구역에 설치되어 있는 지구기상센터로 보내져 그 곳에서 기상자료를 모아 해석한 것을 각국으로 보낸다. 참고로 극동지구센터는 일본에 있다. 그리고 지구기상센터에 모아진 자료는 세계의 기상 중추(워싱턴, 모스크바, 멜버른)로 보내지고 여기에서 반구(半球) 일기도나 세계 일기도가 작성된다.

국제 기상 통보식

國際氣像通報式

각국의 관측소에서 관측된 기온이나 기압 등의 기상 요소는 국제 기상 통보식으로 짜여져 보내온다. 이 통보식은 다섯자리 숫자로 이루어져 있으며, 그 숫자에는 각각의 관측소가 있는 장소나 관측된 기상 요소 수치가 기록되어 있다. 예를 들어 앞의 두 자리 숫자는 세계를 몇 개의 지역으로 나눈 블록 번호로, 47이라면 한반도와 일본을 나타낸다. 그리고 다음 숫자는 관측소가 있는 장소를 나타내는 지점 번호이다.

국제식 일기도와 종류

國際式日氣圖－種類

각지에서 보내온 기상관측 자료를 국제식 기입법에 의해 작성한 일기도를 국제식 일기도라 한다. 이 일기도는 전세계 공통이기 때문에 외국의 일기도를 보아도 금방 그 나라의 일기 상태를 알 수 있으므로 매우 편리하다. 우리나라의 기상청에서 작성하는 일기도 또한 모두 국제식 일기도이며, 거기에는 여러 가지 종류가 있다. 우리나라를 중심으로 한 극동 부근을 주로 그린 일기도를 극동 일기도라 하며, 기상청에서는 오전 0시부터 3시간마다 하루에 8회 작성하고 있다. 아시아 대륙의 대부분과 태평양의 서쪽 절반이 포함된 것이 아시아 태평양 일기도로, 오전 3시부터 6시간마다 하루에 4회 작성하고 있다. 북반구 전체가 포함된 북반구 일기도도 있는데, 이는 오후 9시에 한 번 작성된다. 또한 뇌우나 태풍의 접근이나 상륙 때에 작성하는 국지 일기도도 있다.

한국식 일기도

韓國式日氣圖

국제식 일기도에서는 일기도 기호만 100여 종류가 있으며, 기입 방법도 상당히 복잡하다. 그래서 일반인들을 위한 좀더 간단한 한국식 일기도가 사용되고 있다. 중학교나 고등학교의 교과서에 실려 있는 일기도나 신문, 텔레비전 등의 일기 해설에 쓰이는 일기도는 모두 우리나라식이다.

고층 일기도

高層日氣圖

기상청에서는 지상 일기도 외에 하늘 높은 곳의 기상 상태를 알기 위해 고층 일기도를 작성하고 있다. 고층 일기도에는 850hPa(약 1,500m), 700hPa(약 3,000m), 500hPa(약 5,500m), 300hPa(약 9,000m)의 네 종류가 있다. 김포공항 등의 항공 기상대에서는 더 높은 곳의 고층일기도도 작성되고 있다.

일기도가 만들어지기까지

기상통보의 내용

氣象通報－內容

기상통보는 먼저 전국 일기상황에서 시작되며, 여기에는 우리나라 부근의 기압 배치나 일기, 그리고 기온분포 등이 포함되어 있다. 그 다음에 각지의 일기, 해양 부이와 선박 자료가 방송된다. 마지막으로 어업 기상에 의해 고기압, 저기압, 태풍, 전선 등의 위치나 진행 방향, 속도가 방송된다.

일기도 기호

日氣圖記號

일기는 운량(雲量)과 강수의 종류 및 기타 현상에 의해 분류된다.

등압선

等壓線

일기도 위에 같은 기압을 가진 점을 연결한 선으로 기압이 높거나 낮은 지역을 나타내며 날씨를 예보하는 데 쓸모가 있다. 바람은 거의 등압선과 평행하게 불어 태풍의 이동도 등압선도를 사용해 예측할 수 있다.

등온선

等溫線

일기도에서 온도가 같은 지점을 연결한 선으로 월평균 기온선도에서는 한 달 동안 어떤 지역에서 나타난 모든 기온의 평균을 구하고, 같은 평균값을 가진 지역을 연결해 등온선을 그린다. 일기도에서 같은 위도에 있는 지역이라도 기온이 서로 다를 수 있다. 그래서 곡선을 그린다. 가장 더운 기후를 가진 중위도지역을 가로질러 적도 가까이 그려지는 등온선을 열적도라고 하는데, 이 등온선은 평균 기온이 약 27℃인 지역을 연결한 것이다.

일기예보

일기예보

日氣豫報

저녁놀이 지면 내일 날씨가 맑겠다고 하는 등의 관천망기(觀天望氣)의 일기예보는 벌써 오랜 옛날부터 알려진 사실이었다. 과학적인 예보의 출발점은 토리첼리(이탈리아의 물리학자·수학자 1608∼1647)의 수은기압계와 게리케(독일의 물리학자, 1602∼1686)가 발견한 기압이 높으면 날씨가 맑고 낮으면 날씨가 악화된다고 하는 극히 초보적인 관념이다.

크림(Krim)전쟁 중 폭풍우로 인하여 군함을 잃은 것이 계기가 되어 프랑스는 국가 사업으로서 세계에서 처음으로 일기도를 그렸다. 이 때는 일기도만 그리면 일기예보는 적중하는 것으로 믿고 있었으나 얼마 가지 않아 일기의 불연속 현상, 즉 전선(前線)이 발견됨에 따라 예보의 어려운 점을 점차 알게 되었다.

라디오 존데가 발명되고 상층의 일기도가 만들어짐에 따라 대기의 입체구조가 알려지고 매일 북반구의 고층 일기도가 그려지게 됨에 따라 장기(長期)예보는 진보되었다. 또 대형 전자계산기의 출현에 의하여 수치적(數値的)으로 장래의 일기도를 그려낼 수 있을 정도로 발전하여 왔다.

한편 기상 레이더나 기상위성(衛星)에 의한 관측이 진행되어 일기도로써는 표현할 수 없는 기상현상을 해명하게 되어가고 있다. 그럼에도 불구하고 일기예보의 난점이 타개되지 않음은 구름이나 집중호우·뇌전(雷電) 등의 현상이 규모가 작고 수명도 짧으므로 일기도의 대상이 되지 않기 때문이다. 일기도만 의지하고 있을 동안은 일기예보의 적중률에는 한계가 있게 마련이다.

예보가 나오는 과정

豫報－過程

일기도(日氣圖)는 크게 나누어서 지상(地上)일기도와 상층(上層)일기도의 두가지로 구분할 수 있다. 지상 일기도는 우리 인체에 직접 닿는 공기의 기압·온도·노점(露點)온도·풍향·풍속·시정(視程)·기압변화량·운량(雲量)·운형·운고(雲高)·현재 천기·과거 천기·강우량 등의 각종 요소를 국제적으로 약속된 기호나 숫자로 기입하고 이들 요소 중에서 특히 일기예보와 연관성이 많은 등압선(等壓線)·전선(前線)·고기압·저기압·강수구역 등을 표시하여 이들의 동태를 파악하고 앞으로의 예상을 하여 예보를 발표하고 있다. 상층 일기도는 지상으로부터 1,500m, 3,000m, 5,400m, 9,000m, 12,000m 또는 그 이상까지도 층별로 고도·기온·습도·풍향·풍속 등의 기상 요소를 기입하고 고도의 등치선, 즉 등고도선을 그려서 대기의 입체적 구조를 분석하여 지상일기와 비교, 일기예보에 필요로 하는 일기도를 검토한다. 지상 일기도는 00시, 03시, 06시, 09시, 12시, 15시, 18시, 21시 등 하루에 8회를 작성할 수가 있으나 상층 일기도는 하루에 2회, 09시와 21시에 작성하고 있다.

예보의 종류

豫報－種類

기상 기술의 진보와 사회의 고도화된 요망에 따라 예보의 종류는 다양화되어 가고 있다. 예보기간의 장단에 의하여 분류하면 ① 오늘·내일·모레의 날씨를 예보하는 단기예보(短期豫報) ② 1주일 앞까지의 매일의 날씨를 매주 화요일과 금요일에 발표하는 주간예보 ③ 1개월·3개월·반년 앞의 날씨를 큰 특징만 예보하는 장기예보가 있다. 그 밖에 특별한 예보로서는 철도·항공기·전력(電力)·홍수 등을 대상으로 한 예보가 공공단체 등의 요망에 따라 발표되고 있다. 관상대에서는 이들 예보 외에도 재해가 발생할 우려가 있을 때는 기상 정보나 주의보를 발표하고 큰 피해가 예상될 때는 경보를 발표하여 재해 방지에 전력을 다하고 있다. 관상대가 발표하는 각종 주의보 및 경보에는 폭풍주의보 및 경보·폭풍우주의보 및 경보·대설주의보 및 경보·호의주의보 및 경보·건조주의보 및 경보·안개주의보 및 경보·한파주의보 및 경보·태풍주의보 및 경보·해일주의보 및 경보·파랑주의보 및 경보 등이 있다.

