Precipitation 201255314 김 유진

Contents Precipitation General Guidance Model Guidance 01 Model Guidance 02 Determining Precipitation Type 03 Forcasting Rainfall Amounts 04 05 Snowfall

강수 예보에 이용 가능한 많은 기법과 방법들이 있음. Contents 강수란? 비나 눈, 우박 등과 같이 대기 중의 작은 물방울이나 빙정 등이 땅에 떨어져 내리는 현상 강수 발생에 필요한 두 가지 요소 수증기 공기가 응결되게 상승시키는 메커니즘 (대류, 산에서의 강제 상승, 전선에서의 상승) 강수 예보에 이용 가능한 많은 기법과 방법들이 있음.

1. Precipitation General Guidance Contents 1. Precipitation General Guidance 1. Extrapolation (외삽법) 단기 예보에 가장 적합함 (특히 강수가 지점의 상류 (upstream)에 발생할 때). 방법 1시간 또는 3시간 마다 지상 차트에 강수가 지속되고, 간간히 일어나고, 소나기성인 지역의 윤곽을 그림. 레이더와 위성 자료를 이용하여 지상 차트를 개선함. 다른 형태의 선이나 기호를 사용하거나 색칠하여 다양한 형태의 강수를 구분함. 현재 지역과 몇 시간(또는 세시간)전의 지역과 비교함. 만약, 과거 움직임이 연속적이면 몇 시간 동안의 extrapolation을 만듦.

1. Precipitation General Guidance Contents 1. Precipitation General Guidance 2. Cloud-top Temperatures (구름 꼭대기 온도) 구름 상단의 높이와 온도는 지표에 내리는 강수의 유형, 강도와 밀접한 관련이 있음 (특히 중위도에서). 만약 구름꼭대기가 냉각되고 있다면 METSAT (Meteorological Satellites) 사진 순환을 살펴봄. 기후학적으로 구름 상단의 온도와 강수형태에 대한 확률은 다음 표와 같음. 구름상단 온도 (℃) 확률 (%) 강수 형태 < -5 87 이슬비 -12 81 단속적 비나 눈 < -12 95 지속적인 비나 눈 <-20 63 단속적인 비나 눈

1. Precipitation General Guidance Contents 1. Precipitation General Guidance 3. Dew-point Depression (습수) 대기 상층의 습수가 2 ℃ 이하 : 강수와 흐린 날씨 예보 850-700mb 에서의 습수가 2 ℃ 이하 : 위로 연직 운동이 발생 가능하다고 가정함, 잠재적 강수의 예보 *습수= 기온-노점 온도

1. Precipitation General Guidance Contents 1. Precipitation General Guidance 4. Frontal Placement (전선의 위치) (1) Cold Fronts (한랭 전선) 한랭전선 뒤의 날씨 패턴은 보통 낮은 높이의 돌풍이 있는 지표 바람을 포함함. 전선뒤의 거리와 운고에 따른 강수형태는 다음 표와 같음. 대부분의 경우, 어는 비의 밴드는 850mb 0℃ 등온선과 지상 0℃ 등온선 사이에 위치함. 전선의 방향은 전선 뒤의 날씨를 알려주는 지표로서 중요함. 동서 방향의 한랭전선과 관계된 날씨는 보통 전선 뒤로 500 miles, 북향 전선과 관련된 날씨는 보통 전선 뒤로 200 miles 정도만 확장됨. 일반적으로, 동서 방향의의 전선일수록 날씨 패턴의 움직임이 더 느림. 전선뒤 거리 (mile) 운고 (feet) 강수 형태 25~75(시정: ½~2) 200~600 비, 눈 또는 안개 75~150 500~1000 비, 눈, 어는비 >150 1000 소나기, 소낙눈 *1milea 약 1.6km

1. Precipitation General Guidance Contents 1. Precipitation General Guidance 날씨는 다음 중 하나가 발생할 때까지 지속됨. 500mb 골의 축이 그 지역의 동쪽을 지남. 저기압 발생이 일어나고 관련된 온도 이류가 패턴을 방해함. 패턴을 파괴하는 새로운 한랭 전선이 이동해옴.

