습도

포화수증기압 : 수증기압이 더 이상 증가하지 않는 때의 수증기압(hPa). 온도가 높을 수록 커진다.

물에 대한 포화수증기압 > 얼음에 대한 포화수증기압

상대습도 : (%)

절대습도 : 자연 공기 1 속에 포함된 수증기의 양을 g 으로 나타낸 값()

혼합비 : 건조 공기(수증기를 제외한 공기) 1 kg 에 대해 공존하는 수증기량을 g 수로 나타낸 것( 공기 1 kg + 수증기 x g )

비습 : 자연 공기 1 kg 에 대하여 공존하는 수증기의 양을 g 으로 나타난 값( 공기 + 수증기 = 1kg )

이슬점 : 현재 수증기압이 포화 수증기압이 되는 온도. 따라서 이슬점을 알면 포화수증기압표를 이용해서 현재의 수증기압을 알 수 있다.

단열변화 : 기체가 외부로부터 열을 얻거나 외부에 열을 빼앗기지 않고, 온도가 변하는 현상

- 공기가 냉각되는 경우

① 따뜻한 공기가 찬 공기나 찬 물체와 접할 때

② 따뜻한 공기가 찬 공기와 혼합될 때

③ 공기의 복사 에너지 흡수량이 방출량보다 작을 때

④ 공기가 상승할 때

- 공기가 상승하는 경우(=단열팽창하는 경우)

① 태양열을 받아 지면이 부분적으로 가열될 때(지면에 인접한 공기가 가열됨)

② 공기가 산의 경사면에 부딪혀 산을 올라갈 때(지형)

③ 찬 공기가 따뜻한 공기 밑으로 밀고 들어갈 갈 때(한랭 전선)

④ 따뜻한 공기가 찬 공기 쪽으로 이동하여 만날 때(온난 전선)

⑤ 저기압의 중심으로 바람이 불어 들어올 때

- 단열 팽창 : 기체가 외부로부터 열을 받지 않고 팽창하는 현상으로, 기체의 부피가 팽창되므로 자신이 갖고 있던 열로 외부에 일을 한 셈이 되어, 열이 소모되므로 온도가 하강한다. 즉, 열이 일로 변하기 때문에 온도가 내려가는 것이다.

+ 입김의 두가지 모습 : 손을 데울 때(입을 크게)와 음식을 식힐 때(입을 작게)

- 단열 압축 : 기체가 외부에 열을 빼앗기지 않고 수축되는 현상으로, 일이 열로 변하기 때문에 온도가 상승한다.

건조단열감률(열역학 제 1 법칙)

양변을 미분하면

그런데 이므로,

(단열변화) 이라면

(= 10K/km)

습윤단열감률 : 상대 습도가 100% 이상인 포화 상태의 공기는 1 km 올라감에 따라 단열 팽창으로 인하여, 약 5 K 정도가 낮아진다.

습윤단열감률보다 건조 단열 감률이 큰 이유는 습윤 단열 감률의 경우 포화된 습윤한 공기 중의 수증기가 응결할 때 잠열에 속하는 응결열이 방출되어, 주위 공기를 데우므로 기온이 덜 내려가기 때문이다.

이슬점 변화 : 공기 덩어리가 상승하면 팽창하여 부피가 증가하므로 수증기압도 낮아진다. 따라서 이슬점도 낮아지는데, 이슬점 감률은 2K/km.

상승응결고도 : 불포화 공기가 상승하여 포화상태에 도달했을 때의 고도. ‘기온=이슬점’ 인 고도.

 ( 단, t : 기온, td : 이슬점, H : 상승 응결 고도(km) )

푄 현상(높새바람) : 공기 덩어리가 큰 산을 넘어갈 때, 바람이 불어올라가는 쪽(풍상측)의 산허리에 공기 속에 있던 수증기를 대부분 비로 떨어뜨린 후 반대편 산기슭(풍하측)에서 건조하고 기온이 높아지게 되는 바람

대기의 안정도

- 안정층 : 공기 덩어리가 항상 제자리로 되돌아가려는 경향을 갖는 기온의 연직 분포를 가진 기층

- 불안정층 : 공기덩어리가 원래 위치에서 멀어져 가려는 경향을 갖는 기온의 연직 분포를 가진 기층

- 중립 : 기온의 연직 분포선이 건조 단열선과 평행할 때. 이동한 위치에 그대로 있으려고 한다.

- 절대 불안정 :

- 조건부 불안정 :

- 절대 안정 :

구름의 생길 수 있는 최대 높이는 습윤단열에 따른 공기의 온도와 주변 기온이 같아지는 곳이다.

