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열대 저기압
열대부터 아열대의 해양에서 발생하는 저기압 위키백과, 무료 백과사전
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열대 저기압(熱帶低氣壓, tropical cyclone)은 저기압, 닫힌 저층 대기 순환, 강한 바람, 폭우와 스콜을 동반하는 뇌우가 나선형 모양으로 빠르게 회전하는 폭풍계이다. 발생 위치와 세력에 따라 열대 저기압은 허리케인(hurricane, /ˈhʌrɪkən,
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열대 저기압은 일반적으로 비교적 따뜻한 넓은 물에서 형성된다. 열대 저기압은 대양 표면에서 물의 증발을 통해 에너지를 얻는데, 이 에너지는 습한 공기가 상승하여 포화될 때 냉각되어 구름과 비로 응결될 때 최종적으로 응축된다. 이 에너지원은 노르이스터나 유럽 폭풍과 같은 중위도 저기압 폭풍의 에너지원과는 다른데, 이러한 폭풍은 주로 수평 온도 대비에 따라 발달한다. 열대 저기압은 일반적으로 지름이 100–2,000 km (62–1,243 mi) 사이이다. 열대 저기압의 강한 회전 바람은 공기가 회전 축을 향해 안쪽으로 흐를 때 지구의 자전으로 힘을 얻는 각운동량 보존의 결과이다. 이 때문에 사이클론은 적도에서 5° 이내에서는 거의 형성되지 않는다. 남대서양 열대 저기압은 지속적으로 강한 급변풍과 약한 적도 수렴대 때문에 매우 드물다. 대조적으로, 아프리카 동풍 제트기류와 대기 불안정 지역인 대서양과 카리브해에서 사이클론을 발생시킨다.
대양의 열 에너지는 열대 저기압의 가속기 역할을 한다. 이 때문에 내륙 지역은 해안 지역보다 사이클론으로 인한 피해가 훨씬 적지만 홍수의 영향은 전반적으로 느껴진다. 해안에는 열대 저기압이 강한 바람과 비, 높은 파도, 폭풍해일, 토네이도의 피해를 받는다. 기후 변화는 열대 저기압에 여러 가지 방식으로 영향을 미친다. 과학계는 해수 온난화와 수문 순환의 심화로 인해 기후 변화가 열대 저기압의 지속 시간, 발생률, 세력을 증가시켜 열대 저기압의 영향을 악화시킬 수 있다는 것을 발견했다.[2][3] 열대 저기압은 넓은 지역에서 공기를 끌어들여 그 공기 중의 수분 함량을 훨씬 더 작은 지역에 강수로 집중시킨다. 비가 내린 후 습한 공기를 보충하는 열대 저기압의 영향으로 해안선에서 40 km 떨어진 곳까지 여러 시간 또는 여러 날 동안 극심한 폭우를 유발할 수 있으며, 이는 특정 시간에 지역 대기가 담고 있는 수분량보다 훨씬 많다. 이는 결국 넓은 지역에 걸쳐 강 홍수, 육상 홍수, 지역 수계 구조물의 전반적인 과부하로 이어질 수 있다.
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정의 및 용어
열대 저기압은 전 세계 열대 또는 아열대 해역에서 발생하는 온난핵을 가진 비전선성 종관 규모 저기압을 가리키는 일반적인 용어이다.[4][5] 이 폭풍계는 일반적으로 뚜렷하게 구분할 수 있는 중심을 가지며, 그 중심은 깊은 대기 대류와 지표면의 폐쇄된 바람 순환으로 둘러싸여 있다.[4] 열대 저기압은 일반적으로 평균 지표면 풍속이 35 kn (65 km/h; 20 m/s)을 초과하면 형성된 것으로 간주된다.[1] 이 단계에서는 열대 저기압이 스스로 유지되며 외부 환경의 도움 없이도 계속 강화될 수 있다고 가정한다.[1]
발생 위치와 세기에 따라 열대 저기압은 다른 이름으로 불리며, 여기에는 허리케인, 태풍, 열대 폭풍, 사이클론성 폭풍, 열대 저기압, 또는 단순히 사이클론 등이 있다. 허리케인은 대서양 또는 동북태평양에서 발생하는 강력한 열대 저기압이며, 태풍은 서북태평양에서 발생한다. 인도양과 남태평양에서는 유사한 폭풍을 "열대 저기압"이라고 부르며, 인도양의 이러한 폭풍은 "강한 사이클론성 폭풍"(severe cyclonic storms)이라고도 불린다.
열대는 이러한 폭풍계의 지리적 기원을 나타내며, 거의 절대다수가 열대 바다 위에서 형성된다. 사이클론은 바람이 중심의 맑은 눈 주위를 맴돌며 원형으로 움직이는 현상을 의미하며, 북반구에서는 반시계 방향으로, 남반구에서는 시계 방향으로 지표면 바람이 분다. 순환 방향이 서로 반대인 것은 코리올리 효과 때문이다.
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형성
요약
관점
이 부분의 본문은 열대 저기압 형성입니다.
열대 저기압은 주로 여름에 발달하지만, 대부분의 열대 저기압 해역 발원지에서는 거의 매달 저기압이 발생한다. 적도 양쪽의 열대 저기압은 일반적으로 북동풍이나 남동풍이 부는 적도 수렴대(ITCZ)에서 발생한다.[6] 이 넓은 저기압 영역 내에서 따뜻한 열대 해양 위의 공기가 가열되어 개별 덩어리로 상승하며, 이로 인해 거대한 뇌우가 형성된다.[6] 이 소나기는 상당히 빠르게 소멸하지만, 큰 뇌우 무리로도 뭉쳐질 수 있다.[6] 이렇게 뭉쳐지면 따뜻하고 습하며 빠르게 상승하는 공기의 흐름을 만들어내며, 지구의 자전과 상호작용하면서 저기압성으로 회전하기 시작한다.[6]
이러한 뇌우가 더 발달하기 위해서는 여러 요소가 필요한데, 약 27 °C의 해수의 온도와 폭풍계를 둘러싼 낮은 수직 급변풍,[6][7] 대기 불안정성, 대류권 하층에서 중층까지의 높은 습도, 저기압 중심을 발달시킬 충분한 코리올리 효과, 기존의 저층 집중 또는 교란 등이 있다.[7] 열대 저기압의 세력은 경로를 따라 흐르는 수온과 밀접하게 관련된 한계가 있다.[8] 그리고 상층 발산도 저기압 세력에 영향을 미친다.[9] 전 세계적으로 연평균 86개의 열대폭풍 강도 열대 저기압이 형성된다. 이 중 47개는 119 km/h (74 mph) 이상의 세력에 도달하고, 20개는 사피어-심프슨 허리케인 등급상 최소 3등급 강도의 강력한 열대 저기압이 된다.[10]
엘니뇨 남방진동(ENSO) 및 매든-줄리안 진동과 같은 기후 진동은 열대 저기압 발달의 시기와 빈도에 큰 영향을 준다.[11][12][13][14] 로스비 파동은 기존의 성숙한 폭풍 에너지를 분산시켜 새로운 열대 저기압 형성에 도움을 줄 수 있다.[15][16] 켈빈 파동은 편서풍의 발달을 조절함으로써 열대 저기압 형성에 기여할 수 있다.[17] 일반적으로 파동의 최고점 3일 전에는 사이클론 형성이 감소하고, 그 후 3일 동안은 증가한다.[18]
형성 지역 및 경고 센터
매년 대부분의 열대 저기압은 7개의 열대 저기압 해역 중 한 곳에서 형성되며, 여러 기상청 및 경보 센터에서 이를 모니터링한다.[1] 이들 경보 센터 중 전 세계적으로 10곳은 세계기상기구(WMO)의 열대 저기압 프로그램을 통해 지역특별기상센터 또는 열대 저기압 경보 센터로 지정되어 있다.[1] 이들 경보 센터는 지정된 책임 영역 내에서 저기압의 현재 및 예상 위치, 이동 경로 및 세력에 대한 기본 정보를 제공하는 권고문을 발행한다.[1]
전 세계 기상청은 일반적으로 자국에 대한 경보를 발령할 책임이 있다. 하지만 예외도 있는데, 미국 미국 국립 허리케인 센터와 피지 기상청은 책임 영역 내의 여러 섬 국가에 대한 경보, 주의보 및 경고를 발령한다.[1][23] 미국 합동태풍경보센터와 해군 기상 센터도 미국 정부를 대신하여 열대 저기압에 대한 경보를 공개적으로 발표한다.[1] 브라질 해군 수로청은 남대서양 열대 저기압의 이름을 지정하지만, 남대서양은 주요 발생 해역이 아니며 WMO에 따르면 공식적인 해역도 아니다.[24]
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기후와의 상호 작용
요약
관점
이 부분의 본문은 연도별 열대 저기압입니다.매년 평균적으로 전 세계에서 80개에서 90개의 명명된 열대 저기압이 형성되며, 이 중 절반 이상은 65 kn (120 km/h; 35 m/s) 이상의 허리케인급 바람으로 발달한다.[1] 전 세계적으로 열대 저기압 활동은 상층 온도와 해수의 온도 간의 차이가 가장 큰 늦여름에 정점을 찍는다. 그러나 각 해역마다 고유한 계절 패턴이 있다. 전 세계적인 규모로는 5월이 가장 활동이 적은 달이며, 9월이 가장 활동이 많은 달이다. 11월은 모든 열대 저기압 해역이 활동하는 유일한 달이다.[25]
북대서양에서는 사이클론 시즌이 6월 1일부터 11월 30일까지 발생하며, 그 중 8월 말부터 9월까지가 활동이 급격히 정점을 찍는다.[25] 대서양 허리케인 시즌의 통계적 정점은 9월 10일이다.[26]
동북태평양은 더 넓은 활동 기간을 가지지만, 대서양과 비슷한 시기에 활동한다.[26] 서북태평양에서는 연중 내내 열대 저기압이 발생하며, 2월과 3월에 최소를 기록하고 9월 초에 정점을 찍는다.[25] 북인도 해역에서는 4월부터 12월까지 폭풍이 가장 흔하며, 5월과 11월에 정점을 찍는다.[25] 남반구에서는 열대 저기압 주기가 7월 1일에 시작하여 연중 내내 열대 저기압 주기가 이어져 11월 1일부터 다음 해 4월 말까지 이어지며 2월 중순부터 3월 초에 정점을 찍는다.[25][23]
기후계의 다양한 변동 과정 중 엘니뇨 남방진동이 열대 저기압 활동에 가장 큰 영향을 미친다.[27] 대부분의 열대 저기압은 아열대성 고기압의 적도에 가까운 쪽에서 형성되어 고기압 축을 지나 극쪽으로 이동한 후 편서풍의 주류로 다시 회전한다.[28] 아열대성 고기압 위치가 엘니뇨 때문에 이동하면 선호되는 열대 저기압 경로도 같이 이동한다. 엘니뇨 및 중립 연도에는 일본 서부 및 한국 지역에서 9월~11월 열대 저기압의 영향이 훨씬 적은 경향이 있다.[29]
라니냐 연도에는 열대 저기압의 형성 및 아열대성 고기압 위치가 서태평양을 가로질러 서쪽으로 이동하여 중국에 대한 상륙 위협도와 필리핀에 상륙하는 태풍의 세력이 크게 증가한다.[29] 대서양은 엘니뇨 연도에 이 지역의 수직 급변풍 증가로 인해 활동이 저하된다.[30] 또한 열대 저기압은 대서양 경년 모드, 준2년 주기 진동, 매든-줄리안 진동의 영향을 받는다.[27][31]
기후변화의 영향
이 부분의 본문은 열대 저기압과 기후변화입니다.
