2001.07.26 23:50

열기류 상승풍

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제 6 장 열기류 상승풍(熱氣流 上昇風)

열기류는 가히 항공 스포츠에 관련된 기상현상의 꽃이라고 할 수 있습니다. 높이 나는 새가 멀리 본다고 리챠드 바크가 그의 저서 ꡔ갈매기의 꿈ꡕ에서 말했듯이, 항공 스포츠인들이 높이 상승하는 것은 멀리 비행하고 싶기 때문이며 이러한 염원은 대륙 횡단 비행이라는 쟝르를 만들어냈습니다. 사면 상승풍으로도 여러분들은 높이 상승할 수 있지만 산이나 언덕이 없는 지역에서 장거리 비행을 하기 위해서는 열기류가 없어서는 불가능할 것입니다. 외국의 행글라이더 비행자들은 기온이 높은 사막지역의 낮은 언덕에서 이륙하여 단 몇 분만에 수천 미터의 고도를 획득하고 약 8 시간동안 무려 300 ~ 400 km 를 비행합니다. 패러글라이더의 경우도 200 km 를 기록한 것이 벌써 수 년전의 일입니다. 이제 여러분은 창공의 상쾌한 뭉게구름으로 인도해주는 열기류로 첫발을 내딛게 됨으로써 독수리 오형제와 함께 지구평화를 지킬수 있을 것입니다.

기온감율(氣溫減率)과 열기류의 발생
열기류는 대기가 불안정하여 상승함으로써 생겨나는 일종의 작은 대류현상입니다. 즉, 태양열로부터 열을 흡수한 지표가 그 위에 있는 대기층에 복사열을 방출함으로써 데워진 대기는 팽창하여 밀도가 낮아지고 기온은 증가하여 상승을 시작하는 것입니다. 그러나 대기는 열을 흡수하자마자 불규칙하게 상승되는 경우도 있지만, 주위의 대기보다 높은 일정한 온도가 될때까지 지면에서 일종의 더운 기포(氣泡)를 형성하는 경우도 있습니다. 이 기포를 우리는 열기류라고 하는 것입니다. 그림 64 는 열기류 형성 과정을 잘 나타내 줍니다. 가장 좌측의 그림은 대기가 열을 흡수하여 기포가 형성되는 최초의 과정입니다. 이렇게 기포가 형성될 수 있는 것은 어째서일까요 ? 유리판에 물방울을 떨어뜨리면 넓게 퍼지지 않고 응결하여 동그란 물방울의 형태를 계속 유지하고 있는 것은 물의 표면장력(表面張力) 때문입니다. 이와 마찬가지로 대기도 표면장력을 가지고 있습니다. 그리하여 주위에 대기가 운동을 하고 있음에도 불구하고 이러한 기포는 그 영향을 비교적 적게 받습니다. 따라서 열기류는 기온이 어떤 절대적(絶對的)인 수준으로 상승될때 발생되는 것이 아니라 주위 대기와의 상대적(相對的)인 온도차이로 인하여 발생되는 사실을 알 수 있습니다. 그러므로 기온이 낮은 겨울철에도 열기류는 형성될 수 있는 것입니다. 지면에 형성된 열기류 기포는 바람이나 다른 열기류가 지면에서 이탈될 때 발생되는 난류, 열기류 자체의 상승력이 중력의 힘을 초과하는 등의 원인으로 인하여 지면에서 이탈됩니다.

컨 74
그림 64 열기류의 표면장력

열기류의 성질을 잘 이해하려면 대기의 단열변화(斷熱變化)와 기온감율(氣溫減率)을 이해하고 있어야 합니다. 어떤 대기가 주위 대기와 열의 교환이 없을 때를 ꡔ단열ꡕ 되었다고 합니다. 이렇게 단열된 대기가 상승되거나 하강할 경우, 열의 출입은 없지만 자체내의 기압은 변화됩니다. 다시말해서, 단열된 상태의 대기가 상승을 하게되면 기압이 낮아지므로 팽창되어 이 대기의 온도는 자체적으로 감소됩니다. 왜냐하면, 대기의 온도와 기압은 서로 반비례하기 때문입니다. 반대로 하강을 할때에는 압축되어 기온이 상승하게 됩니다. 이렇게 주위 대기와 열의 출입이 없이 변화되는 것을 단열변화라고 합니다. 실제로 지표면 근처의 공기는 지면과 쉽게 열교환을 하기 때문에 비단열변화를 하지만, 지표면에서 이탈되어 높은 고도에서는 단열변화를 하게 된다고 합니다.
제 1 장에서 여러분은 기온이 고도가 상승함에 따라 감소된다는 사실을 알게 되었습니다. 기온감율이란, 지표로부터 단위 고도를 상승함에 따라 기온이 일정하게 감소되는 비율을 말합니다. 과학자들이 전세계에 걸쳐 수많은 실험을 해본 결과, 표준 기온 감율은 100 m 상승할때마다 평균 0,6˚C 감소되는 점을 알아냈습니다.(0,6˚C/100 m) 그러나 고도가 증가함에 따라 기온이 감소되지 않고 오히려 증가되는 현상도 있음을 여러분은 알고 있습니다. 이러한 층을 기온의 역전층이라고 합니다. 대류현상과 태양 일조량이 지역마다 다르기 때문에 표준 기온감율은 지역에 따라 다릅니다. 제 1 장에서 여러분은 이미 역전층이 기온의 일교차로 인해 일변화를 갖게 되는 것을 공부한 바 있습니다.
대기는 상승하거나 하강하게 될때 단열변화를 하게 된다고 했으므로 기온감율은 단열변화를 고려할 수 있을 것입니다. 대기가 단열상승함에 따라 기온이 감소되는 비율을 단열감율이라 합니다. 그러나 이 단열감율은 상대습도의 양에 따라 그 크기가 달라집니다. 상대습도는 고유한 기온을 가진 어떤 대기가 포함할 수 있는 최대한의 수증기의 양과 현재 실제로 포함하고 있는 수증기의 비율입니다. 이 비율이 100 % 라 하는것은 현재 대기가 더이상 수증기를 포함할 수 있는 능력이 없다는 뜻이며 이와 같은 상태를 포화되었다고 합니다. 포화된 상태의 기온을 이슬점이라고 하며 이때의 고도를 이슬점 고도라고 합니다. 포화된 상태에서 만일 대기에 어떤 힘이 작용해서 더욱 수증기의 양이 증가된다면 수증기는 응결하게 되어 구름을 형성하게 될것입니다.
포화되지 않은 대기가 단열변화를 하며 상승하게 될때의 기온감율은 건조단열감율(乾燥斷熱減率)이라고 하며 이 값은 대기가 100 m 상승할때마다 1˚C 씩 낮아집니다.(1˚C/100 m) 이와는 반대로 포화상태의 대기가 단열상승할 때의 기온감율인 습윤단열감율(濕潤斷熱減率)은 0,5˚C/100 m 입니다. 습윤단열감율은 포화상태의 대기가 단열상승되는 것이므로 수증기가 응결을 하게 됩니다. 지면에서 수증기가 증발을 할때는 주위의 열을 빼앗아 시원해지는 것과 반대로 수증기가 응결할 때에는 자신이 가지고 온 열을 주위로 내놓아 기온을 증가시킵니다. 이렇게 액체가 기체로, 기체가 액체로 되는 변화를 할때 발생되는 열의 출입을 잠열(潛熱)이라하며 그중에서도 수증기가 응결할때 발생되는 열을 응결열(凝結熱)이라 합니다. 습윤단열감율이 건조단열감율보다 작은 이유는 바로 이 응결열이 수증기로부터 나와서 주위 대기의 기온을 증가시키므로 고도가 높아져도 기온의 감소율이 작기 때문입니다. 따라서 지면에 있는 수증기가 상공에 올라가 구름을 형성하는 작용이 매우 많고 강해지면 구름이 형성된 고도에 응결열에 의한 역전층이 형성될 수도 있을 것입니다.
그림 65 에서 여러분은 주요 단열감율과 기온감율 사이의 관계를 볼 수 있습니다. 그래프의 수직축은 고도를 나타내며 수평축은 온도를 나타냅니다. 표준기온감율은 건조단열감율과 습윤단열감율 사이에 위치합니다. 만약 기온감율이 습윤단열감율보다 작은(습윤단열감율선 보다 오른쪽에 위치하는) 어떤 대기가 상 승될 경우, 이 대기는 주위의 온도보다 항상 더 낮은 상태에 있게 되므로 원래의 위치로 되돌아 오려고 합니다. 이러한 상태를 ꡔ절대 안정 상태ꡕ 라고 합니다. 반면에, 기온감율이 건조단열감율보다 크면(건조단열감율선 보다 왼쪽에 위치하면) 상승이 되어도 주위 대기보다 낮은 온도로 냉각되지는 않으므로 상승을 계속 유지할 수 있습니다. 이런 상태를 ꡔ절대 불안정ꡕ이라고 합니다. 또한, 기온 감율이 건조 및 습윤단열감율의 사이에 위치하면, 포화상태일때는 불안정하지만 불포화상태일 경우는 안정하게 되는 ꡔ조건 안정 상태ꡕ 가 됩니다. 대부분의 기온감율은 조건 안정 상태에 있습니다. 그러므로 대기가 포함하는 수증기의 양은 대기의 안정상황에 매우 큰 영향을 준다는 사실을 알 수 있습니다. 이러한 상승대기가, 온난하며 규모가 작을 경우는 열기류일 수도 있으며 규모가 클 경우는 대류현상이라 할 수 있을 것입니다. 건조단열감율보다 기온감율이 클 경우를 ꡔ초단열감율(超斷熱減率)ꡕ이라하며 열기류가 자연발생되는 원인이 되기도 합니다. 열기류는 대기중의 열을 상층으로 이동시켜 기온감율을 감소시키므로 이러한 상황이 오랫동안 지속되는 경우는 매우 드뭅니다. 일반적으로 열기류 발생 상황의 기온감율은 건존단열감율에 가깝습니다. 따뜻한 기단중의 한부분이 열기류로 발생되어 상승되려면 기단전체의 수직운동이 열기류를 지면에서 이탈시키는 작용을 필요로 하기 때문에 지면 부근의 작은 거스트나 요란이 될 수 도 있습니다.
컨 73
그림 65 주요 단열감율과 기온감율과의 관계