수치 예보

數値豫報

역학(力學)과 열역학(熱力學)의 법칙을 종합한 대기 물리법칙을 이용하여 계산에 의해 날씨를 예보하는 방법을 수치예보라 한다. 역학적 열역학의 방정식에 지형의 분포·기압분포·열분포를 넣어서 계산한다. 이 계산은 미분방정식을 미차(微差)로 바꾸어 놓고 몇 번이고 반복 연산(演算)을 할 필요가 있으므로 사람의 힘으로는 할 수 없었으나, 대형 전자 계산기가 나오게 되어 계산이 가능하게 되었다. 요즈음 우리나라의 기상청에서는 수치예보를 위해 극동아시아 모델, 한국 모델, 태풍 모델을 운영하여 여러 가지 예상 일기도를 작성하고, 이를 일기예보에 쓰고 있다.

장기예보

長期豫報

3일간 이상의 긴 예보를 장기예보라 한다. 한국의 주간(週間)예보는 주로 분반구 천기도를 이용하여 미국이나 유럽의 기압골과 기압 마루를 추적하여 일주일 전까지의 매일의 날씨를 예보한다. 1개월, 3개월 이상의 장기 예보는 북반구의 기압 배치의 특징을 전제로 하여 상관관계가 유사형에 의하여 장래를 예측한다. 이 장기예보는 매일의 날씨를 예보하는 것이 아니고 날씨의 특징만을 예보하는 것이다.

오늘날 장기예보는 여러 종류의 산업에서 미래의 계획에 활용하고자, 선진국을 중심으로 그 중요성이 더욱 강조되고 있다. 그러나 아직 만족할 만한 단계에는 이르지 못하고 있다. 장기예보는 예보 기간이 길수록 오차가 커지지만, 5-7일 정도의 예보는 적중도가 높은 편이다.

날씨와 일기도

－日氣圖

날씨와 일기와의 사이에는 밀접한 관계가 있으므로 현재의 일기예보는, 먼저 기압 배치의 변화를 추적하여 앞으로의 변화를 예상하고 일기예보를 발표한다. 그것은 특징 있는 일기는 특징적인 기압 배치를 동반하여 나타나기 때문이다. 예를 들면 겨울은 시베리아 고기압과 알류샨 저기압, 여름에는 북태평양 고기압, 봄·가을은 이동성(移動性)고기압, 장마기에는 오호츠크해 고기압의 위치와 그 세력에 따라 한국의 날씨가 결정된다. 또 겨울에 이동성 고기압이 빈번하게 나타나면 따뜻한 겨울(暖冬)이 되고, 여름에 오호츠크해 고기압이 나타나면 선선한 여름이 된다.

〔그림〕-11은 기본적인 일기도 모형과 날씨와의 관계를 나타낸 것이다. 같은 고기압 권내에 들어 있어도 맑은 날도 있고 비가 오는 날도 있다. 일반적으로 고기압이 남쪽으로 통과하면 맑고 따뜻한 날씨가 되나 북쪽으로 통과하면 흐리고 기온도 낮은 편이 된다.

기상위성과 일기예보

氣象衛星－日氣豫報

기상위성은 미국에서 개발되어 미국항공우주국과 환경과학국에 의하여 운영되고 있으나 그 관측자료는 각 나라에서 자유로이 이용되고 있다. 기상위성은 관측소가 없는 해상의 구름의 분포나 대륙의 내륙 및 북극지방의 빙원(氷原)·적설의 상태 등을 관측하므로 일기도를 분석할 때 주요한 자료를 제공한다. 특히 해상의 태풍을 일기도보다 먼저 발견하기도 하고, 저기압에 동반된 전선의 위치 확정에도 크게 도움이 된다. 또 겨울철의 강설이나 장마기의 집중호우를 유발하는 구름의 분포와 이의 동정을 한눈으로 알 수 있으므로 없어서는 안 될 주요한 자료이다. 기상위성은 그 밖에 태양 복사의 강약도 동시에 관측하고 있으므로 이에 따라 지면이나 해면·운정(雲頂)의 온도를 추정할 수도 있다.

일기변화와 재해

일기의 변화

日氣－變化

일기의 변화를 크게 나누면 공간적 변화와 시간적 변화로 분류한다.

공간적 변화의 복잡성은 기상의 특성임과 동시에 일기예보의 어려운 점의 한 원인으로 들 수 있다. 예를 들면, 300km마다 관측소를 두고 관측하는 기상은 크기가 300km 이상 되는 규모의 기상 현상이다. 다음으로 같은 구역을 50km마다 관측소를 설치하고 관측하면 규모가 300km 이하 되는 현상도 알 수 있다. 전자(前者)에 의하여는 전선(前線)이 식별되며 후자에 의하여는 국지적으로 발생하는 집중 호우를 관측할 수가 있다. 더욱 조밀한 관측망을 설치하면 더 한층 규모가 작은 일기현상을 알 수 있다. 따라서 어느날의 서울의 날씨는 흐리다고 예보하여도, 위치에 따라서 맑거나 비가 오거나 하는 것은 대규모의 기상현상 속에 소규모의 현상이 혼합되어 산재하고 있기 때문이다.

이들 현상이 계속되는 시간은 규모가 작을수록 짧다. 보통 개개의 구름 덩어리일 때는 불과 몇 분 이하이나 고·저기압 정도의 규모이면 수일 정도이다. 지구의 크기만한 규모의 현상은 수개월, 즉 계절 변화에 상당하며, 매년의 계절 변동이 기후의 변화이다.

날씨의 시간변화

－時間變化

일기에는 일년을 주기로 하는 연(年)변화, 즉 계절의 변화가 있다. 그리고 같은 계절에도 수십일에서부터 수일 정도의 간격으로 파상적인 변화를 한다. 종종 일요일마다 비가 오게 되는 공교로운 현상도 이와 같은 예라 할 수 있겠다.

일기의 변화에는 주기적인 변화와 비(非)주기적인 변화가 있다. 과거 수십년 동안의 매일의 일기를 분류하여 통계를 내 보면 어떤 특정일에는 우연이라고는 생각할 수 없는 확률로 특이한 일기가 나타난다. 이와 같은 날을 특이일(特異日)이라 한다.

기상재해

氣象災害

재해에는 철도재해·자동차 사고와 같은 것도 포함되어 있으므로 모두가 자연재해(일명 천재)라고는 할 수 없으나, 자연재해는 전(全)재해의 약 2할 정도라고 보면 타당하다. 이 자연재해 중 풍수해(風水害)가 가장 많아 약 4할을 상회하고, 다음이 지진으로 인한 재해가 약 3할 정도이다. 그 밖의 재해로서는 미국의

토네이도(tornado), 블리자드(blizzard)라고 불리는 대선풍과 폭풍설(暴風雪) 등이 있는데, 이들을 집계하여 보면 자연재해의 약 3할이 지진 등으로 인한 지상현상이고 약 6할이 기상 때문이다.

재해는 인구밀도와 관련하여 인간의 거주조건에 따라 크게 변할 수 있다. 국토의 면적을 그 국가의 재해 수로 나눈 값으로 천재국(天災國)의 우선순위를 정한 세계의 재해 통계를 보면, 제1위가 포르투갈, 제2위 쿠바, 제3위 일본의 순으로 되어 있고, 한국도 매년 기상 재해로 입는 피해가 증가하고 있는 실정이다. 1972년 여름의 경우도 예년에 유례 없는 풍수해가 있었다.

기상재해의 원인

氣象災害－原因

매년 연중행사처럼 일어나고 있는 기상재해의 원인별 분석을 보면 호우 및 태풍에 의한 것이 대부분이고, 다음으로 뇌우·저기압 등으로 되어 있다.

기상재해라 하면 풍해·건풍해(乾風害)·수해(水害)·뇌재(雷災)·설해(雪害)·가뭄·고조해(高潮害)·냉해(冷害)·서리해(凍害)·한해(寒害)·더위·안개해 등이 있다. 그 밖에 인위적인 원인과 복합된 화재·스모그(smog)·방사능 등에 의한 재해를 덧붙이면 그 종류는 더욱 많아지지만 재해를 생각할 때 가장 중요한 것은, 재해는 나쁜 조건이 중첩되어 일어나는 것으로서 어느 한 원인 또는 한 조건만으로 그 실태(實態)를 설명하는 것은 잘못이라는 것이다. 풍해라고 하더라도 그것이 기상학적 원인에 의하여 일어난다고만 볼 수는 없다. 어떤 집은 아무런 피해도 입지 않았음에 비해 어떤 집은 바람에 의하여 붕괴되었다면, 그것은 그 집의 구조가 보통의 집에 비해 약하여 붕괴된 것이므로 빈곤 때문이라든가 또는 잘못하여 건축상 과오가 있었다든가 하는 사회적(인위적) 조건을 고려치 않고 생각할 수는 없다. 따라서 천재(天災)냐 인재(人災)냐 하는 문제를 형식적으로 아무리 논의하여도 재해의 실태가 명백해지지는 않는다.

풍수해

風水害

한국의 경우 중앙재해대책본부(中央災害對策本部)에서 발표하는 모든 피해 집계를 보면 대개가 풍수해에 의한 것으로 되어 있고, 최근 5개년의 연(年)평균 피해액은 80∼100억원 선에 이르고 있다.

