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제 1 장 여러가지 기상 상식.

일반적으로 우리가 경험하는 일기는 여러가지 기상현상으로 구성되어 있습니다. 이를테면, 바람이라든가 비, 구름, 안개, 고,저기압, 전선등이 그것입니다. 이러한 현상들은 항공스포츠를 즐기는데 있어서 직,간접적으로 많은 영향을 받는것들이며 기상 자체를 이해하는데 없어서는 않될 가장 기초적이고도 중요한 개념들입니다. 이렇게 기본적이고도 커다란 규모의 기상현상을 다루는 학문을 일반 기상학(거시기상학)이라 합니다. 일반 기상 현상을 이해하는 것은 항공 스포츠인으로서는 매우 중요할 것입니다. 왜냐하면 뒤에 나올 비교적 조그만 규모의 기상현상과 대기의 움직임등을 이해하는데 기초가 될뿐더러 여러분이 비행일정을 정하는데 있어서 일기예보가 중요한 자료가 되듯이 그날 그날의 아침에 서쪽 하늘을 바라보고 비행을 하기위해 집을 떠날것인지를 결정내리는데 유용한 지식들이 되기 때문입니다. 또한 여러분들이 각종 대회에 참가할때 일기도와 그 지역의 일기 현상에 대한 폭넓은 이해가 뒤따른다면 훨씬 더 정확한 비행계획을 세울수 있을 것입니다.

대 기
흔히 지구는 대기에 의하여 둘러싸여져 있다고 말합니다. 대기는 대부분이 질소와 산소분자로 구성되어져 있으며 그 높이는 600 ~ 1,000 km나 된다고 합니다. 이러한 공간을 우리는 대기권이라 이름하고 있습니다. 그러면 대기는 어째서 우주공간으로 날아가지 않을까요 ? 그것은 지구의 인력때문입니다. 대기는 눈에 보이지 않지만 작은 분자들로 구성되어져 있으며 이것들 조차도 미세하게나마 지구 인력의 영향을 받아 우주로 날아가지 못하는 것입니다.
대기도 무게가 있을까요 ? 있습니다. 세상에서 가장 가벼운 것이 있다면 공기라고 말하겠지만 대기를 모두 합쳐 저울에 달면 5,3 x 1015 ton이라는 어마어마한 무게가 됩니다. 이러한 대기는 대기권에 고루 퍼져있는것이 아니라 지구 중력의 영향으로 지표면에 가까운 곳에 몰려 있으며 높이가 증가될수록 희박하게 됩니다. 그리하여 전체 대기질량의 90 %가 16 km 높이에 쌓여있고 나머지는 그 위에 쌓여있다고 합니다. 이렇게 대부분의 대기가 저층의 고도에 집중되어 있다는 것은 대기의 밀도가 높이가 증가함에 따라서 감소하게됨을 의미할 것입니다.
특히 지표로부터 11 km까지의 높이를 대류권이라하며 그 위층인 성층권과의 경계면을 대류권계면이라 합니다. 대류권에서는 지표면으로부터 높이가 1 km 증가할때마다 온도가 6.5˚C 낮아지게 됩니다. 그러므로 대류권 안에서는 높이가 증가하면 기온이 낮아지게 될 것입니다. 대류권 안에서는 찬 공기가 아래로 내려가고 더운 공기가 위로 올라가는 대류 현상이 발생하게 됩니다. 이때, 공기중에 섞인 수증기가 여러가지 변화를 거쳐 구름을 이루고 비를 내리는등 심한 날씨의 변화가 생기게 되는 것입니다. 이 대류권이야말로 기상학에서 가장 큰 연구의 대상이 되고 있으며 대부분의 항공스포츠는 바로 이 대류권에서 행해지고 있습니다. 대류권은 다시 지표면의 영향을 받는 지상 약 500 m에 이르는 지구 경계층(plentary boundary layer) = 마찰층(friction layer)과 지표면의 영향을 받지 않는 그 이상의 자유대기(free atmosphere)로 나눌 수 있습니다. 마찰층중에서도 지표면의 영향을 가장 심하게 받는 지상 약 50 m에 이르는 층을 지표경계층(surface boundary layer)이라하고 그로부터 상공으로 올라가면서 점차 자유대기로 옮아가는 약 500 m까지의 층을 전이층(transition zone)이라 합니다. 다음장에서 다룰 기상현상들은 바로 지구 경계층에서 일어나는 여러가지 현상들이며 이를 일컬어 미시 기상학이라 부릅니다. 미시기상학은 항공스포츠인들이 가장 관심을 갖고 주의를 기울여야할 대상입니다. 왜냐하면 항공스포츠에 이용되는 여러가지 기체들은 작고 동력이 있어도 매우 적은 출력을 내기때문에 미시적인 기상현상에 매우 큰 영향을 받기 때문입니다.
그러면 먼저 기압에 대해서 알아보겠습니다. 기압이란 일정한 지표면의 면적을 그 위에 쌓여있는 대기가 누르는 힘입니다. 그림 1 과 같이 한쪽이 막힌 1 m 정도의 관에 수은을 채운후 관을 거꾸로 세워 그 입구가 그릇에 담은 수은에 잠기도록 세우면 수은주의 높이가 수은면에서 약 76 cm의 높이에서 진공부분이 멈추어지게 됩니다. 그 이유는 그릇에 담긴 수은의 표면을 누르는 대기압과 수은이 중력에 의하여 내려오려는 힘이 같기 때문에 수은이 더이상 내려오지 않기 때문입니다. 이때의 대기압력을 표준기압(1 기압)으로 삼습니다. 1 기압은 760 mmHg이며 1013 mb 입니다. 표시 단위인 mmHg는 수은주의 높이를 의미하며 mb 는 기압의 단위입니다. 기압은 대기의 질량이 저층고도에 몰려 있으므로 고도가 상승함에 따라 민감하게 감소합니다. 또한 열과 기체의 압력에 관계되는 역학적인 관계로 인하여 기압은 온도가 높아지면 증가되는 성질을 갖고 있습니다.

미기상학 그림 1-2
그림 1 수은주 실험

대기의 온도는 말 그대로 기온이라하며 대류권안에서는 고도가 증가할 수록 기온이 감소한다는 점은 이미 밝힌바 있습니다. 기온의 변화를 일으키는 요인으로는 태양광선이 쬐는 각도, 쬐는 시간(일조시간), 대기의 맑고 흐림, 지형 및 육지와 수면의 분포등이 있습니다. 평균적으로 보면 기온은 매일 규칙적으로 변화를 하고 있으며 이것을 기온의 일변화라고 합니다. 바람이 세지않고 맑은 날은 일출후 기온이 점차 상승합니다. 태양열이 가장 센 정오를 자난후에도 기온은 계속 상승하지만 오후 2 시경부터 다시 하강하기 시작하고 다음날 아침이 되어 일출 직후까지도 기온은 계속 하강합니다. 일출 직후에는 기온 하강이 멈춰지는데, 이때가 하루중 기온이 가장 낮을때입니다. 기온의 일교차는 구름과 바람의 영향을 크게 받습니다. 구름은 낮 동안의 태양열을 차단하며 밤에는 지표에서 대기로 방사하는 지표면 복사열을 흡수하여 지표가 빨리 식는것을 방해하기도 합니다. 또한 바람이 부는 날에는 열교환이 대기의 높은층까지 쉽게 이루어져 지표면에서의 기온의 일교차는 작아집니다. 이와 비슷하게 1년 동안의 기온 변화를 기온의 연변화라고 합니다. 이는 지구의 공전에 따른 지구-태양간의 거리와 태양의 입사각이 변화하기 때문에 발생됩니다.
지구 전체적으로 볼때 적도 부근에서는 1 년중 온도가 가장 균일하게 높습니다. 대체로 기온은 극쪽으로 갈수록 낮아지는데, 극지방에서는 태양광선의 입사각이 거의 수평에 가까운데다가 지축이 수직이 아니라 23,5˚ 기울어져 있기 때문에 태양열을 받지못하는 지역이 많기 때문입니다.
해양과 대륙의 분포는 기온에 대단히 큰 영향을 미칩니다. 왜냐하면 태양 복사열을 받으면 토양은 비열이 작아서 쉽게 가열되고 쉽게 식는 반면에, 해양은 늦게 가열되고 늦게 식기 때문입니다.
대기는 항상 수증기를 포함하고 있습니다. 독자들은 수증기라하면 물이 끓을때 하얗게 올라가는 모습을 연상하고 고개를 갸우뚱거릴수도 있지만 여기서 말하는 수증기는 정확히 말하자면 대기중에 포함되어있는 수분을 의미합니다. 대기중의 수증기만의 압력을 증기압 또는 수증기압이라고 하며, 단위로는 mb를 씁니다. 대기는 수면이나 지면으로부터 증발작용에 의해서나 식물이나 동물의 증산작용에 의해서 수증기를 얻습니다. 높이 올라간 수증기는 기온이 낮아져 응결하게되어 구름이 되어 비나 우박, 눈으로 다시 지상에 내려오는 것은 누구나 잘 알고 있습니다. 대기중의 수증기의 양은 온도에 따라 변화가 심합니다. 기온이 높은 열대의 해안지방이나 비가 많이 오는곳에서는 공기중에 약 3 ~ 4% 정도 포함되어 있으며 건조한 지역이나 기온이 낮은 극지방에서는 수증기의 양이 매우 적어 거의 0 % 에 가깝습니다. 여기에 대해서는 구름을 이야기할때 더 자세히 알아볼 것입니다.
이제 우리는 위에서 알아보았던 여러가지 대기의 성질을 종합해볼 수 있을 것입니다. 대기의 밀도, 압력, 온도는 고도가 증가함에 따라 감소한다는 점은 이미 잘 알수 있을 것입니다. 그러나 특히 대기의 밀도는 온도와 압력에 매우 큰 영향을 받습니다. 즉, 대기의 온도가 증가하면 대기의 밀도는 감소하며 압력이 증가하면 밀도는 증가합니다. 그런데, 대기의 밀도는 비행하는 고도의 공기역학에 직접적으로 영향을 미칩니다. 왜냐하면 1 %의 밀도감소는 약 100 m의 고도가 상승된것과 마찬가지의 효과가 있으며 10 mb 의 대기 압력 감소, 0,15˚C 의 온도상승, 약 30 mb의 수증기압 증가 효과가 있기 때문입니다. 따라서 6,000 m 상공의 대기 밀도는 해발고도의 대기밀도의 약 ½ 정도가 됩니다.