열기류의 전형(典刑)
이 절에서는 여러분들이 열기류의 성질을 이해하는데 도움을 주기 위하여 매우 이상적(理想的)인 형태의 열기류에 대하여 이야기하겠습니다. 그림 64 에서 여러분들은 열기류가 발생되기 시작하여 지면에서 이탈되는 현상을 볼 수 있었습니다. 열기류의 기포는 상승작용이 시작되기 전까지 그 표면이 마치 비누방울과 같이 유지됩니다. 이 단계에서는 열기류의 부양력(浮揚力)과 대기의 저항력이 균형을 유지하고 있으므로, 열기류는 상승하지 않을 것입니다. 지면에서 갓 이탈된 열기류는 그림 66 과 같이 구형(求刑)을 유지하며, 점차 상승함에 따라 팽창하게됩니다. 그림 66 은 이상적인 열기류의 하강기류와 와류가 혼합되는 과정을 잘 나타낸 그림입니다. 진입경로 A 는 와류가 가장 적고 상승력이 최대이지만 B 경로의 와류는 매우 강합니다. 강한 열기류안에서 비행할 때는 와류로 인한 순간적인 실속을 피할 수 있을 만큼 충분한 속도를 유지해야 합니다. 일반적으로, 열기류로 인한 격심한 와류는 열기류가 이탈될때 발생될 수 있습니다.
열기류가 얻을수 있는 최대 상승 속도는 열기류의 크기(直徑)와 부양력, 2 가지 요소에 달려 있습니다. 다른 모든 요소가 일정하다고 가정할 경우, 직경이 큰 열기류가 보다 빠르게 상승하는 것으로 밝혀졌습니다. 열기류의 크기는 주로 발생한 지면의 넓이에 의해 좌우됩니다. 1,3km2의 평지는 직경 300m 크기의 열기류를 발생시킨다는 보고가 있습니다. 독립된 열기류는 몇 십 m 에서 수 백 m 까지 다양한 크기가 있습니다. 직경이 수 십 m 도 채되지 않는 열기류들은 그 강도가 약하며 열기류안에 글라이더를 집어넣기가 어려워 효용성이 별로없습니다.
부양력은 열기류와 주위 대기와의 온도차에 영향받습니다. 물론 주위 대기와의 온도차를 결정하는 중요한 요인은 기온감율과 가열되는 지면의 상태에 크게 영향받습니다. 나무나 언덕 또는 기타의 장애물에 의해 바람이 차단되는 지 형은 열기류가 지면으로부터 이탈되기 전까지 보다 오랜 시간 동안 열기류를 가열시킬 것입니다.
이러한 상황하에서 발생된 열기류는 주위 대기보다 훨씬 높은 온도를 유지하므로 매우 강한 상승력을 갖습니다. 반면에, 바람에 노출된 들판에서는 발생빈도가 잦으며 약한 열기류가 발생될 것입니다. 후자의 경우, 바람은 열기류를 지면에서 이탈시키는 원인이 되므로 지면과 매우 가까운 층만이 가열될 것입니다. 일반적으로, 바람이 고요한 날은 보다 크고 강한 열기류가 자주 발생됩니다.
상승속도를 계산하는 수학적인 공식에 의하여, 우리는 고도가 상승함에 따라서 열기류의 상승속도가 느려진다는 사실을 증명할 수 있습니다. 왜냐하면, 열기류가 상승함에 따라 주위 대기와의 혼합작용으로 인해 지속적인 온도의 손실이 곧 부양력의 감소로 이어지기 때문입니다. 이러한 혼합작용은 그림 65 와 같이 대개 열기류의 상층부에서 집중적으로 이루어집니다.
열기류의 상승속도를 둔화시키는 두번째 원인은 상승작용과 함께 팽창함으로 써 표면적이 증가될때, 항력 또한 증가되기 때문입니다. 이제까지 설명한 것을 정리하여, 다음과 같이 일반적인 열기류의 성장 한계를 설정해 볼 수 있을 것입니다.
컨 75
그림 66 이상적인 열기류의 구조

1 단계 - 가열된 지면에서 기포가 형성되어 빠르게 상승되기 시작하며 자체 항력으로 인해 상승속도가 감소될 때까지의 단계로 열기류는 대개 지면 15 m 고도이하에 있게 됩니다. 지면으로부터 15 m 고도에서 열기류를 포착하여 상승했던 비행자들에 의하여 1 단계의 열기류는 매우 강하며 난폭한 성질이 있는것으로 전해집니다. 지면 근접 고도에서의 열기류에 초보자가 진입할 경우, 급강하되는수도 있으므로 주의해야 합니다.
2 단계 - 열기류의 표면적이 더욱 증가되며 혼합작용이 더해 갈수록 상승속도가 감소되는 단계. 대부분의 열기류 비행은 지면 약 100 m 고도에서 시작되는 2 단계에서 이루어집니다. 강력한 열기류라면 비행자는 열기류의 핵을 찾아내 그 정상에 올라탐으로써 기포를 밀봉하는듯한 효과를 얻어 상승을 계속할 수 있습니다. 반면에 열기류의 세력이 약할 경우, 상승은 계속 될지라도 상승율은 저하되므로 이내 글라이더를 받쳐줄 만한 에너지를 상실하고 맙니다.
3 단계 - 여러가지 원인들로 인해 열기류가 소멸되는 단계. 3 단계에 대해서는 후술(後術)하기로 합니다.
초단열감율과 같은 특수한 상황에서 열기류의 상승속도는 오히려 고도상승에 비례하여 증가됩니다. 게다가 어떤 열기류를 바로 뒤따르는 열기류가 앞의것과 합쳐질 경우에는 그 상승고도가 약 2,5 배 증가됩니다. 이러한 현상은 자연계 에서 한 곳의 지면으로부터 수 분 또는 30 분 간격으로 연속적으로 발생될때 흔히 일어나게 됩니다. 바람에 밀려가는 열기류는 다른 열기류들을 긁어모아 매우 강한 상승력을 갖게 됩니다. 이러한 ꡔ자유 열기류(自由 熱氣流:Drifting Thermal)ꡕ에 대해서도 다음에 자세히 밝히기로 하겠습니다.
그림 66 은 이상적인 열기류를 가로로 자른 단면을 보여주고 있습니다. 화살표는 대기가 마치 담배연기로 만든 도우넛과 같이 순환됨을 알려줍니다. 상승 속도가 가장 큰 부분은 C 부분이며 대개 이 부분의 상승속도는 그 자체의 열기류 상승속도의 2 배 가량이나 됩니다. 열기류 내부의 더운 대기흐름은 중심부분으로 모여 맨 윗 부분으로 솟구친뒤 다시 표면을 타고 밑부분으로 내려옵니다. 열기류 상승속도의 최대한계는 9 m/sec 안팎입니다. 그러므로 글라이더는 열기류안에 머무는 동안 급속히 상승되며, 최소한 정상비행의 침하율보다 낮은 침하율을 유지할 수 있을 것입니다.
구름이 형성되지 않는 무운 열기류(無雲 熱氣流:Blue or dry thermal)의 한계 상승 고도는 대기의 기온감율에 따라 달라집니다. 몇 백 m 두께의 두터운 역전층이 상층에 존재한다면, 열기류는 그 자체의 온도보다 더 따뜻한 대기층으로 진입하게 되므로 상승력을 잃고 맙니다. 이런 현상은 보통 900 - 1,200 m 사이의 고도에 구름이 몰리게 되는 현상으로 알 수 있으며 구름이 없는 날에는 약 6,000 m 상공까지 상승되는 수도 있습니다.
무운 열기류는 구름을 형성할 만큼의 수증기를 포함하고 있지않기 때문에 맑은 하늘이 나타나지만 구조와 형태에서 보통의 열기류와 전혀 다른 점이없습니다. 그러나, 무운 열기류를 포착할 수 있는 방법이 없는 것은 아닙니다. 열기류가 수증기를 함유하고 있을 경우,(대부분의 열기류가 그렇습니다) 그것은 상승함에 따라 온도가 감소하고 팽창되어 수증기의 응결작용이 일어나 전형적인 열기류 구름인, 적운을 형성합니다. 이때 응결작용과 함께 방출되는 잠열은 상승력을 더욱 증가시킵니다. 잠열의 에너지와 합쳐진 상승력은 난폭한 성질을갖게 되어 주위 대기와의 혼합작용을 가속시켜 응결고도에서부터 구름직경의 약 2 배 가량의 고도 범위안에서 열기류의 상승력은 모두 소진(消盡)됩니다.
대기는 고도상승에 비례하여 상대습도가 낮아지는 성질이 있는데 열기류에 의해 생성된 구름이 상대적으로 건조한 대기층에 닿게되면 약 30 분만에 사라 지고 맙니다. 그림 67 은 수증기를 포함하고 있는 이상적인 열기류로 부터 발생된 전형적인 적운의 생성단계에서 소멸까지의 과정을 보여 줍니다. 67(a)는 열기류가 응결고도에 도달하였을때 엷은 구름이 형성되기 시작하는 상태입니다. 이어서 67(b)와 67(c)의 최대 성장상태까지 열기류는 구름을 계속하여 성장시킵니다. 구름의 최대 성장상태가 곧 열기류의 상승력이 최대인 상태는 아닙니다. 대개, 구름의 성장이 최고점에 이르렀을때 열기류는 이미 쇠퇴기에 있는 경우가 흔합니다. 열기류가 세력을 다했을때 구름은 소멸되기 시작하며 뭉게 뭉게 피어 오르던 형태는 점차 사라지고 67(d)와 같이 구름의 밑부분에서 침하운동이 시작되며 풀어지기 시작합니다. 이어 마지막 단계로서, 점진적(漸進的)인 증발작용과 함께 구름은 완전히 소멸됩니다.

