2001.07.26 23:48

국지풍계

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제 4 장 국지풍계 (局地風界)

산에 산에 부는 바람 시원한 바람
그 바람은 좋은 바람 시원한 바람
여름에 나그네가 쉬어 갈때에
이마에 흐른 땀을 씻어 준대요

들에 들에 부는 바람 시원한 바람
그 바람은 좋은 바람 시원한 바람
가을에 농부가 추수를 할때
이마에 흐른 땀을 씻어 준대요 ~

국민학교 시절에 배운 동요를 이런 곳에 쓸줄이야 누가 알았겠는가 ? 아뭏든 골치아픈 난류를 끝내고 쉬어가는 대목으로 동요를 한번 불러 보는 것도 기분좋은 것 같습니다. 여러분은 이 장에서 산에 부는 바람, 해변에 부는 바람, 도시에 부는 바람의 성질과 상층대기 운동의 특성에 대해 알아 볼 것입니다. 이렇게 일정한 지형에 따라 일정한 지역에 형성되는 일련의 바람계를 국지풍계라 합니다. 국지풍계를 이루는 주된 요인은 대기가 지면 복사열을 흡수해 주위보다 밀도가 낮아져 낮은 고도로부터 높은 고도로, 온도가 낮은 곳에서 높은 곳으로 이동하는 순환작용입니다. 국지풍계를 공부함으로써, 여러분들은 중, 소규모의 대기 운동에 대해서도 정확하게 이해할 수 있을 것입니다.

해륙풍(海陸風)
백사장, 경작지(耕作地), 암반(岩盤)이 있는 지역의 기온 일교차(日較差)는 17 ~ 28˚C 나 되는 반면에, 수심이 깊은 수면은 단지 1,1˚C 밖에 되지 않습니다. 그 이유는 투명한 유체(流體)인 물은 태양 에너지를 지표에 비해 훨씬 많은 체적으로 분산시키기 때문입니다. 이렇게 일교차의 대비(對比)가 심한 육지의 대기는 큰 폭의 밀도, 기압 일교차가 발생하게 됩니다. 이 큰 폭의 밀도, 기압 일교차는 비교적 따뜻한 계절의 맑은 날, 기압계 분포에 의한 일반풍이 약할때 해안지방에서는 낮에는 바다로부터 육지로, 밤에는 육지로부터 바다로 부는 바람을 형성합니다. 바다로부터 육지로 부는 바람을 해풍이라고 하며, 육지에서 바다로 부는 바람은 육풍이라고 합니다. 그러나 일반풍이 강하면 해츅풍은 정확하게 육지와 해양간에 불지 못하고 다만 일반풍의 방향을 조금 변화시킬 수 있습니다.
일출과 동시에 태양열을 받는 육지쪽의 대기는 점차 데워져 밀도와 기압이 낮아져 상승을 시작합니다. 이 상승된 대기가 있던 자리를 채우려 바다쪽의 대기가 불어오는 것이 해풍 순환의 시작입니다. 해안가에서 가벼운 미풍으로 발원된 바람은 기압이 낮은 육지쪽으로 향합니다. 결과적으로 이러한 바람은 시간이 갈수록 두터워지고 강해지며 내륙쪽으로 더욱 확장됩니다. 상승된 육지쪽의 대기는 약 500 m 고도의 자유대기층에서 다시 바다쪽으로 이동하여 순환작용을 이룹니다. 이러한 전체의 과정은 오전 8~9시부터 오후 2~3시 까지 그 강도(대개 20 ~ 30 km/h)가 증가하며 해질무렵에 가서는 거의 무풍에 가까와 집니다. 이렇게 발달하는 해풍은 때때로 40 km의 먼 바다나 육지에서도 느낄 수 있으며 수면위를 달려오므로 마찰력의 영향과 대류 작용의 영향을 적게 받아 난류가 적고 가장 강한 사면 상승풍을 형성하게 됩니다.
해풍 순환은 물론 다른 일반풍과 마찬가지로 상층풍의 영향을 크게 받습니다. 자유대기층의 상공에 있는 상층류는 대개 지균풍(地均風)인데, 지균풍은 마찰력의 영향을 받지 않고 등압선에 평행하게 흐르는 바람을 말합니다. 따라서 해풍 순환은 지균풍이 약할 때와 강할때로 분류하여 생각해 볼 필요가 있습니다.
지균풍이 약할경우, 육지에서의 대류 작용은 수백 m 까지 상승하여 해풍이 발생합니다. 이 경우의 풍속은 약 3 m/sec 정도 입니다. 상층에서는 더운 공기가 육지로부터 해양으로 돌아가게 됩니다. 상층의 속도는 약 1 ~ 2 m/sec 로 조금 느린 속도입니다. 이런 상황에서 해풍이 발달하면 늦은 오후에, 바람에 겉보기의 힘이 작용하여 풍향이 해안선과 평행하게 바뀌고 풍속도 약해 집니다. 주간에 발생하는 해풍의 결과적인 구조는 그림 42 와 같습니다. 육지로 이동하는 바닷공기는 아래로부터 가열되고 바다와 육지에 있던 공기 사이에 해풍전선이 형성됩니다. 이 전선면을 따라 전선면 상승풍이 형성되었으며 행글라이더나 패러글라이더 비행자들은 최초 이륙후에 단순한 해풍만으로 상승한후 방향을 전선면으로 전환하여 전선면 상승풍을 이용하여 더 높이 상승할 수 있을 것입니다. 이 전선면의 높이는 약 1 km 에 달합니다.
미기상학4-2
그림 42 해풍 전선

