클라우드 물리학

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구름물리학은 대기 구름의 형성, 성장, 강수를 이끄는 물리적인 과정을 연구하는 학문이다. 이러한 에어로졸은 집단적으로 동류권의 가장 큰 부분을 차지하는 대류권, 성층권, 중류권에서 발견된다. 구름은 미세한 액체 물방울(따뜻한 구름), 얼음의 작은 결정체(콜드 구름), 또는 둘 다(혼합된 위상 구름)로 이루어져 있다. 구름 방울은 쾰러 이론에 따르면, 대기 과잉이 임계값을 초과할 때 응축 핵에 수증기가 응축되어 형성된다. 구름 응축 핵은 곡면에 의한 포화 증기압력의 변화를 설명하는 켈빈 효과 때문에 구름방울 형성에 필요하다. 작은 반지름에서는 응결이 일어나는 데 필요한 초고속의 양이 너무 커서 자연적으로 발생하지 않는다. 라울트의 법칙은 어떻게 증기 압력이 용액의 용해량에 의존하는지를 설명한다. 고농도에서, 구름 방울이 작을 때, 핵이 없는 것보다 필요한 초범위가 더 작다.

따뜻한 구름에서, 더 큰 구름 방울은 더 높은 단자 속도로 떨어진다. 왜냐하면 주어진 속도에서, 작은 물방울에 대한 방울 무게 단위 당 드래그 힘이 큰 물방울보다 더 크기 때문이다. 이 큰 물방울들은 작은 물방울들과 충돌할 수 있고 결합하여 더 큰 물방울을 형성할 수 있다. 하강 속도(주변 공기와 상대적)가 주변 공기의 상승 속도(지상에 상대적)보다 클 정도로 낙하물이 커지면 강수로 떨어질 수 있다. 버거론 과정이 지배하는 혼합 위상 구름에서는 충돌과 결합이 그렇게 중요하지 않다. 강수를 형성하는 다른 중요한 과정으로는, 초냉각 액체 방울이 고체 눈송이와 충돌할 때, 그리고 두 개의 고체 눈송이가 충돌하여 결합할 때, 집합이 있다. 구름이 어떻게 형성되고 자라는지에 대한 정확한 역학은 완전히 이해되지 않지만, 과학자들은 개별 물방울의 마이크 물리학을 연구함으로써 구름의 구조를 설명하는 이론을 발전시켰다. 기상 레이더와 위성 기술의 발달로 대규모로 구름을 정밀하게 연구할 수 있게 되었다.

클라우드 물리학의 역사

현대 클라우드 물리학은 19세기에 시작되었고 여러 출판물에 설명되었다.[1][2][3] 오토 폰 게리케는 구름이 물거품으로 이루어져 있다는 생각을 하게 되었다. 1847년 아우구스투스 왈러는 거미줄을 이용해 현미경 아래 물방울을 검사했다.[4] 이러한 관찰은 1880년 윌리엄 헨리 디네스, 1884년 리처드 앗스만에 의해 확인되었다.

구름 형성: 공기가 포화 상태가 되는 방법

이슬점까지 공기 냉각

1분 이내에 클라우드 진화가 이루어짐.
덴마크의 늦여름 비바람. 거의 검은 바탕의 색깔은 전경에 있는 주구름을 가리킨다 아마도 적운일 것이다.

단열 냉각: 습한 공기의 상승 패킷

참고 항목: 단열 공정

물이 지구 표면의 한 지역에서 증발하면서, 그 지역 위의 공기는 촉촉해진다. 습한 공기는 주변 건조한 공기보다 가벼워 불안정한 상황을 만든다. 습한 공기가 충분히 축적되면, 습한 모든 공기는 주위의 공기와 섞이지 않고 하나의 패킷으로 상승한다. 표면을 따라 습한 공기가 더 많이 형성되면서 이 과정이 반복되면서 습한 공기의 개별 패킷이 잇따라 올라 구름을 형성하게 된다.[5]