컨 76
그림 67 열기류로 인한 구름의 발달

열기류가 구름을 성장시키는 단계에서 그 밑부분은 67(c)와 같이 다른 부분에 비해 짙은 색깔을 띄며 평평한 모습을 보입니다. 색깔이 짙은 밑부분은 일반적으로 가장 강한 상승지역임을 의미합니다. 적운의 규모가 비교적 큰것이라면, 그 밑부분에서 어두운 부분과 옅은 부분을 동시에 관찰할 수 있습니다. 또한 어두운 부분은 가장 상승력이 강한 지역일 것입니다. 일반적으로, 같은 시간동안에 기원(起源)하여 발달된 열기류로부터 생긴 구름의 고도는 거의 비슷합니다. 열기류가 발생되는 전형적인 기상상태를 보이는 날에 구름의 고도는 정오에 다가갈수록 높아지는 경향이 있는데, 그 원인은 오전동안 대기는 온도가 낮아 열기류의 응결고도가 불과 수 백 m 범위 안에 있기 때문입니다. 낮은 대기층이 전체적으로 고루 가열될때, 이러한 응결고도는 상승되어 구름의 생성고도가 높아집니다. 때때로, 수증기를 함유하는 열기류는 역전층과 맞닿아 무운 열기류와 같은 식으로 멈추어지게 됩니다. 이러한 경우에, 열기류중의 수증기는 역전층으로 분산됩니다. 많은 열기류들에 의해 역전층안으로 모여든 수증기들은 역전층을 포화 수증기 상태로 만들며, 결국, 층운형의 구름들로 발전시킵니다. 층 운이 발달하게되면, 지면에 도달하는 태양열을 차단하게 되므로 열기류의 발달이 크게 저하됩니다.
비슷한 형태로 매우 많은 수증기를 함유한 구름은 점차 상승하여 이슬점에 도달하여 응결작용이 발생됩니다. 그 결과, 이슬점 고도의 수증기 함량을 증가시켜 층운이 형성되며 열기류의 생성을 억제합니다. 그림 68 은 위와 같은 경우에 적운이 발달되어 층운으로 이행되는 형태를 나타냅니다.

컨 77
그림 68 열기류 구름으로부터 층운으로의 발달

역전층에 진입하거나 구름을 형성하는것 이외에 열기류가 소멸되는 또다른 원인이 있습니다. 이미 앞에서 말한 바와 같이, 열기류는 대기와의 혼합과정을 거치면서 점차 체력을 잃어갑니다. 고도가 높아졌음에도 불구하고 역전층에 닿지도 않았으며 이슬점 온도에도 이르지 못한 열기류는 단순히 이러한 혼합과정만으로 소멸됩니다. 혼합작용에 의한 소멸의 말기에는 어떤 비행자라도 열기류를 이용하기 어려운 상황이 됩니다. 그러나 이러한 상황은 저녁때와 같이, 대개 지면 가열작용이 약하거나 일반적으로는 드물지만, 따뜻한 대기가 불안정한 상태를 초래하여 약한 열기류를 발생시키는 경우에만 해당됩니다.
위에서 설명한 메카니즘의 예는 보통 열기류 상황의 저녁무렵 발생됩니다. 높이 떠있던 적운은 점차 사라지며 열기류의 숫자가 감소되고 약해지지만 몇 시간동안은 지속됩니다. 구름의 소멸은 열기류가 응결고도에 닿을 만큼 지속적이지 못하리란 사실을 의미합니다. 이와같은 상황은 대륙횡단비행에 적합하지는 않지만 부드럽고 편안한 열기류 비행의 조건이 될 수 있을 것입니다.
위에서 열거한 열기류 소멸의 3 가지 원인에 대해서 그림 69 는 잘 설명해 주고 있습니다. 69(a)에서, 약 1,000 m 고도에서 기온감율은 역전되었으며 무운열기류일 경우도 마찬가지로 상승운동이 멈추어지고 열기류는 주위 대기와 섞이게 될 것입니다. 만약 역전층이 이슬점 고도 이하에 있다면 수증기를 포함한 열기류는 그림과 같은 모습을 나타낼 것입니다. 69(b) 에서 수증기가 있는 열기류가 응결고도에 도달하여 적운을 형성하고 소멸되는 전형적인 예를 볼 수 있습니다. 마지막으로 69(c) 는 열기류가 상공의 어느 고도에서 그 특성을 잃을 때까지 점차 침식(寢食)되어가는 과정을 나타낸 것입니다. 세 가지 유형 모두에 있어서 기온감율은 열기류가 상승되는 성격을 결정하는 중요한 요인이라는 점에 유의해야 합니다.
이상적인 열기류를 이해함으로써 우리는 자연계에서 실제적으로 나타나는 열기류 운동의 개념을 추정할 수 있을 것입니다. 바람의 운동과 다른 열기류의 운동은 그러한 개념을 다소 변경시킬 것입니다. 실제의 열기류를 연구하고 그것을 어떻게 이용할 수 있을까 하는 점을 생각해 보기전에 열기류 발생지의 대기가 어떤 성질을 갖는가에 대해 알아야 할 것입니다.

컨 78
그림 69 열기류의 소멸

지면조건(地面條件)
열기류는 대개 하루종일 강한 일사를 받는 지면에서 발생됩니다. 열기류는 에너지를 태양열로부터 공급받으므로 오전 10 시에서 오후 2 시까지의 시간대에는 가장 강하고 숫적으로도 가장 많은 열기류들이 발생됩니다. 지면은 바람으로부터 차단되었는지의 여부, 태양 일사각도, 수분 증발작용등으로 인하여 하룻동안 큰 폭의 온도변화를 발생시킵니다. 열기류 생성에 적합한 지형은 밭(메마를수록 좋습니다), 마른 풀이 있는곳, 경작지, 도로(색깔이 어두울수록 좋습니다), 광장, 암반, 모래 사장등입니다.
열기류가 좀처럼 발생되기 힘든 지형은 습지, 숲, 수면등입니다. 수분은 증발 할때, 주위의 열을 빼앗아 가므로 지면을 서늘하게하여 열기류를 잘 발생되지 못하게 하며, 나뭇잎은 햇빛을 차단시켜 주위지면에 비해 온도를 낮은 상태로 유지시키므로 적합하지 못합니다.
태양열이 정면으로 내리쬐는 경사면은 주위 지면보다 온도가 높습니다. 게다가 능선과 산맥들이 이러한 경사면을 바람으로부터 격리시키고 떠오르는 열기류를 한데 모아줍니다. 열기류의 상승력이 약하거나 바람이 강할때에는 사면에 닿게 되므로 사면 상승풍이 위로 밀어 올려 주지 않는한, 사면의 능선위로 상승될 확률이 별로 없습니다. 예를들어, 그림 70 과 같이 24km/h 속도의 바람이 부는 상황에서 83m/min 의 상승속도를 가진 열기류가 있다고 가정해 봅시다. 이 열기류는 300 m 높이의 사면을 넘으려면 약 1,6km 의 거리를 바람에 밀려가야 합니다. 따라서, 상승속도가 83 m/min 보다 적은 상승속도를 가진 열기류는 1,6 km를 직선방향으로 흘러가도 300 m 높이의 능선을 넘지 못하고 능선의 중턱 어디엔가 부딫히게 될 것입니다. 이와 같은 식으로, 1,4m/sec 보다 약한 열기류들은 12,6 km보다 먼 거리에서 발생되어야 300 m 의 사면을 넘을 수 있지만 이보다 강한 상승력을 가진 열기류는 1,6 km 내의 범위에서 발생되었어도 그 사면을 넘을 수 있을 것입니다.
컨 79
그림 70 열기류 경로