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IPCC 제6차 평가 보고서는 기후 변화가 열대 저기압에 미치는 영향에 대한 최신 과학적 발견을 요약한다. 보고서에 따르면 인류가 이전보다 기후 변화가 열대 저기압에 미치는 영향에 대해 더 잘 이해하게 되었다. 지난 40년 동안 주요 열대 저기압이 더 자주 발생했을 가능성이 높다. 기후 변화가 열대 저기압 기간 동안 강수량을 증가시켰다는 것은 높은 신뢰도로 말할 수 있다. 1.5도의 온난화가 "강렬한 열대 저기압의 비율과 최고 풍속 증가"로 이어진다는 것은 높은 신뢰도로 말할 수 있다. 추가 온난화의 지역적 영향에는 더 강력한 열대 저기압 및 온대 저기압이 포함될 수 있다는 것은 중간 신뢰도로 말할 수 있다.[39]
기후 변화는 강수량과 풍속의 강화, 전반적인 빈도의 감소, 매우 강력한 폭풍의 빈도 증가, 저기압이 최대 강도에 도달하는 지역의 극지방 확장 등 다양한 방식으로 열대 저기압에 영향을 미칠 수 있으며, 이는 인간이 유발한 기후 변화의 가능한 결과 중 하나이다.[2] 열대 저기압은 따뜻하고 습한 공기를 연료로 사용한다. 기후 변화로 인해 해수 온도가 상승함에 따라, 이러한 연료가 잠재적으로 더 많이 이용 가능해진다.[3]
1979년부터 2017년 사이에 전 세계적으로 사피어-심프슨 허리케인 등급의 3등급 이상 열대 저기압의 비율이 증가했다. 이러한 추세는 북대서양과 남인도양에서 가장 뚜렷했다. 북태평양에서는 열대 저기압이 더 차가운 해역을 향해 극지방으로 이동하고 있으며, 이 기간 뚜렷한 강도 증가는 없었다.[40] 2°C의 온난화로 인해 더 많은 비율(+13%)의 열대 저기압이 4등급 및 5등급의 강도에 도달할 것으로 예상된다.[2] 2019년 연구에 따르면 기후 변화가 대서양 분지에서 관찰된 열대 저기압의 급격한 강화 추세를 이끌고 있다. 급격하게 강화되는 사이클론은 예측하기 어렵기 때문에 해안 지역사회에 추가적인 위험을 초래한다.[41]
따뜻한 공기는 더 많은 수증기를 지니고 있다. 이론적 최대 수증기 함량은 클라우지우스-클라페롱 방정식에 따라 주어진다. 이는 1°C가 올라갈 때마다 대기 중 수증기가 약 7% 증가함을 의미한다.[42][43] 2019년 검토 논문에서 평가된 모든 모델은 미래의 강우량 증가를 보여준다.[2] 추가적인 해수면 상승은 폭풍해일 수위를 높일 것이다.[44][45] 극심한 파도가 열대 저기압 변화 때문에 증가할 가능성이 있으며, 이는 해안 지역사회에 대한 폭풍 해일 위험을 더욱 악화시킬 것이다.[46] 지구 온난화로 인해 홍수, 폭풍 해일 및 육상 홍수(강)로 인한 복합적인 영향이 증가할 것으로 예상된다.[45]
기후 변화가 열대 저기압의 전반적인 빈도에 어떤 영향을 미칠지에 대해서는 현재 합의된 바가 없다.[2] 대부분의 기후 모형은 미래 예측에서 빈도가 감소할 것을 보여준다.[46] 예를 들어, 9개의 고해상도 기후 모델을 비교한 2020년 논문은 남인도양과 남반구 전반에서 발생 빈도의 강력한 감소를 발견했으며, 북반구 열대 저기압에 대해서는 서로 상반된 신호를 발견했다.[47] 관측 결과, 전 세계 열대 저기압의 전반적인 빈도는 거의 변동이 없었으며[48] 북대서양과 중앙태평양에서는 빈도가 증가하고 남인도양과 북서태평양에서는 상당히 감소했다.[49]
열대 저기압의 최대 강도가 발생하는 위도가 극지방으로 확장되었으며, 이는 기후 변화와 관련이 있을 수 있다.[50] 북태평양에서는 동쪽으로도 확장되었을 수 있다.[44] 1949년부터 2016년 사이에 열대 저기압의 이동 속도가 느려졌다. (열대 저기압 이동 속도는 폭풍이 바다를 가로지르는 속도를 의미하며, 3시간 또는 6시간 간격으로 연속적인 위치에서 측정된다.) 이것이 기후 변화에 어느 정도 기인하는지는 아직 불분명하다. 기후 모델이 모두 이 특성을 보여주지 않기 때문이다.[46]
2021년 연구 검토 논문은 해들리 순환의 기후 온난화에 대한 반응으로 열대 저기압의 지리적 범위가 극지방으로 확장될 것이라고 결론지었다.[51]
허리케인 풍속이 5% 증가하면 파괴력은 약 50% 증가한다. 따라서 기후 변화로 인해 허리케인 헬렌의 풍속이 11% 증가했을 때, 그로 인한 파괴는 두 배 이상 증가했다.[52] 세계 기상 요인에 따르면 일부 최신 허리케인 강우량에 대한 기후 변화의 영향은 다음과 같이 설명할 수 있다.[53]
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저기압 세력
요약
관점
열대 저기압의 세기는 풍속과 기압을 기준으로 한다. 풍속과 기압 사이의 관계는 종종 폭풍의 세기 등급을 매기는 데 사용된다.[54] 사피어-심프슨 허리케인 등급 및 호주 기상청의 등급과 같은 열대 저기압 세기 등급은 폭풍의 등급을 결정하는 데 풍속만 사용한다.[55][56] 기록상 가장 강력한 폭풍은 1979년 서태평양에서 발생한 태풍 팁으로, 최소 기압은 870 hPa (26 inHg)에 도달했고 최대 지속 풍속은 165 kn (85 m/s; 305 km/h; 190 mph)였다.[57] 역대 최고 최대 지속 풍속은 2015년 허리케인 퍼트리샤에서 기록된 185 kn (95 m/s; 345 km/h; 215 mph)로, 서반구에서 기록된 가장 강력한 사이클론이었다.[58]
요인
열대 저기압이 형성되고 강화되려면 해수의 온도가 따듯해야 한다. 일반적으로 받아들여지는 최소 온도는 26~27 °C이지만, 여러 연구에서 더 낮은 최소 온도로 25.5 °C를 제안했다.[59][60] 해수면 온도가 높을수록 강화 속도가 빨라지고 때로는 급격한 강화로 이어진다.[61] 열대 저기압 열퍼텐셜으로도 알려진 높은 해수 열량은 폭풍이 더 강력한 세력으로 성장하도록 돕는다.[62] 급격한 강화 현상을 겪는 대부분의 열대 저기압은 낮은 값보다는 높은 해수 열량을 가진 지역을 통과한다.[63] 높은 해수 열량 값은 열대 저기압 통과로 인한 해양 냉각을 상쇄하여 이 냉각이 폭풍에 미치는 영향을 제한하는 데 도움이 될 수 있다.[64] 이동 속도가 빠른 폭풍계는 더 낮은 해수 열량 값으로 더 높은 강도를 가질 수 있다. 이동 속도가 느린 폭풍계는 같은 세력을 이루기 위해 더 높은 해수 열량 값을 필요로 한다.[63]
열대 저기압이 바다 위를 통과하면 해수 상층부가 상당히 냉각되는데, 이 과정은 용승으로 알려져 있으며[65] 이는 후속 저기압 발달에 부정적인 영향을 미칠 수 있다. 이 냉각은 주로 해양 깊은 곳의 찬물이 따뜻한 표층수와 바람의 영향으로 혼합되어 발생한다. 이 효과는 추가적인 발달을 저해하거나 약화를 초래할 수 있는 부정적인 피드백 과정으로 이어진다. 추가적인 냉각은 떨어지는 빗방울에서 나오는 찬물(대기가 높은 고도에서 더 차갑기 때문) 형태로 발생할 수 있다. 구름 덮개는 폭풍 통과 전후에 해수면을 직사광선으로부터 차단하여 해양 냉각에 역할을 할 수도 있다. 이 모든 효과가 결합되어 며칠 만에 넓은 지역의 해수면 온도를 급격히 떨어뜨릴 수 있다.[66] 반대로, 바다의 혼합은 더 깊은 바다에 열을 주입하여 전 지구적 기후에 잠재적인 영향을 미칠 수 있다.[67]
