무료 공개 · 항공기상 이론 1장

항공기상의 출발점은 우리가 비행하는 공간인 대기 그 자체입니다. 대기의 성분 비율은 엔진 연소, 객실 산소, 그리고 양력을 만드는 공기 밀도와 모두 맞물려 있어서, 공기가 무엇으로 이뤄져 있는지를 아는 것이 기상 공부의 첫 단추가 됩니다.

건조공기의 조성

수증기를 뺀 공기, 곧 건조공기를 기준으로 한 대기의 조성은 다음과 같습니다.

"공기 하면 산소"라는 인상 때문에 산소가 가장 많다고 착각하기 쉽지만, 실제로 대기의 5분의 4 가까이는 질소이며 질소는 산소의 약 4배에 이릅니다. 실용적으로는 "질소 78·산소 21·나머지 1"로 묶어 기억하면 충분합니다.

왜 수증기는 따로 떼어 다루는가

위 비율은 어디까지나 건조공기 기준입니다. 실제 대기에는 수증기가 섞여 있는데, 그 양이 대기 중 0~4% 범위에서 시간·장소·계절에 따라 크게 변합니다. 비율이 고정되지 않아 함께 셈할 수 없기 때문에 수증기는 건조공기 조성에서 일부러 떼어 두고 별도의 변수로 다룹니다.

비율로는 작지만 수증기는 항공기상에서 가장 중요한 변수입니다. 구름·안개·강수·뇌우·착빙처럼 비행에 직접 영향을 주는 거의 모든 현상이 결국 수증기의 응결과 상태 변화에서 비롯되기 때문입니다. 수증기가 들쭉날쭉한 이유는 기온과 직결됩니다. 공기가 머금을 수 있는 수증기의 최대량은 기온이 높을수록 커지므로, 따뜻한 저위도·해상·열대에서는 수증기가 풍부하고 차가운 고위도·극지방·사막에서는 적습니다. 결국 "따뜻할수록 많고 차가울수록 적다"는 한 방향으로 정리됩니다.

수증기는 아래층에 몰려 있다

수증기는 질소·산소처럼 위아래로 고르게 섞여 있지 않습니다. FAA 항공기상 핸드북은 대기 중 수증기 전체의 약 절반이 고도 약 2 km(6,500 ft) 아래에 있고, 대류권계면 위에는 극히 일부만 있다고 설명합니다. 대기의 무게가 해면의 절반이 되는 고도가 약 18,000 ft라는 사실(FAA PHAK)과 헷갈리기 쉬운데, 수증기는 그보다 훨씬 낮은 층에 몰려 있습니다. 구름과 강수의 재료인 수증기가 하층에 집중되어 있다는 뜻입니다.

대기권은 고도에 따라 기온이 어떻게 변하는지를 기준으로 네 개의 층으로 나뉩니다. 낮은 곳에서 높은 곳 순으로 대류권 → 성층권 → 중간권 → 열권이며, 각 층 사이의 경계를 대류권계면·성층권계면·중간권계면이라고 부릅니다.

기온이 떨어졌다 올랐다 떨어졌다 올랐다 하는 "하-상-하-상" 패턴으로 층 순서를 함께 묶어 두면 자연스럽게 잡힙니다.

대류권 — 날씨가 만들어지는 무대

대류권은 지표면에서 평균 약 11 km(36,000 ft)까지 이어지는 최하층으로, 구름·강수·전선·뇌우·난류 같은 항공기상의 주요 현상이 전부 여기서 발생합니다. "대류"라는 이름 그대로, 아래는 따뜻하고 위는 차가운 구조가 상하층 밀도 차를 만들어 공기를 연직으로 쉽게 뒤섞고, 상승한 공기가 냉각·응결하면서 구름과 강수가 생깁니다.

대류권의 높이는 위도와 계절에 따라 달라집니다. 적도는 강한 일사로 공기가 활발히 팽창·상승해 대류권이 약 16~18 km까지 두껍게 부풀고, 극지방은 차가워 공기가 수축해 약 8 km로 얇아집니다. 다만 값은 자료마다 조금씩 달라, FAA 항공기상 핸드북(4.3.1)은 적도 약 18~20 km, 위도 50° 약 9 km, 극지방 약 6 km로 적고, 미국기상학회 기상용어집은 열대 14~19 km, 열대 밖 약 10 km(때로 5 km까지)로 적습니다. 같은 위도라면 공기가 데워지는 여름에 높고 차가워지는 겨울에 낮습니다.