사면의 중턱에 걸린 열기류는 사면으로부터 보다 멀거나 가까운 곳에서 발생된 열기류와 서로 합쳐질 수 있습니다. 게다가, 사면 상승풍의 상승력이 부가 된다면 이 합쳐진 열기류는 사면위에서 매우 강한 상승력을 얻게 될 것입니다.
가장 유력한 열기류 발생지는 산이나 언덕의 배면입니다. 이러한 지형에서 바람은 산에 의하여 가로 막혀 따뜻한 기포가 지면에서 이탈되기전에 파괴되는 현상이 방지됩니다. 이러한 지역들은 낮에 쉽게 데워지고 밤에 쉽게 냉각되는 성질로 인하여 열기류 발생 과정이 반대로 역전될 수도 있습니다. 특히, 햇빛은 산의 배면을 향해 내리쬐지만 바람이 정풍으로 불어오는 사면은 이륙한후 사면 상승을 하여 충분한 고도를 획득한후, 배풍쪽을 향하여 비행을 한다면 배풍의 힘으로 인하여 고도손실이 작아 열기류 사냥에 유효적절할 것입니다.
작은 열기류들이 밤시간 동안 수면이나 숲에서 발생될 수도 있으나 글라이딩에 이용하기는 불가능할 것입니다. 때때로, 따뜻한 수면위를 통과하는 한랭한 기단은 열기류를 발생시키기도 하지만 유용할 정도는 아닙니다.
사막은 훌륭한 열기류 사냥지역이지만 높은 고도에 이른 열기류는 난폭한 성질을 갖게 됩니다. 사막에서 1,500 m 부근의 고도에는 초단열감율 상황이 존재 할 수 있습니다. 사막기후에서 발생하는 이러한 상황은 불균일한 가열작용으로 인해 작고 강력한 열기류를 만들어 비행자를 당황하게 합니다. 미국이나 호주, 아프리카 사막에서 여름철동안 비행할 때에는 위험스러울 정도로 강력한 열기류로 인해 비행을 중지해야 하는 경우도 있다고 합니다. 게다가, 사막의 열기류들은 습도가 극히 적어 열기류의 위치를 확인할 수 있는 구름이 발생되는 예가 매우 드뭅니다.
기본적으로, 열기류 운동은 상층으로 온난대기를 올려 보내고 저층으로 한랭한 대기를 내려오게 하는 자연계의 성질입니다. 이는 즉, 상승기류 지역이 있으면 반드시 하강기류 지역이 존재하게 됨을 의미합니다. 열기류가 차지하는 면적은 전체 하늘 면적의 1/10 미만이므로 이러한 하강기류가 크게 문제될것은 없습니다. 그러한 침하지역은 가시거리(可視距離) 안에서 열기류가 생성되기에 적합하지 않은 숲, 수면, 어두운 계곡등이 될 것입니다.
지형이 매우 평탄한 지역 상공에서 열기류는 넓게 분포되는 경향이 있습니다. 그러나 독자들이 열기류가 풍부한 하늘을 올려다 볼 경우, 적운의 분포가 머리위에서는 매우 띄엄 띄엄 떨어져 있으나 지평선 쪽으로 갈수록 보다 두텁고 충분한 수의 열기류가 있는것 같이 보일 것입니다. 이러한 현상은 그림 71 과 같이 시선의 각도가 작을수록 멀리 있는 구름들 사이의 간격이 서로 가깝게 보이기 때문입니다.
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그림 71 구름의 간격

열기류의 자연적인 분포 현상은 실험으로 쉽게 관찰할 수 있습니다. 그릇에 물을 떠놓고 가열하여 대류현상을 관찰하면 떠오르는 기포가 거의 정 6 각형 모양으로 상승, 하강하는 형태로 분포됩니다. 이것은 어떤 불규칙한 지형위의 대기층이 상승되면 일정고도에서 불안정 상태가 균등하게 이루어지는 자연현상과 비슷한 것입니다. 위와같은 상황은 종종, 한랭한 하강기류나 산풍이 계곡에 채 워진 온난기단을 밀어 올리는 저녁때 발생됩니다. 온난기단이 상승 때, 그위에 있는 대기는 온난기단보다 밑에 있는 대기에 비해 빠른 속도로 단열냉각되어 전체적으로 불안정한 상태를 만들어 냅니다. 그 결과 균일한 크기와 모양을 갖는 권적운이 나타나게 되는 것입니다. 권적운은 지면위의 어떤 지점에서, 규칙적인 형태로 발원하는 열기류에 의하여서도 나타납니다.

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그림 72 열기류 구름의 분포

이러한 열기류들은 지면에 근거를 두지 않고 쉽게 닿을수 있는 고도에 있지 않으므로 고도를 높이 얻기위해 높은 산에서 이륙하거나 동력 비행, 견인 비행등이 아니고서는 이용하기 어려운것들입니다. 게다가, 한랭, 온난대기층이 만나 열기류가 발생된 고도에서는 적지않은 불연속면 와류가 발생될 것입니다. 어떤 지역으로 이동중인 한랭기단은 지면에서 발원하는 열기류를 상층과 갑작스럽고 강력하게 차단시키므로 대기의 낮은층이 냉각되어, 불안정 상황을 유발시키는 지역이 크게 감소됨을 명심해야 합니다.
위의 관점에서 알아두어야 할 중요한 점은, 바람의 변형된 성질과 지형지물의 영향으로 인해 지면에서 발생된 열기류가 상층에서 만들어진 열기류와 같이 틀에 맟춘듯한 형태를 갖지 않는다는 점입니다. 이 점을 명심한다면, 우리는 열기류의 몇 가지 유형을 예측해 볼 수 있을 것입니다.

실제의 열기류
앞에서는 독립된 한 개의 열기류를 살펴 보았으나 자연계의 열기류는 많은수가 바람에 실려 다니며 지속적이고 연속적인 구름행렬을 만듭니다. 자연계에서도 단독적으로 바람에 실려 다니는 자유 열기류(drifting thermal)가 전혀 없는 바는 아닙니다.
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그림 73 자유 열기류의 상승

열기류를 이용하기에 유용한 대부분의 상황들은 지면고도에서 부는 강한 경도풍에, 상승력이 강한 자유 열기류들이 실려 다니는 때입니다. 지면고도에서 불어 오는 강한 바람은 열기류 형성을 방해하거나 크기를 감소시킵니다. 그러나 경도풍 현상이 두드러질때 지면풍은 무시할 정도이지만, 고도가 높아질수록 풍속이 증가됩니다.
이러한 상황에서 상승하는 열기류는 그 주위에 일반적인 하강기류를 발생시키지만 바람에 의하여 경사져 있으며 뒷쪽의 하강기류는 바람으로부터 보호 받게 됩니다. 열기류 앞쪽의 하강기류는 지면근처에서 상승기류보다 빠른 속도로 운동하며 큰 폭의 지면 경도풍 현상으로 인해 열기류 밑부분을 계속해서 상승하게하고 열기류 안으로 더운 대기를 계속 공급해줍니다. 그림 74 는 이러한 운동을 잘 나타내 주고 있습니다. 그림 75 는 열기류가 수증기를 포함하고 있을때 이러한 메카니즘에 의하여 구름을 형성하는 작용을 설명하는 것입니다.

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그림 74 강한 지면 경도풍 상황에서의 열기류 상승

이러한 종류의 구름은 생성되기 30 분 전이라도 10 개 이상의 열기류가 지나쳐 갈 수 있습니다. 이러한 열기류안에서 비행하는 비행자는 풍부하며 지속적인 상승풍을 경험할 수 있을 것입니다.

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그림 75 상승된 열기류에 의해 발달되는 구름의 모습


자유 열기류(drifting thermal)의 여러가지 메카니즘을 아는것은 매우 중요합니다. 그 첫번째 유형이 위에서 설명한 형태의 자유 열기류입니다. 다른 형태의 열기류는 태양열에 의해 데워진 넓은 지역의 대기가 가벼운 미풍에 의해 밀려 가다가 작은 언덕이나 장애물을 만나게 되어 솟구치며 그림 76 과 같이 지속적인 열기류로 발달되는 경우입니다. 이러한 열기류는 그림에서 보듯이 경사진 기둥과 같이 형성됩니다.(기둥형 열기류:column thermal)
대기가 지면부근에서 강한 와류성을 갖게 되는 때는 이와는 전혀 다른 여러가지 현상이 일어나는데, 그중 한가지는 다음과 같습니다. 와류에 의한 대기 혼합작용은 자유 열기류의 형성을 방해하지만 낮은 대기층이 매우 불안정한 상태가 됩니다. 그 결과, 낮고 따뜻한 대기층중에 어느 작은 한 부분이 상승되고 와류성의 낮은 대기층위를 떠다니며 성장을 계속하게 될 것입니다. 실제로 이런 유형의 열기류는 그러한 상황하에 있는 지면의 어느 지점에서라도 발생될 수 있으며 그림 73 과 같이 거의 수직방향의 운동을 합니다.
매우 평범한 여름날에 나타나는 흔한 현상으로 높이 치솟는 적운을 볼 수 있습니다. 이렇게 거대한 뭉게 구름은 대개가 불안정한 상태에 있는 평범한 지역에서 수없이 많은 열기류들이 모여 생겨나는 것입니다. 구름중앙의 지속 적인 상승기류가 구름주위에서 이용할 수 있는 모든 상승풍의 원인이 되므로 비행자는 구름아래에 지속적인 풍부한 상승풍이 있음을 알 수 있을 것입니다. 구름주위의 대기마저도 구름을 성장시키는 상승성의 열기류에 의해 밀어 올려져 불안정하게 되어 구름내부의 상승기류 안으로 흡수됩니다.