대기의 물리적 특성
이제까지는 대기의 눈에 보이지 않는 성질에 대해서 말했지만 이제 독자들이 상상력을 조금만 발휘한다면 공기가 움직이는 모양을 시각적으로 느낄 수 있습니다. 그리고 바로 이렇게 공기를 직접 ꡔ볼 수 있는ꡕ 능력을 갖는것이야말로 항공 스포츠인들이 기상학을 공부하는 궁극적인 목표가 될 수 있을 것입니다.
지구상에는 대체로 기체, 액체, 고체의 3 가지 형식으로 물체들이 존재하고 있습니다. 모든 물질들은 각각의 분자로 구성되어져 있는데 3 가지 물질중에 분자간의 결합력이 가장 큰 것은 고체이고 그 다음이 액체, 기체의 순입니다. 이 말은 곧, 분자간의 거리가 고체, 액체, 기체의 순서로 크다는 뜻입니다. 그렇다면 그림 2 에서 보는 바와 같이 3 개의 상자속에 각각 쇠구슬을 배열했다고 상상해 봅시다. 이제 3 개의 상자의 옆에 자력이 같은 강력한 자석을 갖다대면 상자속에 있는 구슬들이 자석이 있는 쪽으로 움직이게 될것입니다. 그러나 고체에 해당하는 상자속의 구슬들은 너무 빽빽하게 들어차 있기 때문에 움직일수가 없습니다. 만약에 자석의 힘이 충분히 강하다면 상자 전체가 움직일지언정 상자안의 쇠구슬들은 움직일 수 없을 것입니다. 액체에 해당하는 상자의 구슬들은 비교적 쉽게 움직일 수 있었지만 각각의 구슬들이 움직인 거리는 기체에 비하면 훨씬 짧은것을 알 수 있습니다. 게다가 구슬들이 자석쪽으로 굴러가면서 얻은 가속도를 생각한다면 상자의 오른쪽면에 부딪히는 구슬들의 힘은 기체에 해당하는 상자의 구슬이 가장 클 것입니다. 이 실험이 말해주는 것은 기체는 이 지구상의 물질중에서 운동 관성력이 가장 물질이라는 점입니다. 즉, 기체는 한번 움직이기 시작하면 계속 움직이려하며 정지해 있는 기체는 잘 움직이지 않으려는 성질을 갖고 있다는 말입니다. 게다가 한쪽으로 움직이는 기체는 기체분자간의 거리가 더욱 좁혀지면서 압축되고 밀리게 됩니다. 이러한 현상은 앞으로 우리가 연구해야하는 대기의 운동에서 실제적으로 나타나게 될것입니다.

그림 2 구슬실험

이와 비슷한 시각적인 효과를 얻을 수 있는 방법은 그림 3 에서 보는바와같이 긴 상자에 대기의 밀도를 실선으로 표현한 것입니다. 그림과 같이 넓은 공간에서 대기가 한쪽으로 움직이기 시작하면 처음 움직이기 시작한 왼편에서는 대기의 밀도가 희박하게 되고 가운데 부분의 대기를 압축하기 시작합니다. 이때까지 오른편의 대기는 움직이지 않고 그대로 있습니다. 가운데 부분의 압축력이 오른편 부분의 대기를 움직일만큼 축적되면 그림 (b)와 같이 가운데 부분이 팽창하면서 오른편의 대기를 밀기 시작합니다. 이렇게 밀린 오른편 대기는 가운데 부분의 대기와 함께 그림 (a) 의 왼편과 같이 희박하게되고 다시 더 오른쪽에 있는 대기를 압축시키게 됩니다. 이렇듯 대기는 밀리는 쪽은 압축되지만 그 반대쪽은 아무런 변화없이 그대로 있다가 압력이 어느 수준까지 도달하면 그때서야 비로소 이동을 시작하는 형태를 나타냅니다. 이 운동의 모델은 정지해있는 대기를 대상으로 한것이며 이러한 전체 운동은 이동중에도 발생될것입니다. 대기가 관성력이 크다는 것은 구슬시험에서도 밝힌바와 같이 대기를 구성하는 분자간의 거리가 멀어, 압축력이 다음에 있는 대기를 밀때까지 축적되는 시간이 액체보다 길기 때문입니다. 따라서 정지해 있는 대기는 계속 정지해 있으려는 시간이 길어질 수 밖에 없을 것입니다. 그러나 한번 운동하기 시작한 대기는 대기의 질량이 매우 가벼우므로 지면과의 마찰력과 지구중력이 그 운동에너지를 완전히 감소시키는 시간또한 길어질수 밖에 없습니다.
이밖에도 대기의 운동이 천천히 이루어지는 실내에서 담배연기를 관찰하는 방법등이 있습니다.

그림 3

위의 실험에서 알 수 있는 또다른 사실은 기체는 그 움직임의 형태가 액체와 매우 비슷하다는 점입니다. 비록 기체만큼 분자간의 거리가 멀지않고 관성력도 크지 않지만 액체는 기체의 움직임을 가장 잘 대변해 줄 수 있는 물질입니다. 따라서 우리는 대기의 움직임을 관찰하는 대신에, 시냇물이나 그 밖의 흐르는 물을 관찰함으로써 대기의 움직임과 유사한 형태를 상상해 낼 수 있을 것입니다.

