상당온위

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1. 개요
2. 정의 및 공식
- 2.1. 다양한 표현식
3. 대기 안정도와의 관계
4. 기상학에서의 활용
참조

1. 개요

상당온위는 주어진 기압과 온도에서 공기 덩어리가 가질 수 있는 모든 수증기가 응결되어 잠열을 방출한 후, 표준 기압(1000 hPa)으로 단열적으로 이동했을 때의 온도로 정의된다. 이는 종관 기상학 및 중규모 기상학에서 공기 덩어리의 특성을 파악하고 대기의 안정도를 분석하는 데 사용된다. 상당온위는 기온과 습도가 높을수록 커지며, 대기의 수직 구조에서 고도와 함께 감소하는 비율이 클수록 대기는 불안정해진다. 상당온위는 건조 단열 과정과 습윤 단열 과정에서는 보존되지만, 가짜 단열 과정에서는 보존되지 않는다.

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상당온위

2. 정의 및 공식

상당온위는 주어진 기압과 온도에서 공기 덩어리가 가질 수 있는 모든 수증기가 응결되어 잠열을 방출한 후, 표준 기압(1000 hPa)으로 단열적으로 이동했을 때의 온도로 정의된다.^[1]^[2]

상당온위( $\theta_e$ )는 다음 식으로 표현된다.

: $\theta_{e} = \theta \exp\left(\frac{L w_{s}}{C_{p} T_{d}}\right)$

이때 $\theta$ 는 온위, L은 응결에 의해 방출되는 잠열의 상수값(약 2,500,000 J/kg), w_s는 공기 덩어리가 상승 응결 고도에 도달했을 때의 포화 혼합비, T_d는 공기 덩어리의 이슬점 온도(K), 그리고 C_p는 일정 압력에서의 비열 용량(J K^-1 kg^-1)이다.

위 식을 온위를 사용하지 않고 나타내면 다음과 같다.

: $\theta_e = T \exp \left( \frac{L w_s}{C_p T_d} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^{\frac{R}{C_p}}$

T는 공기 덩어리의 현재 기온(K), R은 대기의 기체 상수(8.31447 J K^-1 mol^-1), p는 현재 기압(hPa), p₀는 기준 기압 1,000(hPa)이다.

또한, 상당 온도 T_e를 사용하여 나타내면 다음과 같다.^[6]

: $\theta_e = T_e \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p} \approx \left( T + \frac {L}{C_{p}} w_{s} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p}$

상당온위 계산에는 여러 근사식이 사용되는데, 이는 공기 덩어리의 움직임에 따라 적분을 계산하는 것이 쉽지 않기 때문이다. Bolton (1980)은 이러한 절차를 검토하고 오차 추정치를 제공한다.^[3] 정확도가 필요할 때 사용되는 최상의 근사식은 다음과 같다.

: $\theta_e = \theta_{L} \exp \left[ \left( \frac{3036}{T_L} - 1.78 \right) r \left(1 + 0.448 r\right)\right]$

: $\theta_{L} = T \left(\frac{p_0}{p - e}\right)^{\kappa_d} \left(\frac{T}{T_L}\right)^{0.28 r}$

: $T_L = \frac{1}{ \frac{1}{T_d - 56} + \frac{\log_e(T/T_d)}{800} } + 56$

여기서:

$\theta_L$ 는 상승 응결 고도(LCL)에서의 (건조) 포텐셜 온도 [K]이다.
$T_L$ 은 LCL에서의 (근사) 온도 [K]이다.
$T_d$ 는 기압 $p$ 에서의 이슬점 온도이다.
$e$ 는 수증기압(건조 공기에 대한 $\theta_{L}$ 을 얻기 위해)이다.
$\kappa_d = R_d / c_{pd}$ 는 건조 공기의 비열에 대한 비열 기체 상수의 비율 (0.2854)이다.
$r$ 은 질량당 수증기 질량의 혼합비 [kg/kg]이다 (때로는 [g/kg]^[4]로 주어지며, 이는 1000으로 나누어야 한다).

