1. 서론

지구온난화로 인해 전지구적으로 뚜렷하게 상승하는 기온과는 달리 강수량은 수많은 메커니즘에 의해 지역에 따라 복잡한 양상을 보인다. 유럽과 러시아 서부, 미국 동부지역에서 극한강수일의 증가(Papalexiou and Montanari, 2019)는 지난 20세기에 북반구 중위도 지역에서 나타난 연강수량의 증가(IPCC, 2014)에 기여하였다. 동아시아에서 연강수량은 뚜렷한 변화 양상이 나타나지 않았지만, 1990년대 중반 이후 강수량의 시간적, 공간적인 변동성이 커지면서 지역마다 변화 양상이 다르다(Lu et al., 2007). 그 사례로 1990년대 중반 이후 중국 남부지역에서는 여름철 강수량이 증가했으나(Wu et al., 2010; Chang et al., 2014), 동부지역은 감소하였다(Zhu et al., 2011). 같은 기간에 중국 중부와 북동부지역에서는 극한강수일이 줄면서 강수량이 감소하였는데, 동남아시아에서는 극한강수현상이 증가하면서 강수량이 증가하였다(Yao et al., 2008; Zhang et al., 2017). 우리나라에서도 여름철에 극한강수량이 뚜렷하게 증가하면서(최광용 등, 2008; 최광용, 2015) 연강수량이 증가하였다(박창용 등, 2008; 우성호 등, 2017).

우리나라는 매년 여름철 몬순의 강도와 그 영향에 따라 강수량의 변동성이 크다. 특히, 여름철 강수량은 관개용수, 생활용수, 수력발전과 같이 수자원의 관리와 공급에 중요한 역할을 하므로(박창용 등, 2008; 문자연 등, 2020) 여름철 강수량과 집중 시기, 공간 분포, 강도 등을 파악하는 것이 필요하다. 앞서 선행연구들은 우리나라 여름철 강수량의 증가를 보여주었지만, 국립기상과학원(2021)의 분석결과에 따르면 최근 10년 우리나라의 여름철 강수량과 극한강수량의 감소가 나타난다. 최근 기후 특성이 과거 특성과 명확하게 달라지는 것을 레짐이동이라고 한다. 즉, 기후시스템이 안정 상태에서 또 다른 안정 상태로 바뀌는 것을 의미한다(Yasunaka and Hanawa, 2002; 문자연 등, 2011; Liu et al., 2016). 우리나라 최근 여름철 강수량의 변화 특성을 파악하기 위해서 레짐이동의 발생시점을 산출하고, 산출된 시점을 기준으로 레짐이동 전후의 강수량 분포와 종관패턴 차이를 분석한 연구들이 수행되었다. 그 결과, 우리나라 여름철 강수량의 다양한 과거 레짐이동의 발생시점이 탐지되었다. Ho et al.(2003)은 1978년을 우리나라 여름철 강수량의 레짐이동 발생시점으로 정의하고, 이 시기부터 강수량이 증가한다고 하였다. 더불어 강수량이 증가한 원인이 1978년 이전에 비해 동아시아에서 700hPa의 평균 지위고도가 높아졌고, 이에 따라 고기압 동쪽으로 저온건조한 북풍과 고온다습한 남풍이 수렴하여 대류활동이 강해졌기 때문으로 설명하였다. Kwon et al.(2005)은 1994년에 레짐이동이 발생하여 여름철 강수량이 증가했음을 제시하고, 수십년 간 서태평양의 해수면온도 상승이 동아시아 여름 몬순에 영향을 미쳤음을 밝혔다. 김재훈･이태영(2012)은 1994년의 레짐이동 원인을 더 상세히 분석하였다. 한반도 북서쪽의 대륙성 기단과 남동쪽의 북태평양고기압의 강화가 우리나라 부근에 위치한 장마전선의 남북진동을 둔화시켜서 저기압성 순환이 강화되었다고 주장하였다. Choi et al.(2010)과 문자연 등(2011)은 1998년을 기점으로 여름철 강수량의 증가 경향이 나타남을 확인하였고, 이는 우리나라 북-북서쪽에 발달한 고기압성 순환과 북태평양 고기압성 순환의 강화로 북쪽의 찬기류와 남동쪽의 따뜻하고 습한 기류가 수렴했기 때문이라고 하였다. 기존의 선행연구들은 우리나라에서 여름철 강수량의 레짐이동이 마지막으로 발생한 연도가 1998년이었고, 1998년 이후 여름철 강수량이 급격히 증가했음을 강조하였다.