이 과정은 하나 이상의 가능한 세 가지 리프팅 물질(사이클로닉/전면, 대류 또는 오로그래픽)이 눈에 보이지 않는 수증기를 함유한 공기를 상승시켜 공기가 포화상태에 이르게 하는 온도인 이슬점까지 식게 하는 경우에 발생한다. 이 과정의 주요 메커니즘은 단열 냉각이다.[6] 대기압은 고도에 따라 낮아지므로 상승하는 공기는 에너지를 팽창시켜 공기를 식혀 수증기가 구름으로 응결되도록 하는 과정에서 팽창한다.[7] 포화 공기의 수증기는 보통 공기의 정상적인 순환에 의해 높이 떠 있을 정도로 충분히 작은 먼지, 소금 입자와 같은 응축핵에 끌린다. 구름 속의 물방울은 정상 반경이 약 0.002mm(0.00008인치)이다. 이 물방울들은 충돌하여 더 큰 물방울을 형성할 수 있으며, 구름 안에서 상승하는 공기의 속도가 물방울의 단자 속도와 같거나 더 큰 한 높이 유지된다.[8]

비구름의 경우 응결이 발생하기 시작하는 고도를 상승 응축레벨(LCL)이라고 하는데, 이는 대략 구름기반의 높이를 결정하는 것이다. 자유 대류 구름은 일반적으로 대류 응축 수준(CCL)의 고도에서 형성된다. 포화 공기의 수증기는 보통 공기의 정상적인 순환에 의해 높이 떠 있을 만큼 충분히 작은 소금 입자와 같은 응축핵에 끌린다. 만약 응결 과정이 대류권의 빙점 이하로 일어난다면, 핵은 수증기를 아주 작은 물방울로 변화시키는데 도움을 준다. 얼음이 어는 바로 위에 형성된 구름은 대부분 과냉각 액체 방울로 이루어져 있는 반면, 공기가 훨씬 추운 고도에서 응결되는 구름은 일반적으로 얼음 결정의 형태를 띤다. 응축 수준 이상에서 충분한 응축 입자가 없으면 상승 공기가 과포화되며 구름 형성이 억제되는 경향이 있다.[9]

정면 및 사이클론 리프트
참고 항목: 열외 저기압, 온난 전선, 한랭 전선 및 강수량

정면 및 사이클론 리프트는 표면 난방이 거의 또는 전혀 이루어지지 않은 안정된 공기가 기후 전선과 저기압의 중심 주변에서 높은 곳으로 강제될 때 가장 순수한 발현에서 발생한다.[10] 아열대성 사이클론과 관련된 온난전선은 접근하는 온난한 기단이 불안정하지 않는 한 넓은 지역에 주로 권태구름과 성층구름을 발생시키는 경향이 있는데, 이 경우 대개 적혈구름이나 적혈구운이 주급성 구름층에 내재된다.[11] 한랭전선은 보통 이동 속도가 더 빠르고 구름의 폭이 좁아지는데, 대부분 전방의 따뜻한 기단의 안정성에 따라 층류형, 적층형 또는 적층형이다.[12]

볼록 리프트
참고 항목: 대기 대류

또 다른 작용제는 표면 수준에서 상당한 주간 태양열 가열 또는 상대적으로 높은 절대 습도에 의해 발생하는 부력 대류 상승 운동이다.[9] 태양에 의해 생성되는 들어오는 단파 방사선은 지구 표면에 도달하면 장파 방사선으로 다시 방출된다. 이 과정은 지표면에서 가장 가까운 공기를 따뜻하게 하고 표면 수준에서 따뜻하거나 뜨거운 온도에서 높은 온도까지 더 가파른 온도 구배를 만들어 공기량 불안정성을 증가시킨다. 이것은 그것을 상승시키고 주변 공기와 높은 온도 평형을 이룰 때까지 식게 한다. 적당한 불안정성은 적당한 크기의 적층구름을 형성하여 기단이 충분히 촉촉할 경우 가벼운 소나기를 발생시킬 수 있다. 일반적인 대류 고류 전류는 물방울이 약 0.015 밀리미터(0.0006인치)[13]의 반지름까지 자라게 할 수 있다. 이 물방울의 등가 직경은 약 0.03 밀리미터(0.001인치)이다.

