우리가 경험하는 일상의 날씨에서 대기안정도는 어떻게 작용할까? 안정한 공기가 강제적으로 상승되면 상대적으로 얇은 구름이 광범위하게 형성되며 강수가 발생할 경우 약하거나 중간 정도의 강도이다. 이와는 대조적으로, 불안정한 공기와 관련된 구름은 높이 솟고(치솟고) 보통 호우를 동반한다.
안정도는 어떻게 변화하는가
위에 위치한 공기덩이에 비해 지표 근처의 공기덩이를 더 따뜻하게 하는 요인들은 공기덩이를 불안정(불안정도를 증가시킴)하게 하는 반면, 지표 근처의 공기덩이를 더 차게 하는 요인들은 공기덩이를 더욱 안정 화시킨다. 다시 말하면, 환경감률을 증가시키는 요인들은 공기덩이를 덜 안정하게 하는 반면에 환경감률을 감소시키는 요인들은 공기덩이의 안정도를 증가시킨다.
불안정도는 다음에 의해 강화된다.
1. 낮 시간 동안 대기의 최하층을 따뜻하게 가열하는 태양복사
2. 찬 기단이 따뜻한 지표면 위를 통과할 때 지상으로부터 기단의 가열
3. 지형성상승, 전선상승 및 수렴과 같은 과정들에 의해 야기되는 공기의 상승 운동
4. 구름 꼭대기에서의 복사냉각
안정도는 다음에 의해 강화된다
1. 일몰 후 지표면의 복사냉각
2. 기단이 찬 지표면을 통과하는 동안 지표면 근처에서의 기단의 냉각
3. 공기기둥(air column) 내에서의 침강
매일의 온도변화도 중요하지만, 안정도를 변화시키는 대부분의 과정 들은 수명 또는 연직 운동에 의해 야기되는 온도변화로 일어난다는 것을 주목하자.
태양가열과 안정도
맑은 여름날, 지면이 충분히 가열되면 하층대기는 공기덩이가 상승하기에 충분할 정도로 따뜻해질 것이며 국지적인 대류가 발생할 것이다. 해가 지고 나면 지면의 냉각이 대기를 다시 안정하게 한다.
공기의 수평운동과 안정도
안정도 변화는 공기덩이가 현저하게 다른 온도를 가지는 지표 위로 수평 이동할 때 나타날 수 있다. 예를 들어, 겨울에 멕시코만으로부터의 따뜻한 공기가 차고 눈 덮인 중서부를 넘어서 북을 향해 움직이는데, 이 공기는 지표로부터 냉각된다. 이 냉각 이 공기를 더욱 안정시키기 때문에 가끔은 광범위한 지역에 안개를 발생시키지만 구름은 발달하지 않는다.
반면, 겨울에 한대 지방의 찬 공기가 그레이트 호수의 얼지 않은 수면을 가로질러 남쪽으로 움직일 때 불안정도는 강화된다. 비록 그레이트 호수도 겨울에는 온도가 낮지만 영하의 한대기단보다 25°C만큼 더 따뜻하다. 기단이 그레이트 호수를 통과하는 동안 비교적 따뜻한 수면으로부터 찬 한대공기로 더해진 열과 수분은 이 한대공기를 습윤하고 불안정하게 한다. 그 결과 이 호수의 풍하측에 대설을 초래하게 되는데 이를 '호수효과 눈'이라 불린다.
공기의 연직 움직임과 안정도
보통 침강(subsidence)이라 불리는 일반적인 하류가 있을 때, 침강하는 공기층의 상층은 하층보다 압축에 의해 더 많이 가열된다(일반적으로 지표면 부근의 공기는 침강이 되지 않기 때문에 지표 근처 공기의 온도는 변하지 않는다). 지표 근처의 공기에 비해 위쪽의 공기가 더 가열되기 때문에 침강은 공기를 안정화하는 경향이 있다. 수백 미터의 침강에 의한 가열 효과는 대기의 어떤 층에서도 볼 수 있는 구름을 증발시키기에 충분하다. 따라서 침강에 대한 하나의 증거는 검푸르고 구름이 없는 하늘이다.