폭풍

暴風

태풍으로 인한 폭풍은 대개 짧은 기간 동안 계속되는 것이나 무서운 위력을 지니고 있다. 제14호 태풍 사라(sarah)의 기록을 보면 이 태풍은 제주도 동부해상을 거쳐 남해안과 동해 남부해안 지방을 강타하여 폭풍우 사상 최악의 기록을 남겼다. 1959년 당시의 기록에 의하면 〔표〕-4에서 보는 바와 같이 여수에서 10분간의 평균 최대풍속이 북동풍 35.5m/sec, 부산에서는 동북동풍 34.7m/sec의 무서운 강풍을 보였다. 강수량에 있어서는 강릉이 일(日)강수량 165.5mm, 제주 168.1mm, 울산 157.4mm의 폭우를 보였고 남해안과 동해안 지방에서는 해일(海日)과 폭풍우로 인한 선박과 교통수단의 피해가 막대하였다. 태풍으로 인한 피해는 짧은 기간 내에 발생하는 것이기 때문에, 조기(早期)대책을 강구하여야 함이 급선무이고 경보 전달 체제가 전국적으로 잘 갖추어져야 한다.

순간적인 바람의 세기는 10분간의 평균 풍속의 약 1.5배 정도이나 1.2∼1.8배 사이에서 변화하게 된다. 풍압(바람의 압력)에 의한 피해대책은 평균 풍속에다 풍압의 계수를 곱해서 순간적인 바람의 강도를 고려하지 않으면 안된다.

풍압은 바람을 받는 물체의 모양에 따라 다르나 풍향과 직각을 이룬 평면에 받는 압력은 p＝0.125V2으로 나타낼 수 있다. 위 식에서 p는 1㎡에 대한 몇kg의 단위(kg/㎡), V는 1초에 대한 몇m의 단위(m/s)로 표시한 풍속이다. 즉 풍압은 풍속의 제곱에 비례하고, 풍속이 증가할수록 풍압은 급격히 증대한다. 바람은 짧은 시간에 강약의 변화가 심하다. 이것을 '바람의 숨'이라고 한다. 지표(地表)에서 약 500m 정도까지는 바람이 지표와의 마찰이나 지물(地物)·삼림 등으로 인한 요철(凹凸) 때문에 불규칙한 요란을 일으키게 되어 이것이 바람의 숨으로 나타나는 것이다. 바람의 강약이 반복되는 바람의 숨의 주기가 철탑이나 안테나의 고유진동의 주기와 일치하게 되면 공진현상을 일으켜 철탑이 엿과 같이 굽어져 버리기도 한다.

바람은 고도가 증가함에 따라 점차 강하게 된다. 지면(地面) 부근의 바람은 보통 v/v0＝(h/h0)n으로 표시된다. 위 식에서 v0는 h0에서의 기준구도의 풍속이고 v는 h의 높이에서의 풍속이다. n은 정수로서 트인평면 지표 위에서는 1/7 정도, 시가지나 삼림지대 위에서는 1/4 정도이다. 10m 높이(기준고도)의 풍속을 1로 하여 각 고도의 풍속의 비율은〔표〕-5와 같다.

바람은 지형의 영향을 받아 국지적으로 강하게 분다. 지물(地物)을 넘어 바람이 불어나갈 경우에는 10m 정도의 건물이라도 그 위를 불어 넘어가는 바람은 기준풍속의 50% 가량 증가한다. 항만이나 깊은 골짜기와 같이 바람이 한곳으로 몰리는 장소나 곶과 같이 툭 튀어나온 지형, 해협 등에서는 이상과 같은 국지바람이 강하게 부는 곳들이다.

홍수

洪水 flood

물이 불어나서 하천과 강·호수 등의 물이 넘치는 현상으로 강호수와 바다홍수가 있다.

강홍수

江洪水

한꺼번에 많은 비가 내리거나 눈과 얼음이 갑자기 녹으면 발생한다. 많은 비로 작은 강이나 하천에 물이 갑자기 불어나 넘치면 돌발홍수가 발생하는데, 돌발홍수는 대부분 산악지역에서 일어난다. 그러나 사막에서도 가끔 내리는 큰 비 때문에 와디로 성난 급류가 흐르면서 홍수가 일어난다. 1887년 중국 황허에서 일어난 홍수로 약 100만 명의 사람이 죽었다.

바다홍수

－洪水

태풍이나 강한 폭풍우가 휘몰아쳐 바닷가의 물이 육지 깊숙이 밀려와 일어나는 현상으로, 1970년 뱅골만에 사이클론이 지나가면서 해일이 일어, 바다홍수 재해가 발생했다. 거대한 파도가 방글라데시 해안을 덮쳐 약 27만 명이 죽고, 100만 명에 이르는 사람이 집을 잃었다. 한편 서부유럽 해안에서는 해상에 발달한 저기압 때문에 홍수가 난다. 1953년 네덜란드에서 강한 바람 때문에 큰 파도가 일어 바닷물을 막아 놓은 제방을 무너뜨려, 국토의 4%가 넘는 지역이 물에 잠겼다.

지진과 화산폭발로도 해안지방에 홍수를 일으킬 정도의 높은 파도가 발생하는데, 이때 생긴 파도를 지진해일이나 쓰나미라고 한다. 1883년에 자바섬 서부의 순다해협에 있는 크라카타우화산이 폭발하여 35m 높이의 지진해일이 발생했다.

하천홍수의 성질

河川洪水－性質

하천홍수

때의

유수량(流水量)의 변화를 그래프로 표시해 보면 〔그림〕-12와 같다. 〔그림〕-12에서 A와 B를 연결한 점선은 비가 오지 않을 때의 유수량의 변화이고, 1의(부분의) 면적으로 표시된 유수량은 지하수의 유출에 의한 것이며, 2의(부분의) 유수량은 지하수면이 포화상태에 달한 후의 중간류(中間流)의 유출에 의한 것, 3은 지중(地中)이 포화된 후 나타난 표면류의 유출에 의한 유수량이다. 비가 오래 내리게 되면 1∼3의 경우가 모두 나타난다. 소나기와 같이 단시간에 많은 비가 내릴 때에는 3의 경우만 있고 약한 비가 오래 계속되면 1의 경우만 나타난다. 이와 같이 비가 내리는 모양에 따라 지역의 지표상태를 알게 되면, 큰 비가 온 후에 하천의 유수량의 변화를 대략적이나마 예상할 수 있다.

호우

豪雨

하루 강수량이 80㎜ 이상일 때 호우라고 한다. 호우경보는 24시간 동안의 강우량이 150㎜ 이상일 때 발령된다. 우리나라에서는 여름철 장마전선이 걸쳐 있을 때 호우가 내리는 경우가 많고, 태풍이 내습할 때에도 호우를 동반한다. 또 봄철에 저기압이 통과할 때 호우가 내리기도 한다.

고조

高潮

한국에 해일(海溢)을 일으키는 가장 큰 원인 되는 것은 주로 태풍이 북상하여 내습할 때의 ① 기압 하강의 영향 ② 바람이 불어칠 때 해안지방에서의 높은 고조 등이다. ①의 경우 해일은 기압이 1밀리바(mb) 낮아지면 수위(水位)는 약 1cm 가량 높아지고 ②의 바람에 의한 것은 풍속의 제곱에 비례하게 된다. 만약 ①과 ②가 합성되었다면 태풍의 영향으로 인한 수위의 상승 hm는 h＝a

p＋bw2으로 나타낸다.

위의 식에서

p는 기압이 하강한 mb이고 w는 풍속(초속), a와 b는 정수이다. 풍수해 대책은 이상에서 논한 현상의 성질을 충분히 고려하여 세운다면 다소 도움이 될 것이다.

냉해와 가뭄

冷害－

저수지가 완비되어 수원지(水源地)에서 관개(灌漑)를 충분히 할 수만 있으면 일조량(日照量)이 풍부한 한여름의 뜨거운 날씨가 계속된다 하더라도 풍작이 된다. 또 냉해가 일어나기 쉬운 장소에선 벼농사를 그만두고 다른 농작물로 대치하는 것이 좋다. 따라서 농업 경영의 방식도 중요한 것으로서 반드시 기상 조건만으로 좌우되지는 않는다. 그러나 이상(異常) 기상이 재해의 한 조건임은 명백하므로 미리 예상하여 그 대책을 강구하는 것이 중요하다.

냉해와 가뭄을 일으키는 기상상황을 조사한 결과, 전지구에 미치는 대기의 이상순환과 관계가 있음이 규명되었으나, 현재로서는 이와 같은 대규모의 현상을 인위적으로 변화시키는 것은 불가능하다. 최근에는 계속되는 산업화와 도시화로 사용되는 물의 양은 계절과 관계없이 거의 일정하다. 그러나 1년 강수량의 대부분이 여름철에 집중되기 때문에 겨울철에 물이 부족한 만성적이 겨울 가뭄이 발생하고 있다.

따라서 이의 대책으로는 우선 물이 공급되는 도중 새는 것을 최대한 막는 광역 용수로를 건설하고, 새로운 지하수를 개발하며, 수질을 개선하는 등 기존 수자원부터 먼저 활용해야 한다. 또한 대규모 댐을 건설하고, 저수지와 수로를 깊게 파서 더 많은 물을 저장하거나, 바닷물을 민물로 바꿔 사용 가능한 물의 양을 늘릴 수도 있다. 우리가 생활하면서 쉽게 실천할 수 있는 절수형 변기·수도꼭지·샤워기 등을 사용하는 것도 물의 사용량을 줄이는 데 큰 도움이 된다.