일출 후 1 시간 정도에 발생하는 초기의 해풍이 밀려들면 육지에서는 기온이 급강하하고(2~ 10˚C) 습도가 급상승합니다. 그러나 오후가 되면 해안에서 상당한 거리의 내륙에서는 해풍은 지면에 의해 가열되어 사실상 희미해지며, 제 2 의 해풍전선이 발달하여 내륙으로 이동하는 경우도 있습니다.
야간에 지면이 수면보다 냉각되면 낮과는 반대순환이 발달하는데, 이것이 육풍입니다. 그러나 육풍은 육지의 야간 복사 역전과 함께 일어나기 때문에 풍속이 낮습니다. 해풍 구역에서 지면이 사막일 때는 초목이 덮혀 있을 때보다 해륙풍이 훨씬 강하게 붑니다. 해변의 넓은 모래톱은 강한 복사작용으로 인해 바람이 육지와 해양 양쪽으로부터 해변으로부는 수렴상승풍을 형성하여 이중순환구조를 발생시키기도 합니다. 이럴 경우 비행자는 열기류와 수렴상승풍을 이용하여 매우 높은 고도까지 도달할 수 있습니다.
상층류인 지균풍이 낮에 해안선에 직각으로 바다에서 육지로 불때 육지에서 발원한 상층순환을 방해하므로 해풍은 불가능하다고 할 수 있으나 밤에는 육풍이 발달할 수 있습니다. 실제로 육풍은 다음에 소개될 산곡풍과 함께 일어나는 경우를 제외하고는 매우 드뭅니다. 그러나 바다에서 육지로 부는 바람이 상층류가 아닌 고도가 낮은 일반풍이라면 상황은 정반대가 됩니다. 해풍은 일반풍의 힘을 얻어 내륙 깊숙한 곳까지 침투하며 풍속도 강합니다.
지균풍이 육지에서 바다로 불때는 야간에 육풍이 강화됩니다. 주간에 해풍의 발생은 지균풍의 강도와 해륙간의 온도차의 크기에 따라 좌우됩니다. 만일 해풍이 형성되었다면 해풍이 있다는 사실은 뚜렷한 바람의 변화, 기온하강, 습도 상승으로 알 수 있을 것입니다. 일출 후 처음 수 시간동안 가열된 지면 부근의 공기는 차가운 바다 공기를 밀면서 지균풍 방향으로 이동합니다. 만일 지면 가열로 충분한 기압차가 생긴다면 해풍은 육지 공기 아래로 한랭전선의 특징이 발달되면서 해풍전선이 육지로 진행합니다. 이럴경우, 해풍전선이 발달했다는 것은 전선면 상승풍이 해안선 뒤쪽 어디인가에 존재함을 의미합니다.
큰 호수와 같은 곳에서도 해륙풍과 같은 순환이 생기기도 하는데, 이를 호풍(湖風)이라 합니다. 이 밖에도 하천의 영향으로 이와같은 순환이 발생되기도 합니다.