급변풍은 열대 저기압의 예측 가능성을 감소시키며, 폭풍은 급변풍의 존재 하에 광범위한 반응을 보인다.[68] 급변풍은 종종 폭풍 중심에서 습기와 열을 이동시켜 열대 저기압 강화에 부정적인 영향을 미친다.[69] 약한 급변풍은 세력 강화에 가장 최적이며, 강한 급변풍은 세력 약화를 유도한다.[70][71] 열대 저기압의 핵으로 유입되는 건조한 공기는 대기 대류를 감소시키고 폭풍 구조에 비대칭을 유발함으로써 발달 및 세력에 부정적인 영향을 미친다.[72][73][74] 대칭적이고 강한 유출은 국지적인 풍속 감소를 완화하여 다른 폭풍에서 관찰되는 것보다 빠른 강화율로 이어진다.[75][76][77] 약한 유출은 열대 저기압 내 비대의 약화와 관련이 있다.[78] 열대 저기압은 폭풍의 대류의 진화 및 구조에 따라 중간 또는 강한 급변풍이 존재하는 상황에서도 강화될 수 있으며, 심지어 급격히 강화될 수도 있다.[79][80]
열대 저기압의 크기는 강화 속도에 영향을 미친다. 작은 열대 저기압이 큰 열대 저기압보다 급격한 강화에 더 취약하다.[81] 두 열대 저기압 간의 상호 작용을 설명하는 후지와라 효과는 시스템의 대류 조직을 감소시키고 수평 급변풍을 만들어 두 열대 저기압 중 약한 쪽을 약화시키고 궁극적으로 소멸시킬 수 있다.[82] 열대 저기압은 육지 위로 이동하면 해양 강제력 부족으로 인해 조건이 종종 불리하기 때문에 일반적으로 약화된다.[83] 갈색 해양 효과는 상륙 후에도 열대 저기압이 강도를 유지하거나 증가시킬 수 있도록 하는데, 이는 포화된 토양에서 방출되는 잠열을 통해 많은 강우량이 있었던 경우에 해당한다.[84] 산악 효과는 열대 저기압의 눈이 산 위로 이동할 때, 억제되어 있던 캡핑된 경계층을 파괴하여 대류 강도를 크게 증가시킬 수 있다.[85] 제트 기류는 폭풍의 유출과 수직 급변풍에 영향을 미치면서 열대 저기압의 강도를 강화하고 억제할 수 있다.[86][87]
급격한 강화
이 부분의 본문은 급격한 강화입니다.때때로 열대 저기압은 급격한 강화 과정을 겪을 수 있는데, 이는 24시간 이내에 열대 저기압의 최대 지속 풍속이 30 kn (56 km/h; 35 mph) 이상 증가하는 시기를 말한다.[88] 마찬가지로 열대 저기압의 급격한 발달은 1시간당 최소 해수면 기압이 1.75 hPa (0.052 inHg) 감소하거나 24시간 이내에 42 hPa (1.2 inHg) 감소하는 것으로 정의된다. 폭발적인 발달은 12시간 동안 시간당 2.5 hPa (0.074 inHg) 감소하거나 최소 6시간 동안 시간당 5 hPa (0.15 inHg) 감소할 때 발생한다.[89]
급격한 강화가 발생하려면 몇 가지 조건이 충족되어야 한다. 수온은 30 °C에 가깝거나 그 이상으로 매우 높아야 하며, 이 온도의 물은 파도가 더 차가운 물을 표면으로 용승시키지 않을 만큼 충분히 깊어야 한다. 다른 한편으로, 열대 저기압 열퍼텐셜은 사이클론 강도에 영향을 미치는 이러한 비전통적인 해저 해양학적 매개변수 중 하나이다.[90]
급변풍은 낮아야 한다. 급변풍이 높으면 사이클론 내의 대류와 순환이 방해받는다. 보통 폭풍 위의 대류권 상층에 고기압이 존재해야 한다. 이는 매우 낮은 지표 기압이 발달하려면 폭풍의 눈벽에서 공기가 매우 빠르게 상승해야 하며, 상층 고기압은 이 공기를 사이클론에서 효율적으로 멀리 보내는 데 도움이 되기 때문이다.[90] 그러나 허리케인 엡실론과 같은 일부 사이클론은 상대적으로 불리한 조건에도 불구하고 급격히 강화되었다.[91][92]
소멸
열대 저기압이 약화되거나 소멸되거나 열대 특성을 잃는 여러 가지 과정이 있다. 여기에는 상륙하거나, 더 차가운 바다 위로 이동하거나, 건조한 공기와 만나거나, 다른 기후계와 상호 작용하는 것이 있다. 그러나 일단 폭풍이 소멸되거나 열대 특성을 잃더라도, 환경 조건이 다시 유리해지면 그 잔해가 열대 저기압으로 부활할 수 있다.[93][94]
열대 저기압은 26.5 °C보다 훨씬 차가운 바다 위로 이동할 때 소멸할 수 있다. 이는 폭풍의 중심 근처에 뇌우를 동반한 따뜻한 핵과 같은 열대 특성을 빼앗아가 잔류 저기압으로 만든다. 폭풍 잔해는 정체성을 잃기 전에 며칠 동안 지속될 수 있다. 이 소멸 메커니즘은 동북태평양에서 가장 흔하다. 폭풍이 수직 급변풍을 겪어 대류와 열기관이 중심에서 멀어지게 되면 약화 또는 소멸이 발생할 수도 있다. 이는 일반적으로 열대 저기압의 발달을 중단시킨다.[95] 또한, 주요 편서풍대와의 상호 작용, 즉 근처 전선대와의 합병을 통해 열대 저기압이 온대 저기압으로 진화할 수 있다. 이 전환은 1~3일이 걸릴 수 있다.[96]
열대 저기압이 상륙하거나 섬 위를 통과하면 순환이 붕괴되기 시작할 수 있는데, 특히 산악 지형을 만날 경우 더욱 그렇다.[97] 폭풍이 큰 육괴에 상륙하면 따뜻하고 습한 해양 공기 공급이 차단되고 건조한 대륙 공기를 끌어들이기 시작한다.[97] 이는 육상 지역의 마찰 증가와 결합되어 열대 저기압의 약화 및 소멸로 이어진다.[97] 산악 지형에서는 폭풍이 빠르게 약화될 수 있다. 평탄한 지역에서는 순환이 붕괴되어 소멸되기 전까지 2~3일 동안 지속될 수 있다.[97]
수년 동안 열대 저기압을 인위적으로 변형시키려는 여러 가지 기술이 고려되었다.[98] 이러한 기술에는 핵무기 사용, 빙산으로 바다 냉각, 거대한 팬으로 폭풍을 육지에서 멀리 날려버리기, 드라이아이스나 아이오딘화 은으로 선택된 폭풍에 인공강우를 뿌리는 것이 포함되었다.[98] 그러나 이러한 기술은 열대 저기압의 지속 기간, 강도, 위력 또는 크기를 제대로 이해하지 못하고 있다.[98]
평가 방법
열대 저기압의 세력을 평가하기 위해 지상, 위성, 항공 등 다양한 방법이나 기술이 사용된다. 정찰기는 특수 장비를 갖추고 열대 저기압 주변과 내부를 비행하며 폭풍의 풍속과 기압을 확인하는 데 사용할 수 있는 정보를 수집한다.[1] 열대 저기압은 다른 높이에서 각각 다른 속도의 바람을 가지고 있다. 비행 고도에서 기록된 바람은 지표면의 풍속을 찾는 데 변환될 수 있다.[99] 선박 보고서, 지상 관측소, 메소네트, 해안 관측소, 부표와 같은 지상 관측으로 열대 저기압의 강도 또는 이동 방향에 대한 정보를 제공할 수 있다.[1]
풍속-기압 관계(WPR)는 풍속을 기반으로 폭풍의 기압을 결정하는 방법으로 사용된다. WPR을 계산하기 위해 여러 가지 다른 방법과 방정식이 제안되었다.[100][101] 열대 저기압 관측 기관은 각자 고유의 고정된 WPR을 사용하는데, 이는 같은 폭풍에 대해 추정치를 발행하는 기관 간에 부정확성을 초래할 수 있다.[101] ASCAT은 MetOp 위성에서 열대 저기압의 풍장 벡터를 매핑하는 데 사용되는 스캐터로미터이다.[1] SMAP은 L-대역 복사계 채널을 사용하여 해수면에서 열대 저기압의 풍속을 결정하며, 산란계 기반 및 기타 복사계 기반 장비와 달리 높은 강도 및 폭우 조건에서도 신뢰할 수 있음이 입증되었다.[102]
드보락 기법은 열대 저기압의 분류와 강도 결정 모두에 큰 역할을 한다. 경고 센터에서 사용되는 이 방법은 1970년대 버논 드보락이 개발했으며, 열대 저기압 강도 평가에 가시 및 적외선 위성 영상을 모두 사용한다. 드보락 기법은 T1.0에서 T8.0까지 0.5 단위로 스케일링되는 "T-넘버" 척도를 사용한다. 각 T-넘버에는 강도가 할당되며, T-넘버가 클수록 더 강력한 폭풍임을 나타낸다. 예보관은 곡선형 띠 형태, 급변풍, 중앙 밀집 구름, 눈 등 다양한 패턴에 따라 열대 저기압을 평가하여 T-넘버를 결정하고 폭풍의 강도를 평가한다.[103]