Holton (1972)과 같은 문헌에서는 이론적 설명을 중요시할 때 약간 더 이론적인 공식을 사용한다.^[5]

:

\theta_e \approx \theta_L\exp\left[\frac{ r_s(T_L) L_v(T_L) }{ c_{pd} T_L }\right]

여기서:

$r_s(T_L)$ 는 공기의 포화 수준에서의 온도 $T_L$ 에서의 물의 포화 혼합비이다.
$L_v(T_L)$ 는 온도 $T_L$ 에서의 증발 잠열 (40 °C에서 2406 kJ/kg, 0 °C에서 2501 kJ/kg)이다.
$c_{pd}$ 는 일정 기압에서의 건조 공기의 비열 용량 (1005.7 J/(kg·K))이다.

2. 1. 다양한 표현식

상당온위(

\theta_e

)는 다음과 같은 다양한 표현식으로 나타낼 수 있다.

== 기본 공식 ==

상당온위는

\theta_{e}

로 표기하며, 다음 식으로 표현된다.^[1]^[2]

:

\theta_{e} = \theta \exp\left(\frac{L w_{s}}{C_{p} T_{d}}\right)

이때

\theta

는 온위, L은 응결에 의해 방출되는 잠열의 상수값(약 2,500,000 J/kg), w_s는 공기 덩어리가 상승 응결 고도에 도달했을 때의 포화 혼합비, T_d는 공기 덩어리의 이슬점 온도(K), 그리고 C_p는 일정 압력에서의 비열 용량(J K^-1 kg^-1)이다.

위 식을 온위를 사용하지 않고 나타내면 다음과 같다.

:

\theta_e = T \exp \left( \frac{L w_s}{C_p T_d} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^{\frac{R}{C_p}}

T는 공기 덩어리의 현재 기온(K), R은 대기의 기체 상수(8.31447 J K^-1 mol^-1), p는 현재 기압(hPa), p₀는 기준 기압 1,000(hPa)이다.

== 상당 온도(

T_e

)를 사용한 표현 ==

상당온위(

T_e

)를 사용한 표현은 다음과 같다.^[6]

:

\theta_e = T_e \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p} \approx \left( T + \frac {L}{C_{p}} w_{s} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p}

여기서:

$T_e$ = 상당 온도
$R_d$ = 공기의 비열 기체 상수 (287.04 J/(kg·K))
$C_{p}$ 는 일정 압력에서의 비열 용량(J K^-1 kg^-1)이다.

== 상세 공식 (Bolton, 1980) ==

상당온위 계산에는 여러 근사식이 사용되는데, 이는 공기 덩어리의 움직임에 따라 적분을 계산하는 것이 쉽지 않기 때문이다. Bolton (1980)은 이러한 절차를 검토하고 오차 추정치를 제공한다.^[3] 정확도가 필요할 때 사용되는 최상의 근사식은 다음과 같다.

:

\theta_e = \theta_{L} \exp \left[ \left( \frac{3036}{T_L} - 1.78 \right) r \left(1 + 0.448 r\right)\right]

:

\theta_{L} = T \left(\frac{p_0}{p - e}\right)^{\kappa_d} \left(\frac{T}{T_L}\right)^{0.28 r}

:

T_L = \frac{1}{ \frac{1}{T_d - 56} + \frac{\log_e(T/T_d)}{800} } + 56

여기서:

$\theta_L$ 는 상승 응결 고도(LCL)에서의 (건조) 포텐셜 온도 [K]이다.
$T_L$ 은 LCL에서의 (근사) 온도 [K]이다.
$T_d$ 는 기압 $p$ 에서의 이슬점 온도이다.
$e$ 는 수증기압(건조 공기에 대한 $\theta_{L}$ 을 얻기 위해)이다.
$\kappa_d = R_d / c_{pd}$ 는 건조 공기의 비열에 대한 비열 기체 상수의 비율 (0.2854)이다.
$r$ 은 질량당 수증기 질량의 혼합비 [kg/kg]이다 (때로는 [g/kg]^[4]로 주어지며, 이는 1000으로 나누어야 한다).

== 이론적 공식 (Holton, 1972) ==

Holton (1972)에서 제시된 상당온위(

\theta_e

)의 이론적 공식은 다음과 같다.^[5]

:

\theta_e \approx \theta_L\exp\left[\frac{ r_s(T_L) L_v(T_L) }{ c_{pd} T_L }\right]

여기서 사용된 기호는 다음과 같다.

