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하늘에 떠 있는 구름은 대기 중의 수증기가 응결하거나 빙결해서 형성되는 수적 또는 빙정의 집합체라고 할 수 있다. 구름 형성과 강수 발달 과정은 크게 구름 형성을 유도하는 공기의 상승 운동과 관련된 역학 과정과 수증기의 응결에 의한 수적의 형성과 이들의 충돌, 병합에 의한 수적 성장을 나타내는 미세물리 과정으로 나눌 수 있다. 이러한 미세물리 과정과 역학과정은 서로 밀접한 상호작용을 한다. 공기의 상승 운동은 단열 팽창에 의한 공기의 냉각율을 결정하고, 이는 곧 수증기의 응결율을 결정한다. 응결시 방출된 잠열에 의한 공기 덩이의 온도 상승과 형성된 구름 입자에 의한 저항력은 공기 덩이의 상승운동에 영향을 준다. 구름 형성과 강수 과정에서 역학 과정이 우선이긴 하지만 강수 발달에 결정적인 역할을 하는 것은 미세물리 과정이다. 따라서 인공증우에서는 역학 과정보다 미세물리 과정이 더 중요시된다.
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대기중에서 구름은 응결핵 역할을 하는 직격 1정도의 에어로솔 입자 주위에 응결과정을 통해 수증기가 모여들어 수적의 크기가 20~25 까지 성장함으로써 형성된다고 알려져 있다. 수적의 크기가 직경 20~25 이상이 되면 더 많은 수증기가 매우 많은 수의 수적에 공급되어야 하므로 성장속도는 둔화된다. 즉 구름입자는 평균 직경 10 내외로 아주 작아 구름내의 난류에 의해 떠있게 된다. 강수 입자의 크기가 1 mm 정도인 점을 감안한다면 하나의 강수입자가 형성되려면 약 100만개의 구름입자가 뭉쳐져야 한다. 강수 발달 과정의 연구결과 대기 중에서 수증기의 응결과정으로만 구름입자에서 강수 입자로 성장하는 것은 구름의 지속시간 이내에 거의 불가능하다고 알려졌다. 이와 같은 연구결과는 응결과정으로 운립이 형성될 수는 있지만 응결과정만으로 작은 운립이 큰 우적으로의 성장을 설명하기는 어렵다는 것을 암시해 준다. 즉 강수입자의 형성에는 어떤 과정 또는 그 과정들의 조합이 존재한다는 것이다. 현재 널리 알려진 강수형성과정에는 충돌?병합과정과 빙정과정이 있다.
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열대지방이나 여름철 중위도지방에서 형성되는 구름은 구름의 최상부의 온도가 0℃ 이상이다. 이러한 구름을 따뜻한 구름(warm cloud)d라고 하며, 구름 전체가 수적으로만 되어 있다. 이 때 수적의 성장은 구름내부의 수적간의 충돌?병합에 의해 이루어진다. 이런 과정을 통해 형성된 비를 따뜻한 비(warm rain)라고 한다. 따뜻한 구름에서의 수적의 성장은 수증기의 응결과정과 수적간의 충돌?병합 과정의 두 가지 단계의 과정으로 구분되며, 각 과정에서 수적의 성장률은 수적의 크기와 매우 밀접한 관계가 있다. 현재까지의 연구에 의하면 수적의 반경이 20 보다 작은 경우에는 응결과정에 의한 성장이 충돌?병합과정에 의한 성장보다 크며 수적의 반경이 20 보다 큰 경우에는 충돌?병합과정에 의한 성장이 응결과정에 의한 성장을 능가하는 것으로 알려져 있다. 따라서 따뜻한 구름에서 빗방울이 형성되려면 우선 수적의 반경이 20 이상이 되어야 한다. 또한, 따뜻한 구름 내부의 수적들이 충돌?병합되려면 수적들의 크기가 서로 달라야 한다. 왜냐하면 수적의 낙하속도의 차가 생기기 때문이다. 강수입자 형성에 있어서 가장 중요한 요소는 구름 내부에 있는 액체상태의 물(liquid water)이라고 할 수 있다. 구름 내부에 충분한 수적이 있는 경우 수적 성장에 미치는 주요한 요소는 크게 네 가지를 들 수 있다. ① 수적 입자 크기의 범위 ② 구름의 두께 ③ 구름 내부에서의 상승기류 ④ 구름 내부에서의 전기장과 수적 입자의 전하 상대적으로 구름의 두께가 엷은 층운형의 구름은 상승기류가 약하기 때문에 단지 이슬비를 내릴 정도이나 수직으로 발달하는 적운형의 구름에서는 강한 상승기류로 인해 소나기가 내리게 된다.
