11.1. Introduction
구름은 지구 표면 위의 대기에 있는 미세한 물방울이나 얼음 입자의 가시적인 집합체입니다. 안개의 맨 아랫부분은 지구의 표면에 있는 반면, 구름은 지표면 위에 있다는 점에서 안개와 구름은 다른 것입니다.
구름은 상승하는 공기의 흐름에서 수증기가 응축되는 결과 혹은 안개의 가장 낮은 층에서의 증발에 의해 대기에서 형성됩니다. 상승하는 공기의 흐름은 강한(무거운) 강수를 만들어낼 수 있는 수직으로 두꺼운 구름의 형성을 위해 필수적입니다.
11.2. Vertical Motion Effects on an Unsaturated Air Parcel
*공기 덩이가 상승하면서, (고도가 상승함에 따라 기압이 낮아지기 때문에) 공기 덩이는 저기압의 지역으로 이동하게 됩니다. 이러한 현상이 일어나면서, 공기 덩이는 점점 팽창하게 됩니다. 동시에 팽창하면서 공기 덩이로부터 열을 빼앗는 에너지(energy) 또는 일(work)을 필요로 하는데, 이때 결국 상승하면서 차가워지게 됩니다. 이러한 과정을 *단열 과정(adiabatic process)이라고 합니다. 단열이라는 용어는 어떠한 계(系)에서 내부 또는 외부와 열전달이 발생하지 않음을 의미합니다. [Table 2-3]에서 확인할 수 있듯 공기는 열전도율이 낮기 때문에 전도에 의한 열의 전달은 무시해도 될 정도로 작습니다.
공기가 상승하면서 냉각되는 비율을 *기온 감률(lapse rate)이라고 합니다. 불포화 상태에서의 기온 감률은 1,000 feet 당 약 3 ℃ (1km 당 9.8 ℃)입니다. 이렇게 불포화 상태에서의 기온 감률을 [건조 단열 감률]이라 부릅니다. 1,000 feet 상승할 때마다 기온은 3 ℃ 씩 감소한다는 의미입니다. 이슬점은 약 1,000 feet 당 0.5 ℃ (1km 당 1.8 ℃) 감소합니다. 이때 상대 습도는 증가하는 반면, 기온-이슬점 스프레드(temperature-dewpoint spread)는 감소합니다.
만약 공기가 불포화 상태를 유지하고 수증기를 잃지 않는다면 이 과정은 (전 문단에서 이야기한 건조 단열 감률의 역순으로) 원상태로 되돌아갈 수 있습니다. 하강하는(가라앉는) 공기는 고기압 지역으로 이동할 때 압축됩니다. 공기 덩이를 둘러싼 대기는 공기 덩이에 작용하고, 압축된 공기 덩이에 에너지가 더해져 공기를 따뜻하게 합니다. 그러므로, 공기는 가라앉으면서 기온이 1,000 feet 당 3 ℃ (1km 당 9.8 ℃) 상승하게 됩니다. 동시에, 이슬점은 1,000 feet 당 0.5 ℃ (1km 당 1.8 ℃) 상승합니다. 상대습도는 감소하는 반면, 기온-이슬점 스프레드는 상승합니다.
위 [Figure 11-1]을 예를 들어보자면 지표면에서 불포화 상태에서 공기 덩이의 온도는 18 ℃이고, 이슬점은 3 ℃입니다. 이때 공기가 상승하면서 건조 단열 감률로 온도는 1,000 feet 당 3 ℃ 씩 감소하며 이슬점은 1,000 feet 당 0.5 ℃ 씩 감소합니다. 동시에 상대습도는 증가하는 반면, 기온-이슬점 스프레드는 감소하게 됩니다. 만약 불포화 상태가 유지된다면 이 과정은 역순으로 원상태로 되돌아갈 수 있습니다.
11.3. Vertical Motion Effects on a Saturated Air Parcel
LCL (상승 응결 고도, The Lifting Condensation Level)는 습윤한 공기 덩이가 건조 단열적으로 상승하면서 포화 상태에 이르게 되는 고도입니다. 이 고도에서, 기온-이슬점 스프레드는 0이 되고 상대 습도는 100%가 됩니다.