대류권계면 — 운항에서 가장 중요한 경계

대류권계면(Tropopause)은 대류권과 성층권을 가르는 경계면입니다. 가장 큰 특징은 기온감률이 급격히 변한다는 것으로, 대류권에서 계속 떨어지던 기온이 이 경계를 지나면 더 이상 떨어지지 않고 일정해졌다가 성층권에서 오히려 오릅니다. 감률이 (+)에서 0 또는 (−)로 꺾이는 불연속 지점이라는 것이 곧 정의입니다.

운항 관점에서 대류권계면 고도를 파악하는 이유는 두 가지입니다. 첫째, 대부분의 기상 현상이 대류권계면 아래 대류권에 국한되므로, 이 고도를 알면 악기상을 벗어나는 최적 순항고도를 잡는 판단에 바로 쓸 수 있습니다. 둘째, 상하층 기온·바람 차가 가장 큰 이 경계를 따라 제트기류와 청천난류(CAT)가 집중되므로, 배풍을 활용하거나 청천난류를 회피하는 고도·항로 선택에 활용할 수 있습니다. 대류권계면 부근은 대기가 안정해 구름은 거의 없지만 강한 바람과 난기류가 발달한다는 점을 유의해야 합니다.

성층권·중간권·열권

성층권은 대류권계면 위에서 약 50 km까지 이어지는 매우 안정한 층입니다. 중상부의 오존(O₃)이 태양 자외선을 흡수하면서 그 에너지로 주변 공기를 데워, 고도가 오를수록 기온이 거꾸로 상승하는 기온역전 구조가 만들어집니다. 아래가 차갑고 위가 따뜻한 이 배치는 연직 대류를 억제해 구름·난류가 거의 없습니다. 그 위 중간권은 다시 기온이 떨어져 중간권계면(약 -90°C)이 대기권 전체에서 가장 추운 지점이 됩니다. 최상부의 열권은 질소·산소가 자외선·X선을 흡수해 기온이 다시 오르며 분자 운동 온도로는 1,000°C를 넘기도 하지만, 공기가 극도로 희박해 실제로 느끼는 열은 거의 없습니다. 통신 전파를 반사하는 전리층과 오로라도 이 열권에 자리합니다.

대기의 연직 구조와 기온 분포

[그림 1-2] 대기의 연직 온도 분포에 의한 구분 출처: 국토교통부 조종사 표준교재(항공기상) — 항공교육훈련포털(kaa.atims.kr), 공공누리 제3유형

행성경계층과 성층권의 기온 최고점

FAA 항공기상 핸드북은 대류권의 가장 아랫부분을 행성경계층이라 부릅니다. 높이는 지형과 하루 중 시각에 따라 달라지고, 지면의 가열·냉각에 직접 영향을 받으며, 열과 수분을 위쪽 대기로 실어 나르는 중요한 역할을 합니다. 지면 마찰은 고도가 높아질수록 줄어 보통 지상 수천 ft 위에서는 무시할 만해지지만, 바람이 강하거나 지형이 거칠면 마찰층이 더 높이까지 올라갑니다.

성층권에서 오존이 가장 많은 구간인 오존층은 대략 15~35 km이고(WMO·UNEP 오존층 과학 평가), 기상청 용어집은 20~25 km 사이에 오존이 밀집한다고 설명합니다. 그러나 기온은 오존이 가장 짙은 고도가 아니라 성층권 꼭대기인 성층권계면(약 50 km)에서 가장 높습니다. FAA 핸드북은 기온이 대류권계면에서 성층권계면의 약 -3 °C까지 오른다고 적고 있습니다.

기온감률(Lapse Rate)은 고도가 올라갈수록 기온이 떨어지는 정도를 뜻합니다. 대류권에서는 고도가 오를수록 기온이 **1,000 ft당 약 2°C(미터법으로 6.5°C/km)**씩 떨어지며, 이 값을 표준(환경) 기온감률이라고 부릅니다.

세 가지 감률을 혼동하지 않기

비슷한 이름의 감률이 여럿 나오므로 구분해 두어야 합니다.

표준 기온감률은 표준대기 전체를 평균해 모델링한 값이고, 단열감률은 특정 공기덩이가 상승·하강할 때 적용되는 변화율이라 의미가 다릅니다. 표준대기의 기온감률은 어디까지나 2°C/1,000 ft입니다.