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빙정과정에 의하여 강수 입자가 형성되려면 0℃ 이하의 구름 속에 수적과 빙정이 반드시 공존해야 한다. 따라서, 이과정은 중위도와 고위도에서의 강수를 설명하는데 아주 중요하다. 중위도와 고위도 지방에서 형성되는 전형적인 적란운은 구름 상부에는 빙정, 하부에는 수적, 중앙에는 빙정과 수적이 함께 있음을 보여준다. 이와 같이 구름의 밑면의 온도가 0℃보다 높거나 낮지만 그 최상부의 온도가 0℃보다 낮은 구름을 찬 구름(Cold cloud)이라고 하며, 찬 구름에서의 강수발달과정은 수적만으로 이루어진 따뜻한 구름의 강수과정과는 달리 구름내부에서의 빙정과 성장과정에 따라 좌우된다. 찬 구름에서 빙정의 성장의 첫 단계는 빙정주위의 수증기가 빙정면에 침적(deposition)되는 것이며 이 단계에서 빙정은 아름다운 눈의 결정이 된다. 침적에 의하여 빙정이 어느 정도 성장하면 다른 빙정 또는 과냉각수적과 충돌하여 빨리 성장하게 되는데 이를 부착(aggregation)이라고 한다. 찬 구름에서 빙정의 성장기구는 이외에도 과냉각 수적과 빙정이 공존하면서 수적과 빙정에 작용하는 포화수증기압의 차이에 의해 빙정이 성장한다는 빙정설이 있다.
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충돌/병합과정에 의한 강수는 항상 비의 형태로 나타나지만 빙정과정에 의한 강수는 그 때의 대기상태에 따라 달라진다. 예를 들면 겨울철에 지표근처의 기온은 영하이지만 역전층이 있을 경우 역적층 상부는 영상일 때가 있다. 이런 경우 찬 구름에서 눈의 형태로 내리던 강수입자는 낙하 도중 역전층 상부에서 눈이 논아 비로 되었다가 지표근처에서 다시 얼어 진눈깨비나 얼음입자로 된다. 기상관측에 의하면 지표 부근의 기온이 4 ℃인 경우에 지상에서 눈이 관측된 경우도 있다. 최근 연구에 의하면 강수유형은 지표 부근의 기온과 상대습도에 따라 결정된다고 밝혀져 있다. 같은 기온에서는 상대습도가 높을수록 비, 낮을수록 눈이 될 가능성이 크게 보이며, 기온이 5 ℃이상이 되면 지상에서는 눈이 내리지 않는다.
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인공증우는 인공으로 구름을 형성하고 비를 내리게 하기보다는 강수의 가능성이 있는 자연 상태의 구름을 인위적으로 조절하여 강수 발달을 촉진시키고 강수량을 증가시키는 과정이며, 이와 관련된 미세 구름 물리 과정에는 빙정과정, 병합과정 등이 있다.