그러나 2000년대 후반부터 우리나라 여름철 강수량은 평년보다 크게 적었던 해가 다수 발생하였다(Yu et al., 2018; Ryu et al., 2019). 2015년에는 여름철 강수량 부족으로 인해 단양의 소수력발전소가 발전을 중단하였고(에너지경제연구원, 2018), 행정안전부(2017)에 따르면 2016년에도 여름철 강수량 부족으로 인해 충청남도와 전라남도 일부 지역에서 제한급수가 실시되는 등 여러 문제가 보고 되었다. 우리나라에서 강수량 레짐이동에 관한 선행연구들은 2010년 이전까지의 자료를 사용했기 때문에 최근 여름철 강수량 특성을 보여주지 못한다. 따라서 본 연구에서는 2020년까지 자료를 추가하여 최근 10년(2011~2020년) 여름철 강수량의 감소가 레짐이동이 발생할 정도로 큰 변화인지 파악하고, 레짐이동의 발생시점을 기준으로 레짐이동 전후의 종관특성의 차이를 분석하였다.

2. 연구자료와 방법

1) 연구자료

우리나라 여름철 강수량의 장기 변화를 파악하기 위해 102년(1919~2020년, 1950~1953년 제외) 기후자료를 지닌 종관기상관측망(Automated Synoptic Observing System, ASOS) 7개 지점(강릉, 서울, 인천, 대구, 부산, 전주, 목포)의 일강수량 자료를 이용하였다. 레짐이동의 발생시점 산출은 자료의 연속성이 요구되므로 67년(1954~2020년)의 자료를 사용하였다. 그리고 NCEP-DOE 재분석 II 자료는 1979년부터 제공되므로 42년(1979~2020년)의 자료를 이용하였다. 본 연구의 종관장 합성편차 분석은 200hPa(상층), 500hPa(중층), 850hPa(하층)의 기온, 동서(u)와 남북(v)바람 자료를 이용하였다. 비습은 300hPa 등압면까지 연직구조를 확인할 수 있으므로 비습의 상층은 300hPa 등압면으로 지정하였다. 또한, 비습은 NCEP-DOE 재분석 II 자료에서 제공되지 않으므로 NCEP-NCAR 재분석 I 자료를 이용하였다.

2) 연구방법

본 연구에서는 우리나라 여름철 강수량과 극한강수량의 장기시계열을 분석하였다. 6~8월 일강수량 자료로 여름철 강수량과 극한강수량을 계산하였다. 극한강수량은 연도별 여름철 0.1mm 이상인 강수일 중에 강수량의 95퍼센타일 값 이상의 강수량 합으로 산출하였다. 퍼센타일 값은 R 프로그램에서 type 8을 적용하여 산정하였다. type 8은 퍼센타일 값을 모수의 분포와 상관없이 편향되지 않도록 계산하는 유형이다(Hyndman and Fan, 1996). 그리고 여름철 강수량과 극한강수량의 10년 단위 평균강수량을 산출하였고, 레짐이동의 발생시점을 산출하기 위해 독립표본 t-검정을 적용하였다. 발생시점은 α=0.05에서 유의한 시점으로 산출하고, 만약 유의한 시점이 연속적으로 여러 개 나타난 경우에는 Tu et al.(2010)과 같이 절댓값 t의 최곳값으로 선정하였다. t 통계량의 산출 방법은 식 (1)과 같다.

nX와 nY는 X와 Y의 표본 수를 의미하며, 여기서 X는 특정 연도의 t 값을 산출하기 위해 특정 연도를 포함한 이후의 5년 강수량, Y는 특정 연도를 포함하지 않은 이전의 5년 강수량을 의미한다. sX와 sY는 X와 Y 집단의 표준편차이다. X¯와 Y¯는 각각 X집단의 강수량 평균, Y집단의 강수량 평균을 의미한다. 이때 산출된 특정 연도의 t 통계량이 유의한 값을 초과한 경우에 레짐이동이 발생한 시점으로 정의한다. t-검정은 Mann-Kedall과 Pettitt 방법을 적용한 결과보다 레짐이동 발생시점을 정확하게 산출할 수 있는 장점이 있다(Afifi and Azen, 1972; Fan et al., 2020). 본 연구에서는 레짐이동의 발생시점을 산출한 후, 최근 여름철 강수량의 레짐이동 이전을 RSP₀(pre-Regime Shift Period), 이후를 RSP₁(post-Regime Shift Period)으로 정의하였다. 최근 극한강수량의 레짐이동 이전은 RSPE₀(pre-Regime Shift Period of Extreme rainfall), 이후는 RSPE₁(post-Regime Shift Period of Extreme rainfall)로 표현하였다. 또한, 강수량의 변화를 시공간적으로 상세하게 분석하기 위해 두 시기의 순별 강수량의 변화를 파악하였고, 중부지방(강릉, 서울, 인천)과 남부지방(대구, 전주, 부산, 목포)으로 나누어 분석하였다. 마지막으로, 여름철 (극한)강수량의 급격한 변화와 이와 연관된 종관적인 특성을 파악할 필요가 있으므로 레짐이동 이전과 이후의 종관장의 차이를 분석하였다.