협동 기상 위성 연구소는 ADT(Advanced Dvorak Technique) 및 SATCON과 같은 자동화된 위성 방법을 개발하고 개선하기 위해 노력한다. 많은 예보 센터에서 사용되는 ADT는 적외선 정지궤도 위성 영상과 드보락 기법을 기반으로 한 알고리즘을 사용하여 열대 저기압의 강도를 평가한다. ADT는 기존 드보락 기법과 여러 가지 차이점이 있는데, 강도 제약 규칙 변경과 마이크로파 영상을 사용하여 시스템의 내부 구조를 기반으로 강도를 결정함으로써 적외선 영상에서 눈이 나타나기 전에 강도가 평준화되는 것을 방지한다.[104] SATCON은 다양한 위성 기반 시스템과 마이크로파 사운더의 추정치를 각 개별 추정치의 강점과 약점을 고려하여 가중치를 부여함으로써, 드보락 기법보다 더 신뢰할 수 있는 열대 저기압 강도에 대한 합의 추정치를 생성한다.[105][106]
세기 지표
폭풍누적에너지(ACE), 허리케인 해일 지수, 허리케인 심각도 지수, 전력 소산 지수(PDI), 통합 운동 에너지(IKE) 등 여러 세기 지표가 사용된다. ACE는 폭풍의 수명 동안 발휘한 총 에너지의 측정 기준이다. ACE는 사이클론의 지속 풍속을 제곱하여 6시간마다 합산하여 계산되며, 폭풍계가 열대 폭풍 강도 이상이고 열대 또는 아열대일 때 적용된다.[107] PDI 계산은 ACE와 유사하지만, 풍속을 제곱하는 대신 세제곱한다는 주요 차이점이 있다.[108]
허리케인 해일 지수는 폭풍이 폭풍해일을 통해 야기할 수 있는 잠재적 피해를 나타내는 지표이다. 이 지수는 폭풍의 풍속과 기후학적 값(33 m/s or 74 mph)의 나눗셈을 제곱한 후, 허리케인급 풍속의 반경과 그 기후학적 값(96.6 km or 60.0 mi)의 나눗셈을 곱하여 계산된다. 이는 다음과 같은 방정식으로 표현할 수 있다.
여기서 는 폭풍의 풍속이고 은 허리케인급 풍속의 반경이다.[109] 허리케인 심각도 지수는 시스템에 최대 50점을 부여할 수 있는 척도이다. 최대 25점은 강도에서 오고, 나머지 25점은 폭풍의 풍장 크기에서 온다.[110] IKE 모델은 바람, 파도, 해일을 통해 열대 저기압의 파괴력을 측정한다. 다음과 같이 계산된다.
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분류 및 명명
요약
관점
분류
이 부분의 본문은 열대 저기압 세기 등급입니다.
전 세계적으로 열대 저기압은 위치(열대 저기압 해역), 폭풍 구조 및 강도에 따라 다르게 분류된다. 예를 들어, 북대서양 및 동태평양 분지에서는 풍속이 65 kn (120 km/h; 75 mph)을 초과하는 열대 저기압을 허리케인이라고 부르는 반면, 서태평양 또는 북인도양에서는 태풍 또는 강한 사이클론성 폭풍이라고 부른다.[19][20][21] 북반구에서 허리케인이 날짜 변경선을 서쪽으로 넘어가면 태풍으로 불러진다. 태풍 제네비브는 2014년에 날짜 변경선을 넘는 식으로 허리케인에서 태풍이 되었다.[112]
남반구에서는 남대서양, 남서인도양, 호주 지역 또는 남태평양에 위치하는지에 따라 허리케인, 열대 저기압, 강력한 열대 저기압으로 불린다.[22][23] 풍속이 65 kn (120 km/h; 75 mph) 미만인 열대 저기압에 대한 설명은 열대 저기압 분지별로 다르며, "열대 폭풍", "사이클론성 폭풍", "열대 저기압", 또는 "깊은 저기압"과 같은 범주로 더 세분화될 수 있다.[20][21][19]
명명
열대 저기압을 식별하기 위해 인명을 사용하는 관행은 1800년대 후반에서 1900년대 초반으로 거슬러 올라가며, 저기압이 강타한 곳의 이름을 따서 명명하는 기존 명명 체계를 점차 대체했다.[113][114] 현재 사용되는 명명 체계는 대중이 쉽게 이해하고 인식할 수 있는 간략한 형태로 심각한 기상 현상을 명확히 구분할 수 있게 보여준다.[113][114] 기상 현상에 인명을 처음 사용한 것은 일반적으로 1887년부터 1907년 사이에 현상 이름을 지정한 퀸즐랜드주 정부 기상학자 클레멘트 래지가 꼽힌다.[113][114] 이 명명 방식은 래지가 은퇴한 후 몇 년 동안 사용되지 않다가 제2차 세계 대전 후반에 서태평양 지역에서 부활했다.[113][114] 이후 북대서양과 남대서양, 동태평양, 중앙태평양, 서태평양 및 남태평양 해역뿐만 아니라 호주 지역과 인도양에 대한 공식 명명 체계가 도입되었다.[114]
현재 열대 저기압은 12개 국가 기상청 중 한 곳에서 공식적으로 명명되며, 예보관과 일반 대중 간에 예보, 감시, 경고에 대한 의사소통을 용이하게 하기 위해 평생 동안 그 이름을 유지한다.[113] 열대 저기압이 일주일 이상 지속될 수 있고, 같은 해역에서 동시에 여러 개가 발생할 수 있기 때문에 이름은 어떤 폭풍을 가리키는 것인지에 대한 혼란을 줄이는 용도로 사용된다.[113] 이름은 어느 해역에서 발생했는지에 따라 미리 정해진 목록에서 순서대로 할당되며, 1분, 3분 또는 10분 지속 풍속이 65 km/h (40 mph)을 초과할 경우 순서대로 이름이 붙여진다.[19][21][22]
이름을 붙이는 표준은 각 해역마다 다르다. 서태평양에서는 일부 열대 저기압이 명명된다. 남반구에서는 열대 저기압이 중심 주변에 상당한 강풍을 동반해야 명명된다.[22][23] 북대서양, 태평양, 호주 지역의 강력한 열대 저기압 이름은 명명 목록에서 은퇴하고 다른 이름으로 대체된다.[19][20][23] 전 세계에서 발생하는 열대 저기압에는 감시 센터에서 두 자리 숫자와 접미사 문자로 구성된 식별 코드를 할당한다.[23][115]
관련 저기압 유형
열대 저기압 외에도 여러 저기압 유형에 두 가지 다른 종류의 사이클론이 있다. 온대 저기압 및 아열대 저기압으로 알려진 이러한 저기압은 열대 저기압이 형성되거나 소멸되는 동안 거치는 단계가 될 수 있다.[116] 온대 저기압은 고위도에서 전형적인 수평 온도 차이로부터 에너지를 얻는 폭풍이다. 열대 저기압은 에너지원이 응결로 방출되는 열에서 기단 간의 온도 차이로 바뀌면 고위도로 이동하면서 온대성으로 변할 수 있다. 또한 비록 자주 발생하지는 않지만 온대 저기압은 아열대 폭풍으로 변할 수 있으며, 거기서부터 열대 저기압으로 변할 수 있다.[117] 우주에서 온대성 폭풍은 특유의 "쉼표 모양" 구름 패턴을 보인다.[118] 온대 저기압은 저기압 중심이 강력한 바람과 높은 파도를 일으킬 때 위험할 수도 있다.[119]
아열대 저기압은 열대 저기압의 일부 특성과 온대 저기압의 일부 특성을 모두 가진 기상 폭풍이다. 이는 적도에서 50°까지 넓은 위도대에서 형성될 수 있다. 아열대 폭풍은 거의 허리케인급 강풍을 동반하지 않지만, 중심부가 따뜻해지면서 열대성으로 변할 수 있다.[120]
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구조
요약
관점
눈과 중심
성숙한 열대 저기압의 중심에서는 공기가 상승하는 대신 하강한다. 충분히 강한 폭풍의 경우, 공기가 구름 형성을 억제할 만큼 충분히 깊은 층으로 하강하여 맑은 "눈"을 생성할 수 있다. 태풍의 눈 내부 날씨는 일반적으로 고요하고 대류 구름이 없지만, 바다는 극도로 파도가 맹렬할 수 있다.[121] 눈은 일반적으로 원형이며 지름이 일반적으로 30~65 km이지만, 지름이 3 km만큼 작거나 370 km만큼 큰 눈도 관측되었다.[122][123]
눈의 구름 낀 바깥쪽 가장자리를 "눈벽"이라고 한다. 눈벽은 일반적으로 아레나 풋볼 경기장과 유사하게 높이와 함께 바깥쪽으로 확장된다. 이 현상은 때때로 "스타디움 효과"라고 불린다.[123] 눈벽은 가장 큰 풍속이 발견되는 곳이며, 공기가 가장 빠르게 상승하고, 구름이 가장 높은 고도에 도달하며, 강수량이 가장 많다. 열대 저기압의 눈벽이 육지를 통과할 때 가장 심한 바람 피해가 발생한다.[121]
약한 폭풍에서는 눈이 중심 밀집 운역에 가려질 수 있는데, 이는 열대 저기압 중심 근처의 집중된 강력한 뇌우 활동과 관련된 상층의 권운 방패이다.[124]
