태풍의 눈
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1. 개요
태풍의 눈은 열대 저기압의 중심부로, 바람이 약하고 맑은 하늘을 보이는 특징을 가진다. 눈은 열대 저기압의 발달과 강화의 지표로, 눈의 크기와 형태는 폭풍의 강도와 밀접한 관련이 있다. 태풍의 눈은 해상에서 괴물 파도를 생성하여 위험하며, 육상에서는 눈이 지나간 후 반대 방향의 강한 바람이 불어오는 특징이 있다. 열대 저기압 외에도 극 저기압, 온대 저기압, 아열대 저기압, 토네이도 등에서도 "눈"과 유사한 구조가 나타날 수 있으며, 토성의 남극과 금성의 양극에서도 허리케인과 유사한 폭풍이 관측되었다.
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| 태풍의 눈 | |
|---|---|
| 개요 | |
| 정의 | 열대 저기압의 중심부에 있는, 비교적 날씨가 좋은 지역을 말한다. |
| 크기 | 일반적으로 정도이다. |
| 구조적 특징 | |
| 형태 | 중심 밀집 구름 (CDO)으로 둘러싸여 있다. 원형 또는 타원형일 수 있다. |
| 날씨 | 일반적으로 맑고 조용하다. 강수가 거의 없다. |
| 기압 | 열대 저기압 내에서 가장 낮은 기압을 갖는다. 눈의 기압은 태풍의 강도를 나타내는 중요한 지표이다. |
| 발생 원인 | |
| 하강 기류 | 태풍의 눈에서는 공기가 하강하면서 구름이 흩어지고 날씨가 맑아진다. |
| 원심력 균형 | 눈의 벽에서 강한 원심력이 발생하여 눈 내부로 공기가 유입되는 것을 막는다. |
| 중요성 | |
| 태풍 강도 예측 | 눈의 크기, 형태, 온도 등을 분석하여 태풍의 강도 변화를 예측할 수 있다. |
| 태풍 구조 연구 | 태풍의 눈은 태풍의 역학적, 열역학적 구조를 이해하는 데 중요한 정보를 제공한다. |
| 추가 정보 | |
| 관련 용어 | 눈벽 (Eye Wall) 중심 밀집 구름 (Central Dense Overcast, CDO) |
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2. 구조
열대 저기압의 눈은 폭풍의 중심 영역으로, 맑은 하늘과 약한 바람이 특징이다. 열대 저기압의 역학으로 인해 눈과 그 위의 공기는 주변보다 더 따뜻하다.[4]
열대 저기압은 적란운이 모여 소용돌이를 이루면서 발생하는데, 초기에는 눈이 형성되지 않는다. 북반구에서는 반시계 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로 구름이 소용돌이치며, 중심부에는 원심력이 작용한다. 주변에서 불어오는 바람은 원심력과 기압 경도력의 균형으로 인해 중심부로 들어가지 못하고 상승 기류를 일으켜 나선형으로 상승한다.
다량의 수증기를 포함한 기류는 상승하면서 기압 저하로 온도가 내려가 응결하여 적란운을 만든다. 기류가 대류권 계면에 도달하면 정체하여 고기압부가 되고, 북반구에서는 시계 방향, 남반구에서는 반시계 방향으로 적란운과 함께 기류가 불어 나간다. 
2. 1. 눈의 크기와 형태
전형적인 열대 저기압의 눈은 폭풍의 중심에서 약 30~65km (20~40mi) 정도의 크기를 가진다. 눈은 맑거나 드문드문 낮은 구름을 가질 수 있으며, 낮은 및 중간 고도 구름으로 채워지거나 중앙 밀집된 흐림에 의해 가려질 수도 있다. 그러나 눈 중심 근처에는 바람과 비가 거의 없다. 이는 폭풍의 가장 강한 바람을 포함하는 눈벽과는 매우 대조적이다.[3]눈은 보통 매우 대칭적이지만, 약화되는 폭풍에서는 길쭉하고 불규칙할 수 있다. 크고 ''거친 눈''은 원형이 아닌 눈으로, 약하거나 약화되는 열대 저기압을 나타낸다. ''열린 눈''은 원형일 수 있지만 눈벽이 눈을 완전히 둘러싸지 않아 약화되거나 수분 부족 저기압 또는 약하지만 강화되는 저기압을 나타낸다. 이러한 관측들은 드보락 기법을 통해 열대 저기압의 강도를 추정하는 데 사용된다.[5] 눈벽은 일반적으로 원형이지만, 삼각형에서 육각형에 이르기까지 뚜렷한 다각형 모양이 나타나기도 한다.[6]