활성 온난 전선과 함께 발생하는 overrunning 강수 패턴 모델을 그린것 Contents 1. Precipitation General Guidance (2) Warm Front – Overrunning (온난 전선- 넘치는) Overrunning 강수는 활성 온난 전선, 지점의 남쪽을 지나는 지상 저기압, stationary (정지된) 전선과 느리게 움직이는 한랭전선과 관련되어 발생함. 충분한 수증기와 연직 운동이 overrunning 강수를 만들기 위해 존재하는지를 알아보기 위해 925mb이나 850mb와 700mb products를 사용함. 925mb, 850mb product는 바람의 흐름이 그 지역으로의 수증기 이류에 유리한지 아닌지 드러냄. 700mb product 는 열적 구조가 overrunning 강수 형성에 적절한지 드러냄. 일반적으로, overrunning은 700mb에 특정한 강수를 형성하기 위한 따뜻한 공기의 이류와 저기압성 곡률을 필요로 함. 그러므로, overrunning 강수의 경계는 앞은 강수가 시작하고 뒤는 고도별 순전(온난이류)에서 고도별 반전(한랭이류, 강수의 종료)으로 바람의 방향이 변하는 700mb의 골 선에 있음. 활성 온난 전선과 함께 발생하는 overrunning 강수 패턴 모델을 그린것

1. Precipitation General Guidance Contents 1. Precipitation General Guidance 5. Drizzle Formation (이슬비 형성) 이슬비의 기본적인 필요 요건들 구름 층 또는 안개가 적어도 2000피트 깊이 구름 층이나 안개가 강수를 위한 작은 물방울을 생성하는 시간 위해 몇 시간 지속되어야 함. 구름 층과 안개를 유지하기 위한 위쪽으로의 충분한 연직운동 구름과 안개를 유지하기 위해 수증기의 근원 위쪽으로의 연직 운동을 제외하고, 이슬비의 필요조건들은 products들을 보고 예측할 수 있음. 700mb에서의 연직 운동은 안개와 층운과 관련 없음.

1. Precipitation General Guidance Contents 1. Precipitation General Guidance 지표 근처의 연직 운동: 합류 지역의 축을 찾고 따라가기 위해, 지상 차트에 유선을 그림으로써 확인함. 지상의 합류가 보통보다 강해지거나 약해졌는지 평가함. 이슬비는 더 빠르고 더 강한 합류가 있을 때 내리기 시작할 가능성이 있음. 전선과 관련된 상승은 안개와 넓은 층운 지역을 만드는 필요한 위쪽으로의 운동을 공급함. 지점에서 이슬비의 시작을 보고 추론하는 것이 가능함. extrpolation은 날씨가 일어나는 시간을 향상시키는데 도움이 될 수 있음. 이슬비 지역은 구름의 수명에 의지하기 때문에 불연속적으로 이동하거나 확장함. 이슬비가 내리는 구름은 따뜻하고(0℃ 이상) -10℃ 와 0℃ 사이인 과냉각수 구름임. 더 차가운 온도에서 구름은 더 많은 얼음 결정체들로 인해 물리적으로 다른 구름 형성 과정이 발생할 것임. 지표 온도가 0 ℃ 이하일 때, 어는 이슬비를 예보함.