산곡풍(山谷風)
항공 스포츠에 특별히 중요한 국지풍의 한 형태가 낮동안 사면을 따라 상승되는 곡풍과 밤에 산을 따라 내려오는 산풍의 순환입니다. 곡풍은 산허리를 태양이 가열하여 상승기류를 형성함으로 인하여 발생되며 찬 기단이 가로놓인 산위쪽으로 향하므로 상층의 기단이 두터울 경우, 계곡안에서 가장 셉니다. 이런 과정이 계속되면 차가운 기단은 계곡 중간부에 침하되고 가열되어 그림 43 과같은 순환운동이 형성됩니다. 이 순환은 아침 9 ~10 시경에 시작되며 그림 (b)와 같이 이른 정오에 최대가 됩니다. 곡풍은 대개 안정한 조건에서 발생하므로 열기류는 다른 특별한 경우가 아니라면, 상승하며 주위 대기와 혼합됨으로써, 균일하지 못한 대기 가열 작용을 둔화시킬 것입니다. 곡풍의 풍속은 상층이나 깔대기 모양의 지형에서 가장 셉니다.
산풍은 해지기 한 시간 전 또는 이른 저녁때 발생됩니다. 태양의 가열 작용이 감소될때 대기는 냉각되며 그 위의 대기 또한 열을 빼앗깁니다. 이렇게 열을 빼앗긴 대기는 주위 대기보다 무거워지며 고도가 낮은 쪽으로 흐르게 됩니다. 그러므로, 그림 (C)와 같이 계곡의 중심부를 향해 불어 내려가게 되는 것입니다 .