급격하게 강화되는 폭풍은 때때로 ''핀홀 눈''이라고 하는 매우 작고 맑은 원형의 눈을 발달시키기도 한다. 핀홀 눈을 가진 폭풍은 강도의 큰 변동을 보이기 쉽다.[7]
작은/미세한 눈(10해리 (19km, 12mi) 미만의 눈)은 종종 눈벽 교체 주기를 유발하며, 여기서 새로운 눈벽이 원래 눈벽 외부에서 형성되기 시작한다. 그러면 폭풍은 두 개의 ''동심 눈벽'', 즉 "눈 안의 눈"을 발달시킨다. 대부분의 경우 외부 눈벽은 형성된 직후 수축하기 시작하여 내부 눈을 막아 더 크지만 더 안정적인 눈을 남긴다.[14]
눈의 크기는 3.7km (허리케인 윌마)에서 370km (태풍 카르멘)까지 다양하다.[8][9] 큰 눈을 가진 폭풍이 매우 강해지는 경우는 드물지만, 환상 허리케인에서 발생한다. 허리케인 이사벨은 며칠 동안 넓은 65–80km (40–50mi) 눈을 유지했다.[10]
열대 저기압이 발달하여 최성기를 맞이하는 기간에는 중심 기압이 급격히 내려가지만 규모는 그다지 커지지 않으므로, 눈은 매우 작아지는 경우가 많다. 드물게는 직경 3km 정도밖에 되지 않는 눈이 관측되는 경우도 있다. 최성기를 지나면 중심 기압이 서서히 상승하기 시작함과 동시에 세력 범위도 넓어지고, 그에 따라 눈도 확대된다. 1954년 태풍 제12호는 규슈에 상륙했을 때 눈의 직경이 200km에 달했다.[44] 그러나 이러한 거대한 눈은 열대 저기압이 쇠약기에 들어간 경우에 보이는 것이 일반적이며, 쇠약기의 눈은 타원형이 되거나 붕괴되어 형태나 존재를 식별하기 어려워진다.
눈이 너무 커지면 아이월이 붕괴되어 성장이 일단 정체되고, 안쪽에 새로운 눈이 형성되는 경우도 있지만, 이러한 경우에는 세력이 그다지 강해지지 않는 경우가 많다. 또한 허리케인 이사벨 등에서는 다각형 모양의 눈이 관측되고 있다.
2. 2. 눈벽
전형적인 열대 저기압에서 눈벽은 폭풍의 기하학적 중심에서 약 30~65km (20~40마일) 떨어진 곳에 위치한다. 눈벽은 폭풍에서 가장 위험한 부분으로, 가장 강한 바람과 강수를 동반한다.[3] 열대 저기압의 역학으로 인해 눈과 그 위의 공기는 주변보다 더 따뜻하다.[4]눈벽은 일반적으로 원형이지만, 삼각형에서 육각형에 이르기까지 뚜렷한 다각형 모양이 나타나기도 한다.[6] 크기는 3.7km (허리케인 윌마)[9]에서 370km (태풍 카르멘)[8]까지 다양하다. 큰 눈을 가진 폭풍이 매우 강해지는 경우는 드물지만, 환상 허리케인에서는 발생하기도 한다. 허리케인 이사벨은 며칠 동안 65–80 km (40–50 마일)의 넓은 눈을 유지했다.[10]
눈벽은 상승 기류와 하강 기류가 교차하는 역동적인 영역이다. 열대 저기압의 근원이 되는 적란운이 뭉쳐 소용돌이를 시작하면, 북반구에서는 반시계 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로 구름이 소용돌이를 일으킨다. 소용돌이의 중심에는 원심력이 작용하여, 주변에서 불어오는 바람이 중심부로 들어가지 못하고 상승 기류를 일으켜 나선형으로 소용돌이의 중심부를 상승한다.
다량의 수증기를 포함한 기류는 상승하면서 기압 저하로 온도가 내려가 응결하여 적란운을 만든다. 기류가 대류권계면에 도달하면 정체하여 고기압부가 되고, 북반구에서는 시계 방향, 남반구에서는 반시계 방향으로 적란운과 함께 기류가 불어 나간다. 나선형의 상승 기류는 적란운의 벽(눈벽)을 만들고, 중심에 가까운 부분은 기류가 침입할 수 없어 맑은 구역이 되는데, 이곳이 태풍의 눈이다.
열대 저기압이 발달하여 최성기를 맞이하면 중심 기압이 급격히 내려가고, 눈은 매우 작아지는 경우가 많다. 최성기를 지나면 중심 기압이 상승하고 세력 범위가 넓어지면서 눈도 확대된다. 눈이 너무 커지면 눈벽이 붕괴되어 성장이 정체되고, 안쪽에 새로운 눈이 형성되는 경우도 있지만, 이러한 경우에는 세력이 강해지지 않는 경우가 많다.