가. 씨뿌리기 가능성 인공증우를 실행하기에 앞서 사전에 수행하여야 할 가장 중요한 일중의 하나는 목표 지역(target area)을 통과하는 구름의 증우 가능성을 조사하는 것이다. 그 까닭은 씨뿌리기를 한다고 해서 모든 구름이 강수를 증가시키는 것은 아니기 때문이다. 씨뿌리기 가능성(seedability,· potential for increasing precipitation)은 구름에 인공 비씨를 뿌릴 경우 강수 증가를 가능하게 하는 구름의 특성, 즉 구름의 조절 잠재열(modificatiorl potential)이라고 할 수 있다. 따라서 써뿌리기 가능성의 구성에 대한 정확한 정의를 내리기는 쉽지 않다. 그렇다고 단지 씨뿌리기로 인한 증우라고 기술하는 것만으로도 충분하지 않다(Wamer, 1985).WMO(1982)에서 설정한 과냉각 구름에 대한 정역학적 씨뿌리기 가능성(static seedability)에 대한 기준은 다음과 같다. (a) 수적간의 충돌, 병합이 효과적으로 일어나지 않는 경우 (b) 응결에 의한 과냉각수의 생성률이 소모율보다 크거나 거의 같은 경우 (c) 씨뿌리기로 형성된 강수 입자들이 지상에 도달할 수 있을 만큼 성장할 시간이 충분히 있는 경우 Hill(1950)은 겨울철 지형성 구름의 씨뿌리기 가능성에 대한 추정은 (a) 상숭 기류의 속도, (b) 운정의 온도 (c) 과냉각수의 양 (d) 강수률을 측정하므로써 가능하다고 제안하고 있다. 한편 그는 과냉각수의 양과 상승 기류의 속도 측정이 이루어지지 않는 경우 다음과 같은 기준을 seedability index로 제시하고 있다. (a) 운정의 온도 ≥ - 22℃ (b) 구름내 기온 안정도가 1∼2℃/km를 넘지 않으면서 습윤 단열 감률보다 작을 것 (c) 산정에서 산을 가로지르는 풍속 ≥ 8 m/s (d) 운저가 산 정상이나 산 정상 아래에 있을 것 (e) 구름의 두께 ≥ 1 km
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앞에서 언급한 Hill(1980)과 WMO(1982)가 제시한 사항을 중심으로 씨뿌리기 가능성을 추정하기 위해서는 구름의 규모, 상승 기류와 구름의 미세구조(microstructure)를 관측하여야 한다. 이와 같은 관측을 위해 Wamer(1985)는 세 가지 관측 수단을 제안하고 있다. 첫째는 항공기에 의한 구름의 미세구조 관찰이다 인공증우와 관련하여 관측되어야 할 측정 사항은 구름 수함량, 구름 수적의 크기 분포, 구름응결핵 스펙트럼, 흡습성 거대 입자 스펙트럼(speclfum of large hygroscopic particles), 빙정입자의 수농도, 빙정핵 스펙트럼, 구름의 온도와 부력, 상숭 기류의 구조 등이다. 항공기 관측의 장점은 다른 관측 수단으로 얻을 수 없는 구름의 자세한 미세 구조를 직접 조사할수 있는 장점이 있지만, 구름의 규모에 비해 매우 작은 일부분에서 자료가 수집되므로 관측치의 대표성에 문제가 있을 수도 있다. 둘째는 microwave radiometer를 이용하여 대기 내의 수증기량과 액체 수함량(iquid water oontent)을 측정할 수 있다. 특히 dual-channel radiometer는 대기의 수증기 함량과 수함량을 분리해서 측정할 수 있다. 셋째는 레이더를 이용하여 씨뿌리기 가능성의 결정에 필요한 구름의 규모, 강수입자 성장 영역, 구름 입자의 굽(phase)을 조사할 수 있다. 도플러 레이더로는 구름 내에서 기류의 연직 운동, 수평풍의 분포 등을 조사할 수 있다(Atlas e? H7., 1984; Rogers, 1984). 특히 Ka-band 레이던는 경미한 강수가 있는 구름이나 강수가 없는 구름의 정량적인 미세 구조와 동역학적 성질을 조사하는데 매우 유용하다.씨뿌리기 가능성 추정에는 위에서 언급한 세 가지 장비 외에도 구름의 분포와 운정의 온도를 측정하는 기상위성과 수적의 크기 분포를 측정하는 라이다(lidar)가 이용되고 있다.
1. 증우 지역의 강수 관련 기후 조사 인공증우 실험 지역을 선정하거나 어떤 지역이 중우 대상 지역으로 선정되었을 경우 고려해야 될 기후학적 요인은 크게 세 가지로 나눌 수 있다. 첫째는 증우를 실시하려고 하는 지역의 종관 기후학적 측면을 고려하여야 한다. 이것은 대상 지역에 영향을 미치는 기단과 일기계(weather system)의 유형과 빈도를 포함한 것으로 특히 강수를 초래하는 일기계의 유형은 매우 중요하다. 둘째는 대상 지역의 강수계와 기후를 고려하여야 한다. 구름의 구성(cloud organization)과 순, 운저와 운정의 기온, 구름의 면적과 이동 등이다. 이러한 자료는 기상 위성의 가시 명상과 적외 명상 등의 자료를 분석하면 얻을 수 있다. 세 번째로 고려하여야 할 사항은 강수 특성이다. 강수의 빈도, 강도, 지속 시간, 강수량, 공간 분포, 최대 강수량 등이 그것이다. 다른 조건이 동일한 경우 빈도가 낮으면서 대류 활동의 변화가 큰 지역보다는 빈도가 높으면서 대류 활동의 빈도가 균일한 지역이 증우 대상 지역으로는 더 적절하다.
