(9) Atmospheric Stability

Atmospheric Stability

 

대기의 안정성은 수직 운동에 저항하는 능력에 달려 있다. 안정된 대기는 수직 운동을 어렵게 만든다. 이는 공기의 자그마한 수직 운동을 감쇠시켜 사라지게 만든다. 불안정한 대기는 공기의 자그마한 수직 운동을 더 커지게 만들어 난기류와 대류 활동을 발생시키는 경향이 있다. 불안정한 대기는 상당한 난기류, 광범위한 수직 구름, 그리고 악기상으로 이어질 수 있다.

 

(ATP: 주변 온도의 기온 감소 속도, 그리고 상승 공기의 단열 냉각 속도 사이의 차이에 의해 공기의 안정성이 결정된다. 예를 들어 지표면 가열이나 고고도 냉각은 공기를 불안정하게 만드는 경향이 있는 반면 지표면 냉각이나 고고도 가열은 공기를 안정적이게 만드는 경향이 있다.)

 

(ATP: 고도가 증가하여도 공기 온도가 변화하지 않거나 약간만 변화한다면 공기는 안정적이다.)

 

(ATP: 안정적인 공기는 대류에 저항한다. air pacel이 들어 올려질 경우 이는 주변 공기보다 차가워진다. 때문에 들어 올리는 힘이 사라지면 air pacel은 원래의 위치로 되돌아간다. 안정적인 공기는 저절로 대류를 만들지 못한다.)

 

상승 공기는 팽창 및 냉각한다. 왜냐하면 고도 증가에 따라 기압이 감소하기 때문이다. 하강 공기의 경우에는 그 반대이다. 기압이 증가함에 따라 공기가 압축되어 온도가 증가한다. 단열 가열(Adiabatic heating)과 단열 냉각(adiabatic cooling)은 외부로부터의 열 출입 없이 발생하는 이러한 온도 변화를 설명하는데 사용되는 용어이다.

 

단열 과정은 상승 공기와 하강 공기에서 발생한다. 더 낮은 기압의 영역으로 공기가 상승할 경우 이는 더 큰 부피로 팽창한다. 공기 분자들이 팽창함에 따라 온도는 낮아진다. 따라서 공기 덩어리가 상승하면 압력은 감소하고, 부피는 증가하며, 온도는 감소한다. 공기가 하강하는 경우에는 이와 반대이다. 고도 증가에 따라 온도가 감소하는 비율을 기온감률이라 부른다. 공기가 대기로부터 상승할 때의 평균 온도 변화율은 1,000ft 당 섭씨 2도(화씨 3.5도)이다.

 

수증기는 공기보다 가볍다. 따라서 수분은 공기 밀도를 감소시켜 공기를 상승시킨다. 반대로 수분이 줄어들면 공기 밀도가 높아져서 가라앉는 경향이 발생한다. 습한 공기는 더 느린 비율로 냉각되기 때문에 일반적으로 건조한 공기보다 덜 안정적이다. 왜냐하면 습한 공기가 주변 공기 온도로 냉각되기 위해선 건조 공기보다 더 높이 상승해야하기 때문이다. 건조 단열 감률(불포화 공기)은 1,000ft 당 섭씨 3도(화씨 5.4도)이다. 습윤 단열 감률은 1,000ft 당 섭씨 1.1 ~ 2.8도(화씨 2 ~ 5도)이다.

 

(ATP: 포화 공기가 내리막을 이동하는 경우에는 건조 공기보다 온도가 느리게 상승한다. 왜냐하면 물의 기화를 위해 "기화열"이 사용되면서 공기가 냉각되기 때문이다.) 

 

수분과 온도의 조합은 공기의 안정성, 그리고 이로 인한 기상을 결정한다. 시원하고 건조한 공기는 매우 안정적이며 수직 운동에 저항한다. 이는 좋은 날씨로 이어진다. 가장 큰 불안정성은 공기가 축축하고 따뜻할 때 발생한다(마치 여름의 열대 지방처럼). 일반적으로 이러한 지역에서는 주변 공기의 불안정성으로 인해 뇌우가 매일 발생한다.