3. 연구결과와 토의

1) 극한강수량의 장기 변화 특성과 레짐이동의 발생시점 산출

우리나라는 몬순의 강도나 전선, 태풍, 국지적 강수 등 여러 요인에 의해 강수량의 변동 폭이 달라진다(권민호, 2013; 인소라 등, 2014). 특히, 여름철 강수량은 극한강수현상에 의해 결정되고(이승욱 등, 2014), 본 연구에서 분석한 95퍼센타일 이상의 극한강수량 총합은 우리나라 여름철 강수량의 약 27.7%에 달한다. 그림 1은 1919~2020년 동안 여름철 강수량과 극한강수량의 시계열 변화를 표현한 것이다. 여름철 강수량은 1920년대에 619.5mm, 1930년대 600.9mm, 1940년대(1941~1949년) 563.7mm, 1960년대 650.7mm, 1970년대 605.9mm로 1970년대까지 강수량의 변동이 크지 않았다. 그러나 1980년대에는 658.6mm, 1990년대 709.4mm, 2000년대 775.0mm로 1980년대부터 꾸준히 증가하였고, 많은 선행연구들이 이 시기의 여름철 강수량 증가에 초점을 맞추었다. 하지만, 2010년대에 648.3mm로 2000년대에 비해 16.3%가량 감소하였다. 여름철 극한강수량도 유사한 특성을 보였다. 1920년대에 174.2mm, 1930년대 173.0mm, 1940년대 173.8mm, 1960년대 179.3mm, 1970년대 168.2mm로 강수량의 변동이 작았다. 하지만 1980년대에는 182.0mm, 1990년대 186.3mm, 2000년대 227.8mm로 1980년대 이후 꾸준히 증가하였고, 2010년대에 185.6mm로 2000년대에 비해 18.5% 감소하여 여름철 강수량보다 감소 폭이 컸다. 2010년 이전의 여름철 극한강수량의 증가와 다른 결과를 나타내었다(최영은 등, 2013). 2000년대까지 14.6mm/10년 증가했던 여름철 강수량은 2010년대 강수량이 포함되면서 유의한 변화를 보이지 않게 되었다.

그림 1.

우리나라 여름철 강수량(회색+진회색)과 극한강수량(진회색)의 시계열 변화와 10년별 평균(실선: 여름철 강수량, 파선: 극한강수량)

이 같은 최근 강수량의 감소를 레짐이동으로 볼 수 있을지 확인하기 위해 본 연구에서는 6~8월의 강수량에 t 값을 적용하여 레짐이동의 발생시점을 산출하였다. 그 결과 1973년과 2013년이 각각 레짐이동의 시점으로 산출되었다(그림 2(a)). 1973년은 강수량이 증가하기 시작한 시점이고, 2013년은 강수량이 감소하기 시작한 시점이었다. 다만, Ho et al.(2003)과 문자연 등(2011)이 제시한 레짐이동의 발생시점이 본 연구결과와 일치하지 않은 이유는 선행연구에서 6~9월을 여름철로 정의하여 분석했기 때문이다. 본 연구에서 사용한 분석방법의 적절성을 검토하기 위해 6~9월의 강수량을 적용하여 레짐이동의 발생시점을 산출하였다. 그 결과 선행연구에서 마지막으로 제시된 1998년이 여름철 강수량의 증가 시점으로 산출되었고, 2013년이 감소시점으로 새롭게 산출되었다(그림 2(b)). 이와 달리, 극한강수량은 레짐이동의 발생시점이 1973년, 1978년, 1998년, 2013년인 것으로 나타났다(그림 2(c)). 발생시점별로 살펴보면 1973년에 여름철 강수량이 증가하기 시작한 것과 달리 극한강수량은 감소하였다. 다만 1978년과 1998년은 극한강수량이 증가하기 시작한 시점이었는데 1998년에는 증가가 더 커지기 시작한 시점이었다. 2013년은 여름철 강수량과 마찬가지로 감소시점인 것으로 나타났다. 여름철 극한강수량은 여름철 강수량보다 변동성이 더 크기 때문에 레짐이동의 발생시점이 상대적으로 많이 산출되었고, 이에 따라 여름철 강수량과 극한강수량의 레짐이동 발생시점이 항상 일치하지는 않는다. 그럼에도 불구하고 여름철 강수량과 극한강수량 모두 2013년이 최근 레짐이동 발생시점으로 동일하게 산출되었고, 레짐이동의 발생시점은 Rodionov(2004)¹⁾의 방법을 적용한 결과와 유사하였다(그림 2(a),(c)).