포화 상태의 공기 덩이의 계속된 상승은 응결, 구름의 형성, 잠열 방출의 결과를 초래합니다. 응축 과정에서 잠열이 추가됨에 따라 팽창으로 인한 단열 냉각의 일부를 상쇄하기 때문에, 매우 따뜻한 포화 상태의 공기 덩이에서 1,000 feet 당 1.2 ℃ (1km 당 4 ℃), 그리고 매우 차가운 포화 상태의 공기에서 1,000 feet 당 3 ℃ (1km 당 9.8 ℃)까지, 다양하게 변화하면서 공기 덩이는 습윤 단열 감률로 냉각됩니다. 동시에 공기 덩이의 이슬점은 동일한 비율로 감소합니다. 간단히 말해서, 이 책에 표시된 예는 1,000 feet 당 2 ℃의 습윤 단열 감률을 사용합니다. 온도와 상관없이 상대습도는 일정하게 거의 100%로 유지됩니다.
그러나, 포화 상태의 공기 덩이가 팽창하고 차가워짐에 따라, 수증기 함량은 감소합니다. 이것은 수증기의 일부가 물방울로 응축되거나 구름을 형성하기 위해 얼음 결정으로 축적되기 때문에 발생합니다. 이 과정은 먼지(dust), 점토(clay), 그을음(soot), 황산염(surfate), 해염 입자(sea salt particles)와 같은 미세한 구름 응축 (그리고 얼음) 핵의 존재에 의해 촉발됩니다. 이러한 공기 덩이가 계속 상승함에 따라 구름은 수직으로 더욱 커지게 됩니다.
[Figure 11-2]를 예로 들어보자면, 지표면에서 기온은 18 ℃이고 이슬점은 13 ℃인 불포화 상태를 나타내는 공기 덩이입니다. 공기 덩이가 상승함에 따라, 기온은 건조 단열 감률로 1,000 feet 당 3 ℃ 씩 감소하고 이슬점은 1,000 feet 당 0.5 ℃ 씩 감소하는 걸 확인할 수 있습니다. 공기 덩이가 포화상태에 이를 수 있는 상승 응결 고도인 2,000 feet에 다다를 때까지 상대습도는 증가하고 기온-이슬점 스프레드는 감소합니다. 또한 공기 덩이가 계속 상승할수록 구름을 형성하기 위한 응축은 계속됩니다. 응축되는 동안 더해진 잠열이 팽창으로 인해 냉각의 일부를 상쇄하기 때문에, 공기 덩이는 1,000 feet 당 2℃ 의 습윤 단열 감률로 냉각됩니다. 이때 수증기가 구름 형성을 위해 응축됨에 따라 공기 덩이의 이슬점은 동일한 비율로 감소합니다. 상승하는 포화 상태의 공기 덩이(예 : 구름)의 상대습도는 약 100%로 일정하게 유지됩니다.
아래 [Figure 11-3]처럼 하강하는 포화 상태의 공기 덩이는 빠르게 불포화 상태가 됩니다. 그렇게 불포화 상태가 되어가는 공기 덩이의 온도는 1,000 feet 당 3 ℃씩 상승하고 [Table 11-1]처럼 이슬점은 1,000 feet 당 0.5 ℃ 씩 상승합니다. 기온-이슬점 스프레드는 증가하고 상대 습도는 감소합니다.
위 그림에서 볼 수 있듯 5,000 feet에서 공기 덩이는 포화 상태임을 나타내는 이슬점과 기온이 6 ℃입니다. 이 공기 덩이는 하강함에 따라 빠르게 불포화 상태가 됩니다. 기온은 1,000 feet 당 3 ℃씩 상승하고 이슬점은 1,000 feet 당 0.5 ℃ 씩 상승합니다. 공기 덩이가 지표면에 닿을 때까지 기온-이슬점 스프레드는 상승하고 상대 습도는 감소하게 됩니다. 추가적으로 [Figure 11-2]에서 수직 운동 과정이 시작했을 때, 공기 덩이는 지표면에서 훨씬 따뜻하고 건조함을 주목하시길 바랍니다.
- 안개와 구름의 구분 : 지상으로부터 50 feet 이내에 있으면 안개, 50 feet 이상에 존재하면 구름
- 공기 덩이(Air Parcel) : https://jicho9597.tistory.com/127 참조
- 기온 감률 (air temperature lapse rate) : 대기권 내에서 지구로부터 멀어질수록 기온이 떨어지는 비율
- (불)포화 상태 {(un)saturation) : https://jicho9597.tistory.com/139 참조
- 건조 단열 감률 (dry adiabatic lapse rate) : 기괴(氣塊)가 팽창해 대기 중을 단열적으로 상승할 때 강하하는 온도의 비율
- 습윤 단열 감률 (moist adiabatic lapse rate) : 포화상태의 공기가 상승할 때의 온도 변화율
※ U.S. Department of Transportation Federal Aviation Administration, FAA Advisory Circular (AC) 00-6B, AVIATION WEATHER, page 11-1~4 해석
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