눈벽은 시간이 지남에 따라 눈벽 대체 과정의 형태로 변할 수 있으며, 특히 강한 열대 저기압에서 그렇다. 외곽 강수대는 천천히 안쪽으로 이동하는 외부 뇌우 고리로 조직될 수 있으며, 이는 주요 눈벽에서 수분과 각운동량을 빼앗는 것으로 여겨진다. 주요 눈벽이 약해지면 열대 저기압은 일시적으로 약화된다. 외곽 눈벽은 결국 사이클이 끝날 때 주요 눈벽을 대체하며, 이때 폭풍은 원래 강도로 돌아올 수 있다.[125]
크기
폭풍의 크기를 측정하는 데 일반적으로 사용되는 다양한 측정 기준이 있다. 가장 일반적인 측정 기준에는 최대 풍속 반경, 34-노트 (17 m/s; 63 km/h; 39 mph) 강풍(즉, 강풍) 반경, 가장 바깥쪽 폐쇄 등압선 반경(ROCI), 사라지는 바람의 반경 등이 있다.[128][129] 추가적인 측정 기준으로는 사이클론의 상대 소용돌이도장이 1×10−5 s−1로 감소하는 반경이 있다.[123]
지구상에서 소용돌이도가 사라지는 반경으로 측정했을 때 열대 저기압은 100~2,000 km에 달하는 다양한 크기를 가진다. 평균적으로 북서 태평양 해역에서 가장 크고, 북동 태평양 해역에서 가장 작다.[130] 가장 바깥쪽 폐쇄 등압선의 반경이 위도 2도(약 222 km)보다 작으면, 그 사이클론은 "매우 작거나" "난쟁이"이다. 위도 3~6 도(33~670 km)의 반경은 "평균 크기"로 간주된다. "매우 큰" 열대 저기압은 8도(888 km)보다 큰 반경을 가진다.[126] 관측에 따르면 크기는 폭풍의 강도(즉, 최대 풍속), 최대 풍속 반경, 위도, 최대 잠재 강도와 같은 변수와 약한 상관관계만 있다.[129][130] 태풍 팁은 지름이 2,170 km에 달하는 열대 폭풍급 바람을 가진 기록상 가장 큰 사이클론이다. 기록상 가장 작은 폭풍은 2008년의 열대 폭풍 마르코로, 지름이 37 km에 불과한 열대 폭풍급 바람을 발생시켰다.[131]
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움직임
요약
관점
열대 저기압의 이동(즉, "진로")은 일반적으로 "배경 환경풍에 의한 조향"과 "베타 드리프트"라는 두 가지 요소의 합으로 근사화된다.[132] 일부 열대 저기압은 허리케인 존처럼 먼 거리를 이동할 수 있는데 허리케인 존은 기록상 두 번째로 오래 지속된 열대 저기압으로, 1994년 31일 동안 13,280 km를 이동하여 북반구 열대 저기압 중 가장 긴 진로를 기록했다.[133][134][135]
환경적 조향
환경적 조향은 열대 저기압 이동에 가장 큰 영향을 미친다.[136] 환경적 조향이란 폭풍이 지배적인 바람과 다른 광범위한 환경 조건에 따라 이동하는 것을 나타내며, "물줄기에 실려가는 나뭇잎"과 유사하다.[137]
물리적으로 열대 저기압 주변의 바람 또는 흐름장은 두 부분으로 나눌 수 있다. 즉, 폭풍 자체와 관련된 흐름과 그 주변의 대규모 배경 흐름이다.[136] 열대 저기압은 주변의 대규모 배경 흐름 내에 매달려 있는 소용돌이도의 국지적 최댓값으로 취급될 수 있다.[138] 이러한 방식으로 열대 저기압의 이동은 일차적으로 국지적 환경적 흐름에 의한 폭풍의 이류로 나타낼 수 있다.[139] 이 환경적 흐름은 "조향 흐름"이라고 불리며 열대 저기압 이동에 지배적인 영향을 미친다.[136] 조향 흐름의 세기와 방향은 사이클론 부근에서 수평으로 부는 바람을 그 바람이 발생하는 고도에 따라 가중치를 부여하여 수직 적분한 값으로 근사할 수 있다. 바람은 높이에 따라 달라질 수 있으므로 조향 흐름을 정확하게 결정하기는 어려울 수 있다.
배경풍이 열대 저기압의 움직임과 가장 밀접하게 관련되어 있는 정압 고도는 "조향 수준"으로 알려져 있다.[138] 더 강한 열대 저기압의 움직임은 약한 열대 저기압의 움직임이 더 좁은 하부 대류권의 배경 흐름과 더 밀접하게 관련되어 있는 것에 비해 더 두꺼운 대류권 부분에 걸쳐 평균된 배경 흐름과 더 밀접하게 관련된다.[140] 급변풍과 잠열 방출이 존재할 때, 열대 저기압은 잠재 소용돌이도가 가장 빠르게 증가하는 지역으로 이동하는 경향이 있다.[141]
기후학적으로 열대 저기압은 주로 아열대 고기압의 적도 쪽에서 동쪽에서 서쪽으로 부는 무역풍에 서쪽으로 조향된다. 아열대 고기압은 전 세계 아열대 해양 위에 지속적으로 존재하는 고기압 지역이다.[137] 열대 북대서양과 북동태평양에서는 무역풍이 열대파를 아프리카 해안에서 카리브해, 북아메리카를 거쳐 최종적으로 중태평양으로 서쪽으로 조향하다가 파동이 약해진다.[142] 이러한 파동은 이 지역에서 많은 열대 저기압의 전조이다.[143] 대조적으로, 인도양과 서태평양의 양반구에서는 열대 저기압 발달이 열대 동풍파보다는 열대 수렴대와 계절풍 기압골의 계절적 이동에 더 적은 영향을 받는다.[144] 중위도 기압골 및 광범위한 계절풍 자이르와 같은 다른 기상 시스템도 조향 흐름을 변경하여 열대 저기압의 이동에 영향을 미칠 수 있다.[140][145]
베타 드리프트
환경적 조향 외에도 열대 저기압은 극쪽을 향해 서쪽으로 이동하는 경향이 있는데, 이러한 움직임을 "베타 드리프트"라고 한다.[146] 이러한 움직임은 열대 저기압과 같은 와류가 구형 또는 베타 평면과 같이 코리올리 효과가 위도에 따라 변하는 환경에 중첩될 때 발생한다.[147] 베타 드리프트와 관련된 열대 저기압 이동 성분의 크기는 1–3 m/s (3.6–10.8 km/h; 2.2–6.7 mph) 사이이며, 더 강한 열대 저기압과 고위도에서 더 커지는 경향이 있다. 이는 폭풍의 저기압성 순환과 환경 사이의 피드백 결과로 폭풍 자체에 의해 간접적으로 유도된다.[148][146]
물리적으로 폭풍의 저기압성 순환은 중심 동쪽의 환경 공기를 극쪽으로 이류시키고 중심 서쪽의 환경 공기를 적도쪽으로 이류시킨다. 공기는 각운동량을 보존해야 하므로, 이 흐름 구성은 폭풍 중심의 적도쪽과 서쪽으로 저기압성 순환을 유도하고 폭풍 중심의 극쪽과 동쪽으로 고기압성 순환을 유도한다. 이 순환들의 결합된 흐름은 폭풍을 서서히 극쪽과 서쪽으로 이류시키는 역할을 한다. 이 효과는 환경적 흐름이 전혀 없더라도 발생한다.[149][150] 베타 드리프트가 각운동량에 직접적으로 의존하기 때문에 열대 저기압의 크기는 베타 드리프트가 움직임에 미치는 영향에 영향을 줄 수 있다. 베타 드리프트는 작은 열대 저기압보다 큰 열대 저기압의 움직임에 더 큰 영향을 미친다.[151][152]
여러 폭풍 상호작용
비교적 드물게 발생하는 세 번째 이동 구성 요소는 여러 열대 저기압의 상호 작용이다. 두 사이클론이 서로 접근할 때 둘의 중심은 두 폭풍 사이의 한 점을 중심으로 시계 방향으로 공전하기 시작한다. 분리 거리와 강도에 따라 두 개의 와류는 단순히 서로를 공전하거나 중심점으로 나선형으로 합쳐질 수 있다. 두 와류의 크기가 같지 않을 때, 더 큰 와류가 상호 작용을 지배하는 경향이 있으며 더 작은 와류는 그 주변을 공전한다. 이 현상은 후지와라 사쿠헤이의 이름을 따서 후지와라 효과라고 불린다.[153]
중위도 편서풍과의 상호작용
열대 저기압은 열대 지방에서 일반적으로 동쪽에서 서쪽으로 이동하지만, 아열대 고기압의 서쪽으로 이동하거나 제트류나 온대 저기압과 같은 중위도 흐름과 상호 작용할 경우 진로가 극쪽과 동쪽으로 바뀔 수 있다. 이 움직임은 "진로의 재곡선화"라고 불리며, 제트류가 일반적으로 극쪽 성분을 가지고 있고 온대 저기압이 흔한 주요 대양 분지의 서쪽 가장자리 근처에서 흔히 발생한다.[154] 열대 저기압 진로의 재곡선화의 한 예는 2006년의 태풍 이오케이다.[155]