만약 표면 근처의 공기가 극도로 따뜻해지고 불안정해지면, 그 위쪽의 움직임은 상당히 폭발적이 되어, 치솟는 적갈색 구름으로 인해 심한 날씨를 일으킬 수 있다. 구름을 구성하는 작은 물 입자들이 함께 모여 빗방울을 형성할 때, 그것들은 중력의 힘에 의해 지구로 끌어내린다. 이 물방울은 보통 응축 수준 아래로 증발하지만 강한 상승기류는 떨어지는 물방울을 완충하고, 다른 것보다 훨씬 더 오래 높이 유지할 수 있다. 폭력적인 업데이터는 시간당 최대 180마일의 속도에 도달할 수 있다.[14] 비방울이 높이 떠 있는 시간이 길어질수록, 그들은 더 큰 비방울로 자라야 하고, 결국 심한 소나기로 떨어진다.

얼음이 어는 수준 이상으로 잘 운반되는 빗방울은 처음에는 과냉각되어 작은 우박으로 얼게 된다. 얼린 얼음 핵은 이러한 상승기류들 중 하나를 통해 이동하면서 0.5인치(1.3cm)의 크기를 얻을 수 있고, 마침내 너무 무거워져서 큰 우박처럼 땅에 떨어질 때까지 여러 개의 상승기류와 하강기류를 통해 순환할 수 있다. 우박을 반으로 자르면 양파 같은 얼음 층이 나타나는데, 이는 초냉각수 층을 통과할 때 뚜렷한 시기를 나타낸다. 우박은 직경이 7인치(18cm)에 이르는 것으로 밝혀졌다.[15]

대류 리프트는 어떤 전선에서도 멀리 떨어진 불안정한 기단에서 발생할 수 있다. 그러나 매우 따뜻하고 불안정한 공기는 또한 전선과 저기압 중심부를 중심으로 존재할 수 있으며, 종종 전두엽과 대류 리프팅제의 결합으로 인해 더 무겁고 활동적인 농도에서 뭉침형 및 적침형 구름을 생성한다. 비전면 대류 상승과 마찬가지로 불안정성이 증가하면 수직으로 상승하는 구름 성장이 촉진되고 혹독한 날씨 가능성이 높아진다. 비교적 드문 경우에 대류 리프트는 대류권을 관통하고 구름 상단을 성층권으로 밀어 넣을 수 있을 정도로 강력할 수 있다.[16]

오로그래픽 리프트
주요 기사: 오로그래픽 리프트

제3의 리프트 공급원은 바람 순환이 산과 같은 물리적 장벽 위로 공기를 밀어 올리는 것이다.[9] 공기가 대체로 안정되면 렌즈구름만 형성된다. 그러나 공기가 충분히 촉촉하고 불안정해지면 황사나 뇌우가 나타날 수 있다.[17]

태양의 각도로 강화된 바람 부는 저녁 황혼은 시각적으로 오로그래픽 리프트로 인한 토네이도를 흉내 낼 수 있다.

비부식 냉각

리프팅제가 필요한 단열 냉각과 함께, 공기 온도를 이슬점까지 낮추는 다른 세 가지 주요 메커니즘이 있는데, 이 모든 메커니즘은 표면 수준 근처에서 발생하며 공기를 들어올릴 필요가 없다. 전도성, 복사 및 증발 냉각은 표면 수준에서 응결을 유발하여 안개가 형성될 수 있다.[18] 전도성 냉각은 온화한 해양 공기가 차가운 육지 영역을 가로질러 이동할 때와 같이 비교적 온화한 공급원 영역의 공기가 차가운 표면에 접촉할 때 일어난다. 방사선 냉각은 적외선 방사선의 방출로 인해 공기 또는 그 아래 표면으로 발생한다.[19] 이런 종류의 냉방은 하늘이 맑아지는 밤중에 흔하다. 증발 냉각은 증발을 통해 수분이 공기에 첨가될 때 일어나는데, 이것은 공기 온도를 습식 전구 온도까지, 때로는 포화상태까지 냉각시킨다.[20]