대기의 운동

얼마나 긴 세월 흘러야 소년들은 어른되나
얼마나 먼 바다 건너야 갈매기는 쉴수있나
얼마나 긴 세월 흘러야 사람들은 자유얻나
오 내 친구여 묻지를 마라
바람만이 아는 대답을

이 시는 미국의 유명한 60 년대 포크송 운동을 주도했던 Bob Dilan 의 노래중의 하나입니다. 우리는 이제부터 바람에 대하여 알려고 노력할 것이지만 바람만이 아는 대답을 구하지는 않을 것입니다.
대기가 움직이는 형태는 다양하지만 크게 2 가지로 대별될 수 있습니다. 그중 하나는 수직방향으로의 운동으로서 이는 바람과는 다르게 대류라고 부르고 있습니다. 다른 한 가지는 수평방향의 운동이며 우리는 대기의 수평방향으로의 이동을 바람이라고 부르고 있습니다. 그러면 먼저 대류에 대하여 자세하게 알아 보도록 하겠습니다.
우리말에 “바람처럼 정처없이 떠돌다가”라는 말이 있습니다. 사실 바람은 매 순간 변화하는것 같지만 장기적으로 풍향과 풍속을 관찰해 보면 전 지구적으로나 지역적으로나 거의 정해진 방향으로 불고 있습니다. 이렇게 풍향이 일정한 이유는 대기의 순환작용이 정해져있으며 겉보기의 힘(轉向力)의 방향또한 정해져 있기 때문입니다. 겉보기의 힘은 지구가 자전을 하기때문에 생기는 힘입니다. 국민학교시절 나폴레옹이 대포를 발사하다가 대포알이 휘는 것을 보고 어떤 학자가 연구하여 발견하게되었다는 이야기를 들은 적이 있을 것입니다. 만약 어떤 사람이 적도에서 북극을 향하여 대포알을 발사하면 이 탄환은 직선으로 날아가지 않고 그림 4 와같이 오른쪽으로 약간 휘게 됩니다. 그 이유는 지구가 반시계 방향으로 자전을 하고 있기 때문입니다. 그러므로 엄밀히 따지자면 겉보기 힘은 대포알에 실제로 작용하는 힘이라기 보다 지구가 돌기때문에 탄환이 떨어지는 장소가 약간 오른쪽 지점이 되는 현상을 의미합니다. 겉보기 힘은 북반구에서는 운동방향의 90˚오른쪽, 남반구에서는 왼쪽 90˚방향으로 작용하여 바람의 방향을 약간씩 변화시킵니다. 또한 운동물체의 속도가 빠를수록 겉보기 힘도 강해지는데, 최소한 어떤 물체가 운동중에 다른힘이 가해지지 않는다면 겉보기 힘은 운동 물체의 속도가 증가할 수록 강해집니다. 겉보기 힘은 또한 극점에서 최대이며 적도에서는 작용하지 않습니다. 그러면 지역적인 바람에 대해서는 제 3 장에서 이야기하기로 하고 여기서는 전 지구적인 대기 순환 운동에 대해 알아 보기로 하겠습니다.

그림 4 겉보기의 힘


그림 5 와 같이 인공위성에서 지구를 바라볼때 적도부분은 태양열을 가장 강하게 받고 있으므로 제일 처음으로 복사열을 내며 대기도 쉽게 상승하게 됩니다. 적도의 상층고도에서는 이렇게 강하게 상승된 대기가 몰려 남과 북으로 이산가족처럼 헤어지게 됩니다. 북쪽으로 이동하게된 대기는 겉보기 힘의 영향을 받아 북위 30˚부근에서 오른쪽으로 조금 휘어지게되며 일부는 이곳에서 열을 잃고 하강합니다. 이 하강기류가 지표에서 다시 적도를 향하는 무역풍을 형성하고 일부는 북쪽으로 흐르게되어 역시 겉보기 힘으로인해 우리나라가 포함되는 중위도 편서풍대를 이룹니다. 북위 30˚상공에서 하강하지 않은 기류는 북쪽으로 계속 진행하여 낮은 기온으로인해 열을 잃고 북극점 지역으로 하강합니다.

기사 그림 83
그림 5 대기의 순환

극지를 뒤덮는 이러한 하강기류는 심하게 냉각되어 겉보기 힘이 반대방향으로 작용하는 극동풍을 형성하며 남쪽으로 흐르다가 북위 60˚지역에서 편서풍과 만나게 됩니다. 그러나 비교적 따뜻하고 가벼운 편서풍은 차가운 극동풍과 만나 쉽게 상승되며 일부는 극지까지 도달하여 극지의 대기 공급에 도움이 됩니다. 나머지 대기는 상층에서 다시 북위 30˚로 흘러 순환 세포를 형성합니다. 우리나라에서 극동풍의 변화는 시베리아 고기압의 발달로 겨울에 한파를 몰고 오는 주요 원인으로 작용합니다. 결과적으로 이러한 대류순환은 3 개의 거대한 순환 기류를 형성합니다. 이러한 순환세포는 매우 단순화시킨 것이며 실제로는 그림 6 과 같이 매우 복잡한 형태의 지상풍系를 형성합니다.

미기상학 3-14b
그림 6 실제적인 지상풍계

이제 대기의 수평이동인 바람에 대하여 알아 봅시다. 바람이란 무었일까요 ? 우리는 쉴 사이 없이 바람을 느끼고 있지만 정작 바람이 무었일까라는 궁극적인 물음에는 쉽게 답할 수 없음을 깨닫게 될 것입니다.
바람의 특성은 풍향, 풍속 및 난류(gust), 숨(lull)등이 있습니다. 보통 일기예보에서는 풍향과 풍속만을 측정하지만 항공 스포츠인들에게는 풍속의 갑작스런 변화 현상인 난류의 정도 또한 매우 중요하게 여겨지고 있습니다. 숨이란 불던 바람이 잠시 멈추고 잠잠해진 상태를 말합니다. 바람은 반드시 풍향과 풍속으로 나타냅니다. 풍향은 바람이 불어오는 방향에 따라 정해집니다. 남서쪽에서 불어오는 남서풍을 자칫 북동쪽으로 불어가므로 북동풍이라해서는 안됩니다. 풍속은 공기가 일정한 시간동안 달린 지표면상의 거리로 나타냅니다. 예를들면, 5m/sec, 10 km/h 등입니다. 그러나 일반적으로는 항공 스포츠인들은 미터/초(m/sec)의 단위를 많이 사용하고 있습니다. 그러나 m/sec 단위는 평소 우리가 잘 사용하지 않기 때문에 풍속을 피부로 직접 느끼기 곤란합니다. 반면에 km/h 단위는 자동차의 속도와 같으므로 쉽게 그 속도를 짐작할 수 있을 것입니다. 후에 이야기 되겠지만 대기나 글라이더의 상승 속도는 분(分)당 몇 미터 상승되는가의 척도인 m/min 단위를 사용하는 것이 편리합니다. 풍속과 풍향은 시시각각 변화하지만 대개 지상풍을 측정할때는 10 m 의 높이에서 10 분 동안의 평균치를 적용하고 있습니다. 바람은 일반적으로 해상이나 산의 정상에서 강하고 내륙에서는 약한 성질이 있습니다. 또한 지표면에서는 장애물과 마찰의 영향으로 지상에서는 약하고 상공으로 갈수록 강해지는 것이 보통입니다. 영화 ꡔ무풍지대ꡕ의 제목처럼 무풍이란 상태가 있을까요 ? 일기도 상에서는 0,2 m/sec 이하의 풍속을 정온(靜穩)이라하여 무풍상태로 규정하고 있습니다. 바람은 일반적으로 낮에는 강하고 밤에는 약해집니다. 그 이유는 낮에는 태양의 강한 일사(日射)로 인해서 지표가 열을 얻은후에 다시 대기중으로 복사열(輻射熱)을 방출함으로써 그 위의 대기를 가열하게 됩니다. 이렇게 가열된 대기는 체적이 증가하고 가벼워지고 상승을 하며 상층의 공기와 뒤섞이게 됩니다. 상승된 대기가 있던 자리는 그 주위에 있는 대기가 채우려 이동하게 되는데 이를 우리는 바람으로 느끼게 되는 것입니다. 이러한 작용은 그 규모가 매우 큰 것으로부터 작게는 수미터에 이르기까지 다양합니다. 그러나 밤에는 태양의 복사열이 없고 상층의 대기는 낮에 상승된 대기로 인하여 따뜻하고 하층은 차가운 안정한 상태로 있게되므로 바람이 잘 불지 않게되는 것입니다. 지구상에 대기가 발생한 후로 지금까지 바람은 한 순간도 쉰적이 없이 불고 있다고해도 과언이 아닐것입니다. 그러나 태양으로부터 에너지가 공급되지 않는다면 지면과의 마찰로 인하여 바람은 1 ~ 6 일 정도밖에 불지 못한다고 합니다.
그렇다면 바람이 불때 작용하는 힘에는 어떤 것들이 있을까요 ? 바람이 불때 그 속에 영향을 주고 있는 힘으로는 대개 3 가지의 힘을 들 수 있습니다. 첫째로는 중력입니다. 앞에서 이미 밝힌바와같이 대기는 항상 지구의 중심을 향하는 중력의 영향을 받고 있습니다. 그러나 중력은 바람을 일으키는 힘이라기 보다 오히려 마찰력과 같이 부(-)의 효과를 주는 힘이랄수 있습니다. 둘째로는 기압 경도력이 있습니다. 기압 경도력이란 뒤에서 알게될 기압과 매우 깊은 연관을 갖고 있습니다. 즉, 바람은 기압이 높은 곳에서 낮은 곳으로 부는데 고기압과 저기압 사이의 순수한 기압차이로 인해서 작용하는 힘을 기압 경도력이라 합니다. 마지막으로 겉보기 힘을 들 수 있습니다.
지상 부근의 마찰층에서는 움직이는 공기에 대하여 마찰력이 작용하는 것은 이미 알고 있는 바입니다. 이처럼 지면 마찰의 영향을 받는 바람을 지상풍이라합니다. 지표면으로부터 상공으로 올라가면 지표면 마찰의 영향은 점점 감소하므로 그림 7 과 같이 고도가 높아지면서 풍향은 풍향의 오른쪽방향으로 바뀌어지면서 풍속은 증가하여 마침내 등압선에 평행하게 불게 됩니다.(地均風) 그러나 풍속의 변화하는 정도는 지면 부근에서는 급하지만 위로 올라갈수록 완만해집니다. 이와반대로 풍향은 지면부근에서 미약하게 방향을 바꾸다가 자유대기층으로 갈수록 심하게 변화됩니다. 따라서 지상 500~1,000 m 상공의 풍향은 지상의 풍향에 비하여 10~50˚정도 우측으로 틀어지며 이 방향은 정확히 등압선에 평행한 방향이 됩니다. 마찰에 의한 풍향과 풍속의 변화를 에크만(Ekman)이라는 사람이 설명했기 때문에 지상으로부터 풍향 및 풍속이 변화하는 층을 에크만 경계층이라고 하며 변화되는 정도를 그래프상에 나타낸 것을 에크만 나선(Ekman spiral)이라고 합니다.