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영향
요약
관점
이 부분의 본문은 열대 저기압의 영향 및 지역별 열대 저기압의 영향입니다.열대 저기압으로 인해 발생하거나 악화되는 자연 현상
바다에 있는 열대 저기압은 큰 파도, 호우, 홍수 및 강풍을 일으켜 국제 해운을 방해하고 때로는 난파선을 만든다.[156] 열대 저기압은 물을 휘저어 차가운 잔류를 남기며, 이는 후속 열대 저기압에 덜 유리한 지역을 만든다.[66] 육상에서는 강한 바람이 차량, 건물, 교량 및 기타 외부 물체를 손상시키거나 파괴할 수 있으며, 느슨한 파편을 치명적인 비행 물체로 만들 수 있다. 사이클론으로 인한 해수면 상승인 폭풍해일은 육상에 상륙하는 열대 저기압의 가장 심각한 영향으로, 역사적으로 열대 저기압 사망자의 90%를 차지한다.[157] 사이클론 마히나는 1899년 3월 오스트레일리아 퀸즐랜드주 배서스트만에서 기록상 가장 높은 13 m의 폭풍해일을 발생시켰다.[158]
열대 저기압이 만들어내는 다른 해양 기반 위험으로는 이안류와 역조가 있다. 이러한 위험은 사이클론 중심에서 수백 킬로미터 떨어진 곳에서도 발생할 수 있으며, 다른 기상 조건이 양호하더라도 나타날 수 있다.[159][160] 육지에 상륙하는 열대 저기압의 광범위한 회전과 그 주변의 수직 급변풍은 토네이도를 발생시킨다. 토네이도는 태풍의 눈#눈벽 내부 와류의 결과로 발생할 수도 있으며, 이는 육지 상륙까지 지속된다.[161] 허리케인 아이반은 120개의 토네이도를 발생시켰는데, 이는 다른 어떤 열대 저기압보다 많은 수치이다.[162] 열대 저기압 내부에서는 번개 활동이 발생한다. 이 활동은 더 강한 폭풍 내에서 그리고 폭풍의 눈벽에 더 가깝거나 눈벽 내에서 더 강렬하다.[163][164] 열대 저기압은 추가적인 수분을 공급하여 특정 지역의 강설량을 증가시킬 수 있다.[165] 인근 폭풍이 강풍으로 불꽃을 부채질할 때 산불은 악화될 수 있다.[166][167]
재산과 인명에 미치는 영향
열대 저기압은 지구의 대서양, 태평양, 인도양을 따라 있는 대부분의 주요 수역 해안선에 주기적으로 영향을 미친다. 열대 저기압은 막대한 파괴와 인명 손실을 초래하여 19세기 이후 약 200만 명의 사망자를 발생시켰다.[170] 홍수로 인한 넓은 면적의 고인 물은 감염을 유발하며 모기 매개 질병에도 영향을 준다. 긴급 대피소에 밀집된 피난민은 질병 확산 위험을 증가시킨다.[157] 열대 저기압은 기반 시설을 심각하게 방해하여 정전, 교량 및 도로 파괴, 재건 노력 저해를 초래한다.[157][171][172]
폭풍으로 인한 바람과 물은 주택, 건물 및 기타 인공 구조물을 손상시키거나 파괴할 수 있다.[173][174] 열대 저기압은 농업을 파괴하고 가축을 죽이며 구매자와 판매자 모두가 시장에 접근하는 것을 막는다. 이 두 가지 모두 재정적 손실을 초래한다.[175][176][177] 상륙하는 강력한 사이클론은 바다에서 육지로 이동하면서 가장 강력한 힘을 발휘하지만, 항상 그런 것은 아니다. 전 세계적으로 매년 평균 86개의 열대 폭풍 강도를 가진 열대 저기압이 형성되며, 47개는 허리케인 또는 태풍 강도에 도달하고, 20개는 강력한 열대 저기압, 슈퍼 태풍 또는 주요 허리케인(적어도 카테고리 3 강도)이 된다.[178]
아프리카
아프리카에서 열대 저기압은 사하라 사막 위에서 발생하는 열대파에서 기원하거나,[179] 또는 아프리카의 뿔과 남아프리카를 강타할 수 있다.[180][181] 2019년 3월 사이클론 이다이는 중앙 모잠비크를 강타하여 아프리카에서 기록상 가장 치명적인 열대 저기압이 되었으며, 1,302명의 사망자와 US$22억의 피해가 발생했다.[182][183] 남아프리카 동쪽에 위치한 레위니옹 섬은 기록상 가장 습한 열대 저기압을 경험한다. 1980년 1월 사이클론 히아신스는 15일 동안 6,083 mm의 비를 뿌려 열대 저기압으로 인한 기록상 가장 큰 총 강수량을 기록했다.[184][185][186]
아시아
아시아에서는 인도양과 태평양에서 오는 열대 저기압이 지구상에서 가장 인구 밀집 지역 중 일부에 주기적으로 영향을 미친다. 1970년에 사이클론이 당시 동파키스탄으로 알려진 방글라데시를 강타하여 6.1 m (20 ft)의 폭풍해일을 발생시켰고, 이로 인해 최소 30만 명이 사망했다. 이는 기록상 가장 사망자가 많은 열대 저기압으로 기록되었다.[187] 2019년 10월 태풍 하기비스가 일본 혼슈 섬을 강타하여 150억 달러의 피해를 입혔고, 이로 인해 일본에서 기록상 가장 재산 피해가 큰 폭풍이 되었다.[188] 오세아니아를 구성하는 여러 섬, 즉 오스트레일리아부터 프랑스령 폴리네시아까지는 주기적으로 열대 저기압의 영향을 받는다.[189][190][191] 인도네시아에서는 1973년 4월 플로레스섬을 강타한 사이클론으로 1,653명이 사망하여, 남반구에서 기록상 가장 사망자가 많은 열대 저기압으로 기록되었다.[192][193]
북아메리카와 남아메리카
대서양 및 태평양 허리케인은 북아메리카에 주기적으로 영향을 미친다. 미국에서는 2005년 허리케인 카트리나와 2017년 허리케인 하비가 가장 큰 재정적 피해를 입힌 자연재해로, 각각 1250억 달러의 피해액이 추정된다. 카트리나는 루이지애나주를 강타하여 뉴올리언스시를 거의 파괴했으며,[194][195] 하비는 60.58 in (1,539 mm)의 강우량을 기록한 후 텍사스주 남동부에 상당한 홍수를 일으켰는데, 이는 미국 내 기록상 가장 높은 강수량이었다.[195]
카리브해 섬은 허리케인의 영향을 주기적으로 받으며, 2004년 이후 아이티에서는 기반 시설 부족과 도시 지역의 높은 인구 밀도로 인해 여러 차례 인도주의적 위기가 발생했다.[196][197] 2004년 허리케인 잔느는 심각한 홍수와 산사태를 일으켰고, 총 3,006명이 사망한 것으로 추정된다.[198] 최근에는 2016년 허리케인 매슈가 28억 달러의 피해를 입혔으며, 약 674명이 사망한 것으로 추정된다.[199][200]
남아메리카 북부 지역은 가끔 열대 저기압을 겪는데, 1993년 8월 열대 폭풍 브레트로 인해 173명이 사망했다.[201][202] 남대서양은 일반적으로 열대 폭풍의 형성에 부적합하다.[203] 그러나 2004년 3월, 사이클론 카타리나가 남대서양에서 기록상 첫 허리케인으로 브라질 남동부를 강타했다.[204]
유럽
유럽은 열대 저기압의 영향을 거의 받지 않지만, 이 대륙은 온대 저기압으로 전환된 폭풍과 자주 조우한다. 열대 저기압 중 단 하나인 2005년 허리케인 빈스만이 스페인을 강타했으며,[205] 아열대 저기압 중 단 하나인 2020년 아열대 폭풍 알파만이 포르투갈을 강타했다.[206] 때때로 지중해 폭풍이 지중해에서 발생한다.[207]
환경적 영향
사이클론은 인명과 재산에 막대한 피해를 주지만, 영향을 받는 지역의 강수 체계에 중요한 요소가 될 수 있다. 왜냐하면 사이클론은 건조한 지역에 매우 필요한 강수를 가져올 수 있기 때문이다.[208] 열대 저기압의 강수는 토양 수분을 회복시켜 가뭄 조건을 완화할 수 있지만, 미국 남동부에 초점을 맞춘 한 연구에서는 열대 저기압이 심각한 가뭄 회복에 기여하지 않는다고 시사했다.[209][210][211] 열대 저기압은 따뜻하고 습한 열대 공기를 중위도 및 극지방으로 이동시켜 전 지구적 열 균형을 유지하는 데도 기여하며,[212] 용승을 통해 열염순환을 조절하기도 한다.[213] 태평양 사이클론에 대한 연구는 해양의 더 깊은 층이 이러한 강력한 폭풍으로부터 열 전달을 받는다는 것을 보여주었다.[214][215]
