구름의 생성과 종류

수증기가 구름의 작은 물방울이나 얼음 결정으로 변하는 과정을 응결이라고 한다. 이 과정은 공기 중의 수증기가 포화 상태에 도달하고, 그 포화 상태를 넘어서는 과포화 조건에서 시작된다.

공기가 냉각되면 포함할 수 있는 수증기의 최대량, 즉 포화 수증기량이 감소한다. 공기의 온도가 이슬점 이하로 떨어지면, 공기는 포화 상태를 넘어서게 되고, 초과된 수증기는 응결하여 액체나 고체의 구름 입자를 형성한다. 냉각의 주요 원인은 공기의 상승 운동이다. 공기가 상승하면 주변 기압이 낮아지면서 팽창하고, 이 단열 팽창 과정에서 공기의 온도가 하강한다. 이 외에도 지표면의 냉각, 다른 공기 덩어리와의 혼합 등에 의해서도 냉각이 일어날 수 있다.

단순히 공기가 포화 상태에 도달한다고 해서 자동으로 응결이 일어나지는 않는다. 순수한 물 분자만 존재하는 조건에서는 상당한 과포화 상태가 되어야 자발적인 응결이 발생한다. 대기 중에서는 응결핵이라고 불리는 미세 입자가 이러한 과정을 촉진하는 핵심 역할을 한다. 응결핵은 주변의 수증기 분자를 끌어모아 액체 물방울을 형성하는 기반이 된다. 이렇게 형성된 초기 구름 입자는 매우 작으며, 직경이 수 마이크로미터에 불과하다. 이후 이 입자들은 충돌과 병합 과정을 거쳐 성장하게 된다.

응결핵은 수증기가 액체 상태의 물방울로 응결하기 위해 필수적으로 필요한 작은 입자이다. 순수한 수증기만으로는 상대 습도가 100%를 크게 넘어도 응결이 쉽게 일어나지 않는다. 이는 물 분자가 응집하여 안정한 방울을 형성하는 초기 단계에서 높은 에너지 장벽이 존재하기 때문이다. 응결핵은 이 장벽을 낮추어 물 분자가 그 표면에 쉽게 달라붙고 성장할 수 있게 하는 핵심 역할을 한다.

응결핵의 재질과 크기는 구름 방울의 형성 효율에 영향을 미친다. 일반적으로 흡습성 물질, 즉 물을 잘 흡수하는 성질을 가진 입자가 효과적이다. 주요 응결핵으로는 다음과 같은 것들이 있다.

응결핵의 크기는 대체로 0.001~10 마이크로미터(μm) 범위에 분포한다. 입자가 클수록, 그리고 흡습성이 강할수록 더 낮은 상대 습도에서도 구름 방울을 형성하기 시작한다. 예를 들어, 해염 입자는 매우 우수한 흡습성을 지녀 상대 습도 약 78%에서부터 수증기를 흡수하여 성장한다[2].

이러한 응결핵의 존재와 특성은 최종적으로 생성되는 구름 방울의 크기 분포와 농도, 따라서 구름의 반사율과 강수 가능성에까지 간접적으로 영향을 준다. 인간 활동으로 인한 대기 오염 물질의 증가는 응결핵의 수를 변화시켜 구름의 특성을 바꿀 수 있다는 점에서 중요한 연구 주제가 되고 있다.

상승 기류는 구름 생성의 핵심 동력으로 작용한다. 공기가 상승하면 주변 기압이 낮아지면서 팽창하고, 이 과정에서 기온이 하강하는 단열 냉각이 발생한다. 공기 중의 수증기가 이슬점 이하로 냉각되면 응결이 일어나 작은 물방울이나 얼음 결정으로 구성된 구름이 형성된다.

대기 안정도는 이러한 상승 운동이 지속될지 여부를 결정한다. 대기가 안정 대기 상태일 때는 상승 기류가 주변보다 빨리 냉각되어 주변 공기보다 무거워지므로, 상승 운동이 억제되고 구름은 수평으로 펼쳐지는 층상 형태를 띠게 된다. 반대로 불안정 대기 상태에서는 상승 기류가 주변보다 천천히 냉각되어 주변 공기보다 가벼운 상태를 유지한다. 이로 인해 상승 운동이 자발적으로 가속되며, 구름은 수직으로 크게 발달하는 적란운과 같은 형태를 보인다.

상승 기류를 유발하는 주요 원인은 다음과 같다.