$\theta_L$ 는 상승 응결 고도 (LCL)에서의 (건조) 온위 [K]이다.
$r_s(T_L)$ 는 공기의 포화 수준에서의 온도 $T_L$ 에서의 물의 포화 혼합비이다.
$L_v(T_L)$ 는 온도 $T_L$ 에서의 증발 잠열 (40 °C에서 2406 kJ/kg, 0 °C에서 2501 kJ/kg)이다.
$c_{pd}$ 는 일정 기압에서의 건조 공기의 비열 용량 (1005.7 J/(kg·K))이다.

2. 1. 1. 기본 공식

상당온위는

\theta_{e}

로 표기하며, 다음 식으로 표현된다.^[1]^[2]

:

\theta_{e} = \theta \exp\left(\frac{L w_{s}}{C_{p} T_{d}}\right)

이때

\theta

는 온위, L은 응결에 의해 방출되는 잠열의 상수값(약 2,500,000 J/kg), w_s는 공기 덩어리가 상승 응결 고도에 도달했을 때의 포화 혼합비, T_d는 공기 덩어리의 이슬점 온도(K), 그리고 C_p는 일정 압력에서의 비열 용량(J K^-1 kg^-1)이다.

위 식을 온위를 사용하지 않고 나타내면 다음과 같다.

:

\theta_e = T \exp \left( \frac{L w_s}{C_p T_d} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^{\frac{R}{C_p}}

T는 공기 덩어리의 현재 기온(K), R은 대기의 기체 상수(8.31447 J K^-1 mol^-1), p는 현재 기압(hPa), p₀는 기준 기압 1,000(hPa)이다.

또한, 상당 온도 T_e를 사용하여 나타내면 다음과 같다.^[6]

:

\theta_e = T_e \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p} \approx \left( T + \frac {L}{C_{p}} w_{s} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p}

2. 1. 2. 상당 온도( $T_e$ )를 사용한 표현

상당온위(

T_e

)를 사용한 표현은 다음과 같다.^[6]

:

\theta_e = T_e \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p} \approx \left( T + \frac {L}{C_{p}} w_{s} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R}{C_p}

여기서:

$T_e$ = 상당 온도
$R$ = 대기의 기체 상수 (8.31447 J K^-1 mol^-1)
$R_d$ = 공기의 비열 기체 상수 (287.04 J/(kg·K))
$C_p$ 는 일정 압력에서의 비열 용량(J K^-1 kg^-1)이다.
$T$ 는 공기 덩어리의 현재 기온(K)
$p$ 는 현재 기압(hPa)
$p_0$ 는 기준 기압 1,000(hPa)
$L$ 은 응결에 의해 방출되는 잠열의 상수값(약 2,500,000 J/kg)
$w_{s}$ 는 공기 덩어리가 상승 응결 고도에 도달했을 때의 포화 혼합비
$T_d$ 는 공기 덩어리의 이슬점 온도(K)

위 식은 온위를 사용하지 않고 다음과 같이 나타낼 수 있다.

:

\theta_e = T \exp \left( \frac{L w_s}{C_p T_d} \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^{\frac{R}{C_p}}

또한, 상당 온위는

\theta_{e}

로 표기하며, 다음 식으로 표현된다.

:

\theta_{e} = \theta \exp\left(\frac{L w_{s}}{C_{p} T_{d}}\right)

2. 1. 3. 상세 공식 (Bolton, 1980)

상당온위 계산에는 여러 근사식이 사용되는데, 이는 공기 덩어리의 움직임에 따라 적분을 계산하는 것이 쉽지 않기 때문이다. Bolton (1980)은 이러한 절차를 검토하고 오차 추정치를 제공한다.^[3] 정확도가 필요할 때 사용되는 최상의 근사식은 다음과 같다.

:

\theta_e = \theta_{L} \exp \left[ \left( \frac{3036}{T_L} - 1.78 \right) r \left(1 + 0.448 r\right)\right]

:

\theta_{L} = T \left(\frac{p_0}{p - e}\right)^{\kappa_d} \left(\frac{T}{T_L}\right)^{0.28 r}

:

T_L = \frac{1}{ \frac{1}{T_d - 56} + \frac{\log_e(T/T_d)}{800} } + 56

여기서:

$\theta_L$ 는 상승 응결 고도(LCL)에서의 (건조) 포텐셜 온도 [K]이다.
$T_L$ 은 LCL에서의 (근사) 온도 [K]이다.
$T_d$ 는 기압 $p$ 에서의 이슬점 온도이다.
$e$ 는 수증기압(건조 공기에 대한 $\theta_{L}$ 을 얻기 위해)이다.
$\kappa_d = R_d / c_{pd}$ 는 건조 공기의 비열에 대한 비열 기체 상수의 비율 (0.2854)이다.
$r$ 은 질량당 수증기 질량의 혼합비 [kg/kg]이다 (때로는 [g/kg]^[4]로 주어지며, 이는 1000으로 나누어야 한다).