 

Inversion

 

대기 중에서 공기가 상승 및 팽창하면 온도는 감소한다. 그러나 이러한 전형적인 대기 패턴을 변화시키는 이상 현상이 발생할 수도 있다. 공기의 온도가 고도에 따라 상승하는 경우에는 기온 역전이 존재한다. 역전층은 얕고 안정적이며 보통 지면에 가까이 존재한다. 공기의 온도는 특정 지점(역전층의 상단)까지 고도에 따라 증가한다. 이 층의 상단에 있는 공기는 오염 물질과 기상을 아래에 가두어두는 뚜껑 역할을 한다. 공기의 상대습도가 높으면 구름, 안개, 연무, 혹은 연기가 형성되서 역전층 내의 시정이 저하될 수 있다.

 

(ATP: 기온 역전은 모든 고도에서 발생할 수 있으며 특히 성층권(stratosphere)에서 흔히 발생한다.)

 

(ATP: 연무[haze]는 바람에 의해 사라지거나, 혹은 낮 동안의 가열로 인한 대류 운동에 의해 더 높은 고도로 확산될 수 있다. 연무는 안정된 대기에서 발생하며 보통 수천 피트의 두께를 가지지만 때로는 15,000ft까지 확장될 수 있다. 연무 상공에서의 downward visibility는 좋지 못하다. 연무가 있을 때 태양을 향하여 착륙하는 것은 보통 위험하다.)

 

surface-based temperature inversions는 지구 복사로 인해 지면의 온도가 낮아짐에 따라 지면 근처의 공기가 냉각되는 맑고 시원한 밤에 발생한다. 표면으로부터 수백피트 이내의 공기는 그 위의 공기보다 더 차가워진다. frontal inversion은 따뜻한 공기가 차가운 공기층 위로 퍼지거나, 혹은 차가운 공기가 따뜻한 공기 층 아래로 밀려날 경우에 발생한다.

 

(ATP: low-level temperature inversion wind shear가 발생하기 위해선 지표면 근처의 잔잔한 바람과 역전층 윗부분의 강한 바람이 필요하다.)

 

Moisture and Temperature

 

대기는 본래 수증기의 형태로 수분을 포함한다. 대기 중에 존재하는 수분의 양은 공기의 온도에 따라 달라진다. 온도가 화씨 20도 증가할 때마다 공기가 보유할 수 있는 수분의 양이 두 배가 된다. 이와 반대로 화씨 20도가 감소하면 용량이 절반으로 줄어든다.

 

물은 대기 중에 세 가지 상태로 존재한다: 액체, 고체, 그리고 기체. 세 가지 상태 모두 쉽게 다른 상태로 변화할 수 있다. 그리고 이들은 모두 대기의 온도 범위 내에 존재한다. 물이 한 상태에서 다른 상태로 변화할 때 열 교환이 일어난다. 이러한 변화는 기화, 액화, 융해, 응고, 혹은 승화를 통해 이루어진다. 수증기는 기화와 승화 과정에 의해서만 대기 중에 더해진다.

 

기화는 액체 상태인 물을 수증기로 바꾸는 것이다. 수증기가 형성될 때 이는 이용 가능한 가까운 원천으로부터 열을 흡수한다. 이러한 열 교환이 바로 기화열(latent heat of evaporation)이다. 좋은 예시는 바로 땀의 기화이다. 몸에서 열이 추출될 때 느껴지는 시원한 감각이 그 효과이다. 승화는 얼음이 액체 단계를 무시하고 수증기로 직접 변화하는 것이다. 드라이아이스는 비록 물이 아닌 이산화탄소로 이루어져 있지만 이는 고체가 증기로 직접 변화하는 승화의 원리를 보여준다.

 

Relative Humidity

 

습도는 대기에 존재하는 수증기의 양을 나타낸다. 상대습도란 특정 온도에서 공기가 유지할 수 있는 총 수분량에 대비한 실제 수분량이다. 예를 들어 상대 습도가 65%인 경우 이는 공기가 해당 온도 및 압력에서 유지할 수 있는 총 수분량의 65%를 보유하고 있음을 의미한다. [그림 12-20]

Temperature/Dew Point Relationship

 

이슬점과 온도 사이의 관계가 상대습도의 개념을 규정한다. 이슬점은 공기가 더 이상 수분을 보유할 수 없는 온도이다. 공기의 온도가 이슬점까지 떨어지면 공기는 완전히 포화된다. 그리고 수분은 안개, 이슬, 서리, 구름, 비, 혹은 눈의 형태로 공기 중에서 액화되기 시작한다.

 

습하고 불안정한 공기가 상승하여 온도와 이슬점이 같은 지점에 도달할 때 구름이 종종 형성된다. 불포화 공기가 상승할 때 온도는 1,000ft 당 화씨 5.4도로 냉각되고 이슬점 온도는 1,000ft 당 화씨 1도로 감소한다. 따라서 온도와 이슬점은 화씨 4.4도(섭씨 2.2도)의 속도로 수렴된다. 보고된 온도와 이슬점으로부터 수렴 속도를 적용하여 구름 하단의 높이를 결정한다.