2. 3. 눈벽 교체 주기
눈벽 교체 주기는 강한 열대 저기압에서 자연적으로 발생하는 현상이다. 주로 풍속이 185km/h 이상이거나, 사피어-심슨 허리케인 등급에서 3등급 이상인 메이저 허리케인에서 나타난다.[14]이 현상은 눈벽이 수축하거나 이미 충분히 작을 때, 외부 강우 밴드 중 일부가 강화되어 뇌우 고리, 즉 외부 눈벽을 형성하면서 시작된다. 외부 눈벽은 천천히 안쪽으로 이동하며 내부 눈벽에서 필요한 수분과 각운동량을 빼앗는다. 이로 인해 내부 눈벽이 약화되면서 열대 저기압의 세력도 일시적으로 약해진다. 결국 외부 눈벽이 내부 눈벽을 완전히 대체하면 폭풍은 다시 강해질 수 있다.[14]
이 과정의 발견은 프로젝트 스톰퓨리라는 허리케인 변형 실험의 중단에 영향을 미쳤다. 이 실험은 눈벽 외부에 구름 씨앗을 살포하여 새로운 눈벽을 만들고 폭풍을 약화시키려는 시도였으나, 눈벽 교체가 자연 현상임이 밝혀지면서 실험은 중단되었다.[7]
강한 허리케인의 절반 이상(53%)이 생애 동안 최소 한 번 이상의 눈벽 교체 주기를 겪는 것으로 나타났다.[15] 예를 들어, 1980년 허리케인 앨런은 반복적인 눈벽 교체 주기를 겪으며 강도가 여러 번 변했고, 2001년 허리케인 줄리엣은 삼중 눈벽을 가진 기록을 남겼다.[15]
2. 4. 모트 (Moat)
'''모트(moat)'''는 열대 저기압에서 눈벽 바깥쪽, 또는 동심원 눈벽 사이에 있는 맑은 고리 모양의 구역이다. 이 구역은 침강 기류(느리게 하강하는 공기)와 강수량이 거의 없거나 아예 없는 것이 특징이다.[16] 모트 내의 공기 흐름은 수직 변형과 전단 변형의 누적 효과에 의해 지배된다. 눈벽 사이의 모트는 폭풍의 중심으로부터의 거리에 비례하여 공기의 회전 속도가 크게 변화하는 영역으로, "급속 필라멘트화 구역"이라고도 한다. 이러한 영역은 충분한 강도를 가진 모든 소용돌이 근처에서 잠재적으로 발견될 수 있지만, 강한 열대 저기압에서 가장 두드러지게 나타난다.[16]2. 5. 눈벽 메조와류 (Mesovortices)
눈벽 메조와류는 강한 열대 저기압의 눈벽에서 발견되는 작은 규모의 회전 현상이다. 이는 기본적으로 다중 와류 토네이도에서 관찰되는 작은 "흡입 와류"와 유사하다.[17] 이러한 와류에서는 풍속이 눈벽의 다른 어느 곳보다 더 클 수 있다.[18] 눈벽 메조와류는 열대 저기압의 세력이 강해지는 기간 동안 가장 흔하게 발생한다.[17]눈벽 메조와류는 종종 열대 저기압에서 특이한 행동을 보인다. 일반적으로 저기압 중심을 따라 회전하지만, 때로는 정지해 있기도 하다. 눈벽 메조와류가 폭풍의 눈을 가로질러 이동하는 것도 기록으로 남아있다. 이러한 현상은 관측,[19] 실험,[17] 그리고 이론적으로 증명되었다.[20]
눈벽 메조와류는 열대 저기압이 상륙한 후 토네이도 형성에 중요한 역할을 한다. 메조와류는 개별적인 대류 세포 또는 상승 기류(메조사이클론)에서 회전을 발생시켜 토네이도 활동을 유발할 수 있다. 상륙 시, 열대 저기압의 순환과 육지 사이의 마찰이 발생한다. 이는 메조와류가 지표면으로 내려와 토네이도를 발생시키는 원인이 될 수 있다.[21] 이러한 경계층에서의 토네이도 순환은 강한 열대 저기압의 내부 눈벽에서 흔하게 발생할 수 있지만, 짧은 지속 시간과 작은 크기로 인해 자주 관찰되지는 않는다.[22]
2. 6. 경기장 효과 (Stadium effect)
경기장 효과는 강한 열대 저기압의 눈에서 나타나는 현상이다. 눈벽 구름이 고도가 높아짐에 따라 바깥쪽으로 기울어져 위에서 보면 스포츠 경기장과 유사한 형태를 띤다. 이는 각운동량 보존 법칙으로 설명된다.[3]3. 형성과 소멸
열대 저기압의 눈은 적란운이 모여 소용돌이를 형성하는 초기 단계를 지나, 중심 부근에 기류가 침입할 수 없는 맑은 구역이 생기면서 만들어진다. 이 과정은 아직 완전히 밝혀지지 않았지만, 열대 저기압이 강한 바람을 얻는 데 눈이 필수적이라는 것은 알려져 있다.[11]
눈 형성은 열대 저기압의 조직과 강도가 증가함을 의미한다. 예보관들은 눈 형성 징후를 찾기 위해 발달하는 폭풍을 면밀히 관찰한다. 뚜렷한 눈은 기상 위성 사진으로 쉽게 관찰할 수 있지만, 눈이 채워졌거나 구름으로 덮인 경우에는 허리케인 헌터의 관측, 도플러 기상 레이더, 대기 수증기 및 구름 온도 측정을 위한 장비 등을 활용해야 한다. 최근에는 눈의 오존량이 벽 안보다 높다는 사실이 발견되어, 오존에 민감한 기기를 통해 눈 형성을 간접적으로 파악하기도 한다.[12] 한 위성 연구에 따르면 폭풍당 평균 30시간 동안 눈이 감지되었다.[13]
열대 저기압 눈의 형태는 발달 단계, 구름의 뭉침 정도, 해수면 온도 등 여러 조건에 따라 달라진다. 일반적으로 눈의 지름은 20~200킬로미터이며, 높이는 약 12~18킬로미터(지표면에서 대류권 계면까지)이다.