Holton (1972)과 같은 문헌에서는 이론적 설명을 중요시할 때 약간 더 이론적인 공식을 사용한다.^[5]

:

\theta_e \approx \theta_L\exp\left[\frac{ r_s(T_L) L_v(T_L) }{ c_{pd} T_L }\right]

여기서:

$r_s(T_L)$ 는 공기의 포화 수준에서의 온도 $T_L$ 에서의 물의 포화 혼합비이다.
$L_v(T_L)$ 는 온도 $T_L$ 에서의 증발 잠열 (40 °C에서 2406 kJ/kg, 0 °C에서 2501 kJ/kg)이다.
$c_{pd}$ 는 일정 기압에서의 건조 공기의 비열 용량 (1005.7 J/(kg·K))이다.

T_L

을 계산하는 것을 피하고 싶을 경우, 단순성을 위해 더 단순화된 공식이 사용된다 (예: Stull 1988^[6] §13.1 p. 546).

:

\theta_e = T_e \left( \frac{p_0}{p} \right)^{\kappa_d} \approx \left( T + \frac {L_v}{c_{pd}} r \right) \left( \frac{p_0}{p} \right)^\frac{R_d}{c_{pd}}

여기서:

$T_e$ = 상당 온도
$R_d$ = 공기의 비열 기체 상수 (287.04 J/(kg·K))

2. 1. 4. 이론적 공식 (Holton, 1972)

Holton (1972)에서 제시된 상당온위(

\theta_e

)의 이론적 공식은 다음과 같다.^[5]

:

\theta_e \approx \theta_L\exp\left[\frac{ r_s(T_L) L_v(T_L) }{ c_{pd} T_L }\right]

여기서 사용된 기호는 다음과 같다.

$\theta_L$ 는 상승 응결 고도 (LCL)에서의 (건조) 온위 [K]이다.
$r_s(T_L)$ 는 공기의 포화 수준에서의 온도 $T_L$ 에서의 물의 포화 혼합비이다.
$L_v(T_L)$ 는 온도 $T_L$ 에서의 증발 잠열 (40 °C에서 2406 kJ/kg, 0 °C에서 2501 kJ/kg)이다.
$c_{pd}$ 는 일정 기압에서의 건조 공기의 비열 용량 (1005.7 J/(kg·K))이다.

3. 대기 안정도와의 관계

상당온위는 성질상 기온이 높을수록, 또한 습도가 높을수록(=수증기량이 많을수록) 커진다. 기온·습도 모두 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하여 그 평균을 구하면, 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 중층으로의 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 유입이나, 하층으로의 건조한 대기의 유입 등의 이류에 의해 불균일한 상태가 되는 경우가 많아, 때로는 역전되기도 한다.

대기의 연직 구조, 즉 대기의 상하 방향에서, 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율(체감률)이 클수록, 대기는 불안정해진다(대류 불안정도·잠재 불안정도가 커진다). 이는, 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘(포텐셜)이 강하기 때문이다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정(응결된 물이 공기 덩어리 안에 보존됨)에서, 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정(응결된 물이 강수 분리에 의해 공기 덩어리에서 제거됨)에서, 상당온위는 보존되지 않는다. 즉, 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 이류를 추정할 수 있다. 이를 이용하여, 상당온위의 시간-고도 분포도를 사용하여 집중 호우를 해석하는 방법이 있다.

3. 1. 안정도 조건

상당온위는 기온이 높을수록, 습도가 높을수록 커진다. 기온과 습도 모두 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하면 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 따뜻하고 습한 공기의 흐름이나 건조한 대기의 유입 등의 이류에 의해 불균일해지는 경우가 많다.

대기 상하 방향에서 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율이 클수록 대기는 불안정해진다. 이는 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘이 강하기 때문이다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정에서 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정에서 상당온위는 보존되지 않는다. 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름을 추정할 수 있다.