그림 2.

우리나라 (a) 여름철 강수량, (b) 4개월(6~9월)의 강수량, (c) 극한강수량의 t값(빨간색)의 변화(1954~2020년, 점선은 95% 수준에서 유의한 t값을 의미)

2) 최근 레짐이동으로 인한 강수량 변화

최근 레짐이동 발생시점인 2013년과 과거 레짐이동 발생시점인 1973년을 기준으로 RSP₀를 과거 40년(1973~2012년), RSP₁을 최근 8년(2013~2020년)으로 구분한 여름철 강수량 차이는 표 1과 같다. 그림 3은 여름철 강수량 감소 현상을 상세히 파악하기 위해 순별 강수량 변화를 표현한 것이다. 우리나라는 RSP₀의 평균 강수량이 693.7mm이고, RSP₁의 평균 강수량은 586.0mm로 비교기간의 차이가 있지만, 15.5%로 통계적으로 유의하게 감소하였다. RSP₁의 순별 강수량은 7월 상순을 제외하고 모두 RSP₀에 비해 작은 값을 보인다(그림 3(a)). 특히, 7월 중순의 순별 강수량은 106.6mm에서 69.8mm로 가장 많이 감소하였고, 통계적으로 유의미한 차이를 보였다. 우리나라는 6월 중하순부터 7월 하순까지 장마 기간이고, 하경자 등(2003)은 7월 중순에 중부지방에서 정체전선이 남북으로 진동하여 전국에서 장마의 영향을 자주 받는 시기라고 하였다. 하지만 최근 10년 장마 기간에 중부지방과 남부지방 모두 강수일수가 평년(중부지방: 21.4일, 남부지방: 20.1일)보다 적은 각각 19.4일, 16.8일인 것으로 나타났다. 중부지방과 남부지방도 모두 여름철 강수량이 감소하였는데, 중부지방은 595.8mm로 RSP₀(738.1mm)보다 19.3%가 감소하여 남부지방보다 강수량의 감소가 컸다(표 1). 그림 3(b),(c)와 같이 중부지방과 남부지방도 7월 중순 강수량은 RSP₀에 비해 각각 32.5mm, 39.9mm가 감소하였고, 이는 통계적으로 유의하였다. 중부지방은 7월 상순을 제외한 모든 기간에서 RSP₁ 강수량이 감소하였고 남부지방은 7월 상순, 8월 상순과 하순을 제외한 기간에서 강수량이 감소한 특성을 보였다.

그림 3.

(a) 우리나라, (b) 중부지방, (c) 남부지방의 여름철 순별 강수량(RSP₀: 회색, RSP₁: 검은색)

표 2와 그림 4는 최근 레짐이동 발생시점인 2013년과 과거 레짐이동 발생시점인 1998년을 기준으로 RSPE₀를 2013년 레짐이동 이전의 과거 15년(1998~2012년), RSPE₁을 레짐이동 이후의 최근 8년(2013~2020년)으로 구분하여 여름철 극한강수량의 차이와 순별 극한강수량의 변화를 비교한 것이다. 그 결과, 우리나라의 RSPE₁ 극한강수량은 161.2mm로 RSPE₀(236.9mm)에 비해 32.0% 감소하였다(표 2). 특히 여름철 강수량의 감소비율(15.5%)보다 2배 이상 크며, 통계적으로 유의미한 차이를 보였다. 그림 4(a)와 같이 극한강수량은 여름철 강수량과 다르게 RSPE₀에 비하여 RSPE₁의 모든 순별 기간에서 뚜렷하게 감소하였으며, 7월 중순에 38.9mm에서 20.0mm로 유의하게 가장 크게 감소하였다. 중부지방과 남부지방에서도 모두 극한강수량이 감소하였고, 중부지방이 280.7mm에서 182.7mm로 100mm 가까이 감소하여 남부지방보다 감소 폭이 컸다(그림 4(b),(c)). 남부지방도 RSPE₀에 비해 30% 가까이 감소하여 여름철 강수량보다 감소 폭이 컸다. 중부지방은 7월 상순을 제외한 모든 기간에서 감소하였는데 8월 하순 감소 폭이 31.7mm에 달하여 가장 컸고, 이 값은 유의하였다(그림 4(b)). 남부지방은 7월 하순을 제외한 모든 기간에서 강수량이 감소한 특성을 보였다(그림 4(c)).