2. Model Guidance Model Output Statistics (MOS) Contents MOS guidance는 극단적인 날씨의 경우에는 조심스럽게 사용해야 함. : 왜냐하면 기후가 드물거나 심각한 날씨의 예보에는 MOS guidance를 다르게 이끄는 경향이 있기 때문임.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type 1. Thickness (층후) 층후는 가장 흔한 강수 예보 변수임. 층후는 기압이 다른 두 층간의 연직 두께를 말함. 온도의 함수이기 때문에 따뜻한 공기일수록 두꺼운 층후를 가짐. 대부분 강수 유형 예보에 1000-500mb 층후값 540 (5400m)를 사용함. 다른 예보 변수는 850mb의 0℃ 등온선이 있음. 또 다른 예보 변수는 850-700mb 1530m 층후선이 있음. 850-700mb 층후가 1550m보다 더 크거나 1000-500mb 층후가 5440m 보다 더 클 때 눈이 거의 내리지 않음.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type a. Analyzing/extrapolating patterns (1) Method 1 Fig. 1-10은 액체상이나 얼 강수의 확률과 연관된 1000-500mb 층후를 보여줌. 여기서 괄호 속 숫자는 그 지점에서의 같은 확률 값을 결정하는 데 사용되는 경우의 수임. Fig. 1-11은 fig. 1-10에 주어진 층후 값으로 부터 층후의 증가와 감소에 따른 액체 또는 고체의 강수의 확률을 보여줌. 예를들어, 만약 Kentucky주의 Fort Campbell부대에서 예상한 층후가 fig. 1-10에서 보여준 5425m 층후값보다 작은 60m라면, fig. 1-11은 80%보다 큰 고체형 강수의 확률을 나타냄. 이 figures는 강수가 액체형이나 고체형인지를 예측할때 좋음. Fig. 1-10 이것들을 이런 층후 값이 대표적이지 않을 때 언제든지 변경하라.;예를들어 호수효과와 따뜻하거나 차가운 공기의 비교적 얇은 층. Fig. 1-11

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (2) Method 2 이 방법은 낮은 고도와 중간 고도의 층후가 둘다 계산하여 표시해야하나, 강수 분석은 빠르고 간단함. 등온선, 등로점선, 층후선을 보고 예보 차트를 사용함. 다음의 변수들을 지도에 표시함. 중간 고도의 층후(700mb고도 - 850mb고도) 낮은 고도의 층후(850mb고도 - 1000mb고도) 700mb 이슬점 850mb 이슬점 지상 0 ℃ 등온선 850mb 0 ℃ 등온선

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (3) Method 3 분석된 층후선들을 강수 예보의 유효한 시간에 그들의 위치에 옮기는 것이 필요함. 다음은 일반적인 층후 패턴들을 extrapolating하기 위한 규칙임: (a) Low-Level Thickness 층후 패턴의 판단에 도움이 되는 1000mb - 850mb의 층후선을 몇 개를 선택하여 (예를들어, 1300-, 1340 또는 1380m 선) 각각의 선을 3000피트에서의 풍향으로 100%의 풍속으로 이동함. 층후 마루는 짧은 파장과 연관된 속도에서 움직임. 강한 경압성 지역에서 층후 마루는 바람 속도의 50%에서 500mb 흐름의 약간 왼쪽으로 이동함. 층후 패턴이 단순히 대규모 전체적 분포를 묘사하기 때문에, 500mb에서의 빠른 변화에 적응하도록 주의해야 하고, 바람직한 예보 생산을 확인하기 위해 층후 분석을 지상 분석과 비교해야 함.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (b) Mid-Level Tickness 8000피트 바람의 100%에서 1520-1540m 밴드를 이동함. 새로운 층후 예보 차트를 만들 때 연속성과 최근 지상 분석과 다른 차트를 검토함.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type 2. Freezing percipitation indicators a. Height of Freezing Level 예보자는 강수 유형을 결정하기 위해 어는 고도를 사용함(table 1-7). 예보는 눈이 되기 위해 땅에 닫는 강수의 대부분에 대해 어는 고도가 지표 위로 1200피트 보다 더 낮아야 한다는 가정에 기초함. 그러나 예보자들은 힘든 겨울 강수 상황을 정확히 예보하기 위해 낮은 고도에서 발생하는 복잡한 열역학적 변화를 이해해야 함. 예를 들어, 어는 고도는 강수가 시작한 후 처음 1.5시간 동안 증발이나 승화로 500-1000피트 낮아짐. 포화가 일어날 때, 이런 과정들은 그치고 어는 고도는 3시간 이내에 본래 높이로 상승함. 강한 온난 이류와 함께 어는 고도는 6-8시간 주기로 몇 천 피트만큼 상승함.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type 다음의 방법들은 지상에 예상되는 강수의 유형을 예보하기 위해 어는 고도를 사용함. 각각은 대기를 통과하여 강수가 내릴 때 액체에서 고체 또는 고체에서 액체로의 상태 변화를 고려함. (1) Single Freezing Level 어는 고도가 지상 위로 1200 ft 를 초과 하거나 더 낮다면, 고체의 강수를 예보함. 어는 고도가 지상 위로 600~ 1200 ft 사이면, 액체와 고체의 혼합 강수를 예보함. (2) Multiple Freezing Levels 다양한 어는 고도가 있을 때, 따뜻한 층의 온도는 어는점 위에 존재함. 따뜻한 층이 12000 ft 두께보다 더 두껍고 지표와 가까운 차가운 층이 1500 ft 두께 이하라면, 어는 비를 예보함. 따뜻한 층이 1200 ft 두께보다 더 두껍고 지표와 가까운 차가운 층이 1500 ft 두께보다 더 두꺼우면, 우박을 예보하라. 따뜻한 층이 600~1200 ft 두께면 낮은 어는 고도에도 불구하고 우박을 예보함.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type b. Checklist for Snow vs. Freezing Drizzle 어는 강수가 발생하는 곳에 두가지 유형의 대기 상황이 있음. 가장 흔한 경우는 얼음 결정체가 충분히 깊은 따뜻한 층(온도가 0도보다 큰)을 통과하여 떨어져 녹을 때 발생함. 작은 물방울이 어는점 이하의 온도를 가진 차가운 지표를 치고, 접촉해서 엄. 다른 기법은 눈과 어는 이슬비 사이의 선택을 해야 하는 예보의 결정에 효과적임. 이 기술은 강수 핵 형성 과정에 기초를 둠. 이것은 미국, 유럽, 태평양 지역에 적용함. 그러나, 어는 강수가 한국에서는 비교적으로 드뭄. 전체 깊이를 통한 대기가 어는점 아래에 있고, 작은 물방울들이 지표 접촉 때까지 과냉각 상태로 남아있다고 가정함.