이러한 상승 기류와 대기 안정도의 상호작용은 구름의 두께, 형태, 수명, 그리고 결국 내리는 강수 유형까지 광범위하게 조절한다.

구름은 지표면으로부터의 높이에 따라 크게 네 가지 범주로 분류된다. 이 분류는 세계기상기구(WMO)가 제정한 국제운계(International Cloud Atlas)에 따라 표준화되어 있다.

상층운은 주로 얼음 결정으로 구성된다. 매우 높은 고도에 존재하기 때문에 온도가 낮아 과냉각수나 물방울이 거의 존재하지 않는다. 이 구름들은 일반적으로 비를 내리지 않지만, 권층운은 태양이나 달 주변에 할로 현상을 일으키는 원인이 된다.

중층운은 대부분 과냉각수 방울로 이루어지지만, 기온에 따라 얼음 결정이 섞일 수 있다. 고적운은 양떼 모양이나 파도 모양을 띠는 경우가 많으며, 고층운은 하늘을 흐릿하게 가리는 회색 또는 푸른빛의 층상 구름이다. 중층운은 약한 강수(이슬비나 눈)를 동반할 수 있다.

하층운은 지표 부근에 형성되며, 대부분 물방울로 구성된다. 층운은 안개가 지표면에서 떠오른 것 같은 낮은 층상 구름이다. 층적운은 덩어리 모양이지만 넓게 퍼져 있으며, 일반적으로 날씨가 좋을 때 나타난다. 난층운은 두꺼운 회색 구름으로 지속적인 강우나 강설을 내리는 것이 특징이다.

수직 발전형 운은 강한 상승 기류에 의해 하층에서 상층까지 수직으로 크게 발달한다. 적운은 수직으로 발달한 흰색 뭉게구름으로, 일반적으로 좋은 날씨를 나타낸다. 그러나 불안정한 대기가 지속되면 적운이 더욱 발달하여 적란운이 된다. 적란운은 강한 소나기, 뇌우, 우박, 돌풍을 동반하는 거대한 뇌운이다.

구름은 그 형태와 발생 원리를 기준으로 크게 권상운, 층상운, 적운형 구름, 난층운의 네 가지 기본 유형으로 나뉜다. 이 분류는 구름의 외형적 특징과 함께 그 구름이 형성된 대기 조건을 반영한다.

권상운은 흔히 말하는 '조각구름'으로, 하얗고 섬유 모양의 가는 실이나 깃털 모양을 띤다. 이 구름은 대류권의 상층, 주로 6km 이상의 고도에서 얼음 결정으로 구성되며, 공기가 수평으로 넓게 퍼지면서 형성된다. 권운, 권적운, 권층운 등이 이에 속한다. 반면 층상운은 하늘을 거의 균일하게 덮는 넓은 층 모양의 구름이다. 층운이나 고층운이 대표적이며, 공기가 광범위하고 완만하게 상승할 때 발생한다. 이들은 종종 비나 눈을 내리게 하지만, 강수 강도는 일반적으로 약한 편이다.

적운형 구름은 수직으로 뚜렷하게 발달한 모습이 특징이다. 뭉툭한 모양의 적운부터 거대한 뇌우 구름인 적란운까지 포함되며, 강한 대류에 의한 국지적이고 격렬한 상승 기류가 원인이다. 이들은 수직 방향으로 크게 발달하여 소나기성 강수, 뇌전, 돌풍 등을 동반하는 경우가 많다. 마지막으로 난층운은 난류가 심한 불안정한 대기에서 형성되는 구름으로, 하늘을 고르지 않고 엉클어진 모습으로 뒤덮는다. 대표적인 예가 난층운 자체이며, 이는 대개 지속적인 강우나 강설과 연관된다.

권운은 고도 약 6~13km의 성층권 하부와 대류권 상층에 나타나는 가장 높은 구름이다. 섬유처럼 가늘고 흰색의 필라멘트 형태를 띠며, 대개 얼음 결정으로 구성되어 있다. 권운이 하늘을 가릴 정도로 두껍게 발달하는 경우는 드물며, 햇무리[3]를 형성하는 경우가 많다. 이 구름의 출현은 일반적으로 날씨가 맑고 안정될 것을 시사하지만, 점차 두꺼워지고 중하층 구름이 접근할 경우 저기압의 접근이나 기단의 변화를 예고하기도 한다.