그림 7 에크만 나선


기압계(氣壓系)
“오늘밤은 동해 남부에 위치한 저기압이 일본쪽으로 진행하고 만주지방에 위치한 한랭한 고기압이 다가옴에 따라 전국적으로 차차 맑겠습니다.” 여러분들이 저녁 뉴스의 마지막 부분에서 흔히 들을 수 있는 일기 예보 해설중의 한 대목입니다. 일기예보의 가장 핵심이 된다고도 할 수 있는 고기압과 저기압은 일기 현상을 이해하는데 말할 수 없이 중요한 것입니다.
대기의 순환을 다루면서 독자들은 중위도 30˚ 부근에서는 항상 대기가 몰리게 되는 원인에 대하여 잘 이해했을 것입니다. 이와같이 어떤 한 지점에 대기가 일정기간동안 몰리게 되었을 때를 고기압이라 합니다. 대기는 관성이 크기 때문에 일정 지역에 한번 몰린 공기는 몇 일간 압축된 형태로 주위보다 높은 기압을 갖게 됩니다. 이와 반대로 어떤 지역에 대개가 주위보다 희박하게 된 상태를 저기압이라 합니다. 이 두가지 형태의 기압계는 그림 8 과 같이 지도상에 같은 대기압을 갖는 지점을 연결시켜 폐곡선의 형태를 갖게되는 등압선으로 나타냅니다. 등압선은 1,000 mb 를 기준으로하여 보통 4 mb 간격으로 그립니다. 바람은 고기압에서 저기압을 향해 불며 등압선의 간격이 좁을수록 풍속은 강하게 나타납니다.
고기압의 수평면과 수직 구조
그림 8 고기압과 저기압

고기압과 저기압의 직접적인 발생원인은 대기 순환에 의한것임은 분명하지만 여기에는 좀더 복잡한 내용이 숨어 있습니다. 그림 5 에서 보았듯이 대기는 위도에 따라 북극쪽으로 상승되거나 다시 남쪽으로 하강합니다. 그러나 여기서는 남쪽으로 흐르는 대기는 제외하고 고도가 약 3,000 m 이상의 상층의 흐름만을 주목하기로 하겠습니다. 이렇게 높은 고도에서 부는 바람은 서쪽에서 동쪽으로 그림 9 와 같은 파동의 형태를 갖게 됩니다. 들쭉날쭉 튀어나온 부분들은 지표가 태양열에 의하여 고르게 가열되지 않은 탓입니다. 특히 이러한 돌출부들은 대륙에서 시작되는 성질을 갖고 있습니다. 즉, 북쪽으로 흐르는 상층대기는 북쪽으로 진행하면서 겉보기 힘과 그밖의 영향으로 북극을 중심으로 시계 방향의 원운동을 하는것이나 마찬가지라고 할 수 있을 것입니다. 이것을 북극 상공에서 바라본것이 그림 9 입니다. 피겨스케이터가 멋진 회전을 할때 잘 관찰해보면 팔을 뻗을 때는 회전속도가 감소하고 팔을 가슴쪽으로 가져오면 회전 속도가 빨라짐을 알 수 있듯이 원운동을 하고 있는 물체는 원운동의 중심으로부터 멀어질수록 속도가 느려지고 가까울수록 빨라지는 법입니다. 그림 9 에서도 북극점으로부터 멀어질수록 대기의 회전 속도는 빨라짐을 알 수 있습니다. 따라서 점 A 에서 B 를 거쳐 C 에 이를때까지 대기의 속도는 점차 감소되지만 D 에서부터 속도가 빨라지기 시작하여 점 E 에 도달하면 가장 높은 속도를 갖게 됩니다. 이때 C 지점의 대기속도가 늦기 때문에 B 지점에서는 대기가 압축될 것이며 이를 대기의 수렴 작용이라 합니다. 이것은 대기가 운동 관성력이 큰 물질이기 때문이며 스프링의 실험에서 이미 밝혀진바 있습니다. 반면에 D 지점에서는 앞의 E 지점의 대기속도가 빠르기 때문에 대기가 희박해지며 이를 대기의 발산작용이라 합니다. B 점에서 처럼 한번 몰린 대기는 몇 일 동안 지속되는 고기압으로 나타나게 되며 D 점에서는 저기압이 나타나게 되는 것입니다. 따라서 여러분은 이제 고기압과 저기압은 상층대기흐름의 변동으로 인하여 발생된다는 사실을 알 수 있을 것입니다. 그런데 여기서 저기압이 나타나게 되는 A 점이나 E 점과 같이 지구의 중심에 가까운 지점은 곧 지표면에 가깝다고도 할 수 있을 것입니다. 왜냐하면 지구 중심에 가까우려면 고도가 낮아야하는 것은 당연한 이치이기 때문입니다. 그러므로 저기압은 고기압에 비해 지표와 가까운 곳에서 발생하지만 고기압은 상층에서 잘 발달하게 됨을 알 수 있습니다.