그림 4.

(a) 우리나라, (b) 중부지방, (c) 남부지방의 여름철 순별 극한강수량(RSPE₀: 회색, RSPE₁: 검은색)

3) 최근 레짐이동 이후 극한강수일의 종관특성 변화

2013년 레짐이동 이후 여름철 강수량과 극한강수량을 감소시킨 종관특성을 파악하기 위해 RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 지위고도, 기온, 비습, 바람장의 합성편차를 분석하였다. 그림 5는 RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 지위고도 편차와 고기압의 확장 범위를 나타낸 것이다. 지위고도는 상층에서 뚜렷하게 상승하였고, 일부지역을 제외한 대부분 지역에서 유의하였다(그림 5(a)). 특히, 티벳고기압의 중심을 나타내는 12480gpm의 지위고도선을 분석한 결과, 중심부가 동쪽으로 확장하였다. RSP₀에는 140°E까지 위치했지만, RSP₁에는 155°E까지 이르면서 모든 방향에서 확장하였는데 동서 방향의 확장이 남북 방향보다 크게 나타났다. Wan et al.(2017)과 Sun et al.(2021)은 티벳고기압의 확장과 강화가 북동아시아지역의 강수량을 감소시키는 원인이 된다고 주장하였다.

중층에서도 일부 지역을 제외한 모든 지역에서 지위고도가 유의하게 상승하였다(그림 5(b)). 북태평양고기압도 RSP₀에 비해 RSP₁에 중심부가 모든 방향에서 크게 확장되었고, 세력이 강해졌다. RSP₀에는 중심선이 20°N~35°N 이남 지역, 135°E까지 위치했으나, 이후에는 서쪽으로 크게 확장하여 15°N~35°N, 125°E까지 달하였다. 권민호(2013)는 북태평양고기압의 강화는 우리나라 여름철 강수량 감소의 한 원인이라고 하였다. 하지만, 하층에서는 강수량의 변화를 일으킬 정도의 뚜렷한 변화를 보이지 않았고, 2013년 이후 여름철 강수량의 감소는 상층과 중층의 변화에 의한 영향이 더 컸다.

RSPE₀와 RSPE₁의 지위고도 편차도 상층과 중층에서 변화가 뚜렷하다. 특히, 티벳고기압과 북태평양고기압은 RSPE₀에도 여름철 평균장보다 잘 발달된 상태였으나, RSPE₁에 티벳고기압은 북쪽과 남쪽, 동쪽으로 더욱 확장하였고, 북태평양고기압도 서쪽과 남쪽으로 크게 확장하여 두 고기압이 겹치는 영역이 넓어졌다(그림 5(c),(d)). 하경자 등(2003)은 북태평양고기압이 서쪽으로 확장하면, 우리나라 강수량이 증가할 수 있다고 하였다. 하지만, 본 연구에서는 선행연구의 결과보다 서쪽 더 멀리 확장되었고, 이에 따라 북태평양고기압의 가장자리가 북상하여 수증기 플럭스도 북상하게 되면서 우리나라 강수량이 감소한 것으로 보인다.

그림 5.

RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 여름철((a) 200hPa,(b) 500hPa)과 극한강수일((c) 200hPa, (d) 500hPa)의 지위고도 합성편차(단위: gpm, 파란색 실선: RSP₀와 RSPE₀, 초록색 실선: RSP₁과 RSPE₁, (a)와 (b)는 RSP₁에서 RSP₀의 차이이고, (c)와 (d)는 RSPE₁에서 RSPE₀의 차이를 나타냄. 파선으로 둘러싸인 영역은 90% 유의한 수준의 영역이지만 (a)와 (b)는 파선 바깥 영역임.)