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그림 76 기둥형 열기류의 발달

불행하게도, 작고 독립된 열기류에서와 마찬가지로, 거대한 열기류에서도 하강 기류는 언제나 상승기류에 동반됩니다. 따라서 일반적인 하강기류 운동은 구름의 바깥부분의 열기류가 밖으로 벗어 나려는 작용을 방해하므로 비행자는 높이 치솟는 구름을 중심으로한 반경 몇 km 주위에서 상승기류를 만날 가능성이 희박하다는 사실을 알아야 합니다. 물론 코 앞에 상승지역을 놓고 하강기류를 만난다는건 억울하기 짝이 없는 노릇입니다.
여러해 동안 자연학자들은 갈매기나 그 밖의 다른 물새들의 비행경로에서 신기한 패턴을 관찰해 왔습니다. 어떤 상황에서 물새들은 마치 열기류를 타고 오르듯이 나선비행을 이용하여 먼 바다로 날아 오르기도 하며, 길다란 상승풍의 이랑을 따르는 듯한 직선경로로 상승하기도 합니다. 면밀한 연구와 실험이 행해진 뒤에 그러한 새들은 앞의 열기류 발생지에서 설명한 바와 같이 전체 대기층이 불안정한 상태로 되었을때 일정한 간격을 두고 발생되는 일종의 대류세포에서 열적 상승비행을 하는 것으로 알려졌습니다. 균일하게 가열되는 수면은 불안정한 기층 아래의 균일한 지면과 같은 효과가 있는 것으로 알려진 바 있습니다. 그러한 대류세포의 크기와 고도는 가열된 층의 두께와 가열량에 달려 있습니다. 게다가 바람이 불어올때 대류세포는 경사를 갖게 되어 풍속이 증가될 수록 더욱 낮게 기울어집니다. 풍속이 24km/h 이상일때, 대류세포는 풍속에 평행한 방향으로 길다란 순환궤도를 형성하며 누워 버립니다.
인접한 순환궤도는 그림 77 과 같이 서로 반대방향으로 회전합니다. 이런 환경에서 대기분자는 실제로 나선형으로 운동하게 됩니다. 따라서 궤도의 한쪽 편에서는 상승풍이 발생되지만 반대편에서는 하강기류가 발생됩니다. 경험있는 갈매기라면 당연히 상승궤도만을 따라 비행할 것입니다.

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그림 77 구름 행렬의 형성

육지에서의 순환궤도 역시 바다에서 만큼 쉽게 발견할 수 있습니다. 궤도사이의 상승지역은 열기류가 발생되는 지역이므로 순환운동을 유지시켜주는 실제적인 메카니즘의 일부입니다. 물론, 열기류에 수증기가 포함되어 있다면, 구름이 나타날 것이고 이 구름들은 그림에서와 같이 궤도를 따라 길게 늘어선 구름 행렬을 형성합니다. 구름행렬이 나타나는 상황은 대부분 역전층의 고도가 낮고 역전층위에 그 아래 고도와 풍향이 동일한 바람이 적당한 풍속으로 지속적으로 불어야 하며 기온감율이 건조단열감율에 가까워야 합니다. 두 개 이상의 구름 행렬사이의 거리는 구름고도의 약 2,5 배 입니다. 역전층의 고도가 높을수록 열기류의 고도또한 높아집니다. 열기류가 상승할때 그것의 표면적이 증가됨에 비례하여 하강기류 지역이 차지할 공간이 넓어집니다.
구름행렬은 매우 평범한 기상현상입니다. 고공 항공 사진이나 위성 사진은 구름행렬이 지면상에 일렬로 늘어서 형성되는 경우에, 이를 ‘무운 열기류 행렬’ (blue street)이라고 합니다. 바람이 부드럽고 구름행렬이 형성되었을때 행하는 비행은 매우 훌륭할 것입니다.

사면 상승풍과 열기류
사면 상승풍과 열기류는 사실 여러분들이 사면에서 비행하게 될때, 잘 구분을 하지 못할 정도로 가까운 관계를 가지고 있습니다. 사면은 바람에 실려다니는 자유 열기류를 걷어 올리는 그물과 같은 역할을 할뿐만 아니라 사면 자체에서 발생되는 많은 열기류들은 계곡으로부터 능선을 타고 상승됩니다. 반드시 열기류라고 칭할 수 없는 부서진 열기류들의 잔해들은 다른 대기보다 가볍고 상승력이 강합니다. 따라서 사면 상승풍에는 여러가지 유형의 열기류들이 섞여 있다고 생각해야 할것입니다.
어떤 사람이 산 정상에서 이륙하여 사면 상승을 시도하고 있다고 가정해 봅시다. 이 사람은 사면 상승풍에 섞여 있는 열기류와 동반된 와류와 바람에 섞여 있는 역학적 와류를 잘 구분할 수 없을 수도 있으며 열기류자체와 와류를 구분하지 못할 경우도 있습니다. 게다가 반경이 작은 열기류로 인해 갑자기 상승되었다가 하강하게 되는 작용은 사면 상승풍의 요동쯤으로 여길지도 모릅니다. 사면 상승을 하고 있는 동안에 열기류의 존재를 확인하는 것은 어려운 문제가 될 수도 있지만 몇 가지 요령을 이용하여 효과적으로 열기류 사냥을 할 수 있을 것입니다.
우선 열기류를 감각적으로 알아낼 수 있는 것은 온도입니다. 비행자들은 숲이나 그늘진 곳의 상공을 비행하다가 복사열이 강한 지역으로 진입되었을때 얼굴에 따뜻한 상승풍의 기운을 느낄 수 있습니다. 사면의 숲속에서 다른 열기류 발생지보다 오랫동안 복사열을 흡수하여 이탈된 열기류들은 더욱 그러한 느낌을 강하게 줄 것입니다.
열기류는 그 주위에 항상 와류를 동반하고 있습니다. 그러므로 와류가 그리 강하지 않은 깨끗한 사면 상승풍에서 비교적 강한 와류를 만난 것은 두려워만 할 사실이 아닐 것입니다. 사실 열기류의 와류와 역학적인 와류를 구분할 수 있는 특별한 방법은 없습니다. 그러나 여러번 사면 상승중에 열기류를 만난 경험을 갖게 되면 이것을 감각적으로 알 수 있을 것입니다.
사면에서 열기류 상승하고 있는 다른 글라이더나 매, 독수리는 열기류의 존재를 알려주는 매우 확실한 증거입니다. 또한 사면정상의 상공에 나타난 적운은 열기류가 상승하고 있다는 신호탄으로 여겨도 될 것입니다.
사면상공에서 갑자기 상승하게 되었을때 이것이 풍속에 의한 것인지 열기류로 인한것인지를 아는 방법은 간단합니다. 풍속이 증가하면 당연히 바람소리도 커지며 일반적으로 부드럽게 상승될것이지만 열기류에 진입하게 되었을 경우는 바람소리의 변화를 잘 느끼지 못하고 마치 누군가 하네스를 잡고 난폭하게 잡아끄는 듯한 느낌을 받을 것입니다.
그림 78 과 같이 사면 정상에서는 벤튜리 효과로 인하여 풍속이 강해집니다. 사면에서 상승되는 열기류는 정상보다 높이 올라갔을 경우에 다시 앞으로 방향을 바꾸어 사면의 전방상공을 향해 이동되는 경우가 있습니다. 이러한 경우는 풍속이 그리 강하지 않은 고요한 날에 나타날 것입니다. 이런때에 비행자가 풍속으로 인해 열기류가 기울어질 것만을 생각하여 자신의 열상승 선회경로를 조금씩 뒤로 이동한다면 결국 열기류에서 이탈되어 나올 것입니다.