기사 그림 85
그림 9 상층대기의 원운동

이제 위에서 알게된 내용을 바탕으로 고기압과 저기압의 성질에 대하여 자세히 알아 보기로 합시다. 저기압 중심에서 희박해진 대기는 낮아진 대기압의 힘으로 주위의 대기를 잡아당기게 되며 이 공기들은 저기압의 중심에서 서로 부딪혀 오갈곳이 없으므로 상승기류를 형성합니다. 이때 대기중에 포함되어 있는 수증기는 고도가 증가함에 따라 기온이 낮아지므로 응결하여 구름을 형성하므로 날씨가 흐리고 때로는 비나 우박, 눈을 내리는 것은 이미 잘 알려진 사실입니다. 비가 얼마나 내릴것인가는 대기가 얼마나 수증기를 많이 포함하고 있는가에 달려있습니다. 그림 8 과 같이 저기압의 중심으로 불어 들어오는 대기는 직선이 아니고 반시계 방향의 나선형으로 휘어져 들어오는데 그 이유는 물어볼것도 없이 겉보기 힘의 영향을 받기때문입니다. 저기압의 중심에서 형성된 상승기류는 광범위한 지역에 걸쳐서 매우 느린 속도로 진행되기 때문에 행글라이더나 패러글라이더등 다른 항공체가 상승비행에 이용하기에는 적합하지 않습니다. 오히려 저기압권에서는 일기가 좋지 않으므로 비행이 이루어지기 어렵습니다.
상층에서 압축된 고기압의 공기는 압축력을 견디다못해 하강기류를 형성하여 지표면으로 내려갑니다. 지표면에 부딪힌 대기는 사방으로 흩어져 고기압의 중심으로부터 시계방향으로 나선을 그리며 불어 나갑니다. 고기압권의 하강기류는 나중에 설명하겠지만 구름을 형성하기 어려우므로 날씨가 맑고 쾌청합니다. 쾌청한 날씨에 더불어 태양의 복사열이 쉽게 지면에 닿게되므로 열기류를 형성하는등 대기의 상하운동이 활발하여 항공 스포츠를 즐기기에는 더없이 좋은 환경을 제공하게 됩니다.
고기압에도 종류가 다양하지만 특히 우리나라에 영향을 미치는 것들로는 시베리아 고기압, 북태평양 고기압, 이동성 고기압이 있습니다. 시베리아 고기압은 북위 60˚부근의 극지 파동의 변화에 의하여 자주 형성되며 우리나라의 북서쪽인 바이칼호 부근에 자리잡습니다. 고기압권 내의 공기밀도가 북태평양보다 크고 대륙에서 형성된 것이기 때문에 지표로부터의 수증기 공급이 적어서 공기가 매우 건조하고 차갑습니다. 우리나라 한겨울철의 차고 매서운 겨울 한파는 시베리아 고기압의 영향을 받기 때문이며 풍향은 북서풍이 주종을 이룹니다. 시베리아 고기압은 ꡔ난장이 고기압ꡕ이라고도 하는데 지상 3 ~ 5 km 이상의 상공에서는 고기압의 특성이 사라져 버리고 오히려 저기압의 성질을 띠기 때문입니다.
북태평양 고기압은 시베리아 고기압에 비해 ꡔ키다리 고기압ꡕ이며 여름철에 바다위에서 형성된 것이기 때문에 습도가 높고 기온도 높습니다. 그러면서도 중위도 지방에서 거의 일년 내내 벨트모양으로 존재하고 있는 것으로 이 고기압은 지속적이며 온후하며 우리나라의 여름철 날씨를 주도합니다.
이동성 고기압은 대부분이 시베리아 고기압에서 분리된것으로 중국대륙에서 고기압의 세력으로 갖추어지고 거의 같은 위도상에서 동쪽으로 진행합니다. 평균기온의 변동은 작지만 기온의 일번화는 큽니다. 봄과 가을에 나타나는 고기압중에서 약 30 % 가 이동성고기압으로, 이 시기에 바람이 잔잔하고 날씨가 맑을 때에는 대부분 이 고기압의 영향하에 놓여 있는 것입니다. 이동성 고기압은 대륙에서 발생하지만 언제나 그 앞뒤에 저기압이나 저기압과 연관된 기압골을 동반하며 진행됩니다. 따라서 이동성 고기압은 시속 40 ~ 50 km의 비교적 빠른 속도로 이동하며 지나간후에는 기압골의 영향으로 날씨가 나빠지거나 강수현상이 옵니다.
저기압에도 여러가지 종류가 있습니다. 늦은 봄부터 여름의 늦은 오후에 지표의 가열작용으로인해 대기가 상승하며 발생되는 국지적인 규모의 저기압이 발생되기도 합니다. 여름철 소나기나 뇌우발생과 관련이 있으며 밤이되면 소멸해 버리는 규모가 작은 것입니다. 이러한 소규모의 저기압이 많이 나타나게되면 일기를 예측하기가 어려워 집니다.
둘째로 바람이 산맥을 넘을때 역학적으로 생기는 저기압이 있지만 이것은 발생지역이 티벳고원의 동쪽이나 로키산맥의 동쪽등의 특정한 지역에서 발생되는 것이므로 우리나라에서는 찾아보기가 힘든것입니다.
세째로 일기도상에 나타나는 대부분의 저기압으로서, 지름이 1,000 km 이상이며 수명이 수일이상이나 되는 대규모의 저기압입니다. 이러한 종류의 저기압은 한랭한 극동풍이 따뜻한 편서풍의 공기와 만나는 경계에서 발생하며 합니다. 이 경계(한대전선 = 극전선)는 우리나라의 경우, 겨울에 일본의 남쪽 해상에 있던것이 봄이 되면서 점차 북상하여 여름에는 만주와 함경도 부근으로 이동합니다. 이렇게 이동하는 경로에 따라 저기압의 발생장소와 경로도 변화합니다.
저기압의 발생장소는 거의 정해져 있어서 우리나라에 영향을 미치는 저기압은 주로 중국대륙의 동쪽에서 발생하여 우리나라를 거쳐 동 ~ 북동쪽으로 진행하며 이를 온대성 저기압이라 합니다. 태풍을 제외한 우리나라에 영향을 미치는 저기압은 모두 온대성 저기압입니다. 온대성 저기압이외에 열대성 저기압인 태풍이 있지만 태풍속에서 비행하려는 사람은 없을 것이므로 여기서는 이야기하지 않겠습니다. 온대성 저기압은 각각 앞쪽에 온난전선, 뒤쪽에 한랭전선을 가지며 서로 이어져 있습니다. 이 4 개의 저기압이 합쳐져 하나의 온대성 저기압을 형성하는 것입니다. 그림 10 은 온대성 저기압의 구조를 잘 나타내고 있습니다. 화살표는 풍향을 나타내며 전선면 뒷쪽의 어두운 부분은 강수 현상이 나타나는 지역입니다.

해기 4-13
그림 10 온대성 저기압의 구조

우리나라에서는 목포 앞바다에서 발생되는 저기압은 유년시대, 동해의 것은 청년시대, 일본 동해안의 것은 장년시대, 일본 동북해의 것은 소멸기에 해당합니다. 그림 11 과 같이 대부분의 저기압은 동진하면서 점차 발달하고 장년기가 지나면 쇠약하게되어 마침내 저기압의 묘지라고 일컫는 알류산 부근에 오면 그 일생을 마치게 됩니다. 그런데 모든 저기압이 반드시 이와같은 전형적인 일생을 가지는 것은 아니고 때로는 1 개 혹은 2 개의 저기압만이 나타나기도 하고 장년기에 이르기전에 소멸하는 것도 있습니다. 저기압이 가장 발달할 때는 한랭전선이 온난전선과 겹쳐지기 시작할 때입니다. 그림에서는 D 에 해당할 때입니다. 이때 대기의 밑층은 찬 공기만으로 가득 차게 되므로, 따뜻한 공기는 이 찬공기에 의하여 사방으로 막혀 상공에만 남게 됩니다.(폐색전선) 일반적으로 저기압의 진행속도는 여름철에는 시속 25 ~ 30 km 이나 겨울철에는 40 km 정도로 빨라집니다.

기상환경의 이해 1-2
그림 11 온대성 저기압의 일생


전 선(前 線)
저기압의 중심에서는 중심을 향해서 공기가 모이게 됩니다. 서로 다른 온도를 가진 공기는 따뜻한 것이 위로, 차가운것이 위로 가기 때문에 잘 섞이지 않고 대립하게 되는데 그 경계면을 불연속면이라고하며 불연속면이 지표에 닿았을 때를 불연속선이라 합니다. 전선은 바로 불연속선의 한 종류라고 할 수 있습니다. 그러므로 전선은 본질적으로 저기압에 연관되어 나타나는 기상 현상임을 알 수 있습니다. 저기압은 북위 30 ~ 60˚사이의 중위도지역에서 북쪽의 한랭한 기단과 남쪽의 온난한 기단이 만날때 자주 발생합니다. 앞 절에서 온대성 저기압을 다루며 살펴보았듯이 저기압 중심의 앞쪽은 온난전선이, 뒤쪽은 한냉 전선이 위치하고 있습니다.
한랭전선은 그림 12 와 같이 따뜻한 공기를 차가운 공기가 밑으로 파고들며 경계면을 따라 상승시킬때 발생합니다. 일기도상에서 한랭전선은 쐐기모양으로 표시되며 그림 12(b)는 전선을 횡단으로 자른 모습입니다. 한랭전선은 경사가 급하여 따뜻한 공기를 강제로 강하게 상승시키기 때문에 상승되는 많은 양의 대기의 수증기가 갑자기 응결되어, 적운형의 구름이 형성됩니다. 그러므로 비가 오더라도 소나기와같이 비교적 빗방울이 큰 것이 짧은 시간동안 줄기차게 쏟아지며 때때로 뇌우와 강한 와류를 동반하기도 합니다. 강수지역은 전선의 후면에 좁게 나타납니다. 어떤 경우에는 한랭전선의 상승풍이 80 ~ 500 km 앞쪽에 형성되기도하며 지속적인 돌풍지역이 전선의 앞쪽에 평행하게 분포되기도 합니다. 돌풍지역(Squal line)은 매우 난폭한 기류를 갖고있는 지속적인 강풍, 뇌우현상이며 항공스포츠인들이 주의해야할 대상입니다. 겨울철에 날씨가 추워지기전이나 여름철에 소나기가 내리기전에 비교적 오랫동안 강하게 부는 바람은 바로 한랭전선이 다가오고 있음을 예고해주는 신호이기도 합니다. 한랭전선이 통과하기 전후에는 기온이 빠른속도로 낮아지고 높은 북서쪽 방향의 하늘에 고적운이 출현합니다. 한랭전선은 현저한 기온 감소와 큰 풍향변화를 동반합니다. 풍속은 강해지고 풍향은 북쪽과 서쪽사이에서 50 ~ 180˚까지 변화할 수 있으며 거친 바람이 부는 일기현상이 나타납니다. 그러나 한랭전선 뒤쪽의 찬 기단은 북쪽의 찬 고기압에서 비롯된 것이므로 전선이 통과한후의 날씨는 맑습니다. 이러한 일기현상은 온난전선이 통과한후에 나타나는 고요하고 흐린 날씨와 좋은 대비가 됩니다.