지표면의 외기 온도가 화씨 85도이고 이슬점이 화씨 71도일 경우 그 차이는 14도이다. 온도와 이슬점의 차이를 화씨 4.4도(섭씨 2.2도)로 나눈 후 1,000을 곱하여 구름 하단의 대략적인 높이를 결정한다.

 

Methods by Which Air Reaches the Saturation Point

 

온도와 이슬점이 근접한 상태에서 공기가 포화점에 도달하면 안개, 낮은 구름, 그리고 강수가 형성될 가능성이 높다. 공기가 포화점에 도달할 수 있는 네 가지 방법이 있다. 첫 번째로는 따뜻한 공기가 차가운 표면 위를 이동할 때 공기 온도가 떨어져서 포화점에 도달하는 것이다. 두 번째는 찬 공기와 따뜻한 공기가 혼합될 때 포화점에 도달하는 것이다. 세 번째는 공기가 차디찬 지면과 접촉하여 냉각될 때 포화점에 도달하는 것이다. 네 번째는 공기가 대기 중에서 상승하는 것이다.

 

(ATP: 공기의 상승으로 인한 팽창 및 냉각이 구름 형성의 주요 원인이다.)

 

공기가 상승하면 이는 팽창하기 위해 열에너지를 사용한다. 그 결과 상승 공기는 빠르게 열을 잃는다. 불포화 공기는 고도가 1,000ft 증가할 때마다 섭씨 3.0도(화씨 5.4도)의 속도로 열을 잃는다. 포화된 공기는 구름, 비, 혹은 그 외 중요한 기상 상황을 발생시킨다.

 

Dew and Frost

 

시원하고 맑은 고요한 밤에는 지표면의 온도, 그리고 지표면의 물체가 주변 공기의 온도를 이슬점 아래로 떨어뜨릴 수 있다. 이 경우 공기 중의 수분이 응축되어 땅, 건물, 그리고 그 외 물체들(예를 들어 항공기)에 놓인다. 이러한 수분이 이슬(dew)이다. 이슬점이 영하인 경우에는 이슬 대신 서리(frost)가 발생한다. 이슬은 항공기에 위협이 되지 않는다. 그러나 서리는 분명한 비행 위험을 내포한다. 서리는 날개 위의 공기 흐름을 방해하여 양력 생산을 크게 감소시킬 수 있다. 이는 또한 항력을 증가시킨다. 항력 증가와 양력 감소가 조합될 경우 이륙 능력에 악영향을 미칠 수 있다. 비행 전에 항공기의 서리를 철저히 제거해야 한다.

 

Fog

 

안개는 지표면에 놓인 구름이다. 이는 일반적으로 지면 근처의 공기 온도가 공기의 이슬점까지 냉각될 때 발생한다. 이때 공기 중의 수증기가 액화되어 안개의 형태로 보이게 된다. 안개는 그 형성 방식에 따라 분류된다. 이는 현재 온도, 그리고 공기 중 수증기의 양에 따라 달라진다.

 

비교적 바람이 거의 불지 않는 맑은 밤에는 복사안개(radiation fog)가 발생할 수 있다. [그림 12-21] 이는 일반적으로 저지대에서 형성된다(예를 들어 산골짜기). 이러한 종류의 안개는 지구복사로 인해 땅이 빠르게 식어 주변 공기 온도가 이슬점에 도달할 때 발생한다. 해가 뜨고 기온이 올라가면 복사안개가 상승하여 결국 소멸된다. 바람이 증가하면 복사안개가 소멸하는 속도 또한 빨라진다. 복사안개의 두께가 20ft 미만이면 이를 땅 안개(ground fog)라 부른다.

 

(ATP: 복사 안개는 항상 육지에서만 형성된다. 왜냐하면 수면은 야간복사에 의해 거의 냉각되지 않기 때문이다.)

(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")

따뜻하고 습한 공기가 차가운 표면 위로 이동할 경우 이류 안개(advection fog)가 발생할 가능성이 높다. 이류안개의 형성을 위해서는 바람이 필요하다. 최대 15노트의 바람은 안개를 형성 및 강화시킨다. 15노트를 초과하는 속도에서는 일반적으로 안개가 상승하여 낮은 층운을 형성한다. 차가운 육지 위로 해풍이 불어올 수 있는 해안 지역에서 이류안개가 흔하다.