그릴것.
그림 78

사면에서 열기류가 발생하는 지역은 주로 태양과 직면한 계곡면입니다. 이러한 지역에 숲으로 둘러싸여져 있는 비교적 넓은 공터가 있다면 금상첨화격일 것입니다. 일반적으로 열기류는 발생지로부터 이탈된 후에 바람에 밀려가게 되므로 사면의 예상되는 열기류 발생지로부터 약간 뒤쪽에서 열기류를 찾는 것이 바람직할 것입니다.
태양열이 강하고 바람이 없는 고요한 여름날에는 열기류의 발생이 촉진됩니다. 이런 날에 이륙장소에서 능선의 나뭇잎을 관찰해보면 열기류의 경로를 시각적으로 확인할 수 있을 것입니다. 이 밖에도 열기류는 상승하면서 마뭇잎, 휴지조각과 같은 쓰레기들을 상승시키는 경우도 있습니다. 또한 사면 상승을 제외한 비행에서 갑자기 어떤 냄새를 맡게 되었을 때는 열기류일 가능성이 매우 높습니다.
숲속에서는 낮 시간동안 데워진 따뜻한 대기층이 나무에 의해 바람에 흩어지지 않고 보존되어 있다가 저녁때 지면이 식어 대기가 안정이 되면 천천히 상승되어 열기류가 형성되는 경우도 있습니다. 그러나 이러한 경우는 대부분 열기류를 형성하기보다 기층전체가 상승되는 경우가 많습니다. 해가 질무렵 석양을 바라보며 비행하는 것은 매우 운치있고 부드러운 대기상태에서 편안하게 내려올 수 있을 것입니다. 초보자의 처녀비행은 이렇게 난류가 형성되지 않고 부드러운 기상상황에서 행하는 것이 바람직합니다.

열기류 비행
일반적으로, 열기류 비행에 있어서 가장 어려운 두가지 문제는 비행중에 열기류를 찾아내는 문제와 열기류 범위 안에서 비행을 유지하는 일입니다. 이미 알고 있듯이, 열기류는 눈에 보이지 않습니다. 그러나, 독자는 독립되어 있는 적운과 원을 그리며 상승하는 새들을 관찰함으로써 그 존재 위치를 알아 낼 수 있습니다. 무운 열기류 상황인 조건에서는 구름을 찾아 볼 수 없습니다. 이러한 경우에는 기상청에 그 날의 기온감율에 대한 정보를 요청하여 알 수 있습니다. 기온감율은 최소한 열기류 존재의 가능성을 판단할 수 있는 근거가 됩니니다. 전날 밤이 맑고 평소보다 기온이 낮았다면 이틑날 아침에는 맑고 어디인가에 열기류가 떠다니고 있을 것입니다. 열기류는 저위도 지방으로 갈수록 풍부하게 발생되며 고위도 지방으로 갈수록 발생빈도와 크기가 감소됩니다.
물론, 다른 비행자들의 비행을 관찰함으로써, 열기류의 존재와 그 크기, 강도에 대한 가장 유력한 정보를 얻을 수 있습니다. 이륙할 시간을 결정하는데 있어서, 비행중인 글라이더를 관찰하는 것은 열기류의 크기와 강도, 상승력이 가장 강한 지역을 알 수 있는 가장 좋은 방법입니다. 열기류를 이용하여 높이 상승하거나 그전에, 그것을 포착하는데 실패할 수도 있지만 동료 비행자들과 함께 비행하는 기회가 많을수록 열기류를 감지하는 감각을 성장시킬 수 있을 것입니다.
열기류안으로 진입하기만 하면, 비행자는 상승력이 가장 강한 곳을 찾아야 합니다. 경작지나 그밖의 예상되는 열기류 근원지의 뒷쪽 어디인가는 바람에 의해 밀려온 열기류를 포착할 수 있는 기회가 많을 것입니다. 예상지역에서 열기류를 찾지 못했을때는 다른 지역으로 이동해야 하지만 중간 중간에 사면 상승풍등이 있는 상승지역을 이용하여 침하된 고도를 다시 회복할 수 있어야 합니다. 바람의 강도와 열기류의 상승력은 바람에 실려 다니는 열기류의 경로를 결정합니다. 바람이 강하고 열기류 상승속도가 느릴수록 더욱 지면 가까이로 기울게 됩니다. 결과적으로 사면이나 언덕에는 많은 열기류가 모여들게 될 것입니다.
고도가 낮을수록 열기류 지면 근원지에 더욱 주의를 기울여야 합니다. 고도를 잃기 전에 강한 열기류를 발생시킬만한 사면을 찾아야 합니다. 사면의 중간 부분이 양옆 보다 들어가서 움푹한 느낌을 줄수록 좋습니다. 몇 백 미터쯤 상승된 후에야 비로서 구름으로 눈을 돌릴 수 있을 것입니다. 고도를 충분히 획득한 후에는 지형의 영향이 크게 미치지 못하므로 구름으로부터 열기류의 위치를 판단해야 합니다. 풍향, 풍속의 하룻동안의 변화와 경도풍 현상에 대한 이해는 다양한 고도상에서의 열기류 위치를 판단하는데 도움을 줄 것입니다.
상승하는 열기류가 있던 자리를 채우는, 상대적으로 온도가 낮은 대기는 서로 부딪혀 와류를 발생시키는데, 열기류가 발생할 만한 곳의 주위에 깃발을 여러개 꽂아 놓으면 열기류가 이탈될때 깃발이 모두 중앙으로 향하게 되는 현상을 볼 수 있습니다.
지면에서 먼지와 함께 일어나는작은 소용돌이는 용오름(본래 용오름이란 적란운으로 부터 발생되어 지면으로 내려오는 비교적 규모가 큰 회오리바람을 말하지만 여기서는 열기류가 이탈될때 지면에서 발생되는 지름 수 미터에서 수 십미터 사이의 아주 작은 소용돌이를 의미합니다.)은 기온감율이 클때 자주 일어나는 현상입니다. 먼지악마는 열기류가 이탈되며 약간의 회전운동을 하게 될때 그 밑으로 한꺼번에 몰려드는 대기가 관성에 의하여 회전하는 기둥을 형성하는 것입니다. 용오름은 높이가 1,200 m, 반경이 몇 백 미터나 되는 경우도 있지만, 대개 지면으로부터 60 m 이내의 높이를 갖습니다. 용오름의 중심부분에서는 하강기류가 강하며 바깥표면에서는 상승기류가 형성되어 빠르게 회전하므로 용오름의 주위에서 비행하는 것은 금물입니다. 작은 용오름이라도 비행중에 조종성을 잃게 할 만한 강한 힘을 가지고 있습니다. 겉으로 보기에는 대수롭지 않은 크기의 용오름에 의해 지면에 세워두었던 글라이더가 회전을 하며 들어 올려졌다가 내팽겨쳐진 경우도 더러있습니다. 용오름이 비행중에 지면에 보일때에는 그 높이의 2 배 가량의 고도를 유지하는 것이 안전합니다. 회오리치는 대기는 공중으로 여러가지 잡다한 쓰레기(먼지, 낙엽, 휴지등)를 날려 보내며 쉽게 그 규모가 성장하는 성질을 가지고 있습니다. 용오름의 상공을 비행해서는 않됩니다. 용오름으로 인해 이탈된 열기류는 매우 강하며 난폭하기 때문입니다.
숲이나 그 밖의 지면을 덮고 있는 식물들의 상공을 비행할때, 나뭇잎의 움직임등으로 열기류 주위의 와류의 정도를 판단할 수 있을 것입니다. 열기류의 주기가 일정한 것으로 확인이 가능하고 부드러운 바람이 불어오는 상황에서는 행글라이더의 경우, 그 주기에 맞추어 열기류에 올라 타듯이 이륙하는 것도 가능합니다. 물론, 열기류가 매우 강하다면 열기류를 향해 정면으로 이륙하는것은 위험합니다. 이륙장소와 멀리 떨어져서 열기류를 낚아채는 방법은 위에서 말한 방법에 비해 대부분의 경우, 안전할 것입니다. 현명한 비행자라면 충분한 시간동안 열기류의 와류가 지속되는 시간, 열기류 주기와 강도를 관찰 할 것입니다. 열기류 주기에 맞추어 이륙할 것인가의 여부를 판단하는 근거는 열기류에 동반되는 와류의 강도에 달려 있습니다.
여러분은 이미 이상적인 열기류의 성질을 다루면서 열기류가 지면에서 이탈될때와 그 표면에 혼합과정으로 인한 와류가 발생됨을 알았습니다. 열기류의 지면이탈과 그 경로는 바람의 강도와 풍향의 변동(거스트)으로 쉽게 알 수 있습니다. 이러한 거스트는 지면 경계층(100m) 고도 이상으로 열기류가 상승될 때 그 강도는 급격히 감소되고 세력권은 확장되며 상승력을 잃습니다. 그러므로 열기류 상황에서 기상조건이 지면고도에서 안전하다면 상공에서도 안전할 것입니다.
“거스트가 존재한다” 라는 상태는 말로 설명하기가 무척 곤란합니다. 그것은 바람의 강도뿐만 아니라 풍속의 변화속도가 얼마나 빠른가에 달려 있습니다. 순간적인 8 km/h 의 풍속변화는 완만한 10 km/h 의 변화보다 어려운 조종상의 문제를 야기시킵니다. 지면 마찰층에서 급격한 풍향변동은 그로인한 실속상황을 유발할 수 있으므로 가장 좋지 않습니다. 가장 명심해야 할 사항은 평상시와 비슷한 상황에서 4km/sec 이상의 순간적인 풍속변화가 진행되는 때라면 비행을 삼가해야 합니다. 다시 말하자면, 4 초 동안 16km/h 의 풍속이 감소되거나 증가되는 상황이라면 누구든지 비행을 해서는 안된다는 말입니다. 풍속이 강할수록 거스트의 강도는 증가합니다. 이륙장에서 느껴지는 거스트 보다 더욱 강도가 센 거스트가 대기중에 있을 가능성을 잊어서는 않됩니다. 마지막으로, 비행자 자신의 경험에 바탕을 둔 판단은 안전한 기상을 파악하는데 가장 중요할 것입니다. 보수적인 태도로 시작하고 지면에서 느껴지는 거스트의 강도와 비행중에 만나는 그것의 강도를 연관시키는 훈련을 평소에 익혀두는 것이 좋습니다. 위험한 상황에 빠졌을때 하는 후회보다 안전에 치중하는 것이 훨씬 좋을 것입니다.
역전층 고도까지 상승했을때, 열기류는 때때로 역전층과 관계되는 불연속면 와류를 발생시킵니다. 결과적으로 열기류는 역전층의 보다 낮은 기온감율에 의해 감소되며 소멸되는 것입니다. 이때, 열기류가 약한 것이라면 소멸되지만 충분히 강하다면 역전층을 뚫고 상승되므로 비행자는 불연속면 와류를 견디며 계속 열기류안에 남을것인가 아니면 그것에서 빠져 나와야 하는가를 결정해야 합니다. 역전층위에 열기류가 형성되었다면 붙어있을 만한 근거가 될 수 있을 것입니다. 가장 안전한 방법은 주의를 기울여 상황에 대처하며 너무 거칠다고 판단되면 늦기전에 열기류에서 벗어나는 것입니다. 불연속면에 관련된 와류는 극도로 격렬하다는 점을 잊지 말아야 합니다.
비행중에 열기류에 한쪽 날개만이 진입되었을 때는 글라이더가 기울어집니다. 이러한 경우에 가장 좋은 방법은 대개 들어 올려진 쪽으로 선회하는 것입니다. 열기류에 의해 한쪽 날개가 들어올려 진다는 것과 하강기류로 인해 내려가는것과는 느낌으로 알 수 있을 것입니다.
가능한 빠르게 상승하려면 열기류 중심(核)에 머물고 있어야 합니다. 열기류가 작은것이라면, 반경이 작고 급격한 선회로 인해 오히려 손해를 볼 수도 있습니다. 작고 강한 열기류에서는 30˚이상의 경사각(bank angle)이 적당하며 약하고 넓은것이라면 그냥 지나친후 180˚ 선회를 하여 재진입을 시도합니다. 이 방법은 선회가 열기류의 밖에서 이루어져 상당한 고도손실이 예상되지만 열기류는 상승할수록 넓게 팽창되므로, 이용하기 힘들지라도 오랫동안 머물러 있다면 매우 편안하게 상승될 수도 있음을 기억해야 합니다.
이제까지 단일한 핵을 가진 이상적인 형태의 열기류를 전제로 하였으나 실제로 단일핵을 가진 열기류는 별로 없습니다. 대부분의 열기류는 둘 이상의 핵 또는 핵이외의 상승력이 강한 부분이 있으므로 고도가 증가함에 따라 상승력이 강한 곳의 위치가 변화될 수도 있습니다. 열기류가 여러개의 핵을 갖게되는 원인은 와류, 바람에 의한 장애, 다른 열기류와의 혼합등의 원인 때문입니다. 그림 79 는 상승속도가 다른 2 개의 열기류가 섞이게 되는 과정을 보여 줍니다. 더우기 지면에서 서로 인접해 있는 열기류들은 하나가 이탈될때 생기는 와류가 다른것들을 이탈시킬수도 있으며 상승되어 확장될때 서로 합쳐지기도 합니다.