냉해와 가뭄의 성질

冷害－性質

냉해는 통계적으로 5년에 한번씩 또는 10년에 한번씩 발생하는 것이 아니고, 발생하기 쉬운 해에는 계속하여 일어난다. 다시 말해서 계속 발생하는 율이 많다. 우리나라에서는 7∼8월의 평균기온이 대개 20℃ 이하가 되면 중부 이북지방에서 냉해가 일어나기 쉽다. 성하기(盛夏期)의 저온에는 ① 6∼7월 초반에 저온이 일어나는 경우와 8∼9월의 후반에 일어나는 경우 등이 있다. 그리고 벼의 냉해에는 생육이 늦어지는 지각형과 생식성장하는 동안에 저온의 피해를 받는 장애형이 있고, 이들 양자가 함께 발생하는 병행형이 있다.

우리나라에서의 벼의 재배 기간에 내리는 강우량은 대개 1,000㎜가량으로, 이 강우량이 예년의 반 이하가 되면 가뭄이 일어나게 된다. 가뭄은 비가 오지 않는 날이 20일 이상 계속되면 생기기 시작하고, 10∼20일 사이에 20∼30mm 이상 비가 내리면 월(月)강수량이 적더라도 가뭄은 생기지 않는다. 또한 5∼6월에 충분히 비가 오면 7∼8월에 일조(日照)시간이 다소 많더라도 가뭄은 일어나지 않는다. 냉해의 대책으로서는 예보의 이용·보호못자리의 이용·시비(施肥)에 대한 주의·관개의 개선·수온의 상승·병충해의 방제 등을 들 수 있다.

설해·서리해·뇌재

雪害·凍霜·雷災

풍수해·냉해·가뭄과 더불어 주목하지 않으면 안 될 기상 재해는 설해·서리해·뇌재가 있다. 겨울철의 한국의 산악지방과 서해안 지방은 다설지대(多雪地帶)로서, 교통 및 통신 두절의 사고가 일어나고, 봄에는 눈 녹은 물 및 눈사태로 인한 재해도 가끔 발생하고 있다.

서리해(凍霜害)는 3∼4월경 모든 식물이 발아(發芽)하여 성장하기 시작할 때, 맑은 이른 아침에 저온이 원인이 되어 서리가 내리거나 찬 안개가 생겨서 연약한 잎사귀가 얼어서 피해를 입게 된다. 대륙에서 이동하여 온 이동성(移動性) 고기압이 한반도에 영향을 미칠 때 이와 같은 현상이 잘 일어나는데, 서리해의 대책으로는 연소법(燃燒法)·피복법(被覆法)·송풍법(送風法) 등이 있다. 최근에는 식물에 인공적으로 유막(油膜)을 형성시켜 증발을 억제하고 안개 입자로부터의 피해를 막아주는 방법을 취하기도 한다. 뇌재는 매년 봄부터 여름에 걸쳐 많이 일어나는 것으로 등산객들의 산악 조난과 정전사고의 원인이 되고 있다.

이를 피하기 위해서는 ① 뇌전이 있을 때 야외에서는 자세를 낮추고, 될 수 있으면 엄폐할 수 있는 낮은 지대나 동굴 속으로 들어갈 것 ② 금속형 물품을 몸 안에 보관하지 말고 버릴 것 ③ 라디오·텔레비전·전기다리미 등 전기용품의 사용을 금할 것 ④ 실내에서는 벽 근처에 있지 말고 방 가운데나 지하실로 대피할 것 등의 각 사항을 주의하면 뇌재를 막을 수 있다.

자동차 안에서는 낙뢰(落雷)에 대해서 가장 안전하다. 그리고 피뢰침이 설치된 구조물에서 보호되는 범위는 피뢰침의 높이를 반지름으로 한 원형 내가 된다.

기상의 이용과 개조

바람의 이용

－利用

기상요소 중에서 예부터 많이 이용되고 있는 것은 바람과 비이다. 인간이 항해를 할 때 돛대를 이용한 기록은 기원전 5,000∼4,000년으로 소급되어 이집트 시대부터인 것으로 보인다. 그 후 범선이 점차 발달하여 19세기 말에는 돛대 40개를 가진 4,000t급의 선박을 제조하였다. 현재 범선은 요트로서 유람용으로 사용하는 경우가 많아졌는데, 배와 같이 바람을 이용한 것은 글라이더가 있다. 사실 엔진을 단 항공기에서도 경제적 비행을 하기 위하여 상승기류를 이용하고 있는 실정이다. 풍차는 처음에는 장난감으로 만들어진 경우가 많았고, 풍차가 탈곡·양수용으로 사용된 역사도 옛부터 전해지고 있다. 남서아시아에서 기원된 풍차가 유럽 지방으로 전파된 것은 십자군의 원정 때였으며 유럽에서는 제분업에 사용되었다.

바람은 물에 비해서 밀도가 적어 운동에너지도 적다. 그리고 흐르는 방향이 변화하기 때문에 이의 유용성은 수차(水車)보다 못하지만, 낙도(落島) 지방이나 고원지대에서는 전원(電源)을 충분히 확보하지 못하기 때문에 이런 곳에는 발전용으로 현재 많이 이용되고 있다.

비의 이용

－利用

물은 예부터 가장 많이 이용되어 왔다. 이것이 관개(灌漑)이며, 비교적 강우가 풍부한 나라에서는 필요성이 그다지 크지 않으나 강우량이 적은 건조지대에서는 관개에 의한 효과가 상당히 크다. 서남아시아에서는 관개를 할 경우 소맥의 수확량을 천수(天水)에 의하는 경우보다 3∼5배 가량 증대시킬 수도 있게 되었다.관개농경은 처음에는 산간지대의 작은 냇물에서부터 발달하기 시작하였고, 점차 평야지대의 큰 하천으로까지 관개가 실시되었다. 이집트나 메소포타미아 같은 고대국가 발상의 근본이 된 것은 관개사업에 있었다는 점을 잊어서는 안 된다. 물은 관개 이외에 동력·발전용으로 이용되는 동시에, 도시에서는 상수도의 수원(水源)으로서 하천이나 호수의 물이 많이 이용되고 있다. 하천이나 호수의 수량(水量)은 우량이나 맑은 날씨일 때의 증발량에 좌우된다.

기상의 개조

氣象－改造

기상의 개조를 생각하는 경우 가장 문제가 되는 일은, ① 기상 현상의 규모 문제와 ② 제어(制御)와 변형과는 차이가 있음을 올바르게 인식한다는 점이다.

제어와 변형의 차이

制御－變形－差異

변형이라 하는 것은 모양을 바꾼다는 뜻임은 말할 것도 없으나, 제어는 이것을 마음먹은 대로의 형태로 바꾼다는 것이다.

태풍 부근에서 수소폭탄의 실험을 한다면 확실히 태풍에 어떤 영향을 줄 것이지만, 에너지가 부가되므로 오히려 태풍이 발달할지도 모른다. 이렇게 되면 목적한 바와 같은 태풍의 약화는 생각할 수 없게 된다. 무엇인가 실험을 하여 태풍에 약간의 변형이 일어나면, 이것으로 태풍의 제어가 되었다고 말할 수 있을지도 모르나, 이것은 전혀 잘못 생각한 것으로서 현상에 대한 원인을 충분히 그리고 명백하게 인식하지 못하면 제어 같은 것은 할 수가 없다. 현재 세계의 기후를 대규모로 변화시키는 방법으로서는 다음과 같은 것을 생각할 수 있다.

⑴ 지구의 방사능(태양으로부터의 방사선을 되돌려 보내는 작용)을 변화시키는 것.

그 방법으로서는, 첫째, 광대한 해면을 흰 거품으로 덮는 방법, 둘째, 모래(사막)나 극지방의 눈 덮인 곳을 검게 하는 방법, 셋째, 수적(水滴)의 응결핵을 사용하여 적설량을 변화시키는 방법, 넷째, 초고층에 태양광선을 반사시키는 먼지 등을 살포하는 방법 등을 고려할 수 있다.

⑵ 바다의 표면에 단분자(單分子)막을 형성시켜 증발을 억제한다.

⑶ 효과는 비교적 좁은 지역에 한하지만, 간척, 또는 간척과 반대로 저지대와 좁은 해협을 매몰하여 해륙의 분포를 변화시킨다.

⑷ 원자폭탄을 이용하여 산골짜기를 만들고 산의 모양을 변화시킨다.

⑸ 바다에 제방을 쌓아 해류의 방향을 변화시킨다.

⑹ 인공강우(人工降雨)에 의해 강수(降水)현상을 변화시킨다.

소규모의 기상개조

小規模－氣象改造

소규모적으로 기상을 변하게 하는 방법으로서는 의복과 주거(住居)에 의한 기상의 변형, 주로 농업을 경영하기 위한 기상의 변화가 있을 수 있다.