컨 49
그림 43 태양 가열작용으로 인한 산곡풍의 형성

한밤 동안 냉각 작용은 계속되며 산풍은 자정을 지나면서 최대로 증가합니다. (40[d]) 아침이 되면 산풍은 그 속도가 감소되며 곡풍이 증가됨에 따라 결국 세력이 약화됩니다. 날씨가 쾌청한 날은 밤중에 진행되는 냉각작용이 더욱 심하며 낮동안의 가열작용도 심화되므로 기온 일교차의 폭이 크게 벌어질 것입니다. 구름은 낮 시간 동안의 태양 복사열을 봉쇄하며 밤 시간동안에 지면 복사열이 방출되는 것을 방해합니다. 그 결과, 상승풍이 산 정상에서 부는 반면에 산 기슭에서는 산풍이 불게 됩니다. 어스름한 저녁에 그러한 산풍은 그 영역을 넓혀 올라가 완전한 배풍이 됩니다. 때때로, 산풍은 사면 경사중에 차가운 물 웅덩이가 있을때, 그 강도가 다양하게 변화하며 시작됩니다. 냉각작용이 완연해 지는 늦은 오후에 산풍은 지면에서 부드러운 정도로 느껴집니다. 아침에 상승풍은 산 정상에서부터 시작되어 점차 가열작용이 심화됨에 따라 산아래로 내려옵니다.
위에서 살펴본 바와 같이, 곡풍의 초기 발현은 산의 정상인 반면, 산풍은 저녁 무렵의 산 기슭에서 이루어 집니다. 물론, 이 말은 곡풍은 저녁 무렵의 산 정상에서 세력이 감소되는 반면에 산풍은 아침 무렵의 산 기슭에서 그 세력이 저하됨을 의미합니다. 그러므로 저녁 무렵에 이륙하려는 비행자는 산밑의 착륙지에 주효한 산풍이 부는지를 확인해야 합니다. 이러한 비행은 풍향 지시 깃발을 여러곳에 설치하고 비행자가 위의 현상을 잘 알고 있는한, 문제가 될것은 없습니다.
때때로 저녁때 하강기류의 형성은 계곡에 집중될 수 있으며 불안정한 지점으로 따뜻한 대기를 상승시켜 지속적인 상승풍을 가능하게하는 평범하고 묵직한 상승작용이 발생할 수 있습니다. 이런 현상은 대부분 협곡면이 좁고 높은 곳에서 잘 나타납니다. 거의 대부분의 경우에 하강기류는 격렬하지는 않으며 그림 44 와 같이 확실한 수렴작용이 형성됩니다. 비록 상승풍이 A 계곡에 존재하고 있지만 그것은 대개 비행을 유지시켜 줄 만큼 강하지 못합니다.
그림 44 를 자세히 살펴보면 약간 다른 중요한 산곡풍을 볼 수 있습니다. 첫째, 매우 센 하강기류가 그림의 오른쪽에 형성된 점입니다.(B 지점) 이러한 현상은 태양이 사면을 직접적으로 가열시키지 않으며 상승기류가 산의 뒷쪽으로부터 시작되기 때문입니다. C 지점은 태양과 적당한 각도로 면(面)해 있으며 상층기류의 덕택으로 여전히 상승풍이 존재하고 있습니다. 이 상승 기류는 자체가 강하지 못한 이상, 태양이 질때 점차로 숙어들어 갑니다. 또한 여러분들은 D 지점의 계곡사면에서 상승풍과 반대되는 하강 기류를 볼 수 있는데 약간의 와류는 D 지점의 하강기류의 상층부에서 발생 할 수 있습니다. 이것은 실제로 불연속면 와류이며 높은 산과 사막 주위의 하강기류와 관계있을때 상당한 영향력이 있습니다.
컨 50
그림 44 저녘무렵의 하강 기류 형성 작용

대개 와류는 반드시 상승기류와 관계를 맺고 있지는 않습니다. 그러나, 상승풍이 산의 뒷면에 있을 경우, 로터의 형성을 유도할 수 있습니다. 이것은 그림 44 의 B 지점에서 한 낮 동안 발생할 것입니다. 산의 배면(背面=Leeside)으로 비행하는 것은 언제나 위험합니다. 곡풍은 깊이가 몇 백 m 가 될 수 있으나 산풍은 대개 얕은 층에 한정됩니다. 산풍은 곡풍보다 세지 못한 경향이 있으므로 대기가 하강될 때 압축됨으로써 열을 얻어 운동 에너지를 위치 에너지로 전환 시킵니다. 곡풍은 특히 여름에 태양과 직면한 경사면에서 가장 강하며, 산풍은 겨울에 가장 셉니다.
산곡풍의 효력은 일반풍(평상시 부는 넓고 거대한 규모의 바람)에 의해 강화되기도 하며 감소되는 요인이 되기도 합니다. 국지풍은 물이 계곡에 들이차고 사면을 범람하는 경우와 비슷한 형태를 지닙니다. 비행자는 쉽게 계곡면을 따라 비행할 수 있으며 그가 국지풍의 효과에 대해 알고있는한, 와류와 측풍에 주의를 게을리 해서는 않될 것입니다.