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그림 79 열기류의 혼합 과정

이제 이러한 열기류의 핵을 포착하여 빠르게 상승할 수 있는가에 대하여 알아 보기로 합시다. 다핵(多核) 열기류의 핵을 찾는 가장 적당한 기술은 ꡔ상승율이 작아질때는 경사각을 증가시키고 커질때는 감소ꡕ 시키는 방법입니다. 이는 종이에 열기류의 단면을 그리고 연필로 위의 요령대로 비행경로를 그려 보면 쉽게 알 수 있습니다. 위의 방법을 이용할때 상승율을 정확하게 정할수록 효과는 커질 것입니다. 상승계는 항상 정확한 상승율을 알려 주는 계기입니다. 우리 신체는 오직 가속감각만을 느낄수 있으므로 초기에 하네스를 위로 잡아 끄는듯한 느낌이 지난후에 지속적인 상승운동은 알 수 없습니다. 반면에 상승계는 지속적으로 정확한 정보를 제공해 줍니다.
글라이더가 열기류의 어느부분으로 진입하는 가에 따라 핵을 쉽게 찾을수도 어려울수도 있습니다. 열기류의 밑부분으로 진입한 글라이더는 열기류안의 전체적인 대류현상으로 인해 중심을 찾기가 용이한 반면, 열기류의 윗부분에서는 대기가 방사형(放射形)으로 불어나가므로 핵을 찾기가 어려울 것입니다. 때때로 비행자는 그림 80 과 같이 열기류 기포 밑의 상승기류 혹은 지속적인 기둥형 열기류 안으로 진입하게 됩니다. 이런 경우에, 비행자는 평상시 하던 360˚선회의 정풍경로와 배풍경로를 균등히 하였으나 실제 지면경로(地面逕路)는 바람에 조금씩 밀려 배풍경로가 길어집니다.

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그림 80 열기류 비행의 지속

연속으로 3 회를 선회하는 동안 A 비행자는 상승 지역의 밖으로 밀려 나오고 말았습니다. 반면에 비행자 B 는 정풍을 받는 시간을 증가시켜 상승기류안에 머물러 있음으로서 위의 요인을 상쇄시킵니다. 비행자 A,B 의 지면경로를 비교해 보기 바랍니다. 60 m 이하의 고도에서 열기류는 대개 진입하기 힘들정도로 직경이 작지만 어떤 비행자들은 20 m 고도에서도 열기류를 잡아챕니다. 열기류를 통과하는 비행자는 확실한 상승운동을 느낄 수 있을 것입니다. 가끔 비행자는 유연히 열기류를 통과할 경우가 있는데, 그러한 때에도 급격한 상승운동을 경험하게 될 것입니다. 지면고도에서 열기류가 이탈될때 착륙하기 위해 그 위를 비행하는 비행자는 적당한 속도를 유지하며 강한 상승운동에 주의해야 합니다.
열기류는 대륙횡단 비행에 매우 관계가 깊습니다. 대륙횡단 비행의 전통적인 방법은 열기류안에서는 속도를 감소시키고 침하지역에서는 속도를 증가시키는 것입니다. 열기류가 충분히 강하다면 비행자는 구름의 밑부분까지 상승될 것이며 그 후 다음 열기류까지 배풍비행을 계속 합니다.(그림 81) 배풍경로는 열기류가 풍속보다 약간 느린 속도로 떠다니므로 열기류 포착을 용이하게 할 것입니다. 따라서 배풍을 받으며 비행하는 동안 지면거리 또한 가장 멀리 획득할 수 있을 것입니다. 특히, 열기류의 행렬이 있는 상황에서는 더욱 유용합니다.
열기류 행렬은 대부분 구름이 나타나지 않는 상황이 있는데, 결과적으로 배풍경로는 열기류의 존재를 알려주는 시각적 단서가 없음에도 불구하고 무운 열기류 행렬을 이용할 수 있도록 해줍니다. 물론, 비행자는 감각에 민감해야 하며 실제풍향과 서로 인접해 있는 열기류간의 거리를 경험적으로 판단내릴 수 있어야 합니다. 비행자의 비행실력과 대기의 통상적인 형태에 관한 기초 지식은 이러한 감각에 도움을 줄 것입니다.