의복과 주거

衣服－住居

가장 소규모적으로 행하는 기상의 조절은 의복에 의한 것이다. 예를 들면, 외계의 기온의 변화가 있을 경우 이에 따른 피부온도의 변화는 의복을 걸친 부분은 노출된(손이나 머리 등) 부분의 ½ 정도이다. 의복에 의한 기상조절 작업에는 보온작용·증발촉진작용·환기(換氣)작용의 세가지가 있다. 의복에 의한 기상의 조절을 더욱 큰 규모로 발전시킨 것이 주거(住居)의 형태이다. 주거에 의하여 좁은 공간에 외계의 비·햇빛·바람 등으로부터 독립된 상태를 만들 수 있으나, 외계로부터 차단된 상태에 따라서 외계에 의존하는 정도도 달라지게 된다. 외계에서 차단된 공간 안에서는, 독특한 기류나 온도 분포를 만들어 주거 내에서 쾌적하게 살아갈 수 있도록 하기 위하여 주거의 상태를 가끔 변화시키는 것도 한 방법일 것이다.

영농을 위한 기상개조

營農－氣象改造

영농(營農)을 위한 경우에는 여러 가지의 변형이 있는데, 예를 들면 ① 방풍림 ② 보온절충 못자리와 같은 좁은 공간의 온도 상승 ③ 관개수온(水溫)의 상승 ④ 서리해대책 ⑤ 인공융설(融雪) 등이 있다.

도시에서의 기상변화

都市－氣象變化

도시의 기상은 여러 가지 요인으로 인해 기온·습도·강수량·바람 등이 여타의 자연지역과는 다른 특별한 현상을 나타내는 수가 많다.

기온

氣溫

도심지에서는 교외에 비하여 여름·겨울 모두 기온이 2°∼3° 가량 높다. 그 원인으로서는 연소설, 연무층(煙霧層)에 의한 냉각의 방지, 건물에 의한 기류의 요란, 건물이나 도로를 만들 때 사용된 물질(예를 들면 아스팔트)이 자연물과 다르기 때문에 일어나는 영향 등을 생각할 수 있다.

습도

濕度

온도와는 반대로 습도는 현저히 감소되어 도시에서는 건조하다.

강수량

降水量

빗방울의 핵이 되는 응결핵(凝結核)이 도시에는 많기 때문에 강수량(降水量)은 어느 정도 많고 안개 일수도 현저히 많다.

바람

風

건물 등의 영향 때문에 바람은 약해진다. 약해지는 정도는 60∼80%이다.

대기오염

大氣汚染

공장의 매연(煤煙), 자동차의 배기(排氣)가스로 인하여 도심에서는 대기의 오염(汚染)이 더욱 심해지고 있다. 자동차 배기가스의 오염에 대하여 최근에 주목을 끌게 하는 것은 자동차에 의해 일어나는 세진(細塵)이 점차 감소되고 있다는 점이다. 이것은 자동차 부속품의 성능향상과 도로 포장이 잘 되어 있기 때문이다. 그러나 일산화탄소·질소화합물 등은 오히려 해마다 증가하고 있어, 이것은 도심의 대기 오염의 규모가 점차 악화되고 있음을 말해 주고 있다.

세계의 기상이변

세계의 기후

世界－氣候

세계의 기후는 여러 가지 기준에 의하여 분류하고 있다. 그 중에서 간단한 것은 평균 기온에 의해 구분하는 것이다. 즉, 최난월(最暖月)의 평균 10℃의 등온선(等溫線)과 최한월(最寒月)의 평균 18℃의 등온선에 따라 〔그림〕-15와 같이 한대·온대·열대로 구분한다.

한대(寒帶)는 반년이 밤이고 반년은 낮으로 나누어져 있어,밤·낮의 변화에 의한 기후의 특징이 현저하게 나타난다. 온대(溫帶)의 특징은 4계절의 변화가 현저하며 대부분의 세계 문명국들이 이 지대에 속해 있다. 열대(熱帶)의 특징은 일년을 통하여 기온의 변화가 적고, 대부분의 지역은 비가 잘 오는 우기와 맑은 날씨가 계속되는 건조기의 두 기간으로 일년을 나누고 있다.

이들 기후대 중에서 기온·우량 등을 고려하여 극(極)지방·고산(高山)지방·적도우림(雨林)지대에서는 인간이 생활하기가 힘들다. 이들 지역은 육지 전체 면적의 ⅓을 점하고 있고, 나머지 ⅓은 인간의 생활이 가능한 곳으로 되어 있다. 그러나 여기에는 정치·경제적인 여러 가지 조건이 가미되므로 이들 지역 내에 인구가 균일하게 분포되어 있다는 것은 아니다.

세계 각국의 기후는 또 기온과 습도에 의하여 표시되기도 하는데, 쾌적한 기후라고 하면 기온이 16℃∼24℃, 습도는 40∼70%이고 보통 정도의 바람이 부는 조건이어야 한다.

세계의 기후변화

世界－氣候變化

기후는 해마다 크게 변화하는 것은 아니지만 오랜 세월 동안 상당한 변화를 일으키고 있다. 약 2억 5000만년의 간격으로 적어도 3회의 빙하기가 있어서 아시아지역에도 그 흔적이 있으며 과거 100년간의 기온이나 강수량만을 조사하여 보아도 현재와 다른 점이 많다는 것을 알 수 있다. 〔그림〕-17에 나타난 것같이 에든버러(Edinburgh)나 스톡홀름(Stockholm)에서는 1850년경부터 매년 기온이 상승하고 있는 경향이 있다. 그러다가 1940년대 이후로 지구는 전반적으로 추워지고 있으나, 어떤 지역은 더 따뜻해지고 있다. 또한 더 습해지는 지역이 있는가 하면, 더 건조해지는 지역도 있다. 공기중에 증가된 이산화탄소 때문에 생긴 온도 변화가 지구의 풍계에 변화를 가져왔으며, 이러한 변화들은 차례로 여러 가지 기후 변화를 일으키고 있다.

이와 같은 기후 변화의 원인은 잘 알려지지는 않았으나 여러 가지의 학설이 있다. 그 주된 것으로는 ① 태양 활동이 변하기 때문이라는 설 ② 화산 폭발의 재가 태양 복사를 산란시키기 때문이라는 설 ③ 오존이나 탄산가스의 양이 변하고 대기의 복사를 변화시키기 때문이라는 설 ④ 조산운동(造山運動)에 의한 해륙 분포의 변화, 식물 분포의 변화설 ⑤ 해양이나 지각의 변화설 등을 들 수 있다.

이산화탄소, 일산화이질소, 메탄, 염화플루오르화탄소, 일산화탄소 등의 기체는 지구 안으로 들어오는 햇빛과 같이 짧은 파장은 통과시키지만, 지구 밖으로 나가는 긴 파장의 적외선은 흡수하거나 막는다. 따라서 이러한 기체는 지구의 기온을 올리는 온실효과를 일으킨다. 최근 들어 산업 활동이 늘어나면서 대기중으로 배출되는 이러한 기체의 양이 증가하고 있다. 특히 이산화탄소는 연료량이 증가함에 따라 배출량도 급격히 늘어나는 반면, 산림 훼손으로 이산화탄소의 고정량은 줄어들어 대기중의 농도가 급격히 높아지고 있다. 따라서 지난 100년 동안 지구의 평균기온이 0.3-0.6℃ 높아진 것으로 조사되었고, 앞으로 상승폭은 더욱 커질 것으로 예상된다. 지구의 기온이 올라감에 따라 세계 여러 곳에서 폭우·폭설·가뭄과 같은 기상이변이 자주 일어나고, 급격한 사막화와 해수면 상승 등으로 인류의 앞날이 위협받고 있다.

기상이변

氣象異變

지구촌 곳곳에서 기상이변으로 인한 재해가 잇따르고 있다. 예전에는 볼 수 없었던 대규모 홍수가 빈발하는가 하면 살인적인 폭서도 기승을 부리고 있다. 전문가들은 이 같은 재해의 원인으로 온실가스 배출과 엘리뇨에 이은 라니냐를 들고 범(汎)지구차원의 대책이 마련되지 않을 경우 인류 최악의 재앙을 부를 수도 있다고 경고하고 있다.

중국의 홍수

中國－洪水

1998년 여름 중국 서남부 쓰촨(四川)성과 동남부를 강타한 폭우로 최소 1,000여 명이 사망하고 1백억 달러의 재산피해가 났다. 물에 잠긴 집만 60,000여 채에 이르고 58,000여 ha의 농지와 도로가 유실됐다. 후베이성의 성도(省都)인 우한(武漢)의 경우, 이틀 동안 7월 한달 평균의 4배가 넘는 4백㎜의 호우가 쏟아졌다. 1백년 만의 최대 폭우로 불리는 이 비로 청년로(靑年路) 등 2백 여 개의 주요 도로가 1m 이상 잠겨 통행이 두절됐으며 상가 23개가 침수됐다.

유럽의 홍수

Europe－洪水

1998년 중부 유럽을 강타한 호우로 100여 명이 숨졌고 폴란드·체코에서도 인명피해가 발생했다. 슬로바키아 동부지역은 갑자기 쏟아진 폭우로 코시체시 북부 10여 개 마을이 물에 잠겼다. 폴란드 남부 슈치트나·체코 서부 보헤미아에서도 홍수 피해가 잇따랐으며 헝가리에서는 티소강(江)의 둑이 붕괴, 4,850ha의 농경지가 침수되었다.

미국의 폭서

美國－暴暑

1998년 텍사스주를 비록한 남부·서부지역에 섭씨 40도를 오르내리는 살인적 무더위가 계속돼 133명이 숨졌다.