유체 역학적 고찰(流體 力學的 考察)

이 절에서 여러분들은 자연 현상의 직접적인 결과로서, 비행에 영향을 주는 몇 가지 요소들에 대해서 알아 볼 것입니다. 여러분들은 이미 고도가 증가함에 따라 대기 밀도가 감소하는 현상을 알고 있습니다. 이 값은 고도가 100 m 상승함에 따라 약 1% 로 일정합니다. 익면(翼面)에 작용하는 양력(揚力)은 대기의 밀도에 비례합니다. 그러나 유도 항력[Induced Drag: 날개에 의해 발생되는 양력으로 인한 대기의 저항력(抗力)] 또한 대기밀도가 높을 수록 그 힘이 증가되므로 양력과 항력은 고도가 낮아지면 동시에 그 힘의 크기가 증가합니다. 그러나 조종자, 비행 강선, 골조등이 대기와의 마찰에 의해 발생되는 기생항력은 감소됩니다. 동력이나 외력(外力)에 의해 영향받지 않는 모든 활공기(滑空機)에 있어서 비행속도는 총항력의 값에 의해 결정됩니다. 결과적으로, 어떤 받음각에서라도 비행속도는 대기밀도가 감소할때 증가될 것입니다. 정상적인 대기상황에서 비행속도는 고도가 100m 증가할때마다 약 0,5 % 씩 증가됩니다. 이러한 역학적 변화는 최대 활공비(최대L/D 비)에는 영향을 끼치지 않으나 최소 침하 속도를 0,5 % /100 m 씩 증가시킬 것입니다. 이와 마찬가지로 대기밀도는 기온과 수증기압에 영향받으므로, 5,6˚C/100 m 의 온도상승 또는 54mb/100 m의 수증기압 증가는 비행속도를 약 1 % 증가시킵니다. 일례로, 해발고도에서 32km/h의 속도로 비행하는 사람은 동일한 속도를 유지할 경우, 6,000 m 상공에서는 약 45km/h의 속도로 비행하게 될 것입니다. 이러한 효과는 비행하고 있는 동안에는 느낄수 없지만 이륙이나 착륙 또는 실속속도가 비행속도에 따라 증가됨을 통해 알 수 있을 것입니다. 고온다습(高溫多濕)한 조건의 높은 고도에서 이륙하려면 그 반대 조건의 낮은 고도에서보다 더욱 많이 질주해야 할 것입니다.
고공비행의 추가할 만한 사항은 산소가 부족한 것입니다. 정상적으로 뇌와 신체에 산소가 공급되지 않을 경우 고공에서 “산소 결핍 증세(Hypoxia)”가 올 수있습니다. 산소 결핍증은 초동 포착감(初動 捕捉感 : 어떤 운동이 처음 시작될때이를 재빨리 느끼는 감각)이 둔해지며 반응이 느려지고 두통, 피로, 사고력 장애가 올 수 있습니다. 산소 결핍에 의한 여러가지 증세가 비행에 위험을 줄수 있음은 두 말할 나위도 없습니다. 알콜과 흡연은 산소결핍의 위험을 증가 시킵니다. 모든 비행에서 받아 들여야하는 일반적인 규칙은 산소통 없이 10,000Feet(3,300m) 이상의 고도에서 비행하면 위험하다는 것입니다. 이 법칙은 특히 비행할때 많은 육체적 운동이 필요한 행글라이딩에 있어서 중요합니다.
비행자가 알아야할 또다른 문제는 지면효과(地面效果)입니다. 지면효과란 지면 가까이에서 활공기가 마치 공기 쿠션위에 놓인것과 같이 지면위를 미끄러지는 현상입니다. 실제로 글라이더가 지면 가까이를 비행하게 될때, 날개와 지면사이의 공기가 압축되어 쿠션 작용을 하는 것은 매우 적은 힘이지만 태양 복사열로 인해 더워진 대기가 지면층을 덮고 있을 때는 글라이더의 무게를 충분히 지탱할 수 있을 만한 작용을 합니다. 그리하여 착륙접근시, 지면에서 약 5 m 고도 이하에서는 고도가 잘 침하(浸下)되지 않고 예상밖으로 먼 거리를 미끄러져 나가게 됩니다. 지면효과의 주된 결과는 익단와류가 감소되는 점입니다. 비행체에 작용하는 항력은 대부분이 익단와류로 인해 발생됩니다. 익단와류는 낮은속도에서 유도항력에 직접적으로 관계되므로 유도항력이 최대일때 익단와류는 가장 강합니다.
그림 45 에서 여러분들은 사면에 가깝게 비행하고 있는 행글라이더의 좌측날개는 익단와류를 발생시키는 반면, 우측날개는 지면이 익단와류의 대부분을 차단하여 저항력이 감소하므로 우측날개의 L/D 성능을 향상시키는 작용을 볼 수 있습니다. 만약에 여러분들이 이러한 상황에서 행글라이더로 비행하고 있다면 사면에서 벗어날 수 있도록 글라이더를 좌측으로 선회하려 할 것입니다. 지면효과는 지면위에 있는 한쪽 날개에만 작용할 것이고 글라이더가 낮아질수록 그 힘은 증가합니다. 이러한 효과는 글라이더의 이륙과 착륙을 쉽게 할 것입니다.