4. Forcasting Rainfall Amounts Contents 4. Forcasting Rainfall Amounts 1. Radar Signatures Associated with Flash Floods 기상 레이더를 보는 것은 잠재적인 강한 비와 홍수의 위치를 알아내는 좋은 방법임. 아래 특징들을 가짐. 빠른 에코의 성장 느린 에코의 이동 지속성 (오래 지속) 연속된 에코 (같은 지역 위로 반복적으로 이동하는 에코) 태풍 수렴 에코와 선

4. Forcasting Rainfall Amounts Contents 4. Forcasting Rainfall Amounts 2. Satellite Signatures 위성사진은 폭우 감지에 유용함. 아래의 특징들을 가짐. 거의 움직이지 않는 뇌우 시스템, 생긴 후 같은 지역을 다시 이동함. 모루 구름의 빠른 수평 확장. 적외선 사진이 가장 잘 나타냄. 빠른 연직 성장 -62 ℃ 보다 찬 위성사진 꼭대기 대류 구름 선과 뇌우의 합병 중규모 대류 복합체 뇌우 뒤쪽의 가라앉는 공기와 연관된 빠른 깨끗해짐. 이것은 강한 연직순환의 지표이고 강한 대류의 강수를 생성함. 상단 고도의 바람 흐름과 평행한 얇은 폭으로 늘어나는 뇌우 모루, 새로운 뇌우가 바람을 거슬러 자주 발달함.

5. Snowfall 1. General Guidance Contents 다음의 규칙들은 자연에서 실증적인 것들임 지상에서 500mb 층에 대한 평균 상대 습도는 특정한 종관 규모 강수이기 때문에 적어도 70~80% 여야 함. 적당한 수증기가 이용 가능하다고 가정하는, 온난 이류와 양의 와도 이류와 관련된 2인치 이상의 강설(호수효과와 산악성의 효과를 제외한) 대부분의 강수는 모델 예보 차트에서 65%이내 (또는 더 높은)의 상대습도 지역에서 발생함. 대부분 강한 강수는 80%이내의 상대 습도 지역에서 발생함. 850mb -5℃ 등온선은 보통 그 이후의 12시간 동안 심한 눈이 축척되는 지역의 경계가 됨. 심한 눈은 850mb 0℃ 등온선의 북쪽과 850mb -5℃ 이슬점 선의 남쪽과 700mb -10℃이슬점 선의 남쪽에서 발생함.