표준 기온 계산

국제표준대기(ISA)는 실제 대기가 시시각각 변하기 때문에 성능·계기를 일관되게 비교하려고 정한 가상의 기준 대기입니다. 해면 표준 기온 15°C에서 출발해 고도를 1,000 ft 단위로 나눈 뒤 2°C씩 빼면 어떤 고도의 표준 기온이든 한 줄로 나옵니다.

표준 기온 = 15 − 2 × (고도 ÷ 1,000)

이 산식이 성립하는 이유는 표준대기가 대류권을 기온이 직선으로 떨어지는 구간으로 모델링하기 때문입니다. 다만 이 직선 모델은 대류권계면까지만 유효하고, 그 위 성층권에서는 -56.5°C로 일정해지므로 더 적용하면 안 됩니다.

ISA 편차 — 실제와 표준의 차이

실제 외기온이 같은 고도의 표준 기온보다 얼마나 높거나 낮은지를 ISA 편차(ISA Deviation)라고 하며, 순항 연료·성능·고도계 보정 판단에 쓰입니다. 실제가 표준보다 차가우면 "ISA−", 더우면 "ISA+"로 표현합니다. 예를 들어 FL200(20,000 ft)의 표준 기온은 15 − (20 × 2) = -25°C인데 실제 외기온이 -35°C라면 편차는 -10°C, 곧 ISA보다 10°C 낮은 상태입니다. 참고로 ISA보다 추운 날에는 진고도가 지시고도보다 낮아지므로, 차가운 날 저고도 장애물 회피에서 주의가 필요합니다.

한 가지 덧붙이면, 음속도 기온에 의해 결정됩니다. 음속은 절대온도의 제곱근에 비례하므로(a = √(γRT), γ와 R은 상수) 기온이 낮은 상공으로 갈수록 느려집니다. 해면 표준(15°C)에서 약 340 m/s인 음속이 대류권계면(-56.5°C) 부근에서는 약 295 m/s까지 낮아지는데, 같은 대기속도라도 고도에 따라 마하수가 달라지는 것이 바로 이 때문입니다.

결빙고도 어림과 그 한계

결빙고도는 어느 지점 상공에서 기온이 처음 0 °C가 되는 가장 낮은 고도입니다(FAA 항공기상 핸드북). 지상 기온을 표준 감률(1,000 ft당 약 2 °C)로 나누면 어림값이 나와, 지상 10 °C면 지상 약 5,000 ft입니다. 다만 핸드북은 표준 감률이 평균값일 뿐 실제로 그대로 나타나는 일이 드물고, 대류권에서도 기온이 일정하거나 오히려 오르는 층이 있으며, 경계층이 건조단열감률에 가까운 경우가 많아 이 어림이 틀릴 수 있다고 경고합니다. 감률이 클수록 0 °C에 빨리 닿으므로, 건조단열감률(약 3 °C/1,000 ft)이면 결빙고도는 약 3,300 ft로 어림값보다 낮고 감률이 표준보다 작으면 어림값보다 높습니다. 지상이 영하라도 상공에 영상의 층이 끼면 0 °C를 여러 번 지나 결빙고도가 여럿 생기며, 결빙고도 분석도는 이런 구역을 따로 표시합니다.

지표가 데워지고 식으면서 기온이 오르내리는 폭을 이해하려면 먼저 열을 담는 그릇인 비열을 알아야 합니다.

비열과 헷갈리는 용어들

비열(specific heat)은 어떤 물질 1 g의 온도를 1°C 올리는 데 필요한 열량입니다. 같은 햇빛을 받아도 물질마다 데워지는 속도가 다른 것이 바로 이 비열 차이 때문입니다. 비슷한 용어들과는 다음과 같이 구별됩니다.

육지와 바다의 비열 차이가 일교차를 만든다

물(바다)의 비열은 약 1.0 cal/g·°C로, 흙·모래·암석(육지, 약 0.2 cal/g·°C)의 다섯 배에 가깝습니다. 바다는 같은 열을 받아도 온도가 천천히 오르고 천천히 식는 반면, 육지는 비열이 작아 햇빛을 받으면 금방 뜨거워지고 해가 지면 금방 식습니다. 그래서 낮과 밤의 기온 차, 곧 일교차가 육지에서 훨씬 크게 나타납니다.