- 역전층 : 고도에 따라 온도가 높아지는 기층. 절대 안정층이므로 대류가 일어나지 않아 오염된 공기의 피해가 커지게 되고, 스모그가 잘 생긴다.

구름

- 응결핵 : 응결이 시작될 때 수증기의 분자가 붙어 응결하는 작은 입자. 응결핵이 없으면 습도가 100% 이상이 되어도 수증기가 응결하지 않고 과포화 상태로 남는다.

- 빙정핵 : 수증기가 승화하여 어는 경우에 필요한 핵

- 적운형 : 불안정한 기층에서 상승 기류의 온도가 그 지점의 기온보다 항상 높아, 계속 상승하여 만들어지는 구름

- 층운형 : 안정한 기층에서는 그 지점 기본보다 상승 기류의 온도가 낮아, 더 올라가지 못하여 만들어지는 구름

안개

응결된 물방울이 지면에 접하여 떠 있는 것으로 보통 시정이 1 km 이하인 것

- 온도가 낮아져서 생기는 안개

① 활승 안개(산안개) : 수증기를 많이 포함한 공기가 산의 경사면을 따라 올라가면, 단열팽창하여 공기가 냉각되기 때문에 생긴 안개

② 복사 안개(땅안개) : 밤에 지면의 복사로 상공으로 열을 발산하여 지면이 냉각되면, 기온의 역전층이 형성되어 기온이 이슬점까지 내려가 생긴 안개. 맑고 바람이 약하여 일교차가 큰 날에 잘 생긴다. 따라서 일교차가 큰 내륙에서 잘 생기고, 일교차가 적은 해안에서는 잘 생기지 않는다.

③ 이류 안개(바다 안개) : 따뜻하고 수증기를 많이 포함한 공기가 찬 바다 위로 이동해 오면, 공기가 냉각되어 기온이 이슬점까지 내려가 생긴 안개

- 수증기량이 많아져서 생기는 안개

① 증발 안개 : 찬 공기가 따뜻한 수면 위를 통과할 때 물의 증발로 생긴 안개. 수온이 기온보다 높아 왕성한 증발에 때문에 생긴다.

② 전선 안개 : 전선면의 따뜻한 기층으로부터 내리는 비에 의해 생긴 안개.

비/눈

- 빙정설(찬비) : 0 도 이하에서, 과냉각 상태의 물방울과 빙정이 혼합되어 있을 때 수증기압이 물의 포화 수증기압보다 작고, 빙정의 포화 수증기압보다 크면, 물에 대해서는 불포화, 빙정에 대해서는 과포화이므로, 물방울은 증발하여 수증기가 되고, 그 수증기는 빙정에 달라붙어 빙정은 저점 자라 커져서 떨어지게 되면 눈이 되고 녹으면 비가 된다. 물과 얼음의 포화수증기압차가 원인. 온대와 한대.

- 병합설(더운비) : 열대 지방은 상승기류가 강하기 때문에, 상승기류를 타고 물방울이 운동하다가, 물방울끼리 충돌하여 합해져서 커지거나, 큰 물방울이 빨리 떨어져 작은 물방울과 합쳐져서 떨어진다. 열대.

- 빗방울의 크기 : 구름 입자의 지름 = 0.01 mm, 빗방울 = 1 mm, 따라서 빗방울의 크기는 구름 입자의 크기의 100 만배. 따라서 응결핵이나 빙정핵 혼자 성장하여 빗방울이 될 수는 없다.

- 빗방울의 낙하 속도 = 종단속도(terminal velocity), 중력=저항력

- 상승기류가 있을 때, 낙하 속도 = 종단 속도 - 상승 기류의 속도, 상승 기류가 강하면 다시 위로 솟아오르고 이 과정이 반복되면 우박이 생성될 수 있다.

- 따라서 빗방울이 빠르게 성장하기 위해서는 다양한 크기의 빗방울들이 공존해야 한다.

- 인공강우 : 구름은 있어도 비가 오지 않을 때 인공적으로 비를 오게 하는 것

① 중위도 : 빙정설에 따라 구름에 드라이 아이스(Dry Ice=CO2)나 요오드화은(AgI)을 빙정핵으로 살포

② 열대 지방 : 병합설에 따라 구름 위에 물방울을 뿌린다

정역학 방정식

 또는

()

따라서

g 가 장소에 따라 변하는 것을 고려하면

()

이를 z=0 에서 부터 높이 z 까지 적분

 양은 단위 질량에 덧붙여지는 위치 에너지로서 설명될 수 있다

 가 일정한 곳을 따르는 대기 중의 가상적인 표면을 고려하자. 이 표면의 어떤 점에 위치하고 있는 입자는 동일한 위치에너지를 갖게 된다. 입자들은 최소 위치 에너지쪽으로 움직이는 경향이 있기 때문에, 이러한 표면에 머물 수 있도록 된 어떤 물체는 표면을 따라 미끄러지지는 않을 것이다. 곧 중력은 동일한  면에 수직으로 작용한다. 따라서 중력은 동일한  의 표면에는 법선 방향으로 작용하지 않는다. 관측된 중력이 수직인 표준 고도를 간단히 설정하기 위해서 모든 측정들이 동일한 지오퍼텐셜면에서 이루어지도록 한다.