파푸아뉴기니의 해일

Papua New Guinea－海溢

1998년 여름 파푸아뉴기니 부근 남태평양 해저에서 리히터 규모 7.0의 대형강진이 두 차례나 발생, 그 여파로 높이 10m의 거대한 해일이 파푸아뉴기니 해안을 덮쳐 주민 3,000여 명이 목숨을 잃었다. 해일은 몇 차례 해안을 강타하면서 일곱 곳을 휩쓸었다. 피해가 가장 심한 곳은 수도 포트 모르즈비에서 북쪽으로 800km 거리에 있는 아이타페항 인근 지역이었다. 사망자 3,000명 외에 수천명의 부상자와 수만 명의 이재민을 냈다.

수단의 가뭄

Sudan－

만성적인 가뭄으로 인해 3,200만 명의 인구 중 8%인 260만 명이 기아에 허덕이고 있다. 세계식량계획(WFP)은 35만 70만 명이 아사(餓死) 일보 직전에 처해 있다며 국제사회의 지원을 호소하였다. 의료자선단체인 국경없는 의사회(MSF)는 기근이 가장 심각한 남부 아제프읍에서 사망자가 급증, 1998년에는 17,000여 명의 주민 가운데 날마다 120여 명이 숨지기도 했다.

우리나라의 집중호우

－集中豪雨

우리나라는 1997년 이후 3년 연속 계속되는 집중호우로 수많은 인명피해와 재산피해를 내고 있다. 특히 1998년의 경우 전국에 걸친 집중호우가 휴가철과 겹쳐 339명의 사망자와 1조 2,478억 원의 재산 피해를 냈다. 더구나 경기 북부 지방은 3년 동안 계속하여 피해를 당하고 있어 대책이 시급한 실정이다.

지구온난화

地區溫暖化

지구의 평균기온은 1886년 14.5도에서 1995년에는 15.4도로 높아졌다. 21세기에는 1-3.5도 상승할 것이란 전망이 있다. 또 유엔환경계획(UNEP)과 세계기상기구(WMO)가 공동 설치한 「기후변화에 관한 정부 간패널(IPCC)」의 보고서에 따르면 지금 같은 추세로 이산화탄소(CO2)를 배출할 경우 2100년이면 대기중 CO2 농도가 산업혁명 이전(280ppm)보다 2배 정도인 550ppm으로 늘게 된다. 또 기온은 1.5-4도 높아지고 해수면도 15-95cm 높아질 가능성이 있다.

남극 빙하의 이탈

南極氷河－離脫

1998년 남극대륙 동부를 뒤덮고 있는 한 거대한 빙원이 급격한 기온상승으로 균열을 일으키고 있음이 확인됐다. 두께가 최고 800m에 달하는 남극의 빙하층은 지난 수십년 간 지속적으로 떨어져 나갔다. 1940년대에 비해 남극기온이 평균 2.5도 상승한 것이 주원인으로 추정된다. 1998년에 떨어져 나간 것은 빙하층 '라르센 B'에 속한 얼음덩어리다. 위성사진 분석결과 가로세로 40×5km, 즉 200㎢가 깨져 나갔음이 확인됐다. 미국 콜로라도대학 'NSID(눈－얼음자료센터)' 등 연구기관들이 이번 위성사진에서 받은 충격은 크다. 200㎢ 얼음덩어리의 이탈이 라르센 B의 '최후의 시작'일 가능성이 높기 때문이다. 더불어 라르센 B의 면적이 미국 코네티컷주와 비슷한 약 130,000㎢로, 지난 20년 간 남극에서 떨어져 나간 빙하의 총면적을 가볍게 넘기 때문이다.

라르센 B는 남극대륙의 북단에 있는데, 이곳은 지구온난화에 가장 먼저 영향을 받는 지점이다. 결국 라르센 B가 지구환경 파괴를 측정하는 자연의 최전선계측기란 점에서, 남극의 한 빙하군이 아닌 지구전체 환경붕괴의 조짐으로 받아들여지고 있다. 따라서 남극의 빙하 붕괴와 관련해서 '해수면이 높아질 것'이란 우려가 일고 있다.

미래의 재해 예보

未來－災害豫報

앞으로 30-40년 뒤 식량 수요는 2배로 늘어난다. 그러나 기후변화로 물이 부족하고 토양 생산성이 떨어져 우리나라와 중국 등 아시아지역의 2050년 작물 수확량은 최악의 경우 1999년보다 쌀 78%, 밀 21%, 옥수수 19%가 감소한다. 또한 아시아는 연안지역의 생물종이 다양하고 사회경제적 활동이 왕성한 지역으로 전세계 인구 절반이 이 지역에서 산다. 방글라데시는 2100년 물에 잠겨 수천만 명이 집을 잃게 되고 일본의 경우 도쿄·오사카·나고야 등의 산업시설 절반 이상이 집중돼 있는 연안지역이 물에 잠긴다. 게다가 열병은 늘고 냉병은 줄어든다. 오존·미세먼지·납 등 대기오염이 심해지고 수질이 나빠져 콜레라·말라리아·황열 등이 창궐할 전망이다. 말라리아는 매년 5,000만-8,000만 명의 환자가 새로 생기게 된다. 지구온난화로 인해 실외온도가 12℃에서 15℃로 높아지면 모기의 발육기간이 22.8일에서 15.5일로 1주일 이상 짧아져 모기가 옮기는 말라리아, 이질 등이 크게 늘 것이다. 20여 년 전부터 기온 상승 추세를 보이는 우리나라는 말라리아 발생이 1980년에는 한 건도 없었으나 1995년 107건, 1998년 2,475건으로 크게 늘었으며 세균성 이질도 1990년 13건, 1995년 23건, 1998년 454건으로 급증 추세에 있다.

또한 기온 상승이 이어지면 남서해안에서 주로 보이는 동백이 북부 내륙으로 이동하는 등 식생대의 북상이 예상되고 무엇보다 기온 변동폭이 커지면서 홍수 등 재해가 빈발할 것으로 전망된다. 이 경우 농사에 지장을 줘 곡물가격이 크게 오를 것으로 예상된다. 이 경우 곡물의 70% 가량을 수입하는 우리 입장에서는 기온 상승에 따른 기상 재해 등으로 곡물가가 오르면 큰 어려움을 겪을 수밖에 없을 것이다.

엘니뇨

el nino

남아메리카 서해안을 따라 흐르는 차가운 페루해류 속에 갑자기 이상난수(異常暖水)가 침입, 해수 온도가 높아져 초래되는 기상이변 현상으로 태평양의 적도 위에 있는 공기의 움직임과 관련이 있는 것으로 보인다. 이러한 바람의 방향 변화는 해양의 순환과 온도에 변화를 일으키며, 이런 현상은 공기의 움직임과 해류 순환을 더욱 어지럽게 만든다. 이때 해수면 온도는 평균 2-3℃, 최고 8-10℃까지 급상승한다.

페루해류는 남동무역풍이 2∼4월을 중심으로 페루연안을 지나가기 때문에 일어나는 것으로 영양염이 풍부하고, 플랑크톤이 풍부한 세계적인 정어리 어장을 이룬다. 그런데 무역풍이 약해지는 12-2월에 엘니뇨 현상이 일어나 지구촌 곳곳에 가뭄과 폭설 등 기상이변을 초래했다. 발생간격은 불규칙적으로 2∼6년의 주기를 가진다.

엘리뇨란 에스파냐어로 '아기예수'라는 뜻으로 크리스마스 전후로 이 현상이 일어나기 때문에 붙여진 이름이다.

엘리뇨에 관한 첫 기록은 1500년대 초로 거슬러 올라간다. 그 뒤로 약 4년에 한 번씩 일어나는 엘리뇨 현상을 관찰할 수 있었다. 이 대규모의 따뜻한 해수 때문에 영양분이 많은 찬물이 표면까지 올라오지 못해, 많은 고기와 바닷새가 죽음을 당했다. 또한 엘니뇨는 다른 지역에도 영향을 미친다. 오스트레일리아와 인도네시아에서는 1982년과 1983년에 나타난 강력한 엘리뇨로 아주 큰 가뭄이 들었고, 미국의 캘리포니아에서는 비정상적인 폭풍이 많이 일어났다. 또한 페루와 에콰도르에서는 엄청난 강우와 홍수가 발생했다. 우리나라와 일본에서는 엘리뇨 때문에 여름저온, 겨울고온 현상이 나타난다.

통상 9월부터 다음해 3월까지 계속되는 엘리뇨는 적도 부근의 해류방향은 물론 지구 전체의 기후를 변화시킨다. 1997년 7월 미국 국립해양대기국(NOAA)은 인공위성과 해양관측으로 적도지역의 해수면 온도를 측정한 결과 큰 폭의 온도상승이 포착됐다고 보고했다. 미국 해군측후해양관측센터(FNMOC)는 이와 관련, 우리나라 서해의 해수면 온도가 2-3℃, 동해 북부의 해수면 온도가 1-2℃ 가량 높아지는 등 세계 곳곳에서 해수면 온도가 비정상적으로 상승하고 있다고 밝혔다.

1997년의 경우 엘니뇨로 인해 북한은 예년 평균 강우량이 200㎜인 7월에도 거의 비가 오지 않는 혹심한 가뭄을 맞았다. 또한 중국 북부 서안은 50년 만에 찾아온 폭염으로 200명 이상이 숨졌고 아르헨티나는 겨울철인데도 기온이 36℃까지 치솟는 고온현상이 나타났다.