공기의 상승 운동은 일반적으로 불안정도를 강화하는데, 특히 탑적운과 뇌우를 발생시키는 따뜻한 여름철에 더욱 그렇다. 조건부불안정 한 공기가 강제적으로 상승된다면 불안정해질 수 있으며 자체의 부력에 의해 계속 상승할 수 있다.
구름으로부터의 복사냉각
저녁 시간 동안 작은 규모이지만 구름 꼭대기에서의 복사냉각도 불안정도와 성장을 강화시킨다. 방출률이 작은 공기와는 다르게, 구름방울들은 방출률이 커서 상당한 에너지를 우주로 방출한다. 지표면의 가열로 성장하는 탑구름은 일몰이 되면 힘의 근원을 잃는다. 그러나 일몰 후 구름 꼭대기에서의 복사냉각이 구름 꼭대기 근처의 감률을 강화시켜, 하층의 따뜻한 공기덩이에 부가적인 상승 운동을 유발할 수 있다. 이 과정이 일몰 후 일시적으로 성장을 멈췄던 구름으로부터 야간에 뇌우들을 발달시키는 것으로 생각된다.
기온역전과 안정도
대기에서 가장 안정한 조건은 기온역전(temperature inversion)과 관계된다. 온도는 일반적으로 고도에 따라 하강하는데 반해, 기온역전은 온도가 고도에 따라 상승하는 대기층이다. 기온역전은 대기에서의 대류 활동이 역전층을 뚫지 못하도록 하는 뚜껑처럼 작용한다. 대기에는 두 종류의 역전 유형이 있는데, 지면 근처에서 발생하는 것과 대기 상층에서 발생하는 것이다.
맑은 날 밤 지면에서의 복사냉각과 같이 다양한 과정들이 기온역전을 발생시킬 수 있다. 해가 지고 나면, 지표면은 빠르게 에너지를 잃으며 전도를 통해 지표면 근처의 공기를 냉각시킨다. 그렇지만 공기의 전도도가 낮기 때문에 지면과 떨어진 상부의 공기는 여전히 따뜻한 상태이다.
지면 근처의 공기가 바로 위의 공기보다 차고 무거우면 두 층 사이에 연직 혼합은 거의 발생하지 않는다. 오염 물질들은 대부분 지표에서 대기로 유입되기 때문에 기온역전은 오염 물질들을 하층에 집적시켜 기온역전이 해소되기 전까지 오염 물질들의 농도가 계속해서 올라간다.
널리 퍼진 안개 또한 기온역전에 의해 강화될 수 있다. 복사냉각 때문에 안개는 일몰 후에 종종 발생한다. 이 상태에서 역전이 발생하면 지표면 근처의 습하고 안개를 포함한 공기와 바로 위의 건조한 공기 사이의 혼합이 억제되기 때문에 안개의 소산이 지연된다.
대기 상층에서 발생하는 역전은 대류운을 넓게 퍼져나가게 하여 평평한 모습을 띠게 한다. 하나의 예가 대류권계면이라 불리는 대류권 상부까지 도달한 탑 뇌우 구름의 평평한 꼭대기들이다. 이 기온역전은 성층권에서 발견되는 오존층에 의한 태양복사 가열의 결과이다. 대기에서 가장 안정한 조건은 기온역전(temperature inversion)과 관계된다. 온도는 일반적으로 고도에 따라 하강하는 데 반해, 기온역전은 온도가 고도에 따라 상승하는 대기층이다. 기온역전은 대기에서의 대류 활동이 역전층을 뚫지 못하도록 하는 뚜껑처럼 작용한다. 대기에는 두 종류의 역전 유형이 있는데, 지면 근처에서 발생하는 것과 대기 상층에서 발생하는 것이다.
요약하면, 우리가 일상에서 경험하는 날씨를 결정하는 데 있어서 안정도의 역할은 아무리 강조해도 지나치지 않는다. 대기의 안정도 또는 안정도의 부족은 구름이 발달하고 강수가 발생할지, 그리고 강수가 일시적 소나기로 내릴지, 그렇지 않으면 강렬한 폭우로서 내릴지를 개략적으로 결정한다. 일반적으로 안정한 공기가 강제 상승할 때 형성된 구름은 연직 두께가 얇을 뿐만 아니라 강수가 발생할지라도 강도는 약하다. 반대로 불안정한 공기는 많은 강수와 뇌우를 자주 동반하는 탑구름을 유발할 수 있다.