 이므로, 해수면 위 1 m 에서의 단위 질량의 지오퍼텐셜은 약 9.8  이다. 즉  는 기하학 높이의 약 9.8 배이다. 그러므로 지오퍼텐셜의 단위는 지오퍼텐셜 미터(geopotential meter)로 정의되고, 지오퍼텐셜 미터내의 높이는  과 동일하다. 지오퍼텐셜 미터는 비-에너지(specific energy)의 단위이지 기하학적 높이의 단위는 아니다. 이렇게 정의된 비에너지는 수치적으로 미터로 표시되는 기하학적 높이와 근접하도록 정의되고 있다.

X 지오퍼텐셜 미터와 같은 동일한 위치에너지의 표면과 X 미터와 같은 동일한 기하학적 높이의 표면의 차이점은 주로 g 의 위도 변동에 기인되어 나타난다.

등질 대기 : 밀도가 높이에 따라 일정하다고 가정되는 대기

유한한 총 높이, 즉 등질 대기의 높이 또는 스케일 높이(scale height) H 를 가지게 된다. 만약  인 해수면으로부터 압력이 0 이 되는  까지 정역학 방정식을 적분한다면, 다음의 식을 얻을 수 있다.

또는

가 될 것이다. 그러므로 등질 대기의 높이는 다음과 같다.

그러나 이 대기 내의 밀도는 일정하기 때문에 해수면에서의 상태방정식을 적용하면  를 대체할 수 있다.

질량이 분자량 m 과 동일한 기체의 시료를 고려하면,

따라서

그러므로

결국

그러므로 등질 대기의 높이는 단지 밑바닥의 온도와 알고 있는 상수의 함수이다. 지표상의 건조 공기의 온도가  인 경우  는 8 km 가 된다.

등온 대기

밀도보다는 온도가 해발고도에 민감하다고 가정한다면, 다음가 같은 형태로 정역학 방정식을 구할 수 있을 것이다.

이것을 다시 쓰면,

해수면(z=0, p=p0) 에서부터 압력이 p 인 임의의 높이 z 까지 적분하고자 한다. T 가 높이에 따라 일정하기 때문에 다음과 같다.

또는

RT/g = H 이고, 이 값이 상수이기 때문에 최종 결과는 다음과 같다.

그러므로 등온 대기 내에서의 압력은 높이에 따라 대수적으로 감소한다. 결과적으로 이 대기에서 유한한 상층 경계가 존재하지 않는다. 이 대기 내에서의 압력은 높이에 따라 점진적으로 낮아지며 단지  에서만 압력이 0 이 된다. 이에 상응하는 등질 대기의 높이는 매개변수로 나타난다. 이것의 중요성은  일 때, 압력이 지표값의 1/e 가 된다는 것이다. 정의에 의하면 등온 대기의 기온 감률()은 0 이다.

운동 역학 방정식

양변을 미분하여 정역학 방정식을 대입하면,

양변을 적분하면,

대기의 운동

- 대기의 운동을 결정하는 요인 : 압력 경도력, 전향력, 원심력, 마찰력, 중력

① 압력 경도력 : 바람 발생의 근본 원인으로서, 두 지점 사이에 압력이 다르면 압력이 큰 쪽에서 작은 쪽으로 힘이 작용하게 되는데, 이를 압력 경도력이라 한다.

유체 내에 연직 단면적이 , 수평 방향의 길이가  이 되는 육면체의 왼쪽 면에 , 오른쪽 면에  의 압력이 작용한다고 하자.

만약  이면 A->B 로  의 힘이 작용하게 된다. 이 힘은 뉴턴의 운동 법칙()에 따라

로 표시할 수 있다( : 유체의 밀도,  : 가속도).

이를 정리하면,

(단, )

여기서  는 압력 경도력의 크기이며, 은 단위 길이에 대한 압력차로서 압력 경도라 한다. 따라서 기압 경도력은 압력 경도에 비례하고, 밀도에 반비례하며, 등압선에 직각으로 작용한다. 일기도 상에서 등압선의 간격이 좁을 수록 기압 경도력은 크다.

② 전향력(Coriolis force) : 지구 자전에 의한 가상적인 힘.