권적운은 권운보다 더 두껍고 덩어리진 모양을 보이며, 흰색의 작은 알갱이나 파도 모양의 패턴을 이루는 것이 특징이다. 마치 하늘에 흩뿌려진 쌀알이나 작은 물고기 비늘 모양으로 관측되기도 하여 '어란운'이라고도 불린다. 권적운 역시 대부분 얼음 결정으로 이루어져 있으며, 이 구름이 나타날 때도 햇무리가 자주 관측된다. 권적운은 보통 날씨가 변하기 전, 상층의 기류가 불안정해지고 수증기가 증가할 때 형성된다.

권층운은 고층 하늘을 희미하게 덮는 거의 균일한 베일 모양의 구름층이다. 두께가 매우 얇아 태양이나 달을 통해 볼 때 유리처럼 흐릿하게 보이며, 때로는 하늘 전체가 젖은 것처럼 포근해 보이기도 한다. 권층운은 넓은 지역에 걸쳐 서서히 접근하며, 두꺼워지면 태양 주변에 큰 햇무리[4]를 만드는 경우가 많다. 이 구름은 따뜻한 공기 덩어리가 넓은 범위에서 서서히 상승할 때 생성되며, 종종 저기압이나 전선 시스템의 접근, 특히 온난전선의 선행 구름으로서 날씨가 악화될 조짐을 알리는 역할을 한다.

고적운은 중간 높이에 나타나는 흰색 또는 회색의 덩어리 모양 구름이다. 개개의 구름 덩어리가 뭉게구름과 유사하게 보이지만, 더 작고 편평하며, 종종 규칙적인 패턴이나 줄무늬를 이룬다. 이 구름은 주로 얼음 결정으로 구성되며, 태양이나 달 주변에 무리를 만들기도 한다. 고적운이 하늘을 거의 완전히 덮으면 날씨가 점차 흐려질 수 있는 전조 현상으로 간주된다.

고층운은 중간 높이에서 얇고 회색 또는 푸른빛을 띠는 층상 구름이다. 이 구름은 거의 항상 얼음 결정과 과냉각 물방울의 혼합으로 이루어져 있으며, 하늘 전체를 흐릿하게 덮는 베일처럼 보인다. 고층운을 통과한 태양이나 달은 마치 유리창 너머로 보이는 것처럼 흐릿한 원반 모양으로 보이며, 이는 일운 또는 월운 현상으로 알려져 있다. 이 구름은 보통 넓은 지역에 걸쳐 접근하는 따뜻한 공기 덩어리나 전선과 관련되어 나타난다.

두 구름은 모두 중간 높이, 일반적으로 지상에서 약 2,000m에서 7,000m 사이에 형성된다. 그들의 출현은 종종 날씨 변화의 징후이다.

층적운은 전형적인 하층 구름으로, 지표면 근처에서 수평으로 넓게 퍼져 있는 회색 또는 흰색의 구름층이다. 구름의 바닥은 비교적 균일하며, 때로는 물방울이나 가는 빗방울을 떨어뜨리기도 한다. 이 구름은 안정된 대기에서 넓은 범위에 걸쳐 서서히 상승하는 기류에 의해 형성된다. 보통 날씨가 흐리지만 강수는 약한 이슬비나 눈 형태로만 발생한다.

층운은 지표면에 매우 가까운 높이에서 발생하는, 안개와 유사한 낮고 균일한 회색 구름층이다. 구름의 두께는 얇아서 태양의 윤곽을 선명하게 볼 수 있다. 층운은 안정된 습한 공기가 지표면 근처에서 냉각되거나, 안개가 지면에서 약간 상승하여 형성된다. 이 구름은 일반적으로 날씨에 큰 변화를 주지 않지만, 지속될 경우 침침하고 음침한 날씨를 만든다.

난층운은 넓은 지역에 걸쳐 연속적으로 강수를 내리는 짙은 회색 또는 어두운 구름층이다. 구름의 바닥은 매우 낮고 종종 고르지 않으며, 상층부는 두껍고 종종 중층 구름과 연결되어 있다. 난층운은 따뜻한 공기가 차가운 공기 위로 서서히 밀려 올라가는 온난전선에서 주로 발생한다. 이 구름에서 내리는 강수는 보통 지속시간이 길고 강도가 일정한 이슬비, 비 또는 눈이다.

적운은 대류에 의해 형성되는 수직으로 발달한 뚜렷한 수직 구조를 가진 구름이다. 일반적으로 낮은 고도에서 발생하며, 상부는 둥근 모양의 솜뭉치처럼 보이고 밑부분은 비교적 평평하다. 이 구름은 대기가 불안정할 때 지표면이 가열되어 발생하는 상승 기류에 의해 생성된다. 상승 기류가 이슬점에 도달하면 수증기가 응결되어 구름이 만들어지는데, 적운은 주로 맑은 날씨에 나타나며 강수를 동반하지 않는 경우가 많다. 그러나 더 활발하게 발달하면 적란운으로 변모할 수 있다.