컨 53
그림 45 익단 와류와 지면 효과

비행자들이 갖는 흔한 오해는 놀랍게도, 정풍과 배풍의 명백한 차이입니다. 실제로 높은 고도에서 이루어지는 배풍선회(背風旋回)는 보다 넓은 선회반경을 필요로 하는 이외에, 정풍선회와 별 차이가 없이 실행됩니다. 때때로 조종자들은 그들의 글라이더가 “풍향계”가 될 것이라는 믿음을 갖고 있으며 비행중에 실제로 정풍을 향하려하는 것을 느낄수 있을 것입니다. 그러나 잠재된 역학적 원리에 의하여 이것은 사실 불가능합니다. 기슭에서 멀리 떨어진 강 한복판에 떠있는 보트와 같이, 높은 고도에 올라 있는 조종자는 감각만으로 풍속과 풍향을 알아낼 수 없습니다. 비행중의 어떤 선회동작도 익면에 불균등한 풍속을 야기하거나 기체의 수직축을 중심으로한 운동에 혼란을 발생시키기 때문입니다.
지면 경도풍이 있을 경우, 고도는 제한적인 요소로 작용하는데 왜냐하면 경도풍에서 선회가 이루어질때는 충분한 고도가 확보되어야 하기 때문입니다. 그림 46과 같이, 배풍선회는 높은 쪽의 날개가 보다 빠른 속도로 부는 바람안에 있게되므로 경도풍안에서 정풍선회할 경우보다 더욱 경사지려 할 것입니다. 고속의 경도풍안에서의 정풍선회는 안정한 대기에서 정상적으로 경험되는 것보다 많은 조종량을 필요로 합니다.
컨 55
그림 46 지면 경도풍에서의 선회

만약 비행자가 자신의 지면속도(地面速度)를 판단할 수 있을 정도로 고도가 낮을때, 그 사람은 위의 내용을 충분히 이용할 수 있을 것입니다. 그러나 지면에서 높은 고도의 균일한 대기를 비행하는 조종자는 방향을 판단할 아무런 정보를 얻을수 없습니다. 만약 구름속을 비행하고 있는 사람이 있다면, 그 사람은 자신의 진행방향을 판단하기 어려울 것입니다. 이럴경우, 여러분은 깍아지른 사면에 정면으로 돌진하고 있는 자신을 발견할 수도 있을 것입니다. 시각적으로 방향을 찾을 수 있는 단서를 놓쳤을 때 정풍방향을 계속 유지할 수 있는 방법은 없습니다. 운층(雲層)이 얇더라도 방위감각의 상실은 그 댓가를 요구할 것입니다.


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