티벳고기압과 북태평양고기압이 레짐이동 이전인 RSP₀와 RSPE₀에 비해 레짐이동 이후인 RSP₁과 RSPE₁에 크게 확장하고 강화됨에 따라 우리나라 주변 상공의 기온도 상승하였다. 그림 6(a)와 같이 RSP₁에 우리나라 상층에서는 기온이 유의하게 상승하고, 하층보다 유의한 구역이 더 넓어졌다. 상층에서는 중국에서부터 북태평양까지 기온이 유의하게 상승하였고, 상층의 기온 상승 폭이 하층보다 컸다(그림 6(a),(b)). Choi et al.(2016)은 850hPa과 200hPa 간의 기온차가 작을수록 대기가 안정화될 수 있다고 하였다. 그림 6(c)와 같이 상층과 하층의 기온 차이 값은 우리나라와 일본, 중국 북부지역과 몽골 일대에서 음의 값을 보였다. 즉, 상층의 기온 상승이 하층의 기온 상승보다 크게 나타나 두 고도간의 기온차가 감소하였음을 의미한다. 극한강수일의 상층 기온은 여름철 평균장보다 크게 상승하였으나, 하층의 기온은 오히려 하강하였다(그림 6(d),(e)). 이로 인해 그림 6(f)와 같이 우리나라 주변 지역에서 음의 값이 커졌고, 고위도 지역은 양의 값이 커지면서 극한강수일의 기온 차이가 뚜렷하게 구분되었다. Choi et al.(2016)의 결과와 같이 우리나라는 대기가 안정화될 때 두 고도 간의 기온 차이가 음의 값을 나타내는 연직기온구조를 보였고, 이는 강수량 감소 현상에도 영향을 미쳤을 것으로 보인다. 결론적으로 우리나라를 포함한 동아시아지역이 고기압의 영향을 받게 되었고, 대기의 상층과 중층의 기온이 상승하여 강수발달에 불리한 구조가 갖춰졌다. 티벳고기압과 북태평양고기압의 강화와 확장으로 우리나라는 고압대의 안쪽 영역에 속하게 되었고, 대기가 극도로 안정화되어 RSP₁과 RSPE₁에 강수의 발생에 불리한 조건이 형성되었다.

그림 6.

RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 여름철 ((a) 200hPa, (b) 850hPa, (c) 850hPa-200hPa))과 극한강수일((d) 200hPa, (e) 850hPa, (f) 850hPa-200hPa)) 기온의 합성편차(단위: ℃, (a)~(c)는 RSP₁에서 RSP₀의 차이이고, (d)~(f)는 RSPE₁에서 RSPE₀의 차이를 나타냄. 실선과 파선으로 둘러싸인 영역은 90% 유의한 수준의 영역임.)

최근 우리나라 여름철 강수량과 극한강수량의 감소와 대기에 존재하는 수증기량의 관련성을 분석하기 위해 우리나라 부근의 상층과 중층의 비습 편차 분포와 연직 비습 편차를 살펴보았다(그림 7(a),(b)). 상층에서 티벳고원 일부 지역과 북태평양 부근을 제외한 모든 지역에서 비습이 감소하였고, 중층보다 비습의 감소 영역이 넓게 나타났다. 중층에서는 화중지방부터 우리나라 북서부 지역까지 비습이 유의한 감소를 보였다. 우리나라 비습 편차장의 연직구조를 파악하기 위해 33°N~38°N를 평균하여 편차장을 분석하였다(그림 7(c)). 우리나라 상공(123°E~131°E)의 비습은 하층에서 증가했지만, 중층부터 감소하기 시작하여 상층으로 갈수록 건조역이 주변부로 확장된다. 이와 달리, 우리나라 부근을 제외한 지역에서는 상층부터 하층까지 비습이 유의하게 증가하여 대비된 모습을 보인다. Sun and Oort(1995)와 Willett et al.(2007)은 기온이 상승하면 대기 중에 존재하는 수증기량이 증가하기 때문에 상층부터 하층까지 비습도 증가함을 밝혔다. 하지만 우리나라는 기온이 상승했음에도 불구하고 오히려 비습이 감소하였다. 기온 상승과 고기압의 강화와 확장이 오히려 건조함을 유발했고, 따라서 상층과 중층의 수증기량 감소가 우리나라 여름철 강수량 감소로 이어진 것으로 판단된다.