3. 2. 불안정도 조건

상당온위는 성질상 기온이 높을수록, 또한 습도가 높을수록(=수증기량이 많을수록) 커진다. 기온·습도 모두 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하여 그 평균을 구하면, 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 중층으로의 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 유입이나, 하층으로의 건조한 대기의 유입 등의 이류에 의해 불균일한 상태가 되는 경우가 많아, 때로는 역전되기도 한다.

대기의 연직 구조, 즉 대기의 상하 방향에서, 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율(체감률)이 클수록, 대기는 불안정해진다(대류 불안정도·잠재 불안정도가 커진다). 이는, 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘(포텐셜)이 강하기 때문이다. 상당 온위가 고도에 따라 감소하면 대기는 수직 운동에 불안정하며 대류가 발생할 가능성이 크다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정(응결된 물이 공기 덩어리 안에 보존됨)에서, 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정(응결된 물이 강수 분리에 의해 공기 덩어리에서 제거됨)에서, 상당온위는 보존되지 않는다. 즉, 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 이류를 추정할 수 있다. 이를 이용하여, 상당온위의 시간-고도 분포도를 사용하여 집중 호우를 해석하는 방법이 있다.

3. 3. 상당온위와 대류 불안정

상당온위는 기온이 높을수록, 습도가 높을수록 커진다. 기온과 습도는 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하면 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 따뜻하고 습한 공기의 흐름 유입이나 건조한 대기의 유입 등 이류에 의해 불균일해져 역전되기도 한다.

상당온위가 고도에 따라 감소하는 비율이 클수록 대기는 불안정해지며, 이를 대류 불안정도 또는 잠재 불안정도가 커진다고 한다. 이는 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘(포텐셜)이 강하기 때문이다.

건조 단열 과정 및 습윤 단열 과정에서 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정에서는 상당온위가 보존되지 않는다. 비가 내리지 않거나 기온 변화가 없는 한 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위 관측을 통해 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름, 이류를 추정할 수 있다. 상당온위의 시간-고도 분포도를 사용하여 집중 호우를 해석하기도 한다.

3. 4. 압축성 유체의 안정성 (Potential temperature)

공기와 같이 압축성을 가진 유체의 경우, 동적 안정성은 상당 밀도와 관련이 있다. 이상 기체의 경우, 공기 기둥의 안정성 기준은 ''상당온위가 높이에 따라 단조 증가''하는 것이다.

산 정상의 공기는 보통 아래 계곡의 공기보다 더 차갑지만, 이 배열은 불안정하지 않다. 만약 계곡의 공기 덩어리가 산 정상으로 올라가면, 단열 냉각으로 인해 주변 공기보다 더 차가워져 원래 위치로 다시 가라앉는다. 반대로, 산 정상의 공기 덩어리가 계곡으로 내려가면, 단열 압축으로 인해 더 따뜻하고 가벼워져 산 위로 다시 떠오른다.

따라서 차가운 공기가 따뜻한 공기 위에 놓여 있어도, 높이에 따른 온도 감소가 단열 감률보다 적으면 안정적이다. 동적으로 중요한 양은 온도가 아니라 상당온위인데, 이는 공기가 단열적으로 기준 압력으로 가져왔을 때의 온도이다. 산 주변의 공기는 상단부의 공기가 더 낮은 압력으로 인해 아래의 더 따뜻한 공기보다 더 높은 상당온위를 가지기 때문에 안정적이다.

상당온위는 성질상, 기온이 높을수록, 또한 습도가 높을수록 커진다. 대기의 연직 구조에서 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율이 클수록, 대기는 불안정해진다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정에서 상당온위는 보존되지만, 가짜 단열 과정에서는 보존되지 않는다. 즉, 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 이류를 추정할 수 있다.

3. 5. 수증기 응결의 영향 (Equivalent potential temperature)

상승하는 수증기를 포함한 공기 덩어리가 충분히 상승하면, 상승 응결 고도에 도달하여 수증기로 포화된다(클라우지우스-클라페이론 관계 참조). 공기 덩어리가 계속 상승하면 수증기가 응축되어 주변 공기에 기화 잠열을 방출하여 단열 냉각을 부분적으로 상쇄한다. 따라서 포화된 공기 덩어리는 건조한 공기 덩어리가 상승할 때보다 덜 냉각된다 (온도는 습윤 단열 감율에 따라 높이에 따라 변하며, 이는 건조 단열 감율보다 작다). 이러한 포화된 공기 덩어리는 부력을 얻어 더욱 위로 가속될 수 있으며, 이는 잠재 기온이 높이에 따라 증가하더라도 연쇄적인 상태(불안정성)를 야기한다. 포화된 대류 운동에 대해서도 공기 기둥이 절대적으로 안정되기 위한 충분 조건은 ''상당 온위가 높이에 따라 단조적으로 증가해야 한다''는 것이다.