5. Snowfall 2. Estimating Rates/Accumulation Contents a. Using Weather and Visibility 강설률 판단은 시정 측정으로부터 결정될 수 있음 (table 1-8a, 1-8b) 강설률은 내리는 눈이 시정을 흐릿하게 한다고 가정하면 시정 효과와 반비례함. 눈의 축적은 강설률과 폭풍 기간에 의지함. 낮은 온도에서 내리는 눈은 어는 곳 근처에서 내리는 눈보다 훨씬 조금 녹는 경향이 있음. 강우 강도와 시간당 강우는 대략 평가된 강우강도/시간당 강우율 표로 변형될 수 있음 (표 1-8a). Table 1-8a와 1-8b의 사용은 예시로서 보여줄 수 있음. 만약 보통의 눈 (1/2 마일 시정)은 1시간 동안 -2℃(28℉)에서 발생했다면, 먼저 table 1a 에서 시간당 축적량 0.6~1.4 inches 를 얻음. Table 1b를 사용하여 시간당 더해지는 ¼ inches의 값을 얻어, 결과는 한시간 당 0.85 inches의 강설량을 구할 수 있음

5. Snowfall Contents b. Snow Index Using 200mb Warm Advection 이 방법은 10월 10일과 3월 10일 사이에 사용하는 효과적인 방법임. 다음 24시간 동안 강설량을 예보하기 위해 차가운 공기의 지역으로 이동하는 200mb에서의 온난 이류를 사용함. 200mb 따뜻한 공기 덩이는 보통 500mb 와도를 최대로 동시에 발생하기 때문에 200mb에서의 온난 이류는 강설량 예보에 중요한 지표임. 온난 공기는 보통 200mb 마루에서 발생하고 한랭 공기는 골에서 발생함. 강한 마루에서 온도는 보통 -40 ℃ 에서 -45 ℃이고 강한 골에서는 -65 ℃이거나 더 참. 일반적으로 200mb에서 500mb 최대 와도의 움직임 방향은 200mb 따뜻한 공기와 차가운 공기 덩이를 연결한 선에 평행함 (24시간 이전 동안 북미지역의 대규모 저기압성 흐름이나 남서 지역의 cutoff low가 있는 경우를 제외하고)

Contents 5. Snowfall 700mb에서의 온난 이류가 강설 위험 지역으로 갈 때, 다음 24시간 동안의 총 평균 눈 축적이 인치 (공기기둥이 눈 내릴 정도로 충분히 차다면): 마루에서의 따뜻한 중심과 골에서의 차가운 중심 사이의 차이 (℃)를 구하여 200mb에서의 온난 이류의 양을 알아냄. 이때 단위를 무시하고 2로 나눔. 만약 표시된 온난 이류가 예보하는 지역으로부터 위쪽으로 위도 6˚보다 적게 확장한다면 강수는 보통 짧음. 700mb에서 만약 한랭이류가 눈 위험 지역에 있다면, 총 눈 축적량은 200mb에서 온난 이류의 양을 4로 나눈 값으로 추정됨. 최대 강설은 가장 따뜻한 200mb 온도로부터 downstream에서 발견되는 200mb의 가장 차가운 온도 근처에서 발생함.

Contents 5. Snowfall c. Using Precipitable Water Index (PWI, PPW on N-TFS Skew-T: 가강수량) PWI는 연직 기둥에 포함되는 총 대기의 수증기임. PWI는 완벽하게 기둥에 모은 물이 서있다면 그 때의 고도의 항으로 표시됨. 12시간 눈의 양은 공식을 사용하여 PWI로부터 추정됨: 12시간 강설량은 PWI에 10을 곱한 것과 같음. 만약 지면이 젖었고 주변 온도가 어는점과 가깝다면: 12시간 강설량은 PWI에 5를 곱한 것과 같음. Ex) 만약 PWI가 0.75이고, 지면이 젖어있고, 지표 온도가 0℃일 때, 12시간 강설량은 0.75*5=3.75 inches임.