전향력의 방향은 북반구에서 운동 방향의 오른쪽 직각, 남반구에서 왼쪽 직각.

전향력의 세기는 물체의 속도, 물체의 질량, 지구의 자전 각속도, 물체가 운동하고 있는 지점의 위도에 비례한다. 따라서

가 성립한다. 따라서 다른 조건이 일정하면 전향력은 극에서 최대, 적도에서 0 이 된다. 특히  를 코리올리 인자(Coriolis factor)라 한다.

③ 원심력 : 회전체 내에 있는 물체가 받는 가상적인 힘

원심력의 크기(C)는

( : 회전속도,  : 반지름 )

이다

④ 마찰력 : 물체의 운동을 방해하는 힘.

대기가 지표면의 마찰력을 받는 범위는 지상 약 1 km 까지이며, 이를 마찰층 또는 대기 경계층이라 한다. 마찰층의 상부는 마찰의 영향을 받지 않으므로 자유 대기라고 한다. 또한 해수가 바람의 영향을 받는 깊이도 마찰층이라 하며 이 깊이는 위도에 따라 다르다.

- 바람의 종류

① 지균풍(geostrophic wind) : 마찰이 없는 상태에서 전향력과 기압 경도력이 평형을 이루면서 부는 바람.

정지하고 있는 공기덩이의 경우 전향력이 작용하지 않는다. 하지만 기압 경도력에 의해 공기덩이가 저기압 쪽으로 이동하면서 점차 그 속도가 증가하고, 이에 따라 전향력이 작용하기 시작하여 공기의 운동이 점차 오른쪽으로 전향하게 되며, 지속적인 속도의 증가로 전향력의 크기도 더욱 커지게 되는 것이다. 결국 이 공기 덩이는 전향력에 의하여 충분히 전향되어 등압선에 평행하게 움직이면서 기압 경도력과 전향력이 서로 균형을 이루게 되는데, 이 때의 공기흐름을 지균풍이라고 한다. 이 점에서의 순수한 힘은 0 이다. 그래서 이 공기 덩이는 더 이상 가속되지 않고 균형을 이룬 시점에서의 방향과 속력으로 운동을 지속하게 된다. 참고로 전향력은 운동에 대하여 직각으로 작용하므로 속도를 증가시키지는 못한다.

+ 지균풍의 방향 : 지균풍은 북반구에서 고압부를 오른쪽에 두고 진행하며, 남반구에서는 반대이다.

+ 지균풍의 풍속 : 전향력 = 기압 경도력

따라서 지균풍의 속도는 기압 경도력에 비례하며, 고위도일수록 작아지며, 밀도에 반비례하므로 고층으로 올라갈수록 빨라진다.

② 경도풍(gradient wind) : 일정한 속력으로 원형 등압선에 평행하게 부는 무마찰 수평바람. 원심력 고려 필요

+ 저기압

저기압 중심으로 향하게 하는 기압 경도력 = 저기압 중심의 반대 방향으로 작용하는 전향력 + 원운동에 기인한 원심력

기압경도력 > 전향력, 기압경도력 - 전향력 = 구심력

+ 고기압

전향력 = 기압경도력 + 원심력

전향력 > 기압경도력, 전향력 - 기압경도력 = 구심력

등압선의 모양이 같고 기압경도력의 절대값도 같은 경우, 고기압의 경도풍이 저기압의 경도풍보다 바람의 속력이 크다.

③ 지상풍 : 지상 마찰의 영향을 받는 마찰층(friction layer)의 영향으로 바람이 등압선을 가로질러 고기압에서 저기압으로 이동하는 바람.

지상풍이 등압선과 이루는 각은 해상에서 10~20 도, 산악 지방에서 20~40 도 정도이고, 평균적으로 30 도 정도이지만, 마찰이 클수록 각도가 커진다.

+ 버이스 발로트의 법칙(Buys Ballot's law) : 북반구에서 바람을 등지고 서면, 저기압의 중심은 그 사람의 왼팔 약간 앞쪽에 있고, 고기압은 오른팔 뒤쪽에 있다.

복사 평형

지구의 반경을  라 하면, 태양에서 본 지구의 투영면적은  이므로

지구에 입사하는 태양에너지

이다. 지표면, 구름 및 대기를 포함한 지구 전체의 알베도른 A 라 하면,

지구에 입사하는 순태양에너지

이 된다.

한편 지구의 평균 온도를  라 하면, 지구 자신은 전 표면에서 단위면적당 의 에너지로 방출하고 있다. 지구 전체의 표면적은  이므로

지구가 방출하는 전에너지=

이다. 지구의 복사평형을 생각하면 입사에너지와 방출에너지는 같아야 하므로 위 두 식으로부터

이다. 인공위성 관측에 의하면 A = 0.3 이므로  이고,  는 지표면과 대기를포함한 지구의 평균적인 온도이며, 이 온도를 복사평형온도 또는 유효복사온도라 한다.