공기 중에 수분 보충

수증기가 공기에 첨가될 수 있는 다섯 가지 주요한 방법이 있다. 증기의 함량은 바람의 수렴으로 인해 물이나 습한 지면 위로 올라가는 운동 영역으로 이어질 수 있다.[21] 위에서 떨어지는 강수량이나 처녀자리도 수분 함량을 높여준다.[22] 주간 난방은 바다, 수역 또는 젖은 땅의 표면에서 물을 증발시킨다.[23] 식물의 증산은 또 다른 전형적인 수증기 공급원이다.[24] 마지막으로, 시원하거나 건조한 공기가 따뜻한 물 위로 이동하면 더 습해질 것이다. 주간 난방과 마찬가지로 공기 중에 습기를 추가하면 열 함량과 불안정성이 증가하며 구름이나 안개의 형성을 유도하는 공정이 움직이기 시작할 수 있다.[25]

초고속화

주어진 부피에서 증기로 존재할 수 있는 물의 양은 온도에 따라 증가한다. 수증기의 양이 평탄한 수면 위에 평형을 이룰 때 증기압의 수준은 포화상태라고 하며 상대습도는 100%이다. 이 평형에서는 물 속으로 다시 응축되는 것과 같은 수의 분자가 물에서 증발한다. 상대습도가 100% 이상 되면 과포화라고 한다. 응축핵이 없을 때 과잉생성이 발생한다.[citation needed]

포화 증기압력은 온도에 비례하기 때문에 찬 공기는 따뜻한 공기보다 포화점이 낮다. 이 값들의 차이는 구름 형성의 기초가 된다. 포화 공기가 식으면 더 이상 같은 양의 수증기를 포함할 수 없다. 조건이 맞으면 포화지점이 낮아질 때까지 과잉수는 공기 중에서 응축된다. 또 다른 가능성은 물이 포화점을 벗어나도 증기의 형태로 남아 있어 과열 현상이 나타나는 것이다.[citation needed]

구름 응축 핵이 일반적으로 존재하기 때문에 대기에 물 대비 1~2% 이상의 과잉 성장은 거의 보이지 않는다.[26] 훨씬 높은 수준의 초고속화가 깨끗한 공기에서 가능하며, 클라우드 챔버의 기초가 된다.

구름에서 초지속도를 측정할 수 있는 기구가 없다.[27]

과냉각

물방울은 일반적으로 액체로 남아 얼지 않으며 심지어 0 °C(32 °F)를 훨씬 밑돌기도 한다. 대기 중 방울에 존재할 수 있는 얼음 핵은 핵 기하학 및 구성에 따라 0°C(32°F)에서 -38°C(-36°F) 사이의 특정 온도에서 얼음 형성을 위해 활성화된다. 얼음 핵이 없다면, 과냉각 물방울(그리고 극도의 순수한 액체 물)이 약 -38 °C(-36 °F)까지 존재할 수 있으며, 이때 자연 동결이 발생할 수 있다.[citation needed]

충돌-연석

주요기사 : 연합(금속학)

구름 속의 개별 물방울의 행동이 어떻게 강수량의 형성으로 이어지는가를 설명하는 하나의 이론은 충돌-연석 과정이다. 공기 중에 매달린 물방울은 서로 충돌하고 튕겨나가거나 더 큰 물방울을 형성하기 위해 결합하여 서로 상호작용을 할 것이다. 결국, 그 물방울은 강수로 지구에 떨어질 정도로 충분히 커진다. 물방울은 표면 장력이 상대적으로 높기 때문에 충돌-연석 과정은 구름 형성의 중요한 부분을 차지하지 않는다. 또한, 충돌-연탄의 발생은 엔트로테인먼트-믹스 프로세스와 밀접한 관련이 있다.[28]