허리케인의 폭풍 해일과 바람은 인공 구조물에 파괴적일 수 있지만, 해안 기수역의 물을 휘저어 중요한 어류 번식지 역할을 한다.[216] 염습지 및 맹그로브 숲과 같은 생태계는 열대 저기압으로 인해 심각하게 손상되거나 파괴될 수 있으며, 이는 토지를 침식하고 식생을 파괴한다.[217][218] 열대 저기압은 영양분 양을 증가시켜 수역에 유해한 조류 대증식을 유발할 수 있다.[219][220][221] 폭풍이 지나간 후 곤충 개체수는 양과 다양성 모두에서 감소할 수 있다.[222] 열대 저기압과 그 잔해와 관련된 강풍은 수천 그루의 나무를 쓰러뜨려 숲에 피해를 줄 수 있다.[223]
허리케인이 바다에서 해안으로 밀려오면 많은 담수 지역에 염분이 유입되어 일부 서식지가 견딜 수 없을 정도로 염분 수준이 높아진다. 일부는 염분에 대처하고 이를 바다로 되돌릴 수 있지만, 다른 일부는 추가적인 지표수를 충분히 빨리 방출하지 못하거나 이를 대체할 만큼 충분한 담수원을 가지고 있지 않다. 이 때문에 일부 식물종과 식생은 과도한 염분으로 인해 죽는다.[224] 허리케인은 육지에 상륙할 때 독성 물질과 산을 해안으로 운반할 수 있다. 홍수는 여러 유출물로부터 독성 물질을 흡수하여 지나가는 토지를 오염시킬 수 있다. 이러한 독성 물질은 해당 지역의 사람과 동물, 그리고 주변 환경에 해롭다.[225] 열대 저기압은 파이프라인과 저장 시설을 손상시키거나 파괴하여 기름 유출을 유발할 수 있다.[226][219][227] 마찬가지로 화학 및 가공 시설이 손상되었을 때 화학 물질 유출이 보고되었다.[227][228][229] 수로는 열대 저기압 기간 동안 니켈, 크로뮴, 수은과 같은 금속의 독성 수준으로 오염되었다.[230][231]
열대 저기압은 땅을 만들거나 파괴하는 등 지형에 광범위한 영향을 미칠 수 있다.[232][233] 사이클론 베베는 투발루 섬 푸나푸티 환초의 크기를 거의 20% 증가시켰다.[232][234][235] 허리케인 왈라카는 2018년에 작은 이스트섬을 파괴했으며,[233][236] 이는 멸종 위기에 처한 하와이몽크물범의 서식지를 파괴하고 바다거북상과 및 바닷새를 위협했다.[237] 산사태는 열대 저기압 기간 동안 자주 발생하며 풍경을 크게 바꿀 수 있다. 일부 폭풍은 수백에서 수만 건의 산사태를 유발할 수 있다.[238][239][240][241] 폭풍은 광범위한 지역의 해안선을 침식하고 퇴적물을 다른 장소로 운반할 수 있다.[231][242][243]
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관측과 예보
요약
관점
관측
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열대 저기압은 수천 년 동안 전 세계에서 발생해 왔다. 재분석 및 연구는 대리 자료 (예: 범람 퇴적물, 해안선 퇴적물) 및 일기와 같은 역사적 문서를 활용하여 역사적 기록을 확장하기 위해 진행되고 있다.[244] 주요 열대 저기압은 일부 해안 지역에 범람 기록과 조개껍질 층을 남기는데, 이는 지난 수천 년 동안의 허리케인 활동에 대한 통찰력을 얻는 데 사용되었다.[245] 서호주의 퇴적물 기록은 기원전 제4천년기에 강력한 열대 저기압이 있었음을 시사한다.[244]
고기후학 연구를 기반으로 한 대리 기록은 멕시코만 연안의 주요 허리케인 활동이 수세기에서 수천 년의 시간 규모로 변동함을 보여주었다.[246][247] 957년에는 강력한 태풍이 화난을 강타하여 홍수로 약 10,000명이 사망했다.[248] 누에바에스파냐의 멕시코 식민지 시대에는 1730년에 "템페스타데스"가 발생했다고 기록되어 있지만,[249] 태평양 허리케인의 공식 기록은 1949년부터 시작된다.[250] 남서 인도양의 열대 저기압 기록은 1848년으로 거슬러 올라간다.[251] 2003년, 대서양 허리케인 재분석 프로젝트는 대서양의 열대 저기압 역사 기록을 1851년까지 조사하고 분석하여 기존의 1886년 데이터를 확장했다.[252]
20세기에 위성 영상이 사용 가능해지기 전에는 많은 폭풍이 육지에 영향을 미치거나 선박이 우연히 마주치지 않는 한 인간에게 감지되지 않았다.[1] 종종 허리케인의 위협 때문에 자동차 여행 시대가 도래하기 전까지 주요 항구 사이의 해안 지역에는 인구가 희박했다. 따라서 해안을 강타하는 허리케인의 가장 심각한 부분은 일부 경우에 측정되지 않았을 수도 있다. 선박 파괴와 먼 지역에서의 상륙의 복합적인 영향은 허리케인 정찰 항공기와 위성 기상학 시대 이전의 공식 기록에서 강력한 허리케인 수를 심각하게 제한한다. 기록상 강력한 허리케인의 수와 강도가 분명히 증가하는 것으로 나타나지만, 전문가들은 초기 데이터를 의심스러운 것으로 간주한다.[253] 기후학자가 열대 저기압을 장기적으로 분석할 수 있는 능력은 신뢰할 수 있는 역사적 데이터의 양에 제한된다.[254]
1940년대에 대서양과 서태평양 분지에서 정기적인 항공 정찰이 시작되어 지상 관측 데이터를 제공했다. 초기 비행은 하루에 한두 번만 이루어졌다.[1] 1960년, 미국 미국 항공 우주국이 최초로 극궤도 기상 위성을 발사했지만, 1965년이 되어서야 운용 가능한 상태로 선언되었다.[1] 일부 경보 센터가 이 새로운 관측 플랫폼을 활용하고 위성 신호와 폭풍의 위치 및 강도를 연관시키는 전문 지식을 개발하는 데는 몇 년이 걸렸다.[1]
강력한 열대 저기압은 특히 관측하기 어렵다. 이는 위험한 해양 현상이며, 기상관측소가 상대적으로 드물기 때문에 폭풍 자체의 현장에서 관측하기가 어렵기 때문이다. 일반적으로 지상 관측은 폭풍이 섬이나 해안 지역을 지나갈 때, 또는 인근에 선박이 있을 때만 가능하다. 실시간 측정은 보통 사이클론 주변에서 이루어지며, 이곳은 상황이 덜 재앙적이고 실제 강도를 평가하기 어렵다. 이러한 이유로 상륙 지점에서 열대 저기압의 강도를 평가하는 것을 돕기 위해 기상학자 팀이 열대 저기압의 경로로 이동한다.[255]
열대 저기압은 일반적으로 30분에서 15분 간격으로 기상 위성이 우주에서 촬영한 가시광선 및 적외선 이미지를 통해 추적된다. 폭풍이 육지에 접근하면 육상 도플러 기상 레이더로 관측할 수 있다. 레이더는 폭풍의 위치와 강도를 몇 분 간격으로 보여줌으로써 상륙 주변에서 중요한 역할을 한다.[256] 다른 위성들은 GPS 신호의 섭동으로부터 정보를 제공하며, 하루에 수천 장의 스냅샷을 제공하고 대기 온도, 압력 및 수분 함량을 포착한다.[257]
실시간으로 제자리 측정은 특별히 장비를 갖춘 정찰 비행을 사이클론으로 보내어 수행할 수 있다. 대서양 분지에서는 이러한 비행이 미국 정부의 허리케인 헌터를 통해 정기적으로 이루어진다.[258] 이 항공기들은 사이클론 내부로 직접 비행하여 직접 및 원격 감지 측정을 수행한다. 항공기는 사이클론 내부에 GPS 드롭존데를 투하한다. 이 존데들은 비행 고도와 해수면 사이의 온도, 습도, 압력, 특히 바람을 측정한다. 허리케인 관측의 새로운 시대는 2005년 허리케인 시즌 동안 버지니아주 동해안을 지나는 열대 폭풍 오펠리아를 통해 원격 조종되는 아에로손데라는 작은 드론 항공기가 비행하면서 시작되었다. 서태평양에서도 유사한 임무가 성공적으로 완료되었다.[259]
예보
열대 저기압 진로 예측, 열대 저기압 예측 모델 및 열대 저기압 강수 예측 문서를 참고하십시오.