열대 저기압이 발달하여 최성기를 맞이하는 기간에는 중심 기압이 급격히 내려가지만 규모는 크게 커지지 않아 눈은 매우 작아지는 경우가 많다. 드물게는 직경 3km 정도의 눈이 관측되기도 한다. 최성기를 지나면 중심 기압이 서서히 상승하고 세력 범위가 넓어지면서 눈도 확대된다.
3. 1. 형성 과정
열대 저기압은 일반적으로 열대 지역의 크고 무질서한 기상 교란 지역에서 형성된다. 더 많은 뇌우가 형성되고 모이면 폭풍은 공통 중심을 중심으로 회전하기 시작하는 강우 밴드를 형성한다. 폭풍이 강해지면서 발달하는 폭풍의 회전 중심에서 일정 거리에 더 강력한 대기 대류 고리가 형성된다. 더 강한 뇌우와 더 많은 비는 더 강한 상승 기류 지역을 나타내기 때문에 지표면의 기압이 떨어지기 시작하고 공기가 저기압의 상층부에서 쌓이기 시작한다.[11] 그 결과 상층 고기압, 즉 중앙 밀집된 구름 위에 높은 대기압 영역이 형성된다. 결과적으로 축적된 공기의 대부분은 열대 저기압 위로 반시계 방향으로 바깥쪽으로 흐른다. 형성되는 눈 바깥에서 대기 상층부의 고기압은 저기압의 중심을 향하는 흐름을 강화하여 공기를 벽 안으로 밀어넣고 양성 피드백 루프를 유발한다.[11]그러나 축적된 공기의 작은 부분은 바깥쪽으로 흐르는 대신 폭풍의 중심을 향해 안쪽으로 흐른다. 이로 인해 기압이 더욱 상승하여 공기의 무게가 폭풍 중심부의 상승 기류의 강도에 상쇄된다. 공기가 폭풍의 중심에서 하강하기 시작하여 대부분 비가 없는 지역, 즉 새로 형성된 눈을 만든다.[11]
열대 저기압의 근원이 되는 적란운이 뭉쳐 소용돌이를 시작하는 초기 단계에서는 눈은 아직 형성되지 않는다. 북반구에서는 반시계 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로, 구름이 소용돌이를 일으키면서 더욱 뭉쳐지면 소용돌이의 중심(태풍의 중심)에 원심력이 걸리기 시작한다. 주변에서 불어오는 바람이 지속적으로 중심부로 밀려드는 가운데 원심력과 기압 경도력이 거의 평형을 이루어 바람이 중심부로 들어갈 수 없는 상태가 된다. 그러면 갈 곳을 잃은 바람은 상승 기류를 일으켜 나선형으로 소용돌이의 중심부를 상승하는 기류를 만들어낸다.
열대 해양을 기원으로 하는 다량의 수증기를 포함한 기류는 소용돌이의 중심을 상승하는 가운데 기압 저하로 인해 온도가 내려가 응결하여 적란운을 만든다. 기류가 적란운과 함께 대류권 계면에 도달하면 기류는 정체하여 고기압부가 된다. 그러면 북반구에서는 시계 방향, 남반구에서는 반시계 방향으로 적란운과 함께 기류가 불어 나가기 시작한다. 나선형의 상승 기류는 적란운의 벽(아이월)을 만들고, 그보다 중심에 가까운 부분은 기류가 침입할 수 없어 기류가 완만하고 구름이 거의 없어 맑은 구역이 된다. 이 영역이 태풍의 눈이다.