버거론 공정

주요 기사: 버거론 공정

얼음구름 형성을 위한 1차 메커니즘은 토르 베르제론에 의해 발견되었다. 베르제론 공정은 물의 포화 증기압력, 또는 주어진 부피에 얼마나 많은 수증기가 포함될 수 있는가는 수증기가 어떤 것과 상호작용하는가에 달려 있다는 점에 주목한다. 구체적으로 얼음과 관련된 포화 증기압력은 물과 관련된 포화 증기압력보다 낮다. 물방울과 상호작용하는 수증기는 물방울과 상호작용할 때 100% 상대습도로 포화상태일 수 있지만 얼음 입자와 상호작용할 때는 같은 양의 수증기가 과포화상태일 것이다.[29] 수증기는 평형으로 돌아가려고 할 것이고, 그래서 여분의 수증기는 입자 표면의 얼음으로 응결될 것이다. 이 얼음 입자들은 결국 더 큰 얼음 결정의 핵으로 끝난다. 이 프로세스는 0°C(32°F)에서 -40°C(-40°F) 사이의 온도에서만 발생한다. -40 °C(-40 °F) 이하에서는 액체 상태의 물이 자연적으로 핵분열되어 얼게 된다. 물의 표면 장력은 방울이 정상적인 동결점보다 훨씬 낮은 액체를 유지하도록 한다. 이렇게 되면 지금은 과냉각 액체수다. 버거론 공정은 얼음핵과 상호작용하는 초냉각 액체수(SLW)에 의존해 더 큰 입자를 형성한다. SLW 양에 비해 얼음핵이 적으면 물방울이 형성되지 못한다. 과학자들이 인공적인 얼음 핵으로 구름의 씨를 뿌려서 강수를 촉진하는 과정을 구름의 씨를 뿌리는 과정이라고 한다. 이것은 그렇지 않으면 비가 오지 않을 수도 있는 구름에 강수량을 발생시키는 데 도움을 줄 수 있다. 구름씨앗은 초냉각 액체 물의 양에 비해 많은 핵이 존재하도록 균형을 바꾸는 과도한 인공 얼음 핵을 첨가한다. 과도한 씨앗을 뿌린 구름은 많은 입자들을 형성하겠지만, 각각의 입자들은 매우 작을 것이다. 이는 우박 폭풍의 위험이 있는 지역에 대한 예방책으로 할 수 있다.[citation needed]

구름구분

주요 기사: 클라우드 유형 목록

지구에서 가장 가까운 대기층인 대류권의 구름은 발견된 높이와 그 모양이나 모양에 따라 분류된다.[30] 물리적 구조와 형성 과정을 기준으로 5가지 형태가 있다.[31] 권운은 높고 얇고 흐릿하며, 조직적인 기상 장애의 가장자리를 따라 가장 광범위하게 보인다. 성층 구름은 비포장성이며, 얇은 층부터 매우 두꺼운 층까지 다양한 시트와 같은 층으로 나타나며, 상당한 수직적 발달이 있다. 대부분 안정된 공기를 대량으로 들어올리는 제품이다. 불안정한 자유 응집성 적운은 대부분 국부적 무더기로 형성된다. 제한된 대류의 층류형 구름은 굴림이나 잔물결 형태로 나타나는 뭉침형 특성과 층류형 특성의 혼합을 보여준다. 대류성이 높은 적운형 구름은 주로 권운형 상단과 층운형 부속구름을 포함한 복잡한 구조를 가지고 있다.[citation needed]

이러한 형태는 고도 범위나 레벨에 의해 10개의 속 종류로 교차 분류되며, 종과 작은 종류로 세분될 수 있다. 고도가 5~12km일 때 고도가 높은 구름이 형성된다. 모든 서리형 구름은 높은 수준으로 분류되므로 단일 서리(cirrus)를 구성한다. 대류권 고층의 성층형과 성층구름에는 그 이름에 권상구름과 권상구름이라는 접두사가 붙여져 있다. 중간 단계(고도 범위 2~7km)에서 발견되는 유사한 구름은 알토 접두사를 가지고 있어, 알토스트라토스와 고토쿨루스라는 속명을 가지고 있다.[32]

저층 구름은 높이와 관련된 접두사가 없기 때문에 약 2km 이하에 기반을 둔 층상운과 층상운은 단순히 층상운과 층상운으로 알려져 있다. 수직 발달이 거의 없는 작은 적운(종 험상)도 보통 낮은 수준으로 분류된다.[32]