유럽에서도 독일과 폴란드의 국경을 이루는 오데르강이 범람하면서 200년 만에 최악의 홍수사태가 벌어졌으며 미국 북서부와 남부지역 역시 폭우가 쏟아져 인명피해가 속출했다. 또 1998년 미국 플로리다주 중부 디즈니월드 인근을 강타한 토네이도는 39명의 사망자와 실종 7명, 250명의 부상자를 초래했다. 거기다 1,300여 가구가 파손됐고 승용차 6,000대가 바람에 날아갔다. 현지 기상학자들은 이 유별난 토네이도를 엘리뇨 탓으로 돌리고 있다. 따뜻해진 태평양 바닷물의 이동으로 데워져 흐름이 활발해진 공기흐름 탓에 폭풍의 강도가 심해지기 때문이다. 반면 엘리뇨 현상으로 해마다 오는 몬순이 실종된 가운데 비정상적 건기(乾期)를 맞은 인도네시아는 삼림이 바싹 말라 약 2,700ha에 걸쳐 동시다발적인 산불을 겪었다.

라니냐

la nina

엘니뇨와는 반대현상을 초래하는 것으로 알려져 있으며, 엘니뇨와 반대로 페루연안의 해수온도가 낮아져 생기는 기상이변을 말한다. 7-9월 적도 인근 동태평양의 수온이 0.5°이상 낮아지면 서태평양의 해수온도는 그만큼 올라가고, 이 과정에서 바다-온도-대기의 순환고리에 이상이 생겨 기상이변이 초래된다.

주로 엘리뇨가 지나간 직후에 발생하는 경우가 많은데, 엘리뇨에 비해 축적된 연구자료가 훨씬 적어 기상예측이 힘들고, 피해예상 지역을 엘리뇨만큼 잡아내기도 어려워 사람들을 더욱 불안하게 만들고 있다. 정상 상태일 때 적도 부근의 태평양 해수 온도는 동태평양에 찬 바닷물이, 서태평양에 따뜻한 해수가 위치하게 된다.

그러나 라니냐 현상이 발생하면서 원래 찬 동태평양의 바닷물은 더욱 차가워지고 이 찬 바닷물이 서쪽으로 움직인다. 따라서 인도네시아 등 동남아시아엔 격심한 장마가, 페루 등 중남미엔 가뭄, 그리고 미국엔 심한 경우 극지방 같은 추위가 도래한다. 우리나라의 경우 1988년 겨울에 라니냐의 영향으로 예전보다 평균 섭씨온도가 2.2℃나 높았고 강수량도 123㎜ 많았다. 라니냐는 해수면의 온도가 예년에 비해 낮아지면서 해수면 높이도 낮아지는 현상으로 라니냐 현상이 나타나면 차갑고 건조한 날씨를 몰고 와 가뭄·한파·산불 피해가 발생한다.

쾌적한 기상조건

쾌적한 기상조건

快適－氣象條件

우리는 추울 때나 더울 때나 몹시 불쾌한 느낌을 갖게 된다. 이는 몸으로부터 외부에 필요 이상의 열을 빼앗기고 있거나, 또는 몸체로부터 외부에 적당량의 열을 발산하지 못하게 되든지, 반대로 열이 몸에 스며들고 있기 때문인 것이다. 쾌적한 기상조건인지 아닌지는 이와 같이 신체를 통하여 열의 출입, 즉 기상환경과의 열교환과 관계가 있는 것이다. 인간과 기상환경과의 열교환은 생물체의 생명 활동의 결과로 생기는 열과 몸체로부터의 복사·대류·증발 등의 과정에서 방열되는 열, 또는 반대로 몸 밖으로부터 몸 안으로 들어오는 열과의 상호관계인 것이다.

복사·대류를 계산하는 경우, 몸의 표면온도를 어떻게 정하여야 되는가가 문제이다. 이 경우 신체의 어느 중심부의 피부온도와 손발과 같은 선단의 온도와의 구별을 충분히 이해할 필요가 있다. 예를 들면, 중심부의 온도는 조금 변하였는데 손발의 온도는 10℃에서 15℃까지 변하고 있을 때가 있다. 이것은 손발이 어느 의미에서는 열의 저장소의 역할을 하고 있어 몸의 열교환에 큰 역할을 담당하고 있기 때문이다.

이와 같이 열교환에 있어서 복사·대류·증발량을 계산하기 위한 피부온도의 측정에는 한 점의 값만을 기준으로 하면 잘못 계산하게 된다. 그래서 평균적인 피부온도를 어떻게 계산하여야 하는 문제가 제기된다. 기온이 10℃, 18℃, 28℃인 경우(대략 동복·춘추복·하복을 입을 계절)에는 각각 2.01,1.44,0.64칼로리의 열이 1분마다 몸에서 방사된다. 기온이 32℃, 33℃가 되면 1분간 0.6칼로리를 넘지 못하게 된다.

기온이 45℃, 즉 온도가 높은 주위환경에서는 생물체는 외부에서 반대로 열이 스며들게 된다. 또한 열의 교환에서 중요한 하나의 요소는 증발이다. 1g의 물이 증발하려면 580칼로리 이상의 열이 필요하다. 즉 수분이 몸에서 방출되어간다. 신체 표면으로부터의 수분의 증발은 신체의 표면 온도에 따른 수증기의 포화압력과 현장의 공기중의 수증기 압력과 비례한다. 물론 이런 경우에도 풍속에 관계된다.

보통의 의복 상태에서는 18℃에서 기온에 따라 수분의 증발이 신체 표면에서 행하여진다. 옷을 벗은 사람은 기온 23℃에서부터 시작하여 피부 표면 및 폐에서 수증기의 분비량이 증가하고, 기온이 더욱 높아짐에 따라 수분의 분비는 점점 많아진다. 그러나 피부면에서의 수분 증발은 분비보다 늦어진다. 기온이 높아지거나 수증기가 많아지면 수분 증발은 완전히 멈추고 만다. 이렇게 되면 분비된 수분은 증발하지 못하고 땀이 되어 피부에 젖어 남게 된다.

육체 노동을 할 때 땀의 분비는 더욱 복잡하다. 기온 10℃∼18℃에서는 노동을 시작하자마자 수증기의 분비는 높아져 1분간에 3g∼3.5g까지 달한다. 노동을 중지하면 그 양은 휴식상태에 있는 값에 가까워지지만, 기온 35℃∼45℃ 정도의 고열환경에서는 노동을 중지하여도 수증기의 분비는 멈추지 않고 계속된다. 노동을 끝마친 후에 10∼15분 정도 계속하여 몸무게를 달아보면 육체노동을 하고 있을 때와 같은 정도로 몸무게가 감소되고 있음을 알게 된다.

기온 35℃에서는 노동 후의 수증기의 분비는 보통 1.7g∼3.0g이나 0.8g/sec 정도로 저하될 경우도 있다. 이와 같이 몸무게의 감소와 평행하여 체온이 내려가는 것을 보게 되는데 이것은 생물체의 일시적인 냉각이다.

이상에서 예를 든 바와 같이 수분의 증발은 과열하기 쉬운 신체에서 열을 빼앗아가는 큰 역할을 하고 있다는 것을 알 수 있다.

체감온도

體感溫度

신체를 통과하는 열교환은 기온뿐만 아니라 풍속·습도·일사(日射) 등의 요인에 의해 결정된다.

우리들의 온도와 열의 감각, 즉 덥다, 서늘하다, 춥다라고 느끼는 감각은 열교환의 상태에 지배된다. 그러므로 같은 정도의 열감각을 느껴도 실제로는 기온이 높을 경우도 있는 것이고 실제 기온은 낮아도 바람이 없기 때문에 대류로 인하여 방출되는 열량이 적어 덥게 느껴질 때도 있다.

따라서 이와 같은 열감각에 대해서는 기온·습도·풍속 등의 기상요소를 혼합한 여러 각도에서 종합하여 체감온도를 나타내 보려고 시도한 사람들이 많았다.

실효온도

實效溫度

실효온도는 위생학·건축학 등 각 방면에서 널리 이용되는 체감온도이다. 이것은 습구온도·온도·풍속의 값을 종합하여 구한 것으로서, 실효 온도는 습도 100%, 풍속 0일 때의 기온을 표준으로 하여 측정한 것이다. 온도·습도가 달라도 습도

100%인 때의 온도와 같은 온도를 느끼게 될 때는 실효온도가 같은 것으로 본다. 한편 쾌적한 실효온도의 범위는 17.2℃∼21.8℃이고 이 온도 범위에서는 풍속 1m/sec에 대해 15℃밖에 기온이 낮아지지 않는다. 그러므로 풍속에 대한 영향은 기온이 낮을수록 커져서, 기온이 낮으면 같은 풍속에서도 실효 온도는 더욱 낮아진다. 〔그림〕-18은 5월 상순에서 6월 상순까지의 이른바 쾌적기온인 실내에서 가장 관측에 숙달된 사람에게 현장의 기온을 추정시켰을 때 체감온도·실제온도 및 습구온도를 비교한 것이다. 이 때의 체감온도 Tf는 건구온도 Td, 습구온도 Tw의 중간에 있고 이들 간에는 Tf＝6.12＋0.29Td＋0.42Tw의 관계가 있다. 일반적으로 실효온도는 실제의 기온보다 낮으며, 이런 것들은 생각해 보면 실효온도는 체감온도와 밀접한 관계가 있다는 것을 알 수 있다. 그리고 피부온도와 실효온도와의 관계도 비교적 밀접하다.