온실 효과

복사평형 관계로부터 구해지는 유효복사온도는 약 255 K 이나 실제 지표면 온도는 평균 288 K 로서 33 K 나 높다. 지표면은 약 288 K 의 흑체복사를 하고 있다고 볼 수 있으므로 복사평형온도와 실제 지표면온도를 사용해서 지구의 방출을 구하면 약 0.61 이 된다. 이것은 지표면에 방출하는 복사에너지중 61% 만을 우주 공간으로 되돌려 보낸다는 것을 뜻한다. 잔여분인 39% 의 에너지는 대기에 의하여 지표면 부근에 축적되어 있는 셈이므로 이것을 온실효과(greenhouse effect)라 한다. 이 온실효과는 대기 중에서도 미량기체인 수증기, 이산화탄소, 오존, 메탄 등에 의하여 일어난다.

복사평형온도를 구할 때는 대기를 포함한 지구 전체를 하나로 생각하였으나 온실효과를 보기 위해서는 지표면과 대기를 따로 생각한다. 간단히 온실효과를 보기 위해서 (a) 대기는 일사에 대해 투명하고, (b)장파복사에 대해서는 흑체도(blackness) 인 것으로 가정한다. 즉, 대기온도를  라 하면, 대기는  의 장파복사에너지를 방출함과 동시에 지표면이 방출한 장파복사를  의 비율로 투과한다.

지표면 온도를  라 하고 입사에너지와 방출에너지가 평형상태에 있다고 하면, 대기의 열수지는

지표면의 열수지는

이다. 이 때  이므로,

,

이다.

 이면, 즉 대기 중에 장파 복사를 흡수하는 수증기와 이산화탄소 등이 존재하면 언제나  가 된다. 이것을 대기의 온실효과라 한다. 만약 흡수물질이 대단히 많아져서 대기가 완전히 흑체()가 된다면 지표면 온도  는 약 303 K(=30℃) 가 될 것이다.

          E                 0.2X           Y

          ↓                    ↑              ↑

------------------------------------------------------ TOA(대기상부)

대기  = 0.1              -2Y

        ↓                   ↑            ↑

------------------------------------------------------ SFC(지표)

         0.9E               -X             Y

지표 :

대기 :

우주 :

 ( : 대기 복사의 영향 )

온실효과에 구름이 미치는 영향

낮은 구름은 순냉각 효과, 높은 구름은 순온난효과를 가진다. 특히 높은 구름이 온난 효과에 큰 영향을 미친다. 그리고 구름의 빙정 함유율이 높을 수록 냉각효과가 커진다.

열수지의 위도분포

지구가 등굴기 때문에 위도에 따라 열수지 상황은 달라진다. 적도로부터 남북 양반구의 위도 약 35 도까지 사이에는 태양 복사량이 지구 복사량을 상회한다. 반대로 35 도보다 고위도에서는 지구 복사량이 태양 복사량을 상회한다. 바꾸어 말하면, 저위도측에는 복사수지가 양으로서 가열이 냉각을 상회하고 있고, 고위도 측에서는 복사수지가 음으로서 냉각이 가열을 상회하고 있다. 그러나 지구 전체적으로는 복사수지는 평형을 이루고 있으므로 저위도 측의 남는 양과 고위도 측의 부족량은 같다. 각 위도에서는 흡수한 태양복사 에너지량에 대응하는 양의 복사를 방출하는 온도가 되어야 하지만, 실제 위도에 따른 온도 변화는 그렇지 않다. 따라서 저위도측으로부터 고위도 측으로 열 수송이 일어나고 있음을 짐작할 수 있다. 이 열 수송을 담당하고 있는 것이 대기와 해양의 순환이다. 해양에 의한 열수송은 저위도에서 상당히 큰 역할을 담당하고 있으나, 중고위도에서는 대기가 대부분을 담당하고 있으며 전체적인 주역은 대기이다. 남북 열 수송을 위한 대기의 시스템이 바로 대기대순환(general circulation of atmosphere)이다.

대기 순환 : 에너지 이동의 과정에서 일어나는 대기의 이동

대기의 열적 순환 : 대기의 수평 방향 온도차는 기압 경도력을 발생시킨다. 고온=고압

- 해륙풍 : 육지와 바다의 비열 차이로 인하여 해안에서 부는 바람

- 산곡풍 : 공기가 가열/냉각되면서 밀도 변화를 일으켜 부는 바람. 중력풍 또는 배출풍이라고도 한다.