3. 2. 소멸 과정
열대 저기압이 쇠퇴하면서 눈은 점차 커지고 불규칙적인 형태가 된다. 1954년 태풍 제12호는 일본 규슈에 상륙했을 때 직경 200km의 거대한 눈을 가졌던 대표적인 사례이다.[44] 이처럼 쇠퇴기의 눈은 타원형이 되거나 붕괴되어 형태나 존재를 식별하기 어려워지는 경우가 많다. 열대 저기압이 육지에 상륙하여 쇠퇴가 진행되거나, 온대 저기압으로 변질되면 눈은 완전히 사라진다.4. 탐지
열대 저기압의 눈은 다양한 관측 장비를 통해 탐지할 수 있다. 뚜렷한 눈을 가진 폭풍은 기상 위성 사진으로 쉽게 탐지할 수 있지만, 눈이 구름 등으로 가려진 경우에는 다른 방법을 사용해야 한다. 허리케인 헌터와 같은 관측선이나 관측 항공기를 통해 풍속 감소나 강수량 부족을 확인하여 눈을 찾을 수 있다. 대한민국 등 몇몇 국가에서는 NEXRAD 도플러 기상 레이더 네트워크를 이용하여 해안 근처의 눈을 탐지한다. 기상 위성은 대기 수증기와 구름 온도를 측정하는 장비를 탑재하여 눈 형성을 감지하기도 한다.[12] 과학자들은 오존 농도 측정을 통해 눈 형성을 파악하기도 하는데, 오존이 풍부한 성층권 공기가 하강하면서 눈의 오존량이 벽안보다 훨씬 높기 때문이다. 오존에 민감한 기기를 통해 상승 및 하강하는 공기 기둥을 관찰하여 눈 형성을 확인할 수 있다.[12] 한 위성 연구에 따르면 폭풍당 평균 30시간 동안 눈이 감지된다.[13]
4. 1. 위성 관측
기상 위성에서 얻은 사진을 보는 것만으로도 뚜렷한 눈을 가진 폭풍의 눈을 쉽게 감지할 수 있다. 그러나 눈이 채워졌거나 중앙 밀집 구름으로 완전히 덮인 경우에는 다른 감지 방법을 사용해야 한다.[12] 선박 및 허리케인 헌터의 관찰은 폭풍 중심에서 풍속 감소 또는 강수량 부족을 관찰하여 눈을 시각적으로 찾아낼 수 있다. 미국, 대한민국 및 몇몇 다른 국가에서는 NEXRAD 도플러 기상 레이더 기지 네트워크가 해안 근처의 눈을 감지할 수 있다. 기상 위성은 대기 수증기 및 구름 온도를 측정하기 위한 장비를 탑재하여 형성되는 눈을 감지하는 데에도 사용할 수 있다.[12] 또한, 과학자들은 최근 오존이 풍부한 성층권에서 공기가 하강하기 때문에 눈의 오존량이 벽안보다 훨씬 높다는 것을 발견했다. 오존에 민감한 기기는 측정 작업을 수행하여 상승 및 하강하는 공기 기둥을 관찰하고 위성 영상을 통해 형성 여부를 판단하기 전에 눈의 형성을 나타낸다.[12]4. 2. 레이더 관측
기상 위성에서 얻은 사진으로 뚜렷한 태풍의 눈을 쉽게 감지할 수 있다. 그러나 눈이 채워졌거나 중앙 밀집 구름으로 덮인 경우에는 다른 방법을 사용해야 한다.[12] 대한민국 등 몇몇 국가에서는 NEXRAD 도플러 기상 레이더 기지 네트워크를 통해 해안 근처의 태풍 눈을 감지할 수 있다.[12] 도플러 기상 레이더는 강수 입자의 이동 속도를 측정하여 눈의 위치와 구조를 파악한다. 기상 위성은 대기 수증기 및 구름 온도를 측정하는 장비를 탑재하여 눈 형성을 감지하는 데 활용할 수 있다.[12]4. 3. 항공기 관측
허리케인 헌터와 같은 기상 관측 항공기는 폭풍 속으로 직접 비행하여 눈의 상태를 관측한다. 이들은 풍속 감소나 강수량 부족을 관찰하여 눈을 시각적으로 정확히 찾아낼 수 있다.[12] 미국, 대한민국 등 일부 국가에서는 NEXRAD 도플러 기상 레이더 기지 네트워크를 통해 해안 근처의 눈을 감지할 수 있다.[12] 기상 위성은 대기 수증기 및 구름 온도를 측정하는 장비를 탑재하여 눈 형성을 감지하는 데 사용될 수 있다.[12] 또한, 과학자들은 오존 농도 측정을 통해 눈 형성을 파악하기도 한다. 오존이 풍부한 성층권 공기가 하강하면서 눈의 오존량이 벽안보다 훨씬 높기 때문이다. 오존에 민감한 기기를 통해 상승 및 하강하는 공기 기둥을 관찰하여 눈 형성을 확인할 수 있다.[12]4. 4. 기타 관측
뚜렷한 눈이 있는 폭풍의 경우, 눈의 탐지는 기상 위성에서 얻은 사진을 보는 것만큼 간단하다. 그러나 눈이 채워진 폭풍 또는 중앙 밀집된 구름으로 완전히 덮인 눈의 경우 다른 탐지 방법을 사용해야 한다. 선박 및 허리케인 헌터의 관측은 폭풍 중심에서 풍속 감소 또는 강수량 부족을 관찰하여 눈을 시각적으로 정확히 찾아낼 수 있다.[12] 미국, 대한민국 및 몇몇 다른 국가에서는 NEXRAD 도플러 기상 레이더 기지 네트워크가 해안 근처의 눈을 탐지할 수 있다. 기상 위성은 또한 대기 수증기 및 구름 온도를 측정하기 위한 장비를 탑재하여 형성되는 눈을 탐지하는 데 사용할 수 있다.[12] 또한 과학자들은 최근에 오존이 풍부한 성층권에서 공기가 하강하기 때문에 눈의 오존량이 벽안의 양보다 훨씬 높다는 것을 발견했다. 오존에 민감한 기기는 측정 작업을 수행하여 상승 및 하강하는 공기 기둥을 관찰하고 위성 영상을 통해 형성 여부를 판단하기 전에 눈의 형성을 나타낸다.[12]5. 기상학적 의의와 위험성
태풍의 눈은 겉보기에는 고요하지만, 실제로는 여러 기상학적 위험성을 내포하고 있다.