5. Snowfall 3. Lake Effect Snow Contents 가장 중요한 호수효과 눈보라는 저기압성 곡률의 차가운 공기가 더 따뜻한 호수의 물을 가로질러 국지적 불안정이 발생하는 늦가을과 겨울 동안 발생함. 호수 효과 눈보라로, 몇 백 마일 아래 방향으로 지속적인 날씨 시스템을 겪음. 다음의 체크리스트(table 1-9)는 가능한 예보 선택 중 하나를 결정하는데 치우친 변수들의 목록을 제공함: snow, snow alert, no snow 전체 점수 40점 이상: 눈을 예보함. 0~40점: 잠재적 눈 가능성. 0점 이하이면 어떠한 눈도 예보하지 않음.

5. Snowfall 4. Heavy Snow (대설) Contents 일반적으로, 다음조건들을 만족하면 대설을 예보함. 850mb 이슬점 온도의 범위가 -5℃~0℃ 700mb 이슬점 온도가 -10℃~-5℃보다 따뜻함 500mb 40˚N의 북쪽 온도가 -35 ℃이하 다음의 더 전문적인 지침은 대설 발생을 예보하는데 도움이 될 것임.

5. Snowfall Contents a. Non-Convective Snowfall Table 1-10 은 대류가 없는 상황 동안 강설 예보를 위한 실제에 근거한 규칙임. b. Locating Areas of Maximum 12-hour Snowfall 대설 지역을 정확히 찾아내는 다음의 방법이 있음. 최대 강설은 이런 지역들이 가장 교차하는 곳에서 발생함. 지상의 0 ℃등온선과 0 ℃이슬점 윤곽 850mb에서 이슬점이 4 ℃이하이고 수증기를 가지는 윤곽 지역 700mb에서 이슬점이 10 ℃이하이고 수증기를 가지는 윤곽 지역 500mb에서 제트 (-20 ℃ 등온선)와 차가운 열적 마루 지상에서 500mb까지의 80% 상대 습도의 윤곽 지역 양의 와도 이류와 12시간 예보 위치의 윤곽지역 낮은 고도의 층후 분석 (850~700mb 층후): 약 120 마일의 1520~1540m 밴드는 대설 구역에 가까운 곳으로 좋음. 폭은 200마일보다 크지 않고 강한 내림의 축은 지상 저기압의 한랭 지역에서 위도 2~4도임.

5. Snowfall Contents c. Satellite Techniques 위성사진 해석 기법은 대설 지역을 정확히 찾아내는데 유용함. 첫번째 기법은 대설 밴드의 남쪽 가장자리를 추정하기 위해 위성사진에서 가장 차가운 구름 상단의 남쪽 가장자리를 사용함. 가장 차가운 상단의 중간을 지나 그려진 선은 가장 중요한 강설의 북쪽 가장자리를 추정함.

5. Snowfall 5. Snowfall and the Physics Involved Contents 5. Snowfall 5. Snowfall and the Physics Involved 강설량 예보는 다음의 방정식에의해 얻어짐. Snow intensity × snow duration = snow amount 이 섹션의 목표는 예보자들이 강설강도의 항을 정의하는 것을 돕는 것이 목표임. 눈 결정 성장의 기초가 되는 강설 강도에서 미시적 물리학의 역할을 의논할 것임. 눈송이가 최대로 성장하게 하는 과정들을 이해함으로써, 강설강도 항을 더 잘 정의할 수 있음.