적란운은 적운이 극도로 강력하게 수직으로 발달한 거대한 구름으로, 뇌운이라고도 불린다. 이 구름은 대기 중 불안정도가 매우 높을 때 강한 상승 기류에 의해 형성되며, 종종 난기류, 뇌전, 돌풍, 우박, 그리고 집중 호우를 동반한다. 적란운의 정상부는 대류권계면에 도달하여 평평하게 퍼지며, 모양이 모루나 대형 버섯과 유사한 모루구름을 형성하기도 한다.

적운과 적란운의 발달 단계와 특징은 다음과 같이 비교할 수 있다.

적란운은 그 거대한 에너지로 인해 항공기에 심각한 난기류를 유발하며, 하강기류에 의한 돌풍 전선인 선풍을 만들어 내기도 한다. 이 구름의 생명주기는 발달기, 성숙기, 소멸기의 단계를 거치며, 성숙기에는 강한 상승 기류와 하강 기류가 공존한다.

높새구름은 적란운이나 적운과는 달리, 공기가 산이나 산맥과 같은 지형 장애물을 넘으면서 발생하는 중력파에 의해 형성되는 정지된 구름이다. 공기가 산등성이를 넘어 내려오면서 발생하는 파동의 마루 부분에서 공기가 상승하고 냉각되며 수증기가 응결하여 구름이 만들어진다. 이 구름은 파동의 골 부분에서 공기가 하강하고 가열되면서 다시 증발하기 때문에, 구름이 형성되는 위치는 고정되어 있는 것처럼 보인다.

그 모양이 렌즈나 아몬드를 닮았으며, 때로는 여러 층으로 겹쳐져 접시 모양을 이루기도 한다. 이 때문에 국제적으로는 '렌티큘라리스(Lenticularis)'[7]라는 종 이름으로 불리며, 렌즈운으로도 알려져 있다. 높새구름은 주로 권운이나 고적운과 같은 중상층 구름에서 관찰되며, 매우 매끄러운 외관을 가지고 있다.

이 구름은 강한 산악파가 존재한다는 신호로, 항공기 조종사들에게는 중요한 지표가 된다. 높새구름이 형성된 지역의 공기는 매우 강한 난기류를 포함하고 있을 수 있어, 소형 항공기에게는 위험할 수 있다. 그러나 그 독특하고 안정된 모양 때문에, 미확인비행물체(UFO)로 오인되는 경우가 종종 있다.

쌘구름은 지표면 또는 지표면 근처에서 발생하는 낮은 고도의 층운 또는 안개가 산등성이나 산맥을 넘어 흘러내리면서 형성되는 구름 현상이다. 이 구름은 산의 능선 아래쪽에 수평으로 길게 늘어져 있으며, 마치 산에 두른 띠 또는 담요처럼 보인다. '운해(雲海)'라는 용어는 이러한 구름이 마치 바다처럼 펼쳐져 있는 광경을 비유한 것이다.

쌘구름은 주로 안정된 대기 상태에서 형성된다. 산지에서 형성된 층운이나 안개가 산중턱까지 차올랐을 때, 산 정상부는 맑은 날씨인 반면 산 아래 계곡이나 분지에는 두터운 구름이 가득 차 있는 모습을 보인다. 이 구름은 산의 지형에 의해 갇혀 움직이지 못하고 정체되는 경우가 많다. 쌘구름의 생성에는 역전층이 중요한 역할을 한다. 역전층은 고도가 올라감에 따라 기온이 하강하지 않고 오히려 상승하는 대기층으로, 이 층이 산의 정상부 높이 아래에 위치하면 공기의 수직 운동이 억제되어 구름이 더 높이 발달하지 못하고 수평으로 펼쳐지게 된다.

쌘구름은 날씨 예측에 있어서 안정된 대기 상태를 나타내는 지표가 된다. 일반적으로 쌘구름이 나타나는 날은 날씨가 비교적 잔잔하고 변덕이 적다. 그러나 이러한 안정 상태가 지속되면 대기 오염 물질이 확산되지 못하고 구름 아래에 갇혀 스모그 현상을 악화시킬 수 있다. 쌘구름은 특히 일출이나 일몰 때 태양광을 받아 장관을 이루며, 높은 산 정상에서 바라보는 운해는 주요한 자연 경관으로 꼽힌다.