바다에서는 눈의 벽에서 바람에 의해 같은 방향으로 이동하는 파도와 달리, 눈의 중심에서는 모든 방향에서 파도가 수렴하여 불규칙하게 쌓이면서 괴물 파도를 생성할 수 있다.[30] 허리케인 아이반의 경우, 눈의 벽 근처에서 40m 이상의 파고가 관측되기도 했다.[30]
특히 태풍이 드문 지역에서는, 주민들이 잠시 고요해진 눈이 지나가는 동안 피해 상황을 확인하러 나갔다가 반대쪽 눈벽에서 발생하는 격렬한 바람에 갑작스럽게 당황하는 경우가 있어 주의해야 한다.[31] 육상에서 태풍의 눈이 통과하면, 격렬한 폭풍우 후에 온화한 날씨가 찾아오지만, 곧 반대 방향에서 격렬한 폭풍우가 몰아치게 된다.
5. 1. 기상학적 의의
열대 저기압은 폭풍의 중심에서 약 30~65km (20~40 마일) 정도 크기의 눈을 가지고 있다. 눈은 맑거나 낮은 구름이 조금 있을 수 있으며, 낮은 구름이나 중간 고도 구름으로 채워지거나 중앙의 짙은 구름에 가려질 수도 있다. 눈에서는 특히 중심 근처에서 바람과 비가 거의 없다. 이는 폭풍의 가장 강한 바람을 포함하는 눈벽과는 매우 대조적이다.[3] 열대 저기압의 역학으로 인해 눈과 그 위의 공기는 주변보다 더 따뜻하다.[4]
눈은 보통 대칭적이지만, 약해지는 폭풍에서는 길쭉하고 불규칙할 수 있다. 크고 거친 눈은 원형이 아니고 조각난 것처럼 보이며, 약하거나 약해지는 열대 저기압의 지표이다. 열린 눈은 원형일 수 있지만 눈벽이 눈을 완전히 둘러싸지 않아 약화되거나 수분 부족 저기압, 또는 약하지만 강화되는 저기압을 나타낸다. 이러한 관측은 드보락 기법을 통해 열대 저기압의 강도를 추정하는 데 사용된다.[5] 눈벽은 보통 원형이지만, 삼각형에서 육각형까지 다양한 다각형 모양이 나타나기도 한다.[6]
급격하게 강화되는 폭풍은 때때로 핀홀 눈이라고 하는 매우 작고 맑고 원형의 눈을 발달시킬 수 있다. 핀홀 눈을 가진 폭풍은 강도의 큰 변동을 보이기 쉬워 예보관에게 어려움을 준다.[7]
작은 눈(10해리 (19 km, 12 마일) 미만)은 종종 눈벽 교체 주기를 유발하며, 여기서 새로운 눈벽이 원래 눈벽 바깥에서 형성되기 시작한다. 폭풍은 두 개의 동심원 눈벽, 즉 "눈 안의 눈"을 발달시킨다. 대부분의 경우 외부 눈벽은 형성된 직후 수축하기 시작하여 내부 눈을 막아 더 크지만 안정적인 눈을 남긴다. 교체 주기는 발생하면서 폭풍을 약화시키는 경향이 있지만, 새 눈벽은 오래된 눈벽이 소멸된 후 빠르게 수축하여 폭풍이 다시 강화될 수 있다. 이것은 눈벽 교체의 또 다른 재강화 주기를 유발할 수 있다.[14]
눈의 크기는 3.7km (허리케인 윌마)에서 370km (태풍 카르멘)까지 다양하다.[8][9] 큰 눈을 가진 폭풍이 매우 강해지는 경우는 드물지만, 환상 허리케인에서는 발생한다. 허리케인 이사벨은 기록상 열한 번째로 강력한 북대서양 허리케인이었으며, 며칠 동안 65–80 km (40–50 마일) 크기의 눈을 유지했다.[10]
열대 저기압은 보통 열대 지역의 크고 무질서한 기상 교란 지역에서 형성된다. 더 많은 뇌우가 형성되고 모이면 폭풍은 공통 중심을 중심으로 회전하기 시작하는 강우 밴드를 형성한다. 폭풍이 강해지면서 발달하는 폭풍의 회전 중심에서 일정 거리에 더 강력한 대기 대류 고리가 형성된다. 더 강한 뇌우와 더 많은 비는 더 강한 상승 기류 지역을 나타내기 때문에 지표면의 기압이 떨어지기 시작하고 공기가 저기압의 상층부에서 쌓이기 시작한다.[11] 그 결과 상층 고기압, 즉 중앙 밀집된 구름 위에 높은 대기압 영역이 형성된다. 결과적으로 축적된 공기의 대부분은 열대 저기압 위로 반시계 방향으로 바깥쪽으로 흐른다. 형성되는 눈 바깥에서 대기 상층부의 고기압은 저기압의 중심을 향하는 흐름을 강화하여 공기를 벽 안으로 밀어넣고 양성 피드백 루프를 유발한다.[11]