(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")

활승안개(upslope fog)는 습하고 안정적인 공기가 경사진 지형(예를 들어 산맥)을 통해 강제로 상승할 때 발생한다. 이러한 유형의 안개 또한 형성 및 지속을 위해 바람을 필요로 한다. 활승안개와 이류안개는 복사안개와는 달리 아침 햇살로 인해 소멸되지 않고 며칠 동안 지속될 수 있다. 활승안개는 또한 복사안개보다 더 높은 곳까지 확장될 수 있다.

(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")

증기안개(steam fog), 혹은 바다안개(sea smoke)는 차갑고 건조한 공기가 따뜻한 물 위로 이동할 때 형성된다. 물이 증발할 때 이는 상승하여 증기와 유사해진다. 이러한 형식의 안개는 일 년 중 가장 추운 시기에 물 위에서 흔히 발생한다. low-level turbulence와 착빙은 일반적으로 증기안개와 연관되어 있다.

(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")

얼음안개(ice fog)는 기온이 영하보다 훨씬 떨어져서 수증기가 곧장 빙정으로 형성될 때 발생한다. 얼음안개의 형성에 유리한 조건은 복사 안개와 동일하다(단, 일반적으로 화씨 영하 25도 이하의 추운 온도임을 제외). 이는 주로 북극 지방에서 발생한다. 허나 중위도 지역의 추운 계절에서도 발생한다.

 

(ATP: 상대적으로 따뜻한 rain이나 drizzle이 차가운 공기중에 내릴 경우 precipitation-induced fog가 발생한다. 이러한 안개는 넓은 지역에 걸쳐 확대될 수 있다.)

 

Clouds

 

구름은 눈에 보이는 지표이며 종종 차후의 기상을 나타낸다. 구름이 형성되기 위해서는 충분한 수증기와 응결핵, 그리고 공기를 냉각시킬 수 있는 방법이 있어야 한다. 공기가 냉각되고 포화점에 이르면 보이지 않았던 수증기가 눈에 보이는 상태로 변화한다. 승화 및 액화 과정을 통해 수분은 작은 입자들(응결핵으로 알려진 먼지, 소금, 그리고 연기와 같은 물질) 위로 승화 및 액화된다. 응결핵은 수분이 한 상태에서 다른 상태로 변화하는 수단을 제공하기 때문에 중요하다.

 

구름의 유형은 높이, 모양, 그리고 특성에 따라 결정된다. 이들은 그 하단의 높이에 따라 low, middle, high, 혹은 vertical cloud로 분류된다. [그림 12-22]

하층운(low cloud)은 지구 표면 근처에서 형성되어 약 6,500ft AGL까지 확장되는 구름이다. 이들은 주로 물방울로 구성되어 있지만 과냉각 물방울을 포함할 수도 있다. 과냉각 물방울은 항공기 착빙을 유발하는 위험 요소이다. 일반적인 하층운은 층운(stratus), 층적운(stratocumulus), 그리고 난층운(nimbostratus)이다. 안개 또한 하층운의 한 종류로 분류된다. 이러한 구름들은 낮은 ceiling/visibility를 만들어낸다. 이는 또한 빠르게 변화할 수 있다. 따라서 이러한 구름들은 비행 계획에 영향을 미치며 VFR(visual flight rules) 비행을 불가능하게 만들 수 있다.

 

(ATP: 층운은 난기류가 거의 없는 것으로 알려져 있다. 허나 기온이 영하 근처로 떨어질 경우 심각한 착빙 문제가 발생할 수 있다.)

 

중층운(middle cloud)은 약 6,500ft AGL에서 형성되어 20,000ft AGL까지 연장된다. 이들은 물, 빙정, 그리고 과냉각 물방울로 구성되어 있다. 일반적인 중층운에는 고층운(altostratus)과 고적운(altocumulus)이 포함된다. 높은 고도에서의 cross-country 도중 이러한 유형의 구름들을 조우할 수 있다. 고층운은 난기류를 생성할 수 있으며 moderate icing을 포함할 수 있다. 고적운 또한 light turbulence와 light icing을 포함할 수 있다. 고적운은 보통 고층운이 쪼개질 때 형성된다.

 

고층운(high cloud)은 20,000 AGL 너머에서 형성된다. 이는 일반적으로 안정된 공기에서만 형성된다. 고층운은 빙정으로 이루어져있다. 이들은 난기류나 착빙에 대한 위험이 되지는 않는다. 일반적인 고층운은 권운(cirrus), 권층운(cirrostratus), 그리고 권적운(cirrocumulus)이다.