컨 23
그림 12 한랭전선의 구조

일기도에 연이은 반달모양으로 표시되는 온난전선은 한랭전선과는 반대로 그림 13 과 같이 찬공기가 있는 곳에 따뜻한 공기가 흘러와서 천천히 찬공기의 경계면을 따라 자발적으로 상승할때 발생합니다. 그러므로 경사도는 낮고 상승속도가 느립니다. 온난전선은 기층이 상하 온도의 교류가 없는 안정한 상태에 있을 때와 불안정할때로 대별됩니다. 기층이 안정되어 있을경우에 온난전선의 따뜻한 공기는 찬공기보다 많은 수증기를 포함하고 있으므로 구름층이 얇고 넓게 퍼지는 층운형의 구름이 나타나며 따라서 보슬비등이 오랫동안 내리고 강수지역도 전선의 앞쪽으로 넓게 분포됩니다. 불안정한 기층에서 온난전선은 난적운과 같은 구름을 발생시킬 수 있습니다. 온난전선이 통과되면 찬기단의 세력권으로부터 따뜻한 기단의 세력권안에 들게 되기 때문에 따뜻한 남쪽 바람이 불며, 기온이 상승하므로 겨울철은 따뜻하고 여름철은 무덥습니다. 풍향의 변동이 있을때는 시계방향으로 30 ~ 90˚범위에 걸쳐 변화됩니다. 풍향변동이 있을때는 기층이 불안정할 경우이며 권운이 권층운 또는 권적운으로 변화되는 것을 관찰할 수 있습니다. 이러한 일기변화후에는 날씨가 몇 일동안 맑을것을 예상할 수 있습니다.

컨 21,22
그림 13 온난전선의 구조

앞에서 전선은 저기압에서만 발생되는 특성이 있다고 했습니다. 그러면 위에서 설명한 전선의 특성을 가지고 온대성 저기압이 통과할때의 일기변화를 살펴볼 수 있을 것입니다. 그림 14 는 저기압의 구조를 입체적으로 표현한 것입니다. 이것은 저기압이 한랭전선과 온난전선이 서로 맞닿으려 접근하기 시작하는 단계로서, 윗 그림은 저기압의 중심보다 북쪽인 선분 A-B의 단면이며 아랫그림은 중간부분인 선분 C-D의 단면입니다. 윗 그림에서 지상에는 찬기단으로만 채워져있고, 따뜻한 대기는 상공에만 있으며, 밑의 그림에서는 온난전선과 한랭전선이 나타나 있습니다. 이와같은 저기압이 통과할때는 먼저 하얀 높은 구름이 하늘에 퍼지고 그 후 구름은 점점 두터워지면서 높이가 낮아지며 잿빛으로 변합니다. 기온과 수증기의 양도 점차 증가하며, 남쪽 계통의 바람으로 변합니다. 그 다음은 검은 비구름으로 변하여 비가 내리기 시작합니다. 이 비는 저기압이 통과하기 전후에 가장 강하게 내리나, 저기압이 통과됨과 동시에 풍향이 변하고 기온이 내려가며 수증기도 적어집니다. 이 찬 기단이 도착될 때, 소나기와 같은 성질의 비가 내릴 때도 있습니다. 그리고 저기압의 뒤에는 대개 고기압이 연달아 따르므로 날씨는 빨리 회복됩니다. 두 가지 전선은 기압골을 따르는 경향이 있으므로 전선이 지날때에는 일반적으로 기압이 떨어진후 다시 상승할 것입니다.

해기 3-42
그림 14 온대성 저기압과 일기변화

대기의 안정과 역전 현상
남성이나 여성이나 나이가 차게되면 결혼을 하게 됩니다. 요즈음엔 독신주의자들도 많이 생겨나고 있지만 어쨓든 결혼을 하려고하는 중요한 이유중의 한가지는 아마도 안정된 생활을 영위하고 싶기 때문일 것입니다. 안정된 생활이란 무엇을 의미할까요 ? 그것은 어떤 상태에서 커다란 변동이 없이 그 상태를 유지한다는 뜻이 될것입니다. 사람들이 이렇게 안정된 생활을 영위하고 싶어하는 것처럼 공기도 본질적으로는 안정된, 변화가 별로 없는 상태를 유지하고 싶어하는 것은 자연의 오묘한 이치일 것입니다. 공기가 안정되었다 함은 차가운것이 아래에 있고 더운것이 위에 있게되어 상하의 운동 즉, 대류운동이 없다는 의미입니다. 대기가 안정되어 있을때는 매우 고요한 상태로 바람도 없습니다. 그렇다면 어째서 차가운 것이 아래로 가려고 할까요 ? 날씨가 추워지면 여러분들의 어깨가 움츠러드는 것처럼 기온이 낮아지면 공기는 수축하게되고 결과적으로 밀도가 높아집니다. 밀도가 높아지면 자연히 단위 체적당 질량이 증가하게되어 무거워지는 것입니다. 반대로 공기가 주위보다 기온이 높으면 팽창하게되어 밀도가 낮아져 가볍게 되므로 위로 올라가려 합니다. 위로 올라간 공기가 있던 자리를 주위의 공기가 채우려면 수평으로 이동해야하고 이러한 수평운동이 곧 바람인 것임은 이미 잘알고 있을 것입니다. 따라서 불안정 현상이 발생되어야만 바람도 잘불게 되리란 점은 쉽게 짐작할 수 있습니다. 만약에 태양이 지구 표면으로 태양열을 전해주지 않는다면 공기는 영원히 대류운동을 하지않으므로 우리가 경험하는 일기현상이 멈추게 되는 심각한 문제를 초래하게 될것입니다. 그런데 안정현상과는 반대로 더운 공기가 밑에 있고 밀도가 높은 찬 공기가 위에 있게되는 현상을 불안정 현상이라 합니다. 불안정 현상의 근본적인 원인은 이미 말했듯이 태양열의 지면 복사작용 때문입니다. 복사작용이란 태양열에 데워진 지표가 다시 대기로 자신이 가진 열을 방사하는 작용을 말합니다. 그러므로 대기의 수직운동의 여부는 주로 안정과 불안정 현상에 의해 좌우된다고 할 수 있습니다. 찬 공기속에 들어가게된 더운 공기는 반드시 부력을 얻게되어 상승하려 할것입니다. 독자들중에서는 대류권에서는 고도가 증가하면 기온은 점점 낮아지는데 어째서 상층의 대기는 내려오지 않는가라고 자문하시는 분들도 있을 것입니다. 그 이유는 매우 간단합니다. 지구중력의 영향으로 대기는 지구를 둘러싸고 있지만 고도가 높아질수록 중력이 약해져 대기 밀도가 낮아지므로 상공에서는 비록 기온은 낮지만 대기가 수축되어도 충분히 무거워질 수 없기 때문입니다. 그러므로 고도가 높아짐에 따라 정상적으로 기온이 낮아지는 것은 불안정 현상이라고 말할 수 없습니다.
불안정 현상이 발생되는 원인은 대략 3 가지로 나눌 수 있습니다. 첫째는 지면복사작용으로 인해 열을 얻은 대기가 팽창하며 가벼워져 상승되는 것입니다. 이 과정에 대해서는 제 6 장에서 보다 자세하게 다룰 것입니다. 둘째는 북쪽에서 따뜻한 남쪽으로 이동되는 한랭한 기단이 그 저층에서부터 열을 얻어 불안정 현상이 발생되는 경우입니다. 남쪽에서 북쪽으로 이동되는 기단은 불안정하던것이 안정하게 변화될 것입니다. 마지막으로 어떤 기단이 산의 경사를 따라 오르도록 힘을 받을때, 불안정 현상이 발생하는 경우도 있습니다.
여러분은 본래 고도가 높아지면 온도가 감소하게 되는 것이 당연하다고 여기겠지만 대류권안에서도 때때로 고도가 높아져도 기온이 일정하거나 오히려 증가하는 경우가 있습니다. 이러한 현상을 기온의 역전현상이라 하며 역전현상이 발생된 층을 역전층이라 합니다. 역전층이 발생되는 원인은 매우 여러가지가 있지만 여기서는 태양 복사열에 의한 복사 역전 현상에 대해서 간략하게 알아보겠습니다. 그림 15 에는 수직축은 고도를 나타내고 수평축은 온도를 나타내는 그래프가 4 개 있습니다. 하루중 지면의 온도가 가장 낮은 새벽에는 상층보다 지면근처의 대기온도가 더 낮아지므로 결과적으로 고도가 상승되어도 지면고도보다 기온은 높게되어 지면고도에 역전층이 형성되었습니다. 오전 10 시경이 되자 태양열을 받기 시작한 지면이 다시 대기를 데우기 시작하면 불안정 현상이 일어나 대기는 상승하며 역전층은 데워진 공기위에 실려 조금씩 위로 올라가게 됩니다. 복사열이 가장 강한 정오경이 되자 역전층은 상공 높은 곳으로 올라가 온도가 낮아지자 풀어헤쳐져 없어졌습니다. 저녘때 해가 지고나자 대기는 급히 식지만 지면은 아직 낮에 받았던 태양열을 머금고 있으므로 상공의 대기는 고도가 상승할수록 온도가 낮아지지만 지면고도의 대기는 아직도 따뜻한 상태로 남아있으므로 역전층이 형성되었습니다. 보통 30 m 미만의 저층에서 이러한 영향을 받습니다. 역전현상은 낮시간에도 존속될 수 있으며 잘확산되지 않는 굴뚝의 연기와 지면의 안개는 대기의 수직운동이 거의 없다는 사실을 잘 말해줍니다. 이밖에도 전선면의 역전은 온난전선이 한랭전선을 타고 오르거나 한랭전선이 온난전선을 누르며 올라갈때 발생됩니다. 역전상황하에서의 비행은 풍속이 높을경우 불연속선이 지면에 넓게 분포되어 있는 경우의 역전층 주위를 제외하고는 매우 부드러운 편입니다. 때때로 역전층의 주위에 안개, 구름등으로 인하여 시정이 안좋을 때도 있는데, 지면을 보며 방위를 알아낼 수 없을 정돌이면 주의해야 합니다. 지금으로서는 이 정도의 설명으로 충분하지만 역전층의 중요성은 제 6 장에서 열기류를 다룰때 다시 강조될 것입니다.