그러나 축적된 공기의 작은 부분은 바깥쪽으로 흐르는 대신 폭풍의 중심을 향해 안쪽으로 흐른다. 이로 인해 기압이 더욱 상승하여 공기의 무게가 폭풍 중심부의 상승 기류의 강도에 상쇄된다. 공기가 폭풍의 중심에서 하강하기 시작하여 대부분 비가 없는 지역, 즉 새로 형성된 눈을 만든다.[11]
이 과정의 많은 측면은 여전히 밝혀지지 않았다. 과학자들은 왜 대류 고리가 순환 중심 위가 아니라 그 주위에 형성되는지, 또는 상층 고기압이 폭풍 위로 과도한 공기의 일부만 배출하는 이유를 모른다. 눈이 형성되는 정확한 과정에 대해 많은 이론이 있지만, 눈이 열대 저기압이 높은 풍속을 달성하는 데 필요하다는 것은 확실히 알려져 있다.[11]
눈의 형성은 거의 항상 열대 저기압의 조직 및 강도 증가를 나타낸다.
뚜렷한 눈이 있는 폭풍의 경우 눈의 감지는 기상 위성에서 얻은 사진을 보는 것만큼 간단하다. 그러나 눈이 채워진 폭풍 또는 중앙 밀집된 구름으로 완전히 덮인 눈의 경우 다른 감지 방법을 사용해야 한다. 선박 및 허리케인 헌터의 관찰은 폭풍 중심에서 풍속 감소 또는 강수량 부족을 관찰하여 눈을 시각적으로 찾아낼 수 있다. 미국, 대한민국 및 몇몇 다른 국가에서는 NEXRAD 도플러 기상 레이더 기지 네트워크가 해안 근처의 눈을 감지할 수 있다. 기상 위성은 대기 수증기 및 구름 온도를 측정하기 위한 장비를 탑재하여 형성되는 눈을 감지하는 데 사용할 수 있다. 또한 과학자들은 최근에 오존이 풍부한 성층권에서 공기가 하강하기 때문에 눈의 오존량이 벽 안의 양보다 훨씬 높다는 것을 발견했다. 오존에 민감한 기기는 측정 작업을 수행하여 상승 및 하강하는 공기 기둥을 관찰하고 위성 영상을 통해 형성 여부를 판단하기 전에 눈의 형성을 나타낸다.[12]
한 위성 연구에 따르면 폭풍당 평균 30시간 동안 눈이 감지되었다.[13]
태풍의 눈과 유사한 구조는 종종 강도가 강해지는 열대 저기압에서 발견된다. 허리케인이나 태풍에서 보이는 눈과 유사하게, 이는 대류가 없는 폭풍의 순환 중심에 있는 원형 영역이다. 이러한 눈과 같은 특징은 일반적으로 사피어-심슨 규모에서 1등급의 강도를 가진 열대 폭풍과 허리케인에서 발견된다. 예를 들어, 허리케인 베타에서 폭풍의 최대 풍속이 80km/h(50mph)에 불과했을 때 눈과 같은 특징이 발견되었는데, 이는 허리케인 강도보다 훨씬 낮았다.[26] 이 특징들은 우주에서 가시광선 또는 적외선 파장에서는 일반적으로 보이지 않지만, 마이크로파 위성 영상에서는 쉽게 볼 수 있다.[27] 대기의 중간 수준에서 발달하는 것은 완전한 눈의 형성과 유사하지만, 수직적인 바람의 시어 때문에 특징이 수평적으로 이동될 수 있다.[28][29]
5. 2. 위험성
태풍의 눈은 폭풍의 가장 조용한 부분이지만, 해상에서는 가장 위험한 지역이 될 수 있다. 눈벽에서는 바람에 의해 움직이는 파도가 모두 같은 방향으로 이동하지만, 눈의 중심에서는 파도가 모든 방향에서 수렴하여 서로 쌓여 괴물 파도를 생성할 수 있다.[30] 허리케인 아이반의 경우, 눈벽 근처에서 40m 이상의 파고가 관측되기도 했다.[30]특히 태풍이 드문 지역에서는 주민들이 조용한 눈이 지나가는 동안 피해를 조사하기 위해 집을 나섰다가 반대쪽 눈벽에서 발생하는 격렬한 바람에 갑작스럽게 당황하는 경우가 있어 주의해야 한다.[31] 육상에서 태풍의 눈이 통과하면, 격렬한 폭풍우 후에 온화한 날씨가 되고, 그 후 반대 방향에서 격렬한 폭풍우가 몰아친다.