상당온위는 성질상, 기온이 높을수록, 또한 습도가 높을수록(=수증기량이 많을수록) 커진다. 기온·습도 모두 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하여 그 평균을 구하면, 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 중층으로의 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 유입이나, 하층으로의 건조한 대기의 유입 등의 이류에 의해 불균일한 상태가 되는 경우가 많아, 때로는 역전되기도 한다.

대기의 연직 구조, 즉 대기의 상하 방향에서, 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율(체감률)이 클수록, 대기는 불안정해진다(대류 불안정도·잠재 불안정도가 커진다). 이는, 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘(포텐셜)이 강하기 때문이다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정(응결된 물이 공기 덩어리 안에 보존됨)에서, 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정(응결된 물이 강수 분리에 의해 공기 덩어리에서 제거됨)에서, 상당온위는 보존되지 않는다. 즉, 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 이류를 추정할 수 있다. 이를 이용하여, 상당온위의 시간-고도 분포도를 사용하여 집중 호우를 해석하는 방법이 있다.

4. 기상학에서의 활용

상당온위는 종관 기상학 및 중규모 기상학에서 공기 덩어리의 특성을 파악하고 대기의 안정도를 분석하는 데 사용된다.

1998년 북미 폭풍우를 일으킨 1997년 12월 31일과 1998년 1월 사이의 공기 덩어리의 역궤적

종관 기상학 규모에서, 상당온위는 공기 덩어리의 특성을 파악하기 위해 사용된다. 예를 들어, 1998년 북미 폭풍우 연구에서, Gyakum 교수(맥길 대학교, 몬트리올)와 Roebber 교수(위스콘신-밀워키 대학교)는 관련된 공기 덩어리가 지난 주 300~400 hPa 고도에서 고위도 북극에서 기원하여 열대 지방으로 이동하면서 지표면으로 내려온 후 미시시피 밸리를 따라 세인트로렌스 밸리 방향으로 다시 상승했음을 증명했다. 역궤적은 일정 상당온위를 사용하여 평가되었다.^[7]

중규모 기상학 규모에서 상당온위는 불포화 대기의 정적 안정성을 측정하는 데에도 유용하다. 정상적이고 안정적으로 성층화된 조건에서는 고도에 따라 상당온위가 증가하며, 수직 운동이 억제된다. 상당온위가 고도에 따라 감소하면, 대기는 수직 운동에 불안정하며, 대기 대류가 발생할 가능성이 크다. 상당온위가 고도에 따라 감소하여 포화 공기에서 불안정성을 나타내는 상황은 매우 일반적이다.

상당온위는 성질상, 기온이 높을수록, 또한 습도가 높을수록(=수증기량이 많을수록) 커진다. 기온·습도 모두 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하여 그 평균을 구하면, 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 중층으로의 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 유입이나, 하층으로의 건조한 대기의 유입 등의 이류에 의해 불균일한 상태가 되는 경우가 많아, 때로는 역전되기도 한다.

대기의 연직 구조, 즉 대기의 상하 방향에서, 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율(체감률)이 클수록, 대기는 불안정해진다(대류 불안정도·잠재 불안정도가 커진다). 이는, 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘(포텐셜)이 강하기 때문이다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정(응결된 물이 공기 덩어리 안에 보존됨)에서, 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정(응결된 물이 강수 분리에 의해 공기 덩어리에서 제거됨)에서, 상당온위는 보존되지 않는다. 즉, 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 이류를 추정할 수 있다. 이를 이용하여, 상당온위의 시간-고도 분포도를 사용하여 집중 호우를 해석하는 방법이 있다.