 

수직으로 광범위하게 발달한 구름은 적운(cumulus cloud)이다. 이는 탑적운(towering cumulus), 혹은 적란운(cumulonimbus)을 형성한다. 이러한 구름의 하단은 하층운 ~ 중층운 영역에서 형성된다. 허나 이는 높은 고도의 구름층까지 확장될 수 있다. 탑적운은 불안정한 대기 영역을 나타낸다. 그리고 이 주변과 내부의 공기는 난기류이다. 이러한 종류의 구름은 종종 적란운이나 뇌우로 발달한다. 적란운은 많은 양의 수분과 불안정 공기를 포함하고 있다. 이는 일반적으로 위험 기상 현상(예를 들어 번개, 우박, 토네이도, 돌풍, 그리고 wind shear)을 발생시킨다. 이러한 광범위한 수직 구름이 다른 구름에 의해 가려질 경우 지상이나 공중에서 보이지 않을 수도 있다. 이를 구름이 은폐(embedded) 되어있다 부른다. 따라서 이를 은폐뇌우(embedded thunderstorm)라 부른다.

 

(ATP: wind shear로 인한 최대 위험 지역이 뇌우의 사방에서, 그리고 뇌우의 하단에서 발견된다.)

 

조종사들에겐 아마도 적란운이 가장 위험한 구름일 것이다. 적란운은 개별적으로 발생하거나 떼를 지어 발생한다. 적란운은 기단성 뇌우(air mass thunderstorm), 혹은 산악 뇌우(orographic thunderstorm)로 알려져 있다. 지표면 근처 공기의 가열은 기단성 뇌우를 만든다. 산악 지역 공기의 상승 운동은 산악 뇌우를 만든다. 연속적인 선으로 형성되는 적란운은 스콜선(squall lines)이다.

 

상승기류는 적란운을 발생시킨다. 따라서 이들은 극도로 휘몰아치며 비행 안전에 중대한 위험을 초래한다. 예를 들어 항공기가 뇌우에 진입하면 3,000 fpm을 초과하는 상승기류와 하강기류를 경험할 수 있다. 또한 뇌우는 큰 우박, 번개, 토네이도, 그리고 많은 양의 수분을 만들어낼 수 있다. 이들은 항공기에 잠재적으로 위험하다.

 

구름의 분류는 외형, 그리고 그 구성물에 따라 특정 구름 유형으로 더 세분화할 수 있다. 이러한 용어를 알면 조종사가 visible clouds를 식별하는데 도움이 될 수 있다.

 

다음은 구름 분류 목록이다:

 

∙ Cumulus – 산더미같이 쌓인 구름.

 

∙ Stratus – 층으로 형성된 구름.

 

∙ Cirrus – 20,000ft 이상에 존재하는 구불구불한 섬유질 모양의 고층운.

 

∙ Castellanus – 동일한 하단으로부터 개별적으로 수직 발달한 성 모양의 구름.

 

∙ Lenticularus – 강풍을 타고 산 위에 형성된 렌즈모양 구름.

 

∙ Nimbus – 비를 함유하는 구름.

 

∙ Fracto – 쪼개진 구름.

 

∙ Alto – 5,000 ~ 20,000ft에 존재하는 중층운 구름.

 

(ATP: light 이상의 precipitation이 보고된 공항에서 입출항을 수행하는 경우 구름의 두께가 최소 4,000ft 이상이라 예상한다.)

 

Ceiling

 

ceiling은 broken/overcast로 보고된 구름의 가장 낮은 층을, 혹은 차폐(예를 들어 안개나 연무)로 인한  수직시정을 의미한다. 하늘의 5/8 ~ 7/8이 구름으로 덮여있을 경우 이는 broken이라 보고된다. overcast는 하늘 전체가 구름으로 덮여있다는 것을 의미한다. ceiling 정보는 METAR, 그리고 다양한 유형의 자동 기상 관측소에 의해 보고된다.

 

Visibility

 

운량, 그리고 ceiling과 밀접한 관련이 있는 것은 시정 정보이다. 시정은 눈에 띄는 물체를 육안으로 볼 수 있는 최대 수평 거리를 의미한다. 시정 또한 METAR, 이 외의 항공 기상 보고, 그리고 자동 기상 시스템을 통해 보고된다. 비행 전 기상 브리핑 도중 조종사는 시정 정보를 이용할 수 있다.

