츄 사이언스 - 구름의 형성

구름의 핵 생성

구름은 대기 중에 떠 있는 수적 또는 빙정의 집합체가 우리 눈에 보이는 현상입니다. 이러한 구름이 형성되고 발달해 소멸하기까지 다양한 일기변화를 만들어내고, 물의 순환에 따른 강수량은 지상의 기후를 결정하기도 합니다. 이러한 구름은 수적과 빙정의 형성으로 시작됩니다. 대기 중의 수증기와 과냉각 수적이 상변화(phase change)에 의하여 수적이나 빙정이 되는 것을 핵 생성(nucleation)이라고 합니다. 대기 중에서 수증기 응결은 일반적으로 상대습도가 100%가 되면 무조건 일어나는 것처럼 보이지만, 이러한 경우는 대기 중에 응결핵이 포함되어 있는 경우이고, 응결핵의 도움 없이 과포화 상태의 순수한 수증기로부터 응결이 일어나 수적이 형성되려면 상대습도가 적어도 400% 이상 되어야 합니다. 따라서 구름을 이루고 있는 수적과 빙정은 비균질 핵 생성에 의해서 형성된다고 할 수 있습니다. 여기서 비균질 핵 생성이란 대기 중의 응결핵이나 빙정핵의 도움으로 일어나는 핵 생성을 이야기합니다.

구름 입자를 제외한 대기 중에 떠 있는 미세한 고체 또는 액체 입자를 총칭하여 에어로졸(aerosol)이라고 합니다. 에어로졸은 토양입자, 해염, 화산 분출물, 자동차와 공장의 굴뚝 등에서 나온 매연 입자, 대기 중에서 광화학 반응을 통해서 만들어지는 작은 입자들로 구성되어 있습니다. 이들 에어로졸 입자들 중에서 응결핵은 해염과 같이 물에 잘 녹는 성질을 가진 것들인 반면, 빙정핵은 점토 입자, 화분, 꽃가루와 같이 물에 잘 녹지 않는 성질을 가진 것들입니다. 이러한 응결핵 수는 대기 중에 일정하지 않은데, 대기의 상대습도가 높아짐에 따라 응결핵의 역할을 하는 에어로졸 수도 증가하기 때문입니다. 구름에서 실제로 관측되는 상대습도는 대개 101% 이하로서, 비교적 낮은 수증기의 과포화 상태에서 구름이 형성됩니다. 실제로 구름에서 상대습도가 100% 이상인 곳은 상승기류가 존재하는 곳입니다. 이러한 구름의 상승기류에서 수증기의 과포화가 어떻게 일어나는지 구름 형성과정을 통해 알아보겠습니다.

구름의 생성 (공기 상승을 유발하는 요인)

구름의 생성 (공기 상승을 유발하는 요인)

1. 지표면의 국지적인 가열에 의한 대류

응결 고도 아래에서 상승 중인 공기 덩어리를 열기포라고 합니다. 이 열기포는 국지적으로 가열된 지표에서 분리되어 대기 중에 떠 있는 하나의 실체로, 우리 눈에는 보이지 않는 공기 덩어리입니다. 이러한 열기포의 지름은 대체로 200~300m이며, 1km 이상되는 것도 있는 것으로 알려져 있습니다. 열기포가 부력에 의하여 계속 상승하여 응결 고도까지 도달하면 비로소 구름의 모습이 나타나기 시작합니다. 적운과 같은 대류운은 여러 개의 열기포가 응결고도 위로 상승함으로써 형성됩니다. 지표면의 국지적인 가열에 의한 대류의 경우 두 개의 열기포가 시간이 지남에 따라 합쳐지고, 이로 인해서 구름이 측면으로 커지게 됩니다.

2. 지면에서 대기의 수렴

지면에서 대기가 수렴하는 경우에는 대기에 있는 기류들이 수렴해 상승하게 되는 형태입니다.

3. 지형에 의한 공기의 강제 상승

지형에 의한 공기의 강제 상승의 경우 풍상 측에서 공기가 응결 고도 위로 상승하면 구름이 형성되어 보통 비를 내리지만, 구름이 산의 정상을 지나 풍하측으로 이동하면 비는 거의 내리지 않고 그 결과, 풍하측에서는 강수량이 적은 비 그늘이 형성됩니다.

4. 전선상에서 공기의 상승 운동

전선상에서 공기의 상승 운동은 한랭전선과 온난전선상에서 공기의 강제 상승에 의한 구름의 발달입니다.

 

지표면에 있는 불포화 공기덩어리가 상승하는 과정에서 일어나는 수증기의 과포화에 대해서도 알아보자면, 지표면에 있던 공기덩어리가 상승하여 응결 고도에 도달하게 되면 공기덩어리는 포화가 되면서 공기덩어리 내에서는 응결핵의 작용으로 수적이 형성되기 시작합니다. 상승이 계속되면서 수증기의 응결에 의해 수적이 형성되고, 또 이미 형성된 수적이 형성과 성장으로 수증기가 소모되는 데도 불구하고 공기덩어리가 계속 과포화를 유지합니다. 이는 공기덩어리의 단열 상승에 의한 수증기의 과포화량이 수적 형성 및 성장에 의해 전부 소모되지 않고 그중 일부가 남아 있기 때문입니다. 

공기 덩어리가 건조 단열적으로 상승할 경우, 주위의 기압은 공기덩어리의 내부 기압보다 낮기 때문에 공기덩어리는 계속 팽창하며 이로 인해 공기덩어리의 온도는 건조 단열 감률에 의하여 감소하게 됩니다. 이때 공기덩어리가 단열 상승하여 그 부피가 커지고 온도가 낮아지면 내부 수증기 압도 감소하게 됩니다. 그 결과 이슬점 온도도 고도 증가에 따라 감소하는데, 이를 이슬점 감률이라고 합니다.