- 계절풍 : 거대한 해륙풍. 여름에는 대륙이 저압부(반시계 방향), 겨울에는 대륙이 고압부(시계 방향)

- 토네이도(용오름) : 토네이도는 강력한 저기압성 소용돌이로서 적란운의 바닥에서 아래로 지상까지 좁은 깔때기 모양을 하고 있다.

대기의 대순환 : 적도 지방에서 과잉되는 태양 복사 에너지를 극지방으로 이동시키기 위한 대기의 순환

- 해들리 순환 : 열적 직접 세포(thermally direct cell), 무역풍, 적도 저압대, 중위도 고압대

- 한대 순환 : 열적 직접 세포, 극동풍, 한대 전선, 고위도 저압대, 극 고압대

- 페렐 순환 : 간접 순환, 편서풍

편서풍 파동 : 상층에서 극을 중심으로 서에서 동으로, 남북으로 파동을 이루면서 회전하고 있는 대기의 흐름

- 기압골 : 등고선이 남으로 쳐져 있는 곳

- 기압마루 : 등고선이 북으로 뻗어 있는 곳

- 절리 현상(blocking) : 편서풍 파동이 심하게 일어나면 파의 일부가 분리되어 북쪽은 따뜻한 공기의 고기압(절리 고기압), 남쪽은 찬 공기의 저기압(절리 저기압)이 된다. 남북간의 열수송.

- 온대 저기압 : 상층 대기의 기압골 동쪽에 지상 저기압이 서쪽에 지상 고기압이 발달한다.

지상에서 저기압이 발달하기 위해서는 저기압 중심으로 수렴하는 공기들이 상승하여 충분히 발산되어야 하며, 반대로 지상 고기압이 발달하기 위해서는 고기압 중심에서 발산하는 공기들을 채워주기 위해 상공에 공기들이 충분히 수렴해야 한다. 강한 제트류가 있으면, 저기압이 크게 발달.

제트류(jet stream)

제트류는 상부 대류권 또는 성층권에서 거의 수평축을 따라 집중적으로 부는 좁고 강한 기류이며, 연직 또는 양측 방향으로 강한 바람의 풍속차(shear)를 가지고, 하나 또는 둘 이상의 풍속 극대가 있는 것(세계 기상 기구, WMO)

- 한대 전선 제트류 : 중위도 지방, 고도 8~9 km, 평균 풍속 40 m/s, 남북방향의 온도차가 원인, 북반구에서 겨울이 여름철보다 강하고, 그 위치도 남하한다.

- 아열대 제트류 : 위도 30 도, 고도 12~13 km, 각운동량 보존이 원인

편동풍과 열대 저기압

편동풍의 골 부근에서 열대 저기압이 형성된다.

기단의 분류

- 발원지 : 해양성(m, 다습), 대륙성(c, 건조)

- 기온 : 극기단(A, 한랭), 한대기단(P, 한랭), 열대기단(T, 고온), 적도기단(E, 고온)

- 우리나라 주변 : 시베리아(cP, 겨울), 북태평양(mT, 여름), 오호츠크해(mP, 초여름), 양쯔강 기단(cT, 봄/가을)

- 한대 전선대 : 한대와 열대 기단 사이에 형성된 경계면, 위도 60 도 부근에서 편서풍과 극동풍이 만나 생긴다(북태평양 한대 전선).

전선

- 한랭 전선 : 한랭한 공기 덩어리가 온난한 공기 덩어리 밑으로 파고 들어올 때 생기는 전선. 전선면의 기울기가 급함(1/75). 적란운, 소나기, 강수폭 좁음, 기온 하강, 남서풍->북서풍

- 온난 전선 : 온난한 공기 덩어리가 한랭한 공기 덩어리 위로 올라가면서 생기는 전선. 전선면의 기울기가 완만(1/200), 난층운, 고층운, 강수지역 넓음, 기온 상승, 남동풍->남서풍

- 폐색 전선 : 한랭 전선의 이동속도(35km/h)가 온난 전선의 이동 속도(25km/h)보다 빠르므로, 한랭 전선이 온난 전선을 따라잡는다. 온난형/한랭형 폐색전선

- 정체 전선 : 찬 공기와 더운 공기 덩어리가 만날 때, 그 세력이 서로 비슷해 움직이지 않고 한 곳에 오래 머무는 전선.