적혈구 및 적혈구 더미와 깊은 층층 층층이 대류권 최소 2개 수준을 차지하는 경우가 많으며, 이 중 가장 크거나 깊은 층층이 3개 층을 모두 차지할 수 있다. 저수준 또는 중수준으로 분류할 수 있으나, 일반적으로 수직 또는 다수준으로 분류되거나 특징지어지기도 한다. 심보스트라투스 구름은 상당한 강수량을 산출하기에 충분한 수직 범위를 가진 층상층이다. 높이 솟은 적혈구(종류 울혈)와 적혈구는 표면 근처에서부터 약 3킬로미터의 중간 높이까지 어디에서나 형성될 수 있다. 수직으로 발달한 구름 중에서 누울림버스 타입은 가장 높으며 지상에서 몇 백 미터 위로부터 대류권까지 사실상 전 대류권을 가로지를 수 있다.[32] 그것은 뇌우의 원인이 되는 구름이다.

어떤 구름들은 대류권 위, 대부분 지구의 극지방 위, 매우 높은 수준에서 형성될 수 있다. 극성층 구름은 18~30km 고도에서 겨울에는 드물지만 드물게 볼 수 있고, 여름에는 76~85km 고도에서 가끔 녹조 구름이 형성된다.[33] 이 극지방 구름은 대류권 아래쪽에서 볼 수 있는 것과 같은 형태를 보여준다.

형태와 수준의 교차 분류에 의해 결정되는 동권 유형.

양식 및 수준 성층형
비절제의		 서리폼
대부분 비독점적인		 층류형
제한적인		 적혈구
자유 분방한		 누렁이목
독기가 있는
익스트림 레벨 PMC: 녹틸루센트 베일 녹틸루센트 윙윙거리는 소리 또는 윙윙거리는 소리 녹틸루센트 밴드
매우 높은 수준 질산 & 물 PSC 서리폼 천연의 PSC 렌즈콩속 천연의 PSC
하이 레벨 시로스트라투스 서러스 권각류
중간 수준 알토스트라투스 고토쿨루스
저수준 스트라투스 층류 적혈구 또는 프랙티스
다단계 또는 중간 수준의 수직 님보스트라투스 적혈성중합체
우뚝 솟은 수직 적혈구 누울로님부스

동대기권은 10개의 대류권 생성과 대류권 위의 몇 가지 주요 유형을 포함한다. 적분속에는 수직의 크기와 구조를 나타내는 4종이 포함되어 있다.

속성 결정

인공위성은 클라우드 속성과 클라우드 양, 높이, IR 방출도, 가시광학적 깊이, 아이싱, 액체와 얼음 모두에 대한 유효 입자 크기, 구름 상층 온도와 압력 등의 정보를 수집하는 데 사용된다.

탐지

클라우드 속성과 관련된 데이터 세트는 MODIS, POLDER, CALIPSO 또는 ATSR과 같은 위성을 사용하여 수집한다. 계측기는 관련 파라미터를 검색할 수 있는 구름의 분산을 측정한다. 이것은 보통 역이론을 사용하여 이루어진다.[34]

감지 방법은 구름이 지표면보다 밝고 차갑게 나타나는 경향이 있다는 점에 착안한 것이다. 이 때문에 바다나 얼음과 같은 밝은 (반사도가 높은) 표면 위의 구름을 탐지하는 데 어려움이 생긴다.[34]

매개변수

특정 매개변수의 값은 위성이 해당 매개변수를 더 많이 측정할수록 더 신뢰할 수 있다. 오류와 방치된 세부사항의 범위가 계측기마다 다르기 때문이다. 따라서 분석된 파라미터가 서로 다른 계측기에 대해 유사한 값을 갖는 경우, 실제 값은 해당 데이터 집합이 제공하는 범위에 있다는 사실이 인정된다.[34]

Global Energy and Water Cycle 실험은 구름의 특성에 대한 신뢰할 수 있는 정량화를 확립하기 위해 서로 다른 위성의 데이터 품질을 비교하기 위해 다음과 같은 양을 사용한다.[34]