고속 컴퓨터와 정교한 시뮬레이션 소프트웨어 덕분에 예보관들은 고기압 및 저기압의 향후 위치와 강도를 기반으로 열대 저기압의 진로를 예측하는 컴퓨터 모델을 만들 수 있다. 예측 모델과 열대 저기압에 작용하는 힘에 대한 이해 증가, 지구 궤도 위성 및 기타 센서에서 얻은 풍부한 데이터가 결합되어 과학자들은 최근 수십 년 동안 진로 예측의 정확도를 높였다.[260]
그러나 과학자는 열대 저기압의 강도를 예측하는 데는 능숙하지 않다.[261] 강도 예측의 개선이 부족한 것은 열대 저기압의 복잡성과 그 발달에 영향을 미치는 요소에 대한 불완전한 이해 때문으로 풀이된다. 새로운 열대 저기압 위치 및 예측 정보는 다양한 경보 센터에서 최소 6시간마다 제공된다.[262][263][264][265][266]
지오포텐셜 고도
이 부분의 본문은 지오포텐셜 고도입니다.기상학에서 지오포텐셜 고도는 예측을 만들고 기압계를 분석할 때 사용된다. 지오포텐셜 고도는 평균 해수면 위의 기압계의 실제 높이를 추정한다.[267] 날씨에 대한 지오포텐셜 고도는 여러 수준으로 나뉜다. 가장 낮은 지오포텐셜 고도 수준은 850 hPa (25 inHg)%s%s이며, 이는 대기의 가장 낮은 1,500 m (5,000 ft)를 나타낸다. 상대 습도 또는 가강수량을 사용하여 얻은 수분 함량은 강수 예측을 만드는 데 사용된다.[268]
다음 단계인 700 hPa (21 inHg)%s%s은 2,300–3,200 m (7,700–10,500 ft)의 고도에 있다. 700hPa는 하부 대기에서 가장 높은 지점으로 간주된다. 이 층에서는 수직 이동과 수분 수준이 모두 강수량을 찾고 예측을 만드는 데 사용된다.[269] 대기의 중간 단계는 500 hPa (15 inHg)%s%s 또는 4,900–6,100 m (16,000–20,000 ft)의 고도에 있다. 500hPa 단계는 대기 소용돌이도(일반적으로 공기의 회전으로 알려짐)를 측정하는 데 사용된다. 상대 습도도 이 높이에서 분석되어 강수량이 발생할 가능성이 있는 위치를 파악한다.[270] 다음 단계는 300 hPa (8.9 inHg)%s%s 또는 8,200–9,800 m (27,000–32,000 ft)의 고도에서 발생한다.[271] 가장 높은 단계는 200 hPa (5.9 inHg)%s%s에 위치하며, 이는 11,000–12,000 m (35,000–41,000 ft)의 고도에 해당한다. 200hPa와 300hPa 단계는 주로 제트류를 찾는 데 사용된다.[272]
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인식과 대응
요약
관점
준비
이 부분의 본문은 열대 저기압 대비 및 열대 저기압 공학입니다.
본격적으로 열대 저기압이 오기 전에 사람들은 정치인과 기상 예보관 등으로부터 열대 저기압의 영향에 대비하도록 촉구받는다. 이들은 다양한 기상 유형(열대 저기압이 유발하는 것)에 대한 위험을 파악하고 보험 적용 범위와 비상 물품을 확인하며 필요한 경우 대피할 장소를 결정하여 대비한다.[273][274][275] 열대 저기압이 발생하여 육지에 영향을 미칠 것으로 예상되면 세계기상기구의 각 회원국은 예상되는 영향에 대비하여 다양한 감시 및 경고를 발령한다.[276] 그러나 미국 국립 허리케인 센터와 피지 기상청이 담당 지역 내 다른 국가에 경고를 발령하거나 권고하는 등 몇 가지 예외가 있다.[277][278][279]:2–4
개인 대비에서 중요한 결정은 열대 저기압의 영향을 받을 지역에서 대피할지 여부와 시기를 결정하는 것이다.[280] 열대 저기압 추적도는 사람들이 진행 중인 시스템을 추적하여 폭풍이 어디로 향하고 있는지, 그리고 대피 가능 여부를 포함하여 폭풍에 대비해야 하는지 여부에 대한 자신만의 의견을 형성할 수 있도록 한다. 이는 미국 해양대기청과 국립 허리케인 센터가 장려하고 지원을 하고 있다.[281]
대응
이 부분의 본문은 열대 저기압 대응입니다..jpg)
허리케인 대응은 허리케인 발생 후의 재난 대응을 가리킨다. 허리케인 대응자들이 수행하는 활동에는 건물 평가, 복원 및 철거, 잔해 및 폐기물 제거, 육상 및 해상 기반 시설 수리, 탐색 구조 작전을 포함한 공중 보건 서비스 등이 있다.[282] 허리케인 대응은 연방, 부족, 주, 지역 및 민간 단체 간의 조정을 필요로 한다.[283] 미국 재난대응자 자원봉사단체 연합회에 따르면, 잠재적인 대응 자원봉사자들은 기존 조직과 제휴해야 하며 자율적으로 배치되어서는 안 된다. 이는 대응 작업의 위험과 스트레스를 완화하기 위해 적절한 훈련과 지원이 제공될 수 있도록 하기 위함이다.[284]
허리케인 대응계는 많은 위험에 직면한다. 허리케인 대응자는 저장된 화학 물질, 폐수, 시체, 홍수로 인해 번성하는 실내 곰팡이 성장을 포함한 화학적 및 생물학적 오염 물질에 노출될 수 있으며,[285][286][287] 그 외에도 오래된 건물에 존재할 수 있는 석면과 납에 노출될 수 있다.[286][288] 일반적인 부상은 사다리나 평평한 표면에서의 낙상, 홍수 지역에서의 감전사 (휴대용 발전기의 역류 포함), 교통 사고로 인해 발생한다.[285][288][289] 교대 근무 및 불규칙한 근무는 수면 부족과 피로를 유발하여 부상 위험을 높이고, 작업자들은 외상 후 스트레스 장애와 관련된 정신적 스트레스를 경험할 수 있다. 작업자가 종종 덥고 습한 온도에 노출되고, 보호복과 장비를 착용하며, 육체적으로 힘든 작업을 수행하기 때문에 열 스트레스도 우려 사항이다.[285][288]
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지구 외 열대 저기압
요약
관점
지구 외 와류 문서를 참고하십시오.다른 행성에서 열대 사이클로발생 가능성에 대한 연구는 제한적으로 수행되었다. 금성의 북극 소용돌이와 토성의 토성 육각형과 같이 태양계의 다른 행성들에서 열대 사이클론과 유사한 구조를 가진 극소용돌이가 발견되었다.[290][291] 4개의 목성형 행성은 목성의 대적점과 해왕성의 대흑점과 같이 크고 극도로 강력한 폭풍을 자주 생성하지만, 이 폭풍은 고기압성 폭풍이다.[292][293] 열대 저기압은 지구에만 있는 현상으로 간주된다.[294]
토성의 가장 큰 위성인 타이탄은 태양계에서 표면에 액체 덩어리를 가지고 있는 유일한 다른 천체이다. 또한 지구에서 물이 기후계를 움직이는 것과 유사하게 액체 탄화수소가 기후계를 움직이는 "메탄 순환"도 존재한다.[295] 많은 구름 특징이 나타나지만, 저층 사이클론은 관측되지 않았다. 2013년 연구에서는 타이탄의 열대 지방이 열대 사이클론 발생에 적합하지 않다고 판단했다. 왜냐하면 적도 지역에는 고립된 호수만 존재하고 높은 급변풍의 영향을 받기 때문이다. 또한 타이탄의 긴 자전 주기(거의 16일) 때문에 코리올리 효과도 훨씬 약하다. 그러나 이 연구는 탄화수소 극해가 열대 사이클론을 일으킬 만큼 충분한 열에너지를 포함할 수 있다고 밝혔다. 발생은 타이탄의 계절 수렴대(SCZ)에서 발생하는 파동에 의해 촉진될 수 있다. ITCZ와 달리 SCZ는 계절이 진행됨에 따라 극지방에서 극지방으로 이동한다. 극지방의 급변풍은 열대 사이클론 발생에 더 유리하며, 극해가 위치한 고위도는 낮은 코리올리 효과를 어느 정도 상쇄하는 데 도움이 될 수 있다.[294]
외계 행성의 기후는 열대 저기압의 영향을 받을 수 있으며, 지구 유사 행성에서 열대 저기압의 빈도와 분포에 대한 이론적 분석을 촉진한다.[296] 지구 크기의 외계 행성은 어두운 적색 왜성 주변에서 흔히 발견될 것으로 예상된다.[297] 이러한 행성이 액체 상태의 물을 유지하려면 모항성에 매우 가깝게 공전해야 한다.[298] 결과적으로 많은 행성이 조석 고정되어 자전 주기가 더 길고 한쪽 반구는 영구적으로 별을 향할 가능성이 높다.[299] 지구와 유사한 대기를 가진 초기 행성 기후 모델은 조석 고정된 외계 행성들이 열대 저기압 발생에 유리한 환경을 가질 수 있지만, 느린 자전 속도에 제약을 받는다고 제안했다.[296] 추가 시뮬레이션은 조석 고정된 행성에서 열대 저기압의 가능성을 뒷받침했다. 2020년 연구는 생명체 거주가능 영역의 내부 가장자리 근처에 있는 행성에서 열대 저기압이 더 흔하며, 이러한 행성에서는 낮과 밤 반구 모두에서 사이클론이 형성된다는 것을 발견했다.[299] 2024년 연구는 열대 사이클로발생에 대한 자전 주기의 영향을 더 탐구했으며, 중간(8일) 자전 주기를 가진 행성이 열대 사이클로발생에 가장 유리하지만, 긴(16일) 자전 주기를 가진 행성에서도 약한 열대 저기압 유사 시스템이 발생한다고 결론지었다.[300]
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같이 보기
- 사이클론
- 연도별 열대 저기압
- 2025년 열대 저기압
- 2025년 북대서양 허리케인
- 2025년 동태평양 허리케인
- 2025년 태풍
- 2025년 북인도양 사이클론
- 2025~2026년 남서인도양 사이클론
- 2025~2026년 호주 근해 사이클론
- 2025~2026년 남태평양 사이클론
각주
참고 문헌
외부 링크
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