6. 기타 저기압에서의 "눈"
열대 저기압 외에도 극 저기압, 온대 저기압, 아열대 저기압 등에서 눈과 유사한 구조가 관찰될 수 있다.[1][32]
온대 저기압 중 급격하게 발달하는 경우(폭탄 저기압) 중심부의 구름이 얇아지거나 사라져 눈과 같은 것이 생길 수 있지만, 그 수명은 열대 저기압에 비해 짧다. 아열대 저기압은 온대성 특징과 열대성 특징을 모두 지닌 저기압 시스템으로, 눈을 가질 수 있다.
6. 1. 극 저기압 (Polar lows)
극 저기압은 일반적으로 너비가 1000km 미만인 중규모 기상 시스템으로, 극 근처에서 발견된다. 열대 저기압과 마찬가지로 비교적 따뜻한 해수 위에서 형성되며, 강한 대류와 강풍 이상의 바람을 특징으로 할 수 있다. 그러나 열대성 저기압과는 달리 훨씬 더 낮은 온도와 더 높은 위도에서 발생한다. 또한 규모가 작고 지속 시간이 짧아 하루 이상 지속되는 경우는 드물다. 이러한 차이점에도 불구하고, 눈과 눈벽, 비와 눈의 띠를 특징으로 하는 뚜렷한 눈을 가지고 있어 열대성 저기압과 구조가 매우 유사할 수 있다.[33]6. 2. 온대 저기압 (Extratropical cyclones)
공식적으로 "눈"이라고 불리는 구조를 가진 것은 열대 저기압뿐이지만, 눈과 같은 특징을 나타낼 수 있는 다른 기상 시스템도 있다.[1][32] 온대 저기압은 서로 다른 기단의 경계에 존재하는 저기압 지역이다. 북미의 전형적인 노르'이스터와 유럽 폭풍을 포함하여 중위도에서 발생하는 거의 모든 폭풍은 본질적으로 온대 저기압이다. 이들 중 가장 심한 폭풍은 가장 낮은 기압 지점에 뚜렷한 "눈"을 가질 수 있지만, 일반적으로 대류성이 아닌 낮은 구름으로 둘러싸여 있으며 폭풍의 후미 근처에서 발견된다.[34] 급격하게 발달하는 저기압(폭탄 저기압) 등에서는 중심부의 구름이 얇아지거나 사라져 눈과 같은 것이 생길 수 있지만, 그 수명은 열대 저기압에 비해 짧다.
6. 3. 아열대 저기압 (Subtropical cyclones)
아열대 저기압은 온대성 특징과 열대성 특징을 모두 지닌 저기압 시스템이다. 따라서 본질적으로 진정한 열대성 저기압은 아니지만 눈을 가질 수 있다. 아열대 저기압은 강한 바람과 높은 파도를 발생시켜 매우 위험할 수 있으며, 종종 완전한 열대 저기압으로 발달한다. 이러한 이유로 국립 허리케인 센터는 2002년부터 아열대 폭풍을 명명 방식에 포함시키기 시작했다.[1]6. 4. 토네이도 (Tornadoes)
토네이도는 지구상에서 가장 빠른 바람을 생성하는 파괴적인 소규모 폭풍이다. 토네이도에는 단일 와류 토네이도와 다중 와류 토네이도 두 가지 주요 유형이 있다. 단일 와류 토네이도는 하나의 회전하는 공기로 구성되며, 다중 와류 토네이도는 작은 "흡입 와류"로 구성되어 미니 토네이도와 유사하며 모두 공통 중심을 중심으로 회전한다. 두 종류 모두 중심부에 조용한 눈을 포함하는 것으로 이론화되어 있으며, 이는 기상 레이더의 도플러 속도 관측과 목격자 증언에 의해 뒷받침된다.[36][37] 특정 단일 와류 토네이도는 중심 와류 근처에서 비교적 맑은 것으로 나타났으며, 모바일 레이더에서 보이는 약한 dBZ (반사도) 반환으로 확인할 수 있고, 더 느린 풍속을 포함하기도 한다.[38]
7. 지구 외 행성의 폭풍
지구 외 다른 행성에서도 눈을 가진 폭풍이 관측된 바 있다.
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