  • 0과 1 사이의 값을 가진 클라우드 커버 또는 클라우드 양
  • 150~340K에 이르는 구름 상단의 구름 온도
  • 상위 1013 - 100 hPa의 구름 압력
  • 0~20km의 해발고도를 측정한 구름 높이
  • 값이 0과 1 사이이고 전지구 평균이 약 0.7인 클라우드 IR 방출성
  • 유효 클라우드 양, 클라우드 IR 유효성에 따라 가중되는 클라우드 양, 전 세계 평균 0.5
  • 구름(광학) 광학 깊이는 4와 10의 범위 내에서 변화한다.
  • 구름 입자의 액체 및 고체(얼음) 단계의 구름 물 경로
  • 0 ~ 200 μm의 액체 및 얼음 모두에 대한 구름 유효 입자 크기

아이싱

또 다른 중요한 특성은 다양한 고도에서 다양한 클라우드 속종의 아이싱 특성으로 비행의 안전에 큰 영향을 미칠 수 있다. 이러한 특성을 결정하는 방법론에는 아이싱 조건의 분석 및 검색을 위해 CloudSat 데이터를 사용하는 방법론, 클라우드 기하학적 및 반사율 데이터를 사용하는 클라우드 위치, 클라우드 분류 데이터를 사용한 클라우드 유형 식별, CloudSat 트랙(GFS)을 따라 수직 온도 분포 찾기 등이 포함된다..[35]

아이싱 조건을 발생시킬 수 있는 온도 범위는 클라우드 유형 및 고도 수준에 따라 정의된다.

저준위층성층 및 층층은 0~10℃의 온도 범위에서 결빙을 유발할 수 있다.
중간 레벨 고분율과 고타스트라투스의 경우 범위는 0 ~ -20 °C이다.
수직 또는 다준위 적분, 적분, nimbostatus는 0 ~ -25 °C 범위에서 결빙을 생성한다.
고준위 권선, 권선화, 권선화 등은 대부분 -25℃보다 차가운 얼음 결정으로 만들어지기 때문에 일반적으로 결빙을 일으키지 않는다.[35]

응집과 해산

구름의 구조적인 무결성에 영향을 줄 수 있는 힘이 (대류권, 성층권, 중류권 포함) 호류권 전체에 존재한다. 공기가 포화 상태를 유지하는 한 물질의 분자를 함께 잡아주는 응집력의 자연적인 힘이 구름이 부서지지 않게 하는 작용을 할 수도 있다는 추측이 나왔다. 그러나 이러한 투기는 구름 속의 물방울이 서로 접촉하지 않고 따라서 응집력의 분자간 힘이 작용하는 데 필요한 조건을 충족시키지 못한다는 논리적인 결함을 가지고 있다. 구름의 해체는 단열 냉각 과정이 중단되고 공기의 상향 양력이 침하로 대체될 때 발생할 수 있다. 이것은 적어도 어느 정도의 공기의 단열 온난화로 이어져 구름 방울이나 결정체가 보이지 않는 수증기로 되돌아오게 할 수 있다.[36] 윈드 시어와 다운드래프트와 같은 강한 힘은 구름에 영향을 줄 수 있지만, 이것들은 지구의 거의 모든 날씨가 일어나는 대류권에만 국한되어 있다.[37] 전형적인 적운은 무게가 약 500 미터톤, 즉 100 마리의 코끼리 무게인 110만 파운드의 무게가 나간다.[38]

모델

클라우드 물리학을 나타낼 수 있는 두 가지 주요 모델 체계가 있으며, 가장 일반적인 것은 클라우드 특성(예:[39] 빗물 함량, 얼음 함량)을 설명하기 위해 평균 값을 사용하는 벌크 마이크 물리학 모델이며, 속성은 첫 번째 순서(농도) 또는 두 번째 순서(질량)만 나타낼 수 있다. 두 번째 옵션은 입자의 크기마다 모멘트(질량 또는 농도)를 다르게 유지하는 빈 마이크로 물리학 체계를 사용하는 것이다.[40] 대량 마이크 물리 모델은 bin 모델보다 훨씬 빠르지만 정확도는 떨어진다.[41]

참고 항목

참조

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