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그림 81 연속적인 열기류 비행

열기류를 따라 배풍비행을 하는데에는 한 가지 문제가 있습니다. 대개 행글라이더와 패러글라이더는 열기류를 만날수 있을때까지 사면 상승풍등을 이용하여 비행을 유지시키므로 배풍쪽에 늘어서 있는 열기류를 포착하기 위해서는 사면이나 능선의 뒷쪽에 형성되는 하강기류와 와류로 인한 위험한 상황을 염두에 두어야 합니다. 배풍비행에 있어서 안전수칙은 다음과 같습니다.
1. 능선(사면)위로 300 m 이하의 고도에서는 절대로 산뒷쪽으로 넘어가지말것. 만약 능선의 실고도(實高度)가 300 m 이상일 경우에는 이러한 안전고도는 능선의 높이와 같습니다. 예를들어, 700 m 고도에서 최소 안전 고도는 700 m입니다.
2. 사면 상승할때의 고도 : 배풍향의 위치의 비율은 1 : 2 로 합니다. 즉, 사면위로 1 m 상승할때마다 2 m 뒤로 물러나야 가장 안전한 상태를 유지할 수 있습니다. 해질녁이 다가와 더이상 배풍비행을 할 수 없어 정풍을 향했을때는 사면에서 얻은 고도를 모두 소모하여도 사면의 앞으로 다시 나올 수 없을 것입니다. 따라서 비행자는 고도대 정풍향의 지면거리의 비를 1,3 : 1 정도로 산정(算定)하고 있어야 합니다.
3. 만약 사면위에서 열기류를 찾 지 못하고 1 : 2 의 안전고도보다 낮은 상태에 있다면 즉시 배풍을 향하도록 하고 가능한 사면에서 멀리 벗어 나도록 해야 합니다. 열기류를 찾는다고 고도를 낭비하지 말고 사면 뒷쪽으로 사면 높이의 최소한 7 배의 거리를 확보하도록 노력해야 합니다. 사면뒤의 와류로 인해 위험한 상황에 처할수도 있기 때문입니다.
4. 열기류 상승풍외에 어떤 조건에서라도 사면정상의 바로 위에서 비행 하지 않아야 합니다. 상승이 가능한 기상조건에서, 순수한 상승풍과 파동 상승풍은 항상 사면 뒤로 와류를 발생시킵니다. 그러나 열기류가 발생되는 불안정한 상황은 사면뒤의 와류형성을 억제합니다. 그러나 사면뒷쪽에서 발생되는 열기류는 매우 강한 성질을 갖고 있으므로 사면의 뒷쪽에 이와 연관된 강한 와류가 존재할 수도 있습니다.
지면거리를 최대화하기 위해서는 열상승 고도를 얼마나 높이 정해야 할까요? 최대고도를 얻기 위해 많은 시간을 허비한다면 주어진 시간동안 많은 거리를 비행하기에는 적당한 방법이 아닐 것입니다. 하루중 열기류 발생 빈도가 최고조를 이루는 시간은 단지 몇 시간 동안이므로 열기류의 강도와 글라이더의 성능에 따라 적당한 고도를 얻어야 합니다.
매우 높은 성능과 속도를 갖고 있는 견인 글라이더(sail plane)는 상승율이 미리 정해놓은 값이하로 떨어지는 고도에서 열기류로 부터 빠져 나옵니다. 그러나 행글라이더나 패러 글라이더에 있어서 이 고도는 기상조건에 따라 결정됩니다. 산맥이나 능선을 따라 어디든지 충분히 많은 수의 열기류가 존재한다면 이 고도는 낮아지지만 열기류의 수가 적다면 가능한 높은 고도를 확보해야 합니다. 일반적으로 패러, 행글라이더는 다음 열기류를 찾는데 충분한 고도를 얻을때까지 가능한 높이 상승해야 합니다. 이는 곧 어느 상황에서는 구름의 밑 까지 상승해야 함을 의미하기도 합니다.
구름의 밑에서 상승할때, 가장 좋은 상승지역은 대개 구름의 정풍면에 위치합니다. 이 지점은 그림 82 와 같이 열기류가 먼저 형성된 구름으로 진입되는 곳입니다. 또한, 구름의 짙은 부분은 가장 강한 상승지역입니다. 그러나 구름에 인접하여 비행할때 이러한 부분은 피해야 합니다.

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그림 82

열기류 상승의 위험은 위에서 언급한 부분의 와류(행글라이더는 180˚선회되어 튕겨져 나오고 패러글라이더는 산줄이 끊어질 정도의 강도를 가지고 있습니다.)와 적운과 뇌운입니다. 상층의 대기가 습도가 높고(구름이 증발되지 않는 상황), 낮은 고도에 역전층이 없다면 적운은 수 km 높이에 걸쳐 성장될 수도 있으며 그 두께나 길이가 또한 수 km 에 걸쳐 형성될 수도 있습니다. 이러한 거대한 뭉게 구름은 대기가 국소적인 저기압 세포로 집중될때나 산맥 또는 넓은 평야지역에서 대류현상이 왕성할때 형성됩니다. 이러한 형태의 구름의 아래에 발생되는 엄청난 상승기류는 구름안으로 글라이더를 말아 올릴 만큼 강합니다. 한번 달려 올라가기만하면 글라이더는 기체가 더이상 지탱할 수 없는 힘을 받게 될 것입니다. 60 m/sec 이상의 상승속도를 가진 상승기류는 그 주위에 같은 속도의 난폭한 하강기류를 동반합니다. 상층의 고도가 포화 수증기 상태가 되어 비가 내리기 시작하면 이러한 구름들은 흩어져 사라지며 그와 연관된 하강기류는 지면에 닿게 됩니다. 비행자는 이러한 거대한 규모의 열기류를 이용할때는 특히 주의를 해야합니다.
적운의 발달만이 반드시 가장 좋은 상승풍을 의미하는것은 아니지만 흩어져 사라지는 적운은 이용가치가 없다는 사실을 명심해야 합니다. 하루중 첫번째로 발생된 열기류 구름을 붙잡는 것은 가장 유용한 상승풍을 이용하는 것이며 기억할만한 일이 될 것입니다. 생동하며 변화하는 속성을 가진 대기를 눈으로 ꡔ볼 수ꡕ 있으려면 상상력이 풍부해야 합니다. 상상력에 길들여 진다면 실제로 어느곳에 가장 좋은 상승기류가 있는지를 판단하는 능력과 어떤것이 그러한지를 알 수 있는 능력을 증진시킬 수 있을 것입니다.
마지막으로 반드시 알아야할 사항은 열기류의 대기중의 위치가 하루동안 시간이 경과함에 따라 변화하는 점입니다. 저녁 무렵의 바람은 대개 대류현상이 적어짐에 따라 감소되므로 열기류의 강도와 발생빈도가 적어집니다. 특히, 대기의 저층에서는 빠른 감소현상이 나타나게 됩니다. 이러한 바람의 감소현상은 아직까지 남아 있는 열기류의 상승각도를 가파르게 할 것이며 지면에서 충분한 열을 공급 받지 못한채로 이탈된 열기류는 상승속도가 빠르지 못하므로 바람에 떠다니는 시간이 길어져 더욱 약한 성질을 갖습니다.
태양의 각도가 지평선에 가까워짐에 따라 열기류가 발생되는 지면은 태양열을 그 만큼 적게 흡수하고 방출할 것입니다. 저녁 무렵에는 태양 광선의 일사 각도와 정면에 위치한 사면이 유력한 열기류 발생지가 될 것입니다. 일몰에 가까운 시간대에는 산풍이 서서히 형성되어 계곡안으로 흘러들어오며 그 안에 남아 있는 더운 공기를 위로 밀어 올립니다. 또한, 호수와 습지, 숲과 같은 지형에서는 낮 동안에 흡수했던 열을 저녁 무렵에 방출함으로써 상승기류를 형성하는 수도 있습니다.
열상승 능력은 대부분 연습과 경험에 의해서 축적됩니다. 축적된 경험에 예리한 관찰력과 기억력, 그리고 연구하는 자세가 겸비된다면 여러분들은 열상승 비행을 통하여 항공 스포츠의 참맛을 느낄 수 있을 것입니다.



* 맺는말*
오랜 시간동안 여러분들은 대기의 대규모적인 움직임을 시작으로하여 중,소규모의 기상현상까지 조목조목 살펴 보았습니다. 그러나 여러분들이 알게된 사실조차도 실제의 일기현상이 변화되는 것에 비하면 소경이 코끼리를 더듬는 것이나 다름이 없습니다. 이미 강조한 바와같이 기상현상에 대한 많은 관심과 노력만이 이러한 차이를 조금이라도 좁힐 수 있는 길이 될것입니다. 노련한 항공 스포츠 비행자들은 약 30 % 의 기상지식 및 비행기량과 80 % 의 경험으로 비행을 한다고 합니다. 그러므로 오직 개별적인 사례에 대한 경험을 충분히 쌓아 나가면서 여러분들은 ꡔ걸어다니는 기상대ꡕ의 역할을 할 수 있을 것입니다.
이 글은 1 종의 기상논문과 6 종의 기상서적 및 2 종의 항공 스포츠 서적을 참고로 하여 쓰여졌습니다. 이 글의 내용은 항공 스포츠, 특히 행글라이더와 패러글라이더에 적합하도록 구성하였습니다. 그러나 동력 글라이더, 열기구 및 견인 글라이더에 관해서도 가능한 도움이 될만한 내용을 담으려 노력하였습니다. 내용중 학문적인 이론이 아직 성립되지 않았거나 사람마다 다른 주장을 하는 것은 가능한 합리적으로 설명이 가능한 것을 선택하였습니다. 스포츠용 항공기의 풍속과 속도의 단위는 km/h, m/sec, m/min 를 사용하였습니다. 이중, km/h 는 항공기의 상대속도, 지면속도, 풍속을 주로 나타내었으며, m/sec 는 매우 약한 풍속, m/min 는 상승,하강기류 및 글라이더의 상승속도를 나타내는데 사용되었습니다. 현재, 항공 스포츠인들 사이에서 이들 척도를 사용하는데 매우 혼란한 경우가 있지만, 우리나라에서는 미터법을 사용하고 있으므로 미터법에 익숙한 우리에게 더욱 적합하다고 하겠습니다.
여러분들이 보다 자세한 내용을 공부할 수 있도록 아래에 참고서적을 열거하기로 하겠습니다.

* 參考文獻 *

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大氣汚染問題 解決을 위한 微氣象學 洪 性吉, 崔 熙承 共著 新光出版社, 1992
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Klimatographie von Korea
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生活氣象과 日氣俗談 金 光植 著 鄕文社, 1979
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