5. Snowfall Contents a. Microphysics of Snow (눈의 미시적 물리학) 눈의 미시적 물리학은 어떤 특정한 종관 환경에서의 강설량에 중요한 역할을 함. 큰 눈송이의 성장이 있는 곳의 환경을 구분하기 위해 미시적 물리 과정이 더 중요함. 전형적인 겨울 강수는 여러 다른 종류들로 이루어진 핵 생성과 침적을 통한 얼음 결정체 형성으로 시작함. 이러한 얼음 결정체는 병합과 상고대화로 계속해서 눈송이로 성장할 수 있음. 이 과정은 다음에서 논의될 것임.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (1) Heterogeneous Nucleation (여러 종류로 이루어지는 핵생성) 구름 입자들은 흔히 -20 ℃ 아래 또는 -35 ℃ 아래로 과냉각된 액체 상태로 존재함. 자발적인 응결은 -40 ℃에서 발생하지만, 더 높은 온도에서는 다른 입자들의 영향으로 응결할 수 있음. 얼음의 다른 요소로 이루어진 핵생성은 먼지와 점토 입자 또는 존재하던 얼음 결정체와 같은 다른 입자의 표면 위에 물분자가 모이고 얼 때, 과포화된 대기에서 일어남. 입자들의 유형에 따라 핵생성이 -5 ℃만큼 따뜻한 온도에서 일어나기도 하지만 -10 ℃ 이하의 온도에서 핵생성 가능성이 더 높음.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (2) Growth by Deposition (침적을 통한 성장) 침적을 통한 눈 결정 성장은 얼음 핵이 크게 자란 후 첫번째 과정임. 전제 : 얼음 핵과 과냉각수적의 포화 수증기압 차이 - 수적으로부터 물이 증발되어 얼음 핵에 증착함으로써 성장이 발생. 이 과정은 수적의 손실에서 얼음 핵의 성장을 초래함 - 물과 얼음의 포화수증기압 차이가 가장 큰 -15 ℃에서 극대화됨. 이 과정은 얼음핵이 크게 성장하는데 중요한 역할을 하지만, 다음의 병합 과정은 큰 눈송이를 만드는데 중요함.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (3) Growth by Aggregation (병합에 의한 성장) 병합에 의한 눈 결정의 성장은 침적에 의해 만들어진 큰 결정을 계속해서 더 크게 자라게 만드는 두번째 과정임. 전제 : 다른 유형의 눈 결정은 대기의 온도에 의지하여 생성됨. 얼음 결정의 기본 모양은 이것이 성장하는 온도에 매우 의존함. 모기둥과 바늘상이 수지상과 판상이 존재하는 지역에 떨어지고, 충돌을 통하여 눈 결정의 병합이 발생함. 병합으로 인해 눈 결정은 지상으로 떨어지면서 점점 더 커짐. 결정 모양 형성 온도(℃) 종단 속도 바늘상, 모기둥상 <-22 상대적 빠름 수지상, 판상 -22~-10 상대적 느림 빙정핵의 표면에서 수증기의 침적(deposition)에 의해서 생기는 결정으로서 바늘(needles), 모기둥(column), 판상(plate), 수지상(dendrite), 별(stellar) 모양 등으로 구분할 수 있다. 눈의 결정은 성장 시 결정의 온도와 수증기의 과포화 정도에 따라 달라진다.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (4) Growth by Riming (상고대화에 의한 성장) 상고대화에 의한 성장은 얼음 결정이 수적과 충돌하고 병합할 때, 수적이 얼음 결정에 얼어 붙으면서 발생함. 얼음 결정이 과냉각 수적의 포화된 층 (0 ℃ ~ -`10 ℃)에 떨어질 때 가장 효과적임. 작은 상고대화는 얼음 결정의 모양에 큰 변화를 주지 않지만, 엄청난 상고대화는 싸락눈과 진눈깨비를 생산함. 눈 결정의 “점성”은 주변의 온도가 -10 ℃ 위로 따뜻할 때 증가함. 약 -3 ℃ ~ 0 ℃의 깊은 등온의 저층은 “점성”최대화되기 때문에 큰 눈 결정들을 만듦. 빙정핵의 표면에서 수증기의 침적(deposition)에 의해서 생기는 결정으로서 바늘(needles), 모기둥(column), 판상(plate), 수지상(dendrite), 별(stellar) 모양 등으로 구분할 수 있다. 눈의 결정은 성장 시 결정의 온도와 수증기의 과포화 정도에 따라 달라진다. 상고대화 대기 중의 수증기가 승화하거나 0℃ 이하로 급냉각된 안개‧구름 등의 미세한 물방울이 수목이나 지물(地物)의 탁월풍이 부는 측면에 부착‧동결하여 순간적으로 생긴 얼음으로 수빙(樹氷)이라고도 한다. 백색 투명의 부서지기 쉬운 얼음으로 바람이 강할수록 풍상 측에 크게 성장하고 새우꼬리와 같은 모양을 한다.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (5) Melting Layers (녹이는 층) 대기의 낮은 부분은 녹이는 층으로 구성되어 있음. (보통 750피트 ~ 1500피트) 녹이는 층의 깊이와 지표의 상황에 따라 강수 형태가 다름 : 눈이 땅이 도달하기 전에 비가되거나 땅 근처에서 다시 얼어 진눈깨비가 됨. 기온 감률에 따라 녹이는 층의 강도가 다름 기온 감률이 작을 때: 녹이는 층은 강도가 약해지고, 깊이는 더 깊어져 눈을 녹임. 기온 감률이 클 때: 녹이는 층은 강도가 강해지고, 깊이는 더 얕아져 눈을 녹임. 녹이는 층의 깊이에 따라 강수 형태가 결정됨. 지표로부터 녹이는 층의 깊이 (ft) 지표에 눈으로 도달할 가능성 (%) >920 <50 920 50 <920 >50 빙정핵의 표면에서 수증기의 침적(deposition)에 의해서 생기는 결정으로서 바늘(needles), 모기둥(column), 판상(plate), 수지상(dendrite), 별(stellar) 모양 등으로 구분할 수 있다. 눈의 결정은 성장 시 결정의 온도와 수증기의 과포화 정도에 따라 달라진다.