고기압과 저기압

- 고기압 : 하강 기류, 단열 압축, 온도 상승, 맑은 날씨

① 온난 고기압(키 큰 고기압) : 아열대 해양 상공에 공기가 모여 만들어진 고기압. 북태평양 고기압

② 한랭 고기압(키 작은 고기압) : 극지방의 공기가 냉각되어 만들어진 고기압. 시비레리아 고기압

③ 이동성 고기압

④ 정체성 고기압

- 저기압 : 상승 기류, 단열 팽창, 온도 하강, 구름 또는 비

① 온대 저기압

일생 : 한대 전선대에서 발생 -> 전선파(frontal wave) -> 열린파(open wave) -> 폐색 전선 -> 소멸

에너지원 : 찬공기와 더운공기의 위치에너지, 수증기 응결에 의한 잠열, 저기압 중심으로 수렴할 때 속도 증가에 의한 운동 에너지 증가

② 열대 저기압 : 위도 5~10 도에서 발생한 저기압, 전선 없음

+ 태풍 : 풍속이 17 m/s 이상인 열대 저기압.

발생 : 북위 5~25 도, 동경 120~170. 수온 27 도 이상의 고온 다습한 해양. 적도에서는 발생하지 않음(전향력이 없어서)

에너지 : 수증기의 응결열, 수증기 운반

진로 : 북서 -> 전향점 -> 북동(풍계의 영향)

구조 : 중심에서 40~100 km 부근에서 풍속 최대(각운동량보존).

태풍의 눈 : 기압경도력=원심력(전향력, 마찰력 무시). 외부에서 들어가지 못함.

안전반원(가항반원) : 진행 방향의 왼쪽

위험반원 : 진행방향의 오른쪽

소멸 : 육지 위로 오면 급속히 약화(수증기 공급 차단, 마찰)

오존층

- 생성 : 0.1 ~ 0.2 um UV 흡수

M : third body

- 파괴 : 0.2 ~ 0.3 um UV 흡수

- 성층권(20~40 km)에 오존이 가장 많은 까닭은 산소와 third body collision 이 모두 풍부하기 때문이다.

- 온도가 성층권 계면(50km)에서 가장 높은 이유 : 중간권에는 태양에너지가 풍부하지만 오존이 적고, 성층권에는 오존은 풍부하지만 태양 에너지가 적게 들어온다. 따라서 그 사이 지점에서 최대 온도가 형성된다.

오존구멍

- 원인 : CFCs 가 강력한 대류 현상으로 성층권으로 상승

25km 상공

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Cl : 5~6 년의 수명

남극 : 강력한 온도 경사로 극 소용돌이(Polar Vortex) 형성(북극은 바다라 온도 경사가 심하지 않음), 남북간의 열교환 차단. 겨울철 -90 도까지 하강 => 극성층권 구름 형성.

겨울 동안에 오존이 최소가 되어야 하지만, 이른 봄에 최소가 되는데 까닭은 극성층권 구름때문이다.

가시영상

가시영상은 구름과 지표면에서 반사된 태양광의 강약을 나타내며 반사광이 강할수록 영상에서 밝게 보인다. 일반적으로 바다는 어둡게, 육지는 그보다 약간 밝게, 구름은 매우 밝게 보인다. 단, 같은 물체라도 태양의 고도에 따라 보이는 모양이 다르기 때문에 주의해야 한다. 아침이나 저녁시간, 그리고 고위도에서는 태양광이 비스듬하게 들어오기 때문에 입사광이 적으며 그만큼 반사광도 적어져서 어둡게 보인다. 또한 야간에는 지구가 태양광을 받지 못하므로 가시영상을 이용할 수 없다.

구름에 의한 태양광의 반사강도는 구름의 두께에 따라 변한다. 얇은 구름에서는 입사광의 일부는 구름을 투과하고 일부만 반사된다. 한편 두꺼운 구름에서는 태양광의 대부분이 반사되기 때문에, 두꺼운 구름일수록 반사강도가 강하고 밝게 보인다. 일반적으로 태양광은 상층운을 통과하므로 상층운을 통해서 그 아래에 있는 지표면을 볼 수 있다. 또한 고도가 높고 두터운 구름의 그림자가 주변의 고도가 낮은 구름이나 지표면에 투영되는 것을 볼 수 있는 경우가 있다.

적외영상

적외영상은 물체가 방출하는 적외선 에너지량의 많고 적음을 나타낸다. 물체가 방출하는 적외선 에너지량은 물체의 온도에 따라 결정되며, 온도가 높을수록 많다. 따라서 적외영상 관측으로부터 물체의 온도를 추정할 수 있으며 이렇게 추정된 온도를 휘도온도라고 한다.

일반적으로 대류권에서는 고도가 높을수록 온도가 낮다. 따라서 적외영상으로 관측한 구름 표면의 온도를 이용하여 구름 표면의 고도를 알 수가 있다.