미기상학 5-14 참조 그릴것
그림 15 역전현상

구 름

이 땅이 끝나는 곳에서 뭉게 구름이 되어
저푸른 하늘을 벗삼아 훨훨 날아 다니니라
이땅의 끝에서 모두 다시 만나면
우리는 또다시 둥글게 뭉게 구름 되리라.

노래를 만든 사람도 부른 사람도 기억이 나질 않지만 비행을 하는 사람에게는 이 노랫말처럼 하늘을 벗삼아 뭉게구름처럼 날아 다니는 것이 꿈이 아닌 현실이 될 수 있을 것입니다. 노랫말의 뭉게 구름은 하나의 낭만이요 꿈과 희망을 상징하는 것이겠지만 항공 스포츠인들에게는 때로는 두려운 존재로 비쳐질 수 있고또는 자신을 더 높이 올려줄 상승풍의 표지(標識)가 될 수도 있습 니다. 그러므로 우리에게는 뭉게 구름뿐만 아니라 모든 종류의 구름이 실제로 알고 분석해야할 현실로 다가오는 것입니다.
구름이 생성되는 원인을 잘 모르는 사람은 아마 거의 없을 것이라 생각됩니다. 대기節에서 우리는 기온이 높으면 공기중에 포함될 수 있는 수증기의 양은 증가하고 기온이 낮으면 수증기의 양은 포함할 수 있는 수증기의 양이 감소한다는 사실을 알 수 있었습니다. 이렇게 기온에 따라서 어떤 대기가 포함할 수 있는 수증기의 한계량을 포화 수증기압(飽和 水蒸氣壓)이라 합니다. 대기중에 포함되어있는 수증기의 양을 나타내는 또다른 방법으로 흔히 상대습도(相對濕度)를 사용하고 있습니다. 상대습도란 현재 대기중에 실제로 포함되어 있는 수증기의 양과 현재의 기온에서 포함될 수 있는 포화 수증기량과의 비율을 백분율(%)로 표시한 것입니다. 구름이 형성되려면 먼저 대기가 수증기로 포화되어야 합니다. 포화수증기량 이상의 수증기가 대기중에 포함되면[과포화(過飽和) 상태] 그 양만큼 응결하여 구름이 형성되는 것입니다. 따라서 상대습도가 높다는 것은 그만큼 구름이 형성되기 쉬운상태에 있다는 것을 말해줍니다. 그런데 어떤 공기가 지면에서의 온도가 10˚C 일때 상대습도가 80 % 라고 가정해 봅시다. 이 공기가 불안정해져서 상승을 시작하면 고도가 증가할때마다 온도가 내려가서 공기 자체에 수증기를 추가로 부가하지 않아도 스스로 어느 고도에서는 상대습도가 100 % 가 되는 포화상태가 될 것입니다. 이 공기가 여기서 멈추지 않고 계속 상승을 하게되면 기온은 계속 내려갈 것이고 결국 수증기는 과포화 상태가 되어 구름을 형성하게 되는 것입니다. 이때 이 공기가 포화상태가 되어 구름을 형성하기 시작하는 온도점을 이슬점(露店)온도라고 하며 이 때의 고도를 이슬점 고도라고 합니다.
대기중에 포함되어 있는 수증기가 상승함에 따라 응결하고 구름을 형성하는 것은 당연한 것이지만 대기의 상승작용은 도대체 어떻게 생겨나는 것일까요 ? 구름을 형성하는 상승작용의 원인은 크게 2 가지로 구분됩니다. 첫째, 대기가 산이나 한랭전선의 위로 상승되도록 힘을 받을때. 이렇게 상승된 대기는 안정할경우, 층운이 발생하기도 합니다. 둘째, 지면의 복사열을 흡수한 대기가 상승되는 경우입니다. 두번째의 경우, 구름은 적운형이 대부분이며 나중에 설명하게될 열기류도 여기에 포함됩니다. 두 가지 모두 상승작용이란 면에서는 공통점이 있지만 전자(前者)는 역학적 상승기류라 하며 후자를 열적 상승 기류라고 합니다. 따라서 구름의 종류도 크게 층운형과 적운형으로 구별됩니다. 이보다 더 상세하게 구름을 분류하면 세계 기상 기구(W.M.O)에서 이보다 상세하게 기본 10 종으로 구분한 표가 그림 16 에 나타나 있습니다. 그림 17 은 이 구름들의 모습을 높이에 따라 그려본 것입니다.