여기에 더해 바다는 물이 위아래로 섞이고 햇빛이 수 m 깊이까지 침투해 열이 넓은 부피로 분산되며, 표면 증발로도 열을 빼앗겨 수온 상승이 한층 억제됩니다. 반대로 육지는 열이 표면의 얕은 층에만 머물러 온도가 급격히 오르내립니다. 이 차이가 낮에는 바다에서 육지로, 밤에는 그 반대로 부는 해륙풍을 만들고, 내륙 공항이 새벽에 안개·서리가 잘 끼는 현상으로도 이어집니다.

일교차를 키우고 줄이는 요인

일교차(하루 중 최고기온과 최저기온의 차이)는 그날 지표가 얼마나 잘 데워지고 잘 식었는지를 나타냅니다. 일교차가 큰 날일수록 새벽 복사냉각으로 기온이 이슬점까지 떨어져 안개·서리가 끼기 쉽고 한낮에는 대류가 활발해지므로, 운항에서도 눈여겨봐야 하는 값입니다.

특히 자주 거꾸로 아는 것이 운량·습도와의 관계입니다. 구름과 수증기는 밤에 복사열이 빠져나가는 것을 막는 이불 역할을 하므로, 운량·습도가 많을수록 일교차는 오히려 작아집니다.

해양(샌프란시스코)과 대륙(캔자스시티)의 연간 기온 변화

[그림 2-7] 샌프란시스코와 캔자스시티의 일일 평균 온도 변화 출처: 국토교통부 조종사 표준교재(항공기상) — 항공교육훈련포털(kaa.atims.kr), 공공누리 제3유형

수증기는 비율로는 작지만 구름·안개·강수·착빙을 좌우하는 항공기상의 핵심 변수입니다. 이 수증기를 얼마나 담고 있는지를 재는 방법이 여럿이라, 시험에서 정의를 서로 바꿔 놓는 함정이 단골로 나옵니다.

포화와 포화 수증기량

출발점은 포화(saturation)입니다. 포화는 공기가 머금은 수증기량이 그 온도의 포화 수증기량과 같아져 더 이상 순증발이 일어나지 않는 상태, 곧 상대습도가 100%인 상태입니다. 여기서 관건은 포화 수증기량이 기온에 강하게 의존한다는 점입니다. 포화 수증기량은 기온이 높을수록 커지고 낮을수록 작아지므로, 따뜻한 공기일수록 더 많은 수증기를 머금을 수 있고 찬 공기는 적은 수증기로도 금방 포화에 도달합니다. 겨울철 찬 공기가 조금만 식어도 입김이 하얗게 응결하는 것이 그 예입니다.

습도를 표현하는 여러 양

같은 대기 상태라도 부피 기준으로 재느냐 질량 기준으로 재느냐, 비율로 보느냐 온도로 보느냐에 따라 이름과 단위가 전부 달라집니다.

가장 헷갈리는 지점이 절대습도와 혼합비·비습입니다. 절대습도는 단위 "부피"당(g/m³)이고, 혼합비·비습은 단위 "질량"당(g/kg)이라 기준이 다릅니다. 정의를 한 칸씩 밀어 바꿔 놓아도 그럴듯해 보이므로, 기준이 부피인지 질량인지를 분명히 구분해야 합니다. ("절대"습도의 "절대"는 절대온도와 아무 관계가 없습니다.)

상대습도와 기온의 관계

상대습도는 절대량이 아니라 포화에 얼마나 가까운지를 알려 주는 비율입니다. 실제 수증기량이 일정하더라도 기온이 오르면 분모인 포화량이 커져 상대습도는 감소하고, 기온이 내려가면 분모가 작아져 상대습도가 증가합니다. 그래서 상대습도가 높다고 절대 수증기량까지 늘 많은 것은 아닙니다. 추운 공기는 적은 수증기로도 100%에 이르고, 더운 공기는 많은 수증기를 머금어도 상대습도가 낮을 수 있습니다.

측정 관점에서는 건구온도(보통 기온)와 습구온도를 함께 씁니다. 습구온도는 온도계 감부를 젖은 천으로 감싸 측정하는 온도로, 물이 증발하며 열을 빼앗는 증발 냉각 때문에 건구온도보다 낮게 나타납니다. 공기가 건조할수록 증발이 활발해 습구온도가 더 많이 떨어지므로, 건구와 습구의 차이가 그날 공기가 얼마나 건조한지를 그대로 보여 줍니다.