3. Determining Precipitation Type Contents 3. Determining Precipitation Type (5) Melting Layers 녹이는 층의 깊이에 상관 없이 최대 온도로 강수 형태를 결정할 수 있음. Stewart 와 King (1986)에 의한 연구에 따르면, 녹이는 층에서 최대 온도 = 약 +1 ℃: 눈의 형태로 지상에 도달함. 최대 온도 +1 ℃ ~ 4 ℃: 진눈깨비가 내릴 것임. - 지표 근처가 어는점보다 차갑다면, 작은 크기의 입자들 (<2mm)은 어는 이슬비로 내릴 가능성이 큼. 최대 온도 > +4 ℃: 4mm이하인 입자들은 이 층을 통과할 때 완전히 녹아서 지표 상황에 따라 비나 어는 비로 내릴 것임. 4mm보다 크면 혼합된 강수가 예상됨. 녹이는 층의 깊이와 최대 온도 둘다 눈이 지표에 도달하기 전에 진눈깨비 또는 비가 될지 결정하는데 사용되어야 함. 빙정핵의 표면에서 수증기의 침적(deposition)에 의해서 생기는 결정으로서 바늘(needles), 모기둥(column), 판상(plate), 수지상(dendrite), 별(stellar) 모양 등으로 구분할 수 있다. 눈의 결정은 성장 시 결정의 온도와 수증기의 과포화 정도에 따라 달라진다.

5. Snowfall Contents b. Conclusions 강설 생성에서의 미시적 물리학 과정들은 어떻게 눈이 실제로 발생하는지에 대한 이해 뿐만 아니라 얼마나 많이 발생할 것인가에 대한 이해에서도 중요함. 수치 모델은 방정식의 “강설 시간”예보에 적절한 경향이 있지만, “강설량”예보에는 좋지 않음 (대부분의 미시적 물리학 과정을 고려하지 않는 수치모델의 지나친 간소화 때문일 것임). 예보자로서 이러한 물리적 과정을 더 이해하고 그것들을 우리의 예보에 적용시킬 필요가 있음. 어떻게 얼음 결정이 형성되고, 어떻게 침적, 병합, 상고대화를 통해 땅에 떨어질만큼 충분히 크게 자라는지 이해함으로써, 대설 내릴 조건이 최상인 곳을 결정할 수 있음. 그리고 녹는 층을 측정함으로써 더 정확한 강수 형태를 예보할 수 있음.

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