4. 1. 공기 덩어리 추적

상당온위는 비가 내리거나 기온이 변하지 않는 한 보존되므로, 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름(이류)을 추정하는 데 사용될 수 있다.^[7] 예를 들어, 1998년 북미 폭풍우 연구에서, 맥길 대학교의 Gyakum 교수와 위스콘신-밀워키 대학교의 Roebber 교수는 일정 상당온위를 이용한 역궤적 분석을 통해 공기 덩어리의 이동 경로를 추적했다. 관련된 공기 덩어리는 지난 주 300~400 hPa 고도에서 고위도 북극에서 기원하여 열대 지방으로 이동하면서 지표면으로 내려온 후 미시시피 밸리를 따라 세인트로렌스 밸리 방향으로 다시 상승했다.^[7]

4. 2. 집중호우 분석

1998년 북미 폭풍우 연구에서, Gyakum 교수(맥길 대학교, 몬트리올)와 Roebber 교수(위스콘신-밀워키 대학교)는 관련된 공기 덩어리가 지난 주 300~400 hPa 고도에서 고위도 북극에서 기원하여 열대 지방으로 이동하면서 지표면으로 내려온 후 미시시피 밸리를 따라 세인트로렌스 밸리 방향으로 다시 상승했음을 증명했다. 역궤적은 일정 상당온위를 사용하여 평가되었다.^[7]

상당온위는 성질상, 기온이 높을수록, 또한 습도가 높을수록(=수증기량이 많을수록) 커진다. 기온·습도 모두 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하여 그 평균을 구하면, 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 중층으로의 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 유입이나, 하층으로의 건조한 대기의 유입 등의 이류에 의해 불균일한 상태가 되는 경우가 많아, 때로는 역전되기도 한다.

대기의 연직 구조, 즉 대기의 상하 방향에서, 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율(체감률)이 클수록, 대기는 불안정해진다(대류 불안정도·잠재 불안정도가 커진다). 이는, 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘(포텐셜)이 강하기 때문이다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정(응결된 물이 공기 덩어리 안에 보존됨)에서, 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정(응결된 물이 강수 분리에 의해 공기 덩어리에서 제거됨)에서, 상당온위는 보존되지 않는다. 즉, 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 이류를 추정할 수 있다. 이를 이용하여, 상당온위의 시간-고도 분포도를 사용하여 집중 호우를 해석하는 방법이 있다.

4. 3. 기후변화와 극한 기상

상당온위는 성질상 기온이 높을수록, 또한 습도가 높을수록 커진다. 기온·습도 모두 고도가 높아질수록 낮아지기 때문에, 대기를 장기적으로 관측하여 그 평균을 구하면, 상당온위는 고도와 함께 감소한다. 그러나 실제 대기에서는 중층으로의 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 유입이나, 하층으로의 건조한 대기의 유입 등의 이류에 의해 불균일한 상태가 되는 경우가 많아, 때로는 역전되기도 한다.

대기의 연직 구조, 즉 대기의 상하 방향에서, 상당온위가 고도와 함께 감소하는 비율(체감률)이 클수록, 대기는 불안정해진다(대류 불안정도·잠재 불안정도가 커진다). 이는, 상당온위가 큰 대기일수록 상승하는 힘(포텐셜)이 강하기 때문이다.

건조 단열 과정, 습윤 단열 과정(응결된 물이 공기 덩어리 안에 보존됨)에서, 상당온위는 보존된다. 가짜 단열 과정(응결된 물이 강수 분리에 의해 공기 덩어리에서 제거됨)에서, 상당온위는 보존되지 않는다. 즉, 비를 내리게 하거나 기온이 변화하지 않는 한, 대기의 상당온위는 보존되므로, 상당온위를 관측하면 건조 대기나 따뜻하고 습한 공기의 흐름의 이류를 추정할 수 있다. 이를 이용하여, 상당온위의 시간-고도 분포도를 사용하여 집중 호우를 해석하는 방법이 있다.

참조

_[1] 서적 Atmospheric Convection Oxford University Press 1994
_[2] 웹사이트 Equivalent potential temperature https://glossary.ame[...] American Meteorological Society 2020-11-03
_[3] 논문 The Computation of Equivalent Potential Temperature 1980
_[4] 웹사이트 Data processing procedure http://www.wmo.int/p[...] World Meteorological Organisation 2009-08-02
_[5] 서적 An Introduction to Dynamical Meteorology Academic Press 1972
_[6] 서적 An Introduction to Boundary Layer Meteorology Kluwer 1988
_[7] 간행물 The 1998 Ice Storm, Analysis of a Planetary-Scale Event American Meteorological Society 2001-12

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상당온위

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참조

2. 1. 2. 상당 온도( $T_e$ )를 사용한 표현