여러가지 운형과 그 특성

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ꠐ 운 형 ꠐ 발 생 요 인 ꠐ 와류의 유무 ꠐ 고 도(km)ꠐ 강 우 ꠐ 외 형 ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ 3023;ꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ ;ꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ 적 운 ꠐ 지역적인 상승풍 ꠐ 다양 하다 ꠐ 0,5 - 2 ꠐ 없다 ꠐ울(WOOL)의 ꠐ
ꠐCUMULUSꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ부푸러기모양 ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏƮ 23;ꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ 3023;ꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ고적운 ꠐ 온난전선의 상승, ꠐ 약간 있다 ꠐ ꠐ 없다 ꠐ 적운과 동일 ꠐ
ꠐALTO - ꠐ기층이 서서히 역전ꠐ ꠐ 5 - 9 ꠐ ꠐ일정한 고도를ꠐ
ꠐCUMULUSꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ 유지 ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ ;ꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ ;ꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ권적운 ꠐ 온난전선의 상승, ꠐ 없다 ꠐ ꠐ 없다 ꠐ 파동 형태 ꠐ
ꠐCIRRO -ꠐ기층 사이의 파동 ꠐ ꠐ 6 - 9 ꠐ ꠐ조개,비늘모양ꠐ
ꠐCUMULUSꠐ 형태의 운동 ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ운층이 얇다 ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ& #43023;ꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ 3023;ꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ적란운 ꠐ산맥을 넘어오는 불ꠐ 매우 심하다 ꠐ 지표 - ꠐ 많은 ꠐ고도폭이 크며ꠐ
ꠐNIMBO -ꠐ안정한 기단이 상승ꠐ ꠐ 2,5 ꠐ 비가 ꠐ모루머리모양,ꠐ
ꠐCUMULUSꠐ지표가열작용으로 ꠐ ꠐ ꠐ 온다 ꠐ하늘이 어두울ꠐ
ꠐ ꠐ인한 한랭전선 상승ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ때도 있다 ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ 3023;ꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ ;ꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ층적운 ꠐ안정성의 감소로 ꠐ 약간 있다 ꠐ ꠐ 없다 ꠐ회색또는 어두ꠐ
ꠐSTRATO-ꠐ인한 층운기층의 ꠐ ꠐ 1 - 2 ꠐ ꠐ운색으로 넓게ꠐ
ꠐCUMULUSꠐ붕괴 또는 온난 ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ펴져있는모양 ꠐ
ꠐ ꠐ전선의 상승 ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ간혹 맑은하늘ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏƮ 23;ꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ 3018;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ 층 운 ꠐ온난전선의 상승 ꠐ 없다 ꠐ ꠐ 간혹 ꠐ회색운층이 ꠐ
ꠐSTRATUSꠐ기층의 냉각 ꠐ ꠐ 0,1 - 0,5ꠐ이슬비 ꠐ얇으며 넓은 ꠐ
ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ지역을 덮는다ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ ;ꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊ ;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ난층운 ꠐ온난전선,한랭기층 ꠐ 없다 ꠐ ꠐ 반드시ꠐ층운보다 어두ꠐ
ꠐNIMBO -ꠐ안의 층적운으로 ꠐ ꠐ 2 - 3 ꠐ 온다 ꠐ우며 많은 수 ꠐ
ꠐSTRATUSꠐ부터 발생 ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ증기를 포함 ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ& #43018;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊ 3023;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ고층운 ꠐ온난전선이나 한랭 ꠐ 없다 ꠐ ꠐ 없다 ꠐ엷은 줄무늬 ꠐ
ꠐALTO - ꠐ기층안에서 발생 ꠐ ꠐ 3 - 4 ꠐ ꠐ형태로 태양을ꠐ
ꠐCUMULUSꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ 가린다 ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏ 3018;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏ ;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ권층운 ꠐ한랭기단의 위로 ꠐ 없다 ꠐ ꠐ 없다 ꠐ비단같이 엷고ꠐ
ꠐCIRRO -ꠐ상승되는 온난전선 ꠐ ꠐ 9 - 10 ꠐ ꠐ투명한 구름 ꠐ
ꠐSTRATUSꠐ안에서 발생 ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ
ꠉꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏƮ 18;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏ 3023;ꠏꠏꠏꠏꠏꠊꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠋ
ꠐ 권 운 ꠐ권층운과 같다 ꠐ 없다 ꠐ ꠐ 없다 ꠐ엷은 결모양 ꠐ
ꠐCIRRUS ꠐ상층의 강한풍속 ꠐ ꠐ 11 - 12 ꠐ ꠐ또는 말총모양ꠐ
ꠐ ꠐ때문에 결모양을 ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ
ꠐ ꠐ이룬다 ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ ꠐ
ꠌꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠍꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠍ ;ꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠍꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠍꠏꠏ ;ꠏꠏꠏꠏꠏꠍꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠏꠎ

그림 16 여러가지 구름의 특징


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그림 17 높이에 따른 구름의 모습


대기의 역학적 상승기류에 의해 발생되는 층운(層雲)은 다음과 같은 몇가지 원인에 의하여 발생됩니다. 첫째, 온난대기가 한랭한 지표위를 지나 구름입자를 형성하는 온도까지 냉각되는 경우입니다. 해안지방의 안개는 이러한 경우의 한 예입니다. 따뜻한 해양으로부터 밀려온 온난다습(溫暖多濕)한 대기가 해안가의 한랭한 기단위로 이동되면 그 저층의 기온이 낮아지고 밀도가 높아져 구름이나 안개가 형성됩니다. 둘째, 층운이 발생되는 대표적인 예로 이동중이던 온난기단이 한랭한 기단을 타고 오르는 온난전선을 들 수 있습니다. 세째, 대기의 안정도에 따라서도 구름이 발생하기도 합니다. 밤 시간 동안의 뚜렷한 지면 냉각 작용으로 안정된 대기상태와 기온의 역전효과는 고도가 낮은 층운형 구름이나 안개를 형성하기도 합니다. 고층운(高層雲)의 응결작용은 하늘을 덮어 태양의 복사열을 차단하므로 낮은 고도의 기온이 오르는 것을 방해하기도 하며 종종 몇 겹으로 층이진 층운을 형성합니다.
층운형의 구름은 일반적으로 넓은 지역에 걸쳐서 하늘을 덮습니다. 층운의 색깔은 창백한 빛에서 매우 어두운 빛까지 다양하며 층운이 덮혀있을때 대류운동은 거의 또는 전혀 없습니다.
적운(積雲)은 태양의 복사열을 받은 대기가 상승하여 수증기가 응결함으로써 발생합니다. 항공 스포츠인들에게 잘 알려져 있는 열기류로 인한 구름은 바로 적운을 의미하는 것입니다. 적란운(積亂雲)은 지면에서 2,500m 높이까지 형성되며 종종 소나기와 번개, 천둥을 동반하기도 합니다. 여름에 보는 소나기 구름이 여기에 해당합니다. 그밖의 적운의 유형으로는 고적운(高積雲)과 권적운(券積雲)이 있습니다. 적운형(積雲形)의 모든 구름은 상승하는 대기와 관계있으며 항공스포츠인들이 이러한 상승운과 상승지역을 찾는것은 기본적인 기술입니다. 이미 알 수 있었듯이 운형(雲形)은 비행자를 상승지역으로 안내합니다. 적운형 구름은 대기의 불안정한 성질의 결과로 발생되므로 약간의 와류가 동반됩니다. 실제로, 적란운에 관계된 매우 난폭한 대기운동은 모든 비행자들에게 커다란 위험을 줄 수 있습니다. 와류에 대해서는 제 3 장과 제 5 장에서 심도있게 이야기해 나갈 것입니다.
같은 종류의 구름이라하더라도 모양이 여러가지로 변하는 경우가 많기 때문에 별명으로 부르는 경우가 많은데 항공스포츠 활동에서 참고해야할 구름의 유형으로는 다음과 같은 것이 있습니다.
파상운(波狀雲 = Billow clouds)은 그림 18 과 같이 어떤 대기층이 밀도가 훨씬 큰(보다 한랭한) 기층의 위로 흘러 바다에서 발생하는 파도와 비슷한 불연속면 파동이라 불리는 파동을 만들때 발생합니다. 이러한 각각의 파동의 마루에서는 상승된 대기가 구름을 형성함으로써 냉각되는 반면, 마루와 마루사이의 낮은 골은 압력과 온도가 상승되어 수증기의 증발작용이 발생됩니다. 이런류의 구름은 하늘을 가로지르지만, 파도가 풍속이나 조류의 속도에 영향을 주지 않는바와같이 대기가 상승,하강운동을 할 정도는 못됩니다. 때때로 구름은 일정한 고도에 머무는 경향이 있으므로, 풍속을 가늠할 수 있는 좋은 증거가 되기도 합니다.

컨 19,

그림 18 파상형 구름의 형성 과정

구름의 형태에 대한 몇가지 일반적인 사실은 기후와 위도에 따라 구름의 고도와 유형이 달라지는 점입니다. 겨울 또는 북위도 지방에서와 같이 대기가 한랭한 조건에서는 같은 양의 수증기를 포함하고 있는 공기라 하더라도 상대습도가 높아집니다. 즉, 이슬점에 다다르기 쉬우며 약간의 수증기라도 부가되는 상황이 되면 응결되어 구름을 형성하거나 비를 내리게되는 것입니다. 결과적으로, 구름의 고도는 적도지방이나 여름철에 비해 낮고 층운형의 구름이 잘 발생될 것입니다. 우리나라 겨울에 적운형의 구름을 보기 힘든 이유는 여기에 있습니다. 게다가 태양복사작용은 보다 강한 대류작용을 발생시키고 대기로부터 습기를 빼앗아 강우현상과 응결작용의 원인이 되어 이슬점 고도를 상승시킵니다. 그러므로 구름 밑부분의 고도인 운저고도(雲低高度=Cloud base)는 적도에서 매우 높아지며 적운형이 되려는 성질이 강합니다.




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