 

Precipitation

 

강수란 대기 중에서 형성되어 지상으로 떨어지는 모든 종류의 물 입자를 말한다. 이는 비행 안전에 지대한 영향을 미친다. 강수의 형태에 따라 이는 시정을 감소시킬 수 있고, 착빙 상황을 발생시킬 수 있으며, 항공기의 이착륙 성능에 영향을 미칠 수 있다.

 

강수는 구름 속의 물이나 얼음 입자들이 너무 커져서 대기가 이들을 더 이상 지탱할 수 없을 때 발생한다. 이는 지구를 향해 떨어지면서 여러 형태로 발생할 수 있다.

 

가랑비(drizzle)는 지름이 0.5mm보다 작은 물방울로 분류된다. 가랑비는 보통 안개, 혹은 낮은 층운을 동반한다. 이보다 더 큰 크기의 물방울을 비(rain)라고 부른다. 대기 중을 통과하여 떨어지지만 땅에 닿기 전에 증발하는 비를 미류운(virga)이라 부른다. 어는 비(freezing rain)와 결빙성 진눈깨비(freezing drizzle)는 액체 상태로 떨어지지만 차가운 지표면에 닿으면 얼어버린다.

 

(ATP: freezing drizzle은 보통 collision-coalescence process를 통해 형성된다. 구름 속 일부 물방울은 약 30 마이크로미터의 직경까지 커진다. 이후 물방울이 빠르게 떨어지면서 작은 물방울들과 충돌한다. 물방울이 합쳐지면서 더 큰 물방울이 만들어지고 그 결과 작은 물방울과 충돌할 확률이 더 높아진다. 이러한 과정으로 인하여 과냉각 구름 내에서 가랑비 크기의 물방울이 형성될 수 있다. 이는 보통 큰 물방울들이 존재하는 구름 상단에서 발생한다.)

 

비가 기온 역전을 통과할 경우 이는 아래에 놓인 차가운 공기를 지날 때 얼어붙어서 얼음싸라기(ice pellet)의 형태로 내릴 수 있다. 얼음싸라기는 기온 역전이 존재함을, 그리고 높은 고도에 어는 비가 존재함을 나타낸다. 얼어붙은 물방울이 적란운 내부의 기류에 의해 위아래로 운반되어 더 많은 수분과 접촉할 경우 그 크기가 커져서 우박(hail)이 형성된다. 상승기류가 더 이상 얼어붙은 물방울을 지탱할 수 없게 되면 이는 지구를 향해 떨어진다. 우박은 완두콩 크기까지 성장하거나, 혹은 지름 5인치(소프트볼보다 큰 크기)까지 성장할 수 있다.

(출처: 네이버 블로그 "생기발랄")

(출처: 네이버 블로그 "생기발랄")

ATP: 기온이 영하로 내려가는 기온 역전이 발생하면 어는 비가 발생할 수 있다.

a. 전선면 아래에서 어는 비가 내리는 경우 맑은 착빙이 빠르게 축적될 수 있다.

b. 비는 전선면 위에서 영상의 온도일 때 형성된다. 이는 영하의 온도를 가진 공기중을 통과할 때 과냉각 된다.

c. 과냉각된 빗방울이 항공기 표면과 충돌할 경우 얼어붙는다.

 

눈(snow)은 일정한 속도로 떨어지는 빙정 형태의 강수이거나, 혹은 강도가 변화하며 빠르게 종료되는 소낙눈 형태의 강수이다. 눈은 또한 매우 작은 쌀알눈(snow grains)부터 함박눈까지 그 크기가 다양하다. 쌀알눈의 크기는 가랑비와 같다.

 

(ATP: 따뜻한 공기층에서 눈이 녹을 수 있다. 젖은 눈[wet snow]을 마주한 경우 이는 해당 비행 고도의 기온이 영상임을 의미한다.)

 

강수는 그 형태가 어떠하든 비행 안전에 위협이 된다. 종종 강수는 낮은 ceiling, 그리고 시정 감소를 동반한다. 항공기 표면에 얼음, 눈, 혹은 서리가 존재하는 경우 비행을 시작하기 전에 이를 제거해야 한다. 왜냐하면 공기 흐름 방해로 인한 양력 손실 가능성 때문이다. 비는 연료 탱크 내 물의 원인이 될 수 있다. 강수는 활주로 표면 자체에 위험을 발생시켜 이착륙을 어렵게 만들 수 있다.