〔그림〕-19는 평균 피부온도와 실효온도, 산소 소비량과 실효온도와의 관계를 나타낸 것이다. 피부온도와 실효온도와는 직선적인 관계가 있으며 16.5℃∼30℃의 범위에서 산소 소비량 증가가 최저의 범위임을 알 수 있다. 따라서 야글루(Yaglou)는 17.2∼21.8℃의 범위를 쾌적 실효온도 범위라 말하고 있다.

방상의 피부온도

Vincent－皮膚溫度

방상은 피부온도의 계산식을 다음과 같이 제창하였다.

피부온도＝26.5＋0.3t－12V＋0.2χ

여기서 t는 기온, V는 풍속, χ는 습구온도이다. 방상의 피부온도와 체감(體感)과의 관계에서 일반적으로 쾌적한 체감을 표시하는 피부온도는 33℃ 정도라고 알려져 있다.

기상과 건강

기상과 건강

氣象－健康

인간이 환경의 영향을 무시하고 생활하기란 곤란하다. 사회적·역사적 환경을 살펴볼 때 인간을 둘러싼 대기의 물리적 환경, 즉 기상은 인간의 건강이나 생활 전반에 커다란 영향을 미치고 있다.

기후·기상 및 이들의 변화와 인체, 인체의 생리현상, 병적 과정과의 관련은 예부터 알려져 있던 것으로서 일찍이 원시 미개인이 지구상에서 생활을 시작한 이래 인류의 지식의 공유물로 되어 있었을 것이다.

사실 기원전 약 500년에 그리스의 역사가 헤로도투스(Herdotus)가 기상과 기후가 병을 일으키는 하나의 원인이 된다는 생각을 기록한 사실이 나타나 있는 바와 같이 기상과 생체, 특히 기상과 병적(病的) 과정과의 관련은 인류의 역사와 함께 인식되어 온 것이다.

기상이 인체에 미치는 영향

氣象－人體－影響

오늘날 기상이 인체에 미치는 영향 중에서 기상병(氣象病)을 일으키는 대기의 물리적 요인으로서의 전선(前線), 특히 한랭전선과 푄(F

hn)현상 등을 들 수 있다.

기상병의 최대의 특징은 기온이나 습도·기압의 변화와 같은 개개의 기상요소의 변화만 가지고는 설명되지 않는다는 점이다. 물론 기온의 상승·하강으로 인하여 발생하는 질환으로서는 상승에 의한 열사병과 일사병이 있고, 하강에 의한 것은 동창(凍瘡)·동상·동사(凍司) 등이 있다. 또 기압의 하강으로 인한 것은 고산병(高山病)이 있다. 그러나 이러한 질환의 경우에는 해당 기상 요소의 이상치(異常値)가 일정시간 이상 인체에 작용하고, 이에 대한 인체의 생리적 반응의 한계를 넘어서 적응할 수 없을 때에 생긴다.

이와 같이 기상병이라 일컫는 일련의 질병의 경우에는 대기현상·기상조건의 변동 자체가 질병의 진행을 돕는 조건도 되고 때로는 외형상의 발병의 원인이 되어 질병의 변화의 제한 인자로 된다. 따라서 한두 가지의 기상요소의 변동과 기상병의 발생을 결부시키기는 어렵다.

대기오염과 질환

大氣汚染－疾患

대기 오염에 의한 질환이 대기중에 포함된 인위적인 화학물질에 의하여 유발된다는 것은 널리 알려져 있는 사실로서 호흡기·순환계의 질병이 그 중에서 가장 많다.

대기중의 화학물질의 농도가 높아져서 어느 정도 지속하게 되면 때로는 한꺼번에 많은 인명의 피해를 나타내는 예도 있다. 1952년과 1962년에 영국의 런던에서, 그리고 1948년엔 미국의 피츠버그 교외에서 바로 이와 같은 사고가 있었다.

일차적으로는 공장에서 나오는 매연(煤煙) 중의 유독(有毒)성분이 원인이 되어 일정지역에서 대기중의 유독성분이 고농도로 지속되는 이와 같은 현상은 또한 고기압의 정체라는 기상조건이 수반조건으로 되어 있다. 피츠버그 및 런던의 경우도 이와 같은 기상조건이었다.

대기 오염에 의한 질환은 오늘날 공해병(公害病)이라 하여 사회적으로 중대한 문제로 대두되고 있다. 일차 원인으로서는 앞서 말한 바와 같이 생산현장에서의 매연이며, 공해병은 그런 의미에서 인위적 원인에 유래하는 것으로, 병리현상에도 명백하게 나타나고 있다.

인간의 노력에 따라서는 공해병의 발생은 하루아침에 없앨 수도 있는 일이며, 이런 점에서 기상조건은 공해병 발생의 제한인자(因子)이기는 하지만, 공해병과 고유의 기상병과는 근본적으로 그 성질이 다른 것이므로, 동일한 범위로 생각한다는 것은 근본 원인을 엄폐하는 것이 된다.

기상병

氣象病

고유의 의미의 기상병은 전선(前線)의 통과와 푄 현상과 같은 조건에 동반된다. 푄 현상 자체는 한국의 태백산맥과 소백산맥을 중심으로 비슷한 현상이 종종 나타나고 있다. 특히 봄과 가을에 이동성 고기압권 내에 들어갔을 때 이와 같은 현상이 나타나, 건조한 일기로 인하여 발아(發芽)가 시작되는 봄에 많은 작물 피해를 입히고 있다. 푄 현상 때문에 생기는 병은 기상학적 특성으로 보아 유럽이나 알프스산맥의 북부지방에 한정된 것 같다. 그러나 이것은 푄 병이라고 불리고 있기는 하나 일종의 자율신경 불안정증세라고 말하는 것이 타당할 것 같다.

이에 반해서 전선의 통과는 고유의 기상병 발생과 가장 밀접한 관계가 있다. 관절 류머티즘 또는 신경통의 환자들이 대개 기상변화에 민감하여, 어느 정도 앞으로의 날씨를 미리 알 수 있다는 것은 예부터 알려져 있는 사실로서, 이것은 전선(前線)통과와 관련된다. 〔그림〕-21에 나타난 바와 같이 전선이 통과할 때에는 현저한 대기현상이 국지적으로 또 제한된 단시간 내에 일어난다. 〔그림〕-21은 한개의 전선 통과시의 각종 기상요소의 변화를 표시한 것으로서 각 요소가 거의 동시에 고유한 변화를 보이고 있다.

이것은 기상요소 단독의 변화만으로는 기상병을 유발하지 않는다는 사실과 잘 대응하고 있다. 최근에는 설비공학의 발전에 따라 비록 아직 불완전하기는 하지만, 어느 정도 지상의 기상조건을 재현시킬 수 있는 인공기상실을 만들어, 그 속에서 실험적인 기상병의 연구를 진행시키고 있는데, 이에 의하면 관절 류머티즘·골 관절염 등의 통증현상은 온도·습도·기압·풍속 등 개개의 변화만으로는 거의 변하지 않는다는 것이 확인되었다. 더욱이 이들 기상요소를 한데 합쳐서 변화시키는 경우, 가령 기압을 하강시킴과 동시에 습도를 높이면 통증은 더욱 커지고, 기압이나 습도가 먼저대로 되돌아가면 경쾌해진다는 것이 확인되었다.

이와 같은 후자의 변화는 자연계에 바탕을 두고 생각해 보면, 대개 한랭전선의 통과 전에는 증상이 나빠졌다가 통과 후에는 몸이 경쾌해진다는 사실이 실험적으로 증명되었다.

인체의 조절기능

人體－調節機能

인체는 외부에서 어떤 충격을 받게 되어도 그 기능을 자동적으로 정상상태로 유지할 수 있는 능력을 가지고 있다.

체내의 운동은 자율신경계와 내분비계의 조절작용에 의하여 이루어지고 있다.

자율신경계에 의한 조절은 한랭한 경우에는 혈관을 수축시켜 몸의 열을 외부로 빼앗기는 것을 방지하는 동시에 땀이 나오지 않게 하고 반대로 따뜻할 경우에는 혈관을 확장시켜서 열을 발산하고 땀이 많이 나오게 된다. 체내의 열수지(熱收支)는 주로 이와 같은 증발·복사 과정을 이루고 있기 때문에 자율신경의 조절작용은 체온 조절에 대하여 말한다면 물리적 과정이라고 할 수 있다.

이에 대해서 내분비계의 조절작용은 자율신경계에 비해서 발생학적으로는 보다 초기에서 발달한 것이므로, 일부의 호르몬이 혈관을 돌아서 간장(肝臟)·근육·신장(腎臟)·뇌 또는 지방(脂肪)조직에 도달하여 그 곳에서 물질 대사를 왕성하게 하고 체내에 열생산을 증대시킨다.

이와 같은 경우에는 호르몬이라는 화학물질이 특정 장기(臟器)에서의 생화학적 과정 및 신진대사 속도를 억제하고 있으므로 화학적 조절 과정이라 할 수 있다.