2. 과냉각 구름의 조절 인공증우의 대상으로 현재 고려되고 있는 과냉각 구름은 지형성 구름(orografhic clouds), 층상운(stratiform clouds), 그리고 적운형 구름(cumuliform cloud)이다. 이들 구름은 앞에서 언급한 정역학적 씨뿌림(static seeding)이나 동역학적 씨뿌림(dynamic seeding) 방식에 의해 중우를 시도할 수 있다. 지형성 구름에 대한 씨뿌리기에는 겨울철 산악 지역의 적설량을 늘려 눈이 녹을 때의 물을 이용할 목적으로 주로 실행된다. 후자의 목적으로 산악 구름에 대한 씨뿌리기를 시행하고 있는 곳은 캘리포니아 주의 시에 라-네바다(Sierra-Nevada) 산맥이다. 이곳에서는 매년 11월부터 그 이듬해 2월까지 씨뿌리기에 의해 필요한 농업 용수 및 생활 용수를 확보하고 있다. 인공중우를 위한 지형성 구름이나 구름계의 조절에는 일glaciogenic seeding이 경제적이면서 가장 많은 증우를 가져다 줄 수 있을 것으로 고려되고 있다. 통계 분석에 의하면 지형성 구름은 어떤 지역에서는 강수를 10-15% 중가시키는 것으로 보고되고 있다. 운정의 온도가 - 2O? 이상이면서 저기압이나 전선과 관련된 충상운은 상당한 양의 강수를 내린다. 야외 실험과 수치 모의 실험 결과는 이러한 충상운에서 과냉각수가 존재하는 곳은 glaciogenic seeding에 의해 강수량이 증가할 수 있음을 보이고 있다. 동일한 형태의 전선이라도 구름의 분포와 과냉각수의 함량이 각 경우에 따라 다르므로 씨뿌리기 가능성에 대한 평가가 필요하다. 층상운중에서 두께가 얇은 층상운은 씨뿌리기에 의해 강수가 가능하나 때로는 이로 인해 구름이 소산되어 맑은 날씨가 되기도 한다. 적운형 구름은 세계의 많은 곳에서 강수의 주원인이 되는 구름으로 상승 기류의 속도가 1 m/sec를 능가한다. 이와 같이 강한 상승 기류는 구름 입자가 우박이나 우적으로 성장할 수 있을 만큼 오랫동안 대기중에 떠 있을 수 있게 한다. 따라서 적운형 구름은 모든 유형의 구름 가운데서 가장 많은 수액(liquid water)을 포함하여 강수률이 가장 높다. 이런 이유 때문에 적운형 구름에 대해서는 정역학적 씨뿌림이나 동역학적 씨뿌림 모두 가능하다. 지중해 동부의 겨울철 적운에 대한 장기간의 씨뿌림 결과는 13-15%의 중우를 가져오는 것으로 알려져 있다.
3. 온난구름의 조절
온정 온도가 O℃ 이상인 온난구름의 강수 발달은 수증기의 응결에 의한 성장 후 수적간의 충돌, 병합에 의해 주로 일어난다. Hygroscopicseeding에 의한 온난비의 증우에 관한 맡은 연구가 실험과 수치 모델링을이용하여 이루어졌다. 실험 연구에서 hydroscopic seeding은 수적의 크기분포, 구름 전기장의 강도, 그리고 구름 화학을 변화시키며 또한 레이더의 에코 고도를 낮춘다고 제시하였다(Cotton, 1986).lohnson(1987)의 수치 모델 연구에 의하면 자연 상태에서 비를 내릴 수 있는 온난구름에는 hygroscopic seeding을 실시한다고 해도 커다란 증우 효과를 기대할 수 없다고 제안하고 있다. 난구름을 대상으로 중우를 기를 해야하는가에 대한 결정이다. 이것은 seeding window의 정의를 위한 온난비 잠재력(warm r시도할 경우 직면하는 어려운 문제 중의 하나는 최대 중우 효과를 얻기 위해 어느 단계에서 씨뿌리 평가와 직결된다. 지금까지의 연구 결과를 종합해 보면 온난구름의 증우는 시도해 볼만 하지만 현재까지 수행된 온난구름의 증우 실험에 대한 확실한 평가와 기술 이전이 제대로 되고 있지 않은 실정이다.
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