야광운은 해가 지평선 아래로 깊이 내려간 후에도 고층에서 빛을 받아 밤하늘에서 은은하게 빛나는 구름이다. 이 현상은 일반적으로 지상에서는 이미 밤이지만, 약 75~85km 높이의 중간권에 위치한 구름이 여전히 태양광을 받을 때 발생한다. 이 고도는 대기가 매우 희박한 영역으로, 구름이 형성되기에는 극히 이례적인 조건이다.

야광운을 구성하는 주성분은 얼음 결정으로 추정되지만, 그 정확한 생성 메커니즘은 완전히 밝혀지지 않았다. 이 구름이 형성되기 위해서는 극도로 낮은 온도(약 -120°C 이하)와 함께 수증기 공급원 및 응결핵이 필요하다. 응결핵의 정체는 운석진, 화산재 또는 대기 중 에어로졸 등이 제안되고 있다[8]. 야광운은 주로 여름철 고위도 지역(약 50~70도)의 중위도 및 극지방 하늘에서 관측된다.

이 구름의 특징적인 모양은 매우 얇고 푸르거나 은백색의 섬유 모양 또는 물결 모양 구조를 보이는 것이다. 그 모습이 얇은 베일이나 조류의 깃털과 유사하게 묘사된다. 관측 조건이 좋을 때는 지상에서 맨눈으로도 볼 수 있으며, 주로 일몰 후 1~2시간 사이 또는 일출 전에 지평선 근처 하늘에서 나타난다.

야광운의 연구는 중간권의 대기 조건, 특히 온도와 기류 패턴을 이해하는 데 중요한 단서를 제공한다. 최근에는 기후 변화와의 연관성도 연구 대상이 되고 있으며, 인공 로켓의 배기가스가 유사한 구름 형성에 기여할 수 있다는 보고도 있다.

구름의 형태, 고도, 이동 방향, 변화 속도를 관찰하는 것은 단기 날씨 예측에 매우 유용한 정보를 제공한다. 전통적으로 선원이나 농부들은 구름 패턴을 읽어 날씨 변화를 예측해 왔다. 예를 들어, 하늘에 권운이 늘어선 모양(갈매기깃털 모양)이 나타나고 점차 두꺼워져 권층운으로 변하면, 따뜻한 전선이 접근하고 있음을 의미하며 24시간 내에 비가 올 가능성이 높다.

특정 구름의 출현은 특정 기상 현상을 직접적으로 예고한다. 적란운의 발달은 뇌우, 돌풍, 집중 호우, 때로는 우박이나 토네이도와 같은 악기상을 동반한다. 반면, 아침에 나타났다가 오후에 사라지는 작은 적운은 대기가 안정하고 날씨가 좋을 것임을 시사한다. 층운이 낮고 짙어지며 난층운으로 변하는 과정은 정체 전선이나 저기압 중심 부근에서 지속적인 강우나 강설이 있을 것임을 알린다.

구름 관측은 현대 기상 예보에서도 중요한 보조 수단이다. 기상 레이더나 위성 데이터와 함께, 지상 관측자가 보고하는 구름의 시각적 정보는 국지적인 기상 변화를 실시간으로 파악하고 수치 예보 모델의 결과를 검증하는 데 활용된다. 특히 산악 지형이나 해안 지역에서는 레이더 사각지대가 발생할 수 있어 구름 관측의 실용적 가치가 더욱 크다.

적란운은 가장 대표적인 악기상 구름이다. 이 구름은 강한 상승 기류에 의해 수직으로 크게 발달하며, 그 내부에는 심한 난류, 우박, 돌풍, 그리고 뇌우를 동반한다. 특히 적란운의 하부에서 형성되는 누운구름은 강한 하강 기류와 선풍을 예고하는 징후로 간주된다. 또한 적란운이 집단으로 발달하여 선형을 이루는 경우, 선형 강수대를 형성하며 국지적으로 매우 강한 비바람을 일으킨다.

난층운은 넓은 지역에 걸쳐 지속적으로 비나 눈을 내리는 구름이다. 이 구름은 대기가 광범위하게 서서히 상승할 때 형성되며, 전선면이나 저기압의 접근과 밀접한 관련이 있다. 난층운에서 내리는 강수는 보통 강도는 약하지만 지속 시간이 길어 총 강수량이 많을 수 있다. 특히 한랭전선이 접근할 때는 난층운 아래에 빠르게 이동하는 파상운이 나타나기도 하며, 이는 기압골의 접근을 알리는 신호가 된다.