잠열 — 대기를 움직이는 숨은 에너지

물이 상태를 바꿀 때 드나드는 열이 잠열(latent heat)입니다. 온도계에는 잡히지 않지만 대기에 열을 더하거나 빼앗는 결정적 역할을 합니다. 방향이 핵심입니다.

• 증발(액체→기체): 잠열을 흡수 → 주위가 식음(증발 냉각)
• 응결(기체→액체): 잠열을 방출 → 주위 공기가 데워짐(응결 가열)

구름 속에서 수증기가 응결하면 그 잠열이 공기를 데워 부력을 더하고, 이것이 적란운을 수직으로 키워 뇌우·태풍의 동력이 됩니다. 증발과 응결의 흡수·방출 방향을 뒤바꾼 진술이 흔한 함정이니, "증발은 냉각(흡수), 응결은 가열(방출)"로 짝지어 기억해 두면 좋습니다.

습한 공기는 오히려 가볍다

같은 기온·기압에서 습한 공기는 건조공기보다 가볍습니다. 건조공기의 평균 분자량은 약 29(질소·산소 위주)인데 수증기(H₂O)의 분자량은 약 18로 더 가볍기 때문입니다. 같은 기온·기압에서는 부피당 기체 분자의 총 개수가 일정하므로(아보가드로 법칙), 수증기가 늘어난다는 것은 무거운 질소·산소 분자 자리를 가벼운 물 분자가 대신 차지한다는 뜻이라 밀도가 낮아집니다. 습한 날 이륙 성능이 떨어지는(밀도고도가 높아지는) 이유의 한 축이 여기에 있습니다.

상대습도에 따른 온도-이슬점 간격

[그림 3-5] 상대습도에 대한 온도-이슬점 간격 효과 출처: 국토교통부 조종사 표준교재(항공기상) — 항공교육훈련포털(kaa.atims.kr), 공공누리 제3유형

수증기를 더하는 상변화와 빼는 상변화

FAA 항공기상 핸드북은 물의 상변화 여섯 가지를 잠열의 방향으로 나눕니다. 융해·증발·승화는 주위에서 잠열을 흡수하고, 응고·응결·증착(deposition)은 잠열을 내놓습니다. 이 가운데 대기에 수증기를 더하는 것은 증발(액체→기체)과 승화(고체→기체, 눈·얼음이 곧바로 수증기로)입니다. 수증기를 빼내는 것은 응결(기체→액체, 구름·안개·이슬)과 증착(기체→고체, 영하의 구름 속 수증기가 얼음 결정으로)입니다. 증발할 때 물 1 g이 약 2,501 J을 흡수하고, 응결할 때 같은 양을 다시 내놓습니다.

비행을 준비할 때 가장 먼저 들여다보는 숫자가 기온과 이슬점입니다. 두 값만 잘 읽어도 그날 안개나 구름이 낄지, 구름 밑면이 얼마나 낮을지를 꽤 정확히 가늠할 수 있습니다.

이슬점의 의미

이슬점(노점온도, Dew Point)은 공기 속 수증기량을 그대로 유지한 채 기온을 낮춰 갈 때 상대습도가 100%에 도달해 응결이 시작되는 온도입니다. 그 값 자체가 공기 속 실제 수증기량을 온도 단위로 보여 준다는 데 의미가 있습니다. 이슬점이 높다는 것은 응결을 일으키는 데 기온을 그만큼 덜 내려도 된다는 뜻, 곧 공기가 그만큼 습하다는 뜻입니다.

기온과 이슬점의 관계는 다음과 같습니다.

METAR의 기온과 이슬점 두 숫자가 같아지거나 거의 붙으면 안개·구름이 임박했다는 신호로 읽는 것이 이 때문입니다.

응결의 두 조건

응결은 습도가 높다는 것만으로는 일어나지 않고, 다음 두 조건이 함께 충족되어야 시작됩니다.

1. 공기가 이슬점까지 냉각 — 상대습도 100%(포화) 도달
2. 응결핵의 존재 — 수증기가 달라붙을 작은 입자(먼지·소금·매연 등)

응결핵이 없으면 상대습도가 100%를 넘어도 응결이 잘 일어나지 않는 과포화 상태가 되지만, 실제 대기에는 핵이 풍부해 과포화는 거의 순간적으로만 유지됩니다. 한편 강한 침강기류는 단열압축으로 공기를 데워 포화량을 키우므로 오히려 구름을 흩어 맑은 하늘을 만든다는 점도 알아 두어야 합니다. 침강은 응결을 돕는 것이 아니라 방해합니다.