적외영상에서는 온도가 높은 구름은 어둡게, 낮은 구름은 밝게 보인다. 따라서 고도가 높은 구름은 밝게 보이고 낮은 구름은 어둡게 보인다. 단, 엷은 상층운이 있을 때에는 구름 아래로부터 방출되는 에너지가 위성에서 관측되므로 적외영상에서는 실제 구름의 온도보다 따뜻하게 관측되므로 실제보다 낮은 구름으로 보인다.

합성영상

합성영상은 인위적으로 가시영상을 붉은색으로 처리하고 적외영상을 푸른색으로 처리하여 합성한 영상이다. 층별로 구별하는 방법은 진한 분홍색이 하층운을 나타내며 약간 투명하게 푸른색이 권운, 즉 상층운을 나타낸다. 탁하면서 흰색 또는 흰색을 섞은 분홍색은 하층부터 상층까지 발달한 구름이다.

수증기영상

수증기영상도 적외영상과 마찬가지로 물체가 방출하는 적외선 에너지량의 많고 적음을 나타낸다. 적외영상과 다른점은 수증기영상은 적외선 에너지 중에서 대기중에 있는 수증기에 의하여 잘 흡수되는 에너지를 관측하는 것이므로 관측된 에너지량이 에너지를 방출하는 물체의 온도보다도 위성과 물체 사이에 있는 수증기량에 의해서 결정되는 것이다.

수증기영상도 적외영상과 마찬가지로 위성에서 관측한 에너지량이 많을수록 어둡게 표현된다. 대류권의 상층, 중층, 하층에서 각각 적외선 에너지가 방사된다고 생각해 보자. 하층에서 방출되는 에너지는 그 위에 있는 수증기에 의해서 모두 흡수되어 버린다.

중층에서 방출된 에너지는 상층과 중층에 있는 수증기의 영향을 받기 때문에 수증기량이 아주 적은 경우에는 위성에 도달하는 에너지량이 많아지고 수증기영상에서 어둡게 보인다.

상층의 구름에서 방출된 에너지는 그보다 상공에 수증기가 거의 없기 때문에 거의 대부분 위성에 도달한다. 따라서 상층운은 적외영상에서와 같이 보인다.

이와 같은 원리로 수증기영상에서 대기의 상층과 중층의 수증기의 수평적인 분포를 알 수 있으며, 이보다 중요한 것은 수증기영상의 명암의 형태와 그 움직임으로부터 대기의 상층과 중층의 흐름을 알 수 있다는 점이다. 적외영상과 가시영상에서도 구름의 움직임을 추적해 대기의 흐름을 알 수 있지만, 수증기영상에서는 구름이 없는 곳에서도 수증기의 이동으로부터 대기의 흐름을 알 수 있다. 수증기영상에서 흐름을 추정할 수 있는 대기층의 고도는 계절과 장소에 따라 다르지만, 평균적인 대기의 에너지 방출 특성을 고려하면 약 4~5km 정도라고 생각할 수 있다.

밀란코비치(M. Milankovitch) 주기

① 세차 운동

지구의 세차 운동으로 지축이 공전면에 대해 약 26000 년의 주기로 회전하고 있다.

현재에는 1 월에 지구가 근일점에 위치하지만 13000 년 후에는 7 월에 근일점에 위치하게 되어 북반구에서 계절의 변화가 매우 크게 된다.

② 자전축의 변화

지구의 공전면에 대한 지축의 기울기가 41000 년을 주기로 21.5 도에서 24.5 도까지 변한다.

현재 지축의 기울기는 23.5 도이며 기울기가 클수록 계절의 변화는 커진다. 반대로 지축의 기울기가 작으면 계절 변화는 작다.

③ 이심율의 변화

지구의 공전궤도는 약 10 만년을 주기로 원형에서 타원형으로 점차 편평해졌다가 원래대로 돌아간다. 이 과정에서 태양과 지구 사이의 거리가 변하게 되어 일사량의 증감을 가져오게 된다. 현재의 공전궤도는 이심율이 작은 타원궤도로 1 월과 7 월 사이의 일사량 차이는 7% 에 해당하느 이심율이 최대로 되면 일사량은 약 20% 정도 차이가 나 계절적 기후 변화는 매우 크다.

밀란코비치 주기는 지구의 기후변화를 유발할 수 있는 태양 복사량의 변화를 초래하고 있지만, 과거 빙하기와 간빙기를 되풀이했던 기후변동은 순수하게 외적 요인에 일어났다기 보다는 눈과 얼음의 반사효과와 피드백, 대기중 온실기체 함유량의 변화, 대륙 이동에 따른 해륙분포와 해류의 방향 변화 등 내적 요인들과 서로 복합적으로 작용하여 일어난 것으로 이해되고 있다.