구름 생성의 원리

대기 중에서는 공기가 냉각되면 쉽게 포화에 이르게 된다. 공기를 냉각시키는 방법에는 접촉, 혼합 상승의 세가지가 있다. 비교적 따뜻한 공기가 차가운 지면 또는 수면 위에 머무르게 되면, 접촉에 의하여 접촉면 위의 공기가 냉각된다. 이때 포화상태에 이르게 되면 안개 또는 층운이 발생되기도 한다. 따뜻한 공기와 찬 공기가 혼합하여 이슬점이하로 되면 포화상태에 이르게 되어 응결이 일어나게 된다.

  주위와 열 교환 없이 공기가 상승하게 되면 단열팽창되어 외부에 일을 하게 됨에 따라 상승공기는 냉각되게 된다. 공기가 냉각되는 세가지 방법 중 대기 중에서 흔하게 일어나는 것은 상승에 의한 냉각이라고 할 수 있다. 구름은 공기가 상승하여 단열냉각에 의해 포화에 이르러 수증기가 응결 또는 빙결됨에 따라 형성된다. 공기를 상승시키는 원인은 대류상승, 지형적인 상승, 전선에 의한 상승,공기의 수렴에 의한 상승 등 네가지가 있다.

 

  1. 대류상승 : 지표면이 국지적으로 가열되면 대류가 일어나 공기는 상승하게 된다. 대류에 의하여 지표면에서 상승한 공기가 상승응결고도에 이르게 되면 응결이 시작되어 구름이 발생한다. 상승응결고도 아래에서 상승 중인 공기덩이를 열기포라고 한다. 열기포는 국지적으로 가열된 지표에서 분리되어 대기 중에 떠 있는 하나의 실체로서 보이지는 않는다. 열기포의 지름은 200~300m정도이며, 때로는 1km이상인것도 있다.

  열기포가 부력을 받아 계속 상승하게 되어 응결 고도에 도달하면 비로서 구름의 모습이 나타나기 시작한다. 이렇게 해서 형성된 구름을 대류운이라고 한다. 보통 대류운은 여러 개의 열기포로 되어있다.

  2. 지형 상승 : 풍상층( wind side)에서 온난 다습한 공기가 산의 경사면을 따라 상승하게 되면 단열팽창 냉각되어 응결고도에 이르게 되면 구름이 나타나기 시작하여 산의 정상부근에 비를 뿌리고 계속 상승하여 산의 정상을 지나 풍하측(lee side)으로 이동하면 비는 거의 내리지 않게 되어 풍하측에 강수량이 적은 비그늘(rain shadow)이 형성된다. 산악과 같은 지형은 공기의 상승 외에 여러가지 방법으로 추가적인 습기를 이동시켜 준다. 즉, 공기의 수평흐름을 수렴하게 하기도 하고, 저기압의 통과를 저지시키기도 하며, 산악의 불규칙한 지형은 불균등한 가열과 불안정을 발생시키낟.

이러한 효과들이 합쳐져서 산악지방에서의 강수량이 주위의 저지대에서의 강수량보다 훨씬 많게 되는 것이다.

  3. 전선상승 : 밀도가 서로 다른 두개의 공기덩이(기단)이 만나게 되면 경계면이 생기게 된다. 이 경계면을 전선이라고 부르며, 따뜻하고 습윤한 공기가 상대적으로 찬 공기 위를 올라갈 대 생기는 전선을 온난전선, 상대적으로 찬 공기가 따뜻한 공기 밑으로 쐐기모양으로 파고들어 따뜻한 공기가 상승하게 되어 형성되는 전선을 한랭전선이라고 한다. 온난 전선 상에서의 공기의 상승이 자발적이라면 한랭전선 상에서의 상승은 강제상승이라고 볼 수 있다. 이렇게 상승한 공기가 응결고도에 이르게 되면 응결이 시작되어 구름이 발생하게 된다.

  4. 수렴 : 지표면 근처에서 공기가 수렴하게 됨에 따라 공기가 단열적으로 상승할 경우 공기덩이 내부의 기압보다 주위의 기압이 낮아 상승하는 공기덩이는 계속 단열팽창이 되며, 이로 인해 공기덩이의 온도는 내려가고, 응결고도에 이르면 기온과 이슬점 온도는 같아져서 상대습도가 100%가 되어 포화상태가 된다. 계속해서 공기덩이가 상승하게되면 결국 과포화상태가 되면서 공기덩이 내부에서는 응결핵의 작용으로 수적이 형성되기 시작한다. 수증기의 응결에 의해 수적이 형성되고, 이미 형성된 수적이 성장함에도 불구하고 공기덩이는 계속 과포화 상태를 유지하게 된다. 이것은 공기덩이의 단열상승으로 인한 수증기의 과포화량이 수적의 형성 및 성장에 의해 전부 소모되지 않고 그 중 일부가 남아있기 때문이다.

  공기덩이가 상승하여 응결고도에 이르기까지 공기덩이의 온도는 건조단열감률에 의하여 약 10˚C/km의 비율로 감소하며, 이때 단열 상승된 공기덩이는 부피가 커지고 온도가 낮아져서 내부의 수증기압도 감소하게 된다. 결국 이슬점온도도 고도가 증가함에 따라 약 2˚C/km의 비율로 감소하는데 이를 이슬점감률이라고 한다. 단열상승 중인 공기덩이가 포화되는 응결고도에서의 공기덩이의 온도와 이슬점온도가 같아지므로 다음과 같은 식을 얻을 수 있다.

 

H = 125(t-td)

위 식에서 H는 응결고도(m), t, td는 지표부근에서의 기온(˚C)과 이슬점온도(˚C)이다.