이슬·서리·안개

지표에 접한 공기가 야간 복사냉각으로 이슬점까지 식으면 지면 물체 위에 이슬이나 서리가 맺힙니다. 이슬점온도가 0°C보다 높으면 수증기가 물방울로 응결해 이슬(dew)이 되고, 0°C 이하이면 수증기가 액체 단계를 거치지 않고 곧바로 얼음 결정으로 달라붙는 승화(증착)로 서리(frost)가 됩니다. 서리는 물방울이 먼저 맺힌 뒤 어는 것이 아니라는 점이 핵심입니다.

안개는 무수히 많은 미세 물방울이 지표 부근에 떠 수평시정이 1 km 미만으로 떨어진 상태로, 본질적으로 지표에서 일어난 응결입니다. 따라서 안개의 직접 요인은 응결의 조건과 겹칩니다. 충분한 수증기(습도), 공기를 이슬점까지 식히는 냉각(기온), 응결핵, 그리고 식은 공기를 흩지 않을 약한 바람이 그것입니다. 기압 값 자체는 안개의 직접 요인이 아닙니다. 고기압이 안개에 유리한 것도 기압 때문이 아니라 그에 딸린 맑은 하늘·약풍·안정 같은 간접 효과 덕분입니다.

이슬점차로 시정을 읽는 법

기온에서 이슬점을 뺀 값이 이슬점차(Dew Point Spread, T−Td)로, 공기가 포화에 얼마나 가까운지를 한눈에 보여 줍니다. Spread가 작을수록 포화에 가까워 안개·낮은 시정 가능성이 커집니다.

방향을 거꾸로 잡기 쉬우니 주의해야 합니다. "Spread가 클수록 안개"는 정반대로 틀렸습니다. 시간에 따른 두 값의 추세도 유용합니다. 예를 들어 기온과 이슬점이 모두 21°C(Spread 0, 안개 지속)였다가 낮 동안 일사로 기온이 21→23→25°C로 오르는 사이 이슬점이 21→22→23°C로 더 천천히 오르면 Spread가 0→1→2°C로 벌어져 공기가 불포화로 돌아서고 안개가 걷힙니다. 관건은 절대값이 아니라 두 값의 차이가 벌어지느냐 좁혀지느냐입니다. 복사안개는 반대로 약풍에 작은 이슬점차(포화 근접)가 전형이며, 강풍이나 큰 이슬점차는 복사안개 조건과 정반대입니다.

상승응결고도(LCL) 추정

지표의 기온과 이슬점만으로 적운 밑면이 생기는 높이를 추정할 수 있습니다. 공식은 다음과 같습니다.

LCL(ft) ≈ (지표 기온 − 지표 이슬점) × 400

계수 400은 암기 숫자가 아니라 두 감률의 차이에서 나옵니다. 강제로 상승하는 공기 덩어리는 기온이 건조단열률로 약 3°C/1,000 ft, 이슬점이 약 0.5°C/1,000 ft씩 떨어져 둘의 차이(Spread)가 1,000 ft당 약 2.5°C씩 좁혀집니다. 1°C의 Spread를 좁히는 데 1,000 ÷ 2.5 ≈ 400 ft가 필요하므로, 기온과 이슬점이 만나(Spread=0, RH 100%) 응결이 시작되는 높이가 "Spread × 400 ft"가 됩니다. 예를 들어 지표 기온 25°C, 이슬점 10°C이면 Spread 15°C × 400 = 약 6,000 ft가 운저고도입니다.

단위가 화씨이면 계수가 달라집니다. 화씨에서는 기온이 약 5.4°F/1,000 ft, 이슬점이 약 1.0°F/1,000 ft로 떨어져 차이가 1,000 ft당 약 4.4°F씩 좁혀지므로, 지표면 위 운저 높이 ≈ (기온 − 이슬점) ÷ 4.4 × 1,000으로 구한 뒤 공항 표고를 더해 MSL 고도로 환산합니다. ATIS·METAR에 늘 나오는 기온·이슬점만으로 접근 단계의 구름 밑면을 가늠할 수 있어 실무 가치가 큰 계산입니다.