하지만 극한강수일의 비습장은 여름철 비습장과 다른 패턴을 보였다. RSPE₁에 여름철 극한강수량은 감소하였다. 하층에서 비습이 감소하는 경향이 나타난 반면에 상층과 중층에서 비습이 증가하였다(그림 7(d),(e)). 특히, 그림 7(f)와 같이 상층으로 갈수록 비습이 유의하게 증가하여 극한강수량의 감소 원인을 설명하기 어려운 구조가 나타났다. Park and Min(2017)은 1980~2014년간의 지상 자료를 이용하여 우리나라에서 기온이 상승하는 만큼 충분히 수증기가 공급되지 않아 오히려 극한강수일에서 하층 비습의 증가가 나타나지 않음을 제기하였다. 본 연구에서도 하층의 비습은 감소하였지만, 선행연구에서 분석되지 않은 상층과 중층에서 RSPE₁의 비습이 증가한 것이다. 이러한 선행연구 결과와의 차이를 파악하기 위해 극한강수일의 비습장에서 캄차카반도 부근 비습의 감소와 우리나라 극한강수량의 감소와의 관련성을 파악하였다. 이를 위해 바람장 분석에서 캄차카반도 부근을 주목하였다.

그림 7.

RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 여름철 ((a) 300hPa, (b) 500hPa, (c) 33°N~38°N를 평균한 연직 합성편차))과 극한강수일((d) 300hPa, (e) 500hPa, (f) 33°N~38°N를 평균한 연직 합성편차)) 비습의 합성편차(단위: g/kg-1, (a)~(c)는 RSP₁에서 RSP₀의 차이이고, (d)~(f)는 RSPE₁에서 RSPE₀의 차이를 나타냄. 비습의 값은 10을 곱하였고, 파선으로 둘러싸인 영역은 90% 유의한 수준의 영역임.)

그림 8은 RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 바람벡터 합성편차장을 나타낸 것이다. 그림 8(a),(b)와 같이 하층과 중층에서는 필리핀 동부 해역에서 고기압성 순환이 강해졌고, 동해와 일본에서 저기압성 순환이 강해졌다. 저기압성 순환은 상층으로 갈수록 뚜렷하게 나타났다. 저기압성 순환이 강화되면서 RSP₀에 비해 상대적으로 고온, 건조해진 북풍이 우리나라로 유입되었고, 상층은 중국에 발달한 강한 고기압성 순환과 동해의 저기압성 순환이 만나면서 우리나라 주변부까지 북동풍이, 남쪽에서는 남서풍이 강화되었다(그림 8(c)). Yao et al.(2008)은 고온, 건조한 북동풍의 영향으로 중국 북동부지역의 여름철 강수량이 감소하였음을 보였다. 본 연구결과에서는 RSP₁에 우리나라 주변부로 중층과 하층의 북풍이 강화되고, 상층에 강화된 북동풍이 한반도 부근까지 유입되었다. 따라서 세력이 강화된 중층의 북태평양고기압과 상층의 티벳고기압의 영향뿐만 아니라 중층과 하층의 고온, 건조해진 북풍과 상층의 북동풍으로 인하여 대기 중의 수분이 증발되고, 강수발달을 억제했을 것으로 보인다. 또한 제주도 남쪽에서 남서풍이 강화되어, 우리나라는 북동풍과 남서풍의 수렴지역에 놓이는 특성을 보였다. 상층에서 기류의 수렴이 하층의 발산을 유도하여 하강류를 일으킬 수 있다.

이와 달리, RSPE₀와 RSPE₁의 바람벡터 합성편차장에서는 하층, 중층, 상층 모두 우리나라 남서쪽부터 북동쪽의 캄차카반도 부근에 이르기까지 저기압성 순환이 강해졌다(그림 8(d)~(f)). 상층으로 갈수록 이 순환이 뚜렷하게 나타나는데, 저기압성 순환에 의해 하층과 중층에서는 동풍이 강화되었고(그림 8(d),(e)), 상층에서는 북동풍과 남서풍이 강화되었다(그림 8(f)). 하지만 지위고도(그림 5(c),(d))와 기온(그림 6(d),(e))이 하강하고, 비습(그림 7(d),(e))이 감소한 캄차카반도 부근에서 우리나라로 동풍이 유입되어 극한강수발달 저지에 영향을 미쳤을 가능성이 있어 보인다.