다음 표는 주요 악기상 구름과 그 특징 및 동반 현상을 정리한 것이다.

이러한 구름들은 단독으로 나타나기도 하지만, 종종 복합적으로 발생하여 더욱 심각한 기상을 초래한다. 예를 들어, 한랭전선이 통과할 때는 적란운에 의한 국지적 뇌우와 뒤이은 난층운에 의한 광범위한 강수가 연속적으로 발생할 수 있다. 따라서 이러한 구름의 발달 단계와 이동 경로를 관측하는 것은 국지성 호우나 돌발 홍수에 대한 경보 발령에 결정적인 정보를 제공한다.

구름 관측은 지상에서의 직접적인 관측과 인공위성을 이용한 원격 관측으로 크게 나뉜다. 지상 관측은 전통적으로 관측자의 육안에 의존하여 구름의 종류, 양, 고도, 이동 방향 등을 기록하는 방식으로 이루어진다. 이를 위해 전 세계 기상관측소에서는 국제운량기호를 표준으로 사용하며, 운고계나 레이저 운고계를 활용하여 구름의 높이를 정량적으로 측정하기도 한다. 또한, 일기관측의 일환으로 시간당 운량과 운형을 기록하여 국지적인 기상 변화를 파악하는 데 기초 자료로 활용한다.

위성 관측은 광학 위성과 기상 레이더를 결합한 방식으로 광범위한 지역의 구름 분포와 특성을 실시간으로 파악할 수 있다. 정지기상위성은 지구 상공 고정 위치에서 대기와 구름의 연속적인 움직임을 촬영하여 적외선 영상과 가시광선 영상을 제공한다. 적외선 영상은 구름의 온도, 즉 고도를 추정하는 데 사용되며, 주야간 관계없이 관측이 가능하다. 가시광선 영상은 구름의 두께와 반사율을 보여주어 주간에만 활용된다.

극궤도 기상위성은 지구를 수직으로 가로지르며 고해상도의 자료를 수집하여 구름의 미세 구조나 구름 입자 크기 분석에 활용된다. 최근에는 구름레이더와 라이더를 탑재한 위성들도 운영되어 구름의 수직 단면 구조와 입자 형태에 대한 정보까지 얻을 수 있다. 지상 관측과 위성 관측은 상호 보완적으로 활용되며, 이를 통합한 자료는 수치예보모델의 초기 조건 입력값으로 사용되어 날씨 예보의 정확도를 높이는 데 결정적인 역할을 한다.

구름 물리학 연구는 구름의 미세 물리 과정, 역학, 그리고 기후 시스템과의 상호작용을 과학적으로 이해하는 학문 분야이다. 이 연구는 주로 구름 내부에서 일어나는 응결과 응고 과정, 강수 생성 메커니즘, 그리고 구름이 지구의 복사 에너지 균형에 미치는 영향을 규명하는 데 초점을 맞춘다.

연구의 핵심 주제 중 하나는 응결핵과 빙정핵의 역할을 규명하는 것이다. 이들 핵은 크기, 화학적 조성, 농도에 따라 구름 방울과 빙정의 크기 분포를 결정하며, 이는 구름의 반사율과 강수 효율에 직접적인 영향을 미친다. 실험실 연구와 현장 관측을 통해 다양한 대기 에어로졸 입자가 구름 생성에 어떻게 기여하는지 분석한다. 또한, 구름 내에서의 상전이 과정, 즉 물방울이 얼음 결정으로 변하는 과정과 그 역학도 중요한 연구 대상이다.

구름 물리학 연구는 현장 관측, 원격 탐사, 수치 모델링을 결합하여 진행된다. 연구용 항공기나 무인기를 이용해 구름 내부로 직접 진입하여 온도, 습도, 입자 농도 등을 측정한다. 레이더와 위성 원격 탐사 기술은 광범위한 지역의 구름 3차원 구조와 미세 물리 특성을 파악하는 데 활용된다. 이렇게 수집된 데이터는 구름 미세물리 모수화 방식을 개선하여 기후 모델과 수치 예보 모델의 정확도를 높이는 데 기여한다. 특히 구름이 기후 변화에 대한 피드백 메커니즘에서 어떤 역할을 하는지는 여전히 불확실성이 큰 분야로, 활발한 연구가 이루어지고 있다[10].