정리하면 RSP₁에 우리나라 주변 상공으로 상대적으로 고온건조한 성격을 지닌 북풍과 북동풍이 강화되었고, RSPE₁에는 상대적으로 습윤한 정도가 적고, 저온의 특성을 지닌 동풍이 유입되어 여름철 강수량과 극한강수량이 감소할 수 있는 바람장 특성을 보였다. RSPE₁에 기온과 바람벡터의 변화가 생기면 우리나라 상공에서 비습이 증가해도 강수량 변화에 영향을 크게 주지 못하는 것으로 판단된다.

그림 8.

RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 여름철((a) 850hPa, (b) 500hPa, (c) 200hPa)과 극한강수일((d) 850hPa, (e) 500hPa, (f) 200hPa) 바람벡터의 합성편차((a)~(c)는 RSP₁에서 RSP₀의 차이이고, (d)~(f)는 RSPE₁에서 RSPE₀의 차이를 나타냄.)

4. 요약과 결론

본 연구는 우리나라 여름철 강수량과 극한강수량의 변동에서 최근 레짐이동의 발생시점을 찾고, 레짐이동 이전과 이후의 종관장의 합성편차를 분석하였다. 우리나라 여름철 강수량과 극한강수량은 1970년대 이전까지 변동이 크지 않았지만 1980년대부터 2000년대까지 꾸준히 증가하다가 2010년대 강수량이 크게 감소하였다. 2010년대 여름철 강수량의 급격한 감소가 레짐이동을 발생시킬 정도인지를 확인하기 위해 독립표본 t-검정에서 t값을 적용하여 레짐이동의 발생시점을 산출하였다. 그 결과, 우리나라 여름철 강수량과 극한강수량의 최근 레짐이동 발생시점은 2013년이었다. 2013년을 기준으로 여름철 강수량의 레짐이동 이전을 RSP₀, 이후를 RSP₁, 극한강수량의 레짐이동 이전은 RSPE₀, 이후는 RSPE₁로 구분하였다. RSP₀와 RSPE₀에 비해 RSP₁과 RSPE₁의 우리나라 강수량은 유의하게 감소하였고, 중부지방이 남부지방보다 강수량 감소 폭이 컸다. 특히, 극한강수량은 여름철 강수량보다 감소 폭이 더 컸음을 알 수 있었다.

2013년을 기준으로 강수량이 감소한 원인을 파악하기 위해 레짐이동 전후의 종관특성 변화를 분석하였다. RSP₀와 RSP₁, RSPE₀와 RSPE₁의 종관장의 합성편차를 분석한 결과, 상층과 중층에서 지위고도는 유의하게 증가하였다. 특히, 티벳고기압과 북태평양고기압은 RSP₀와 RSPE₀보다 RSP₁과 RSPE₁에 강력하게 발달했고, 모든 방향으로 더 확장하였다. 따라서 RSP₁과 RSPE₁에 우리나라는 고기압의 가장자리에서 고압대의 안쪽 영역에 속하게 되어 강수발달이 억제될 수 있는 조건이 갖춰졌다. 북태평양고기압과 티벳고기압의 영향으로 기온도 상승하였다. 상층의 기온 상승 폭도 하층보다 커서 두 층간의 기온차가 작아짐에 따라 대류활동이 억제되는 조건이 발달하였다. RSP₁의 비습장은 상층과 중층에서 유의하게 감소하였고, 우리나라 주변부로 고온건조한 북풍과 북동풍이 강화되면서 강수발달이 더욱 억제되었을 것임을 알 수 있었다. 하지만 RSPE₁의 비습장은 상층과 중층에서 오히려 증가하여 극한강수량의 감소 원인을 설명하기에 어려움이 있다. 다만, 상층과 중층에서 비습이 크게 감소한 캄차카반도 부근에서 동풍이 강화되어 상대적으로 기온이 낮고, 습윤 정도가 적은 기류가 우리나라로 유입되었다. 즉, 비습이 증가하더라도 기온과 바람장의 변화로 인해 우리나라 극한강수량의 변화에는 영향을 주지 못한 것으로 판단하였다. 향후 대기가 온난해지면서 우리나라 극한강수량의 변동성을 결정하는 종관적인 주요 요인을 찾는 분석이 상세히 이루어져야 할 것이다.

주

1) Rodionov(2004)의 방법은 t-검정을 보완하여 cutoff length, probability level, Huber’s weight parameter의 변수들을 조정하여 레짐이동의 발생시점을 탐지하는 방법임. 하지만 많은 연구에서 레짐이동의 발생시점을 산출하는 방법으로 사용되지 않음.