16.2 Mountain Waves and Adverse Winds

16.2 Mountain Waves and Adverse Winds

 

대기는 움직이는 유체이다. 빠르게 흐르는 물살이 장애물을 지나면서 파도와 소용돌이를 만들어내듯 대기 또한 산악 지형과 상호작용하면서 교란을 발생시킨다. 이러한 대기의 소용돌이는 수 센티미터에서 수십 킬로미터나 수백 킬로미터에 이를 정도로 그 크기가 다양하며 조종사에게 비교적 부드러운 기류를 제공하거나 파괴적인 강도의 난기류를 발생시켜서 조종제어 상실로 이어질 가능성을 초래하기도 한다.

 

대기가 산악지역을 마주치게 되면 여러 가지 반응이 발생할 수 있다. 만약 바람이 약하거나 움직이는 기단의 밀도가 매우 높은 경우에는 산이 댐처럼 작용해서 공기가 장벽 너머로 이동하는 것을 막을 수 있다. 허나 대부분의 경우에는 강한 바람이 산이나 능선을 넘어가거나 그 주위를 돌아 흐른다. 만약 주변 대기가 불안정하면 공기의 수직 이동이 뇌우를 형성시키거나 적어도 깊은 대류 구름을 발달시킨다(단, 충분한 수증기가 존재하는 경우). 허나 바람이 충분히 강하고 주변 대기가 안정적이면 파동이 발생한다.

 

산이나 능선 위로 안정적인 기단이 수직 이동해서 발생하는 파동은 보통 두 가지 형태 중 하나를 취할 수 있다: vertically propagating mountain waves나 trapped lee waves. 두 유형의 파동 모두 항공기 운항에 위험할 수 있다. 형성되는 파동의 특정 유형이나 파동의 조합은 산맥의 특성, 그리고 풍상쪽 대기의 특성에 따라 달라진다. 두 가지 유형의 파동이 동시에 존재할 수도 있다. 두 유형이 혼합된 형태나 그 중간 형태(예를 들어 일부분만이 갇힌 파동)가 발생할 가능성 또한 존재한다.

 

가장 심한 산악 바람 현상은 종관규모 바람(synoptic wind)이 가장 강한 늦가을부터 초봄 사이에 발생한다. 종관규모 바람이 일반적으로 훨씬 약한 나머지 기간에는 뇌우와 뇌우로 인해 퍼져나가는 바람 영역이 산 주변에서 발생하는 위험한 바람과 연관될 가능성이 더 높다.

 

산으로 인해 발생하는 흐름 영역은 종종 시각적 지표(예를 들어 lenticular cloud, rotor cloud, 혹은 blowing dust)를 동반한다. 허나 항상 그런 것은 아니며 시각적 경고가 거의 없거나 전혀 없는 상태에서 극도로 심한 바람 현상이 발생할 수 있다.

 

16.2.1 Gravity Waves

 

gravity wave가 발생하기 위해서는 대기가 어느 정도의 정적 안정성을 최소한 갖추어야 한다. 안정적인 공기가 장애물에 의해 수직으로 이동하면(예를 들어 기단이 능선을 넘을 때) 공기가 수직 이동에 저항하게 되는데 이는 상승 도중 해당 공기가 주변 공기보다 무거워지고 중력이 해당 공기를 평형 고도(equilibrium level)로 되돌리려하기 때문이다. 안정적인 공기의 음성부력(negative buoyancy)으로 인해 공기는 능선을 넘자마자 기존의 고도로 되돌아가기 시작한다. 허나 안정적인 공기의 가속도로 인해 공기가 기존의 고도를 넘어가게 되며 이후 압축으로 인해 가열되어서 주변 공기보다 밀도가 낮아진다. 그 결과로 공기가 다시 상승하기 시작하고, 한 번 더 기존의 고도를 넘어가게 되며, 이로 인한 파동 운동이 감쇠되어서 사라지기 전까지 진동 기간을 거친다. 이 과정이 그림 16-1에 묘사되어 있다.

gravity wave는 측정 가능한 파장, 진폭, 위상 속도, 그리고 주기를 가진다. 이러한 대기 교란의 주기는 공기의 온도, 그리고 현재 존재하는 기온감률과 건조단열감률의 차이(즉, 대기 안정도)와 관련되어 있다. 일반적으로 고도 및 온도(기온감률)에 따른 종관규모 바람의 변화(wind shear), 공기가 타고 오르는 산이나 능선의 크기 및 형태, 그리고 능선에 대한 바람의 방향이 모두 복합적으로 작용해서 교란의 특성이 결정된다.

 

16.2.2 Kelvin-Helmholtz(K-H) Waves

 

급변풍(wind shear)이 매우 강한 경우에는 또 다른 유형의 파동이 발생할 수 있다. gravity-shear wave나 K-H wave라 불리는 이 파동들은 급변풍에 내재된 운동 에너지가 안정적인 기온감률의 감쇠 효과를 이겨낼 때 발생할 수 있다. 이 효과는 그림 16-2에 설명되어 있다.

대기층을 관통하는 급변풍이 약한 경우(약간의 급변풍은 거의 항상 존재함)에는 급변풍으로 인한 파동 움직임이 발생하지 않는다. 허나 급변풍의 강도가 임계값을 초과하게 되면 전단층 내에서 자연스럽게 파동 움직임이 시작되어서 K-H wave가 발생한다. 파동이 뒤집히고 난기류로 분해되기 전까지(마치 파도가 해안에서 부서지는 것처럼)는 파동의 진폭이 주변 바람장(wind field)의 운동 에너지와 함께 증가한다. 이로 인한 난기류는 항공기에 다양한 영향을 미칠 수 있다. 대기 중에서 gravity-shear wave와 관련된 구름을 종종 확인할 수 있다(그림 16-3 및 16-4 참조).

대기 중에서 K-H wave는 매우 흔히 발생한다. K-H wave는 뇌우 근처에서, 제트기류 근처 전단층 내에서, 그리고 강한 전단층에 의해 덮인 안정된 대기 영역(예를 들어 산의 풍하쪽에 위치한 차가운 공기 덩어리의 상단)과 연관되어서 형성될 수 있다. 사실 고고도의 강한 바람과 관련된 급변풍에 의해 발생하는 K-H instability는 산맥으로부터 떨어진 고고도 난기류(청천난기류)의 주요 원인일 가능성이 높다. 이러한 유형의 교란을 발생시키는 메커니즘은 미풍에 의해 나부끼는 깃발의 메커니즘과 비교될 수 있다. 깃발이 나부끼는 것은 깃발의 유연한 표면을 따라 작용하는 급변풍으로 인한 불안정성의 결과인데 이는 대기 중의 매우 안정적인(허나 얕은) 층을 통과하는 급변풍과 유사하다.

 

16.2.3 Vertically Propagating Mountain Waves

 

그림 16-5는 vertically propagating mountain wave의 개략도를 보여준다. 본질적으로 이 현상은 에너지가 수직으로 전파되는 standing gravity wave이다. 이러한 유형의 파동에서는 강한 급변풍이나 중립적으로 안정된 공기층과 같이 수직 전파를 방해하는 요소가 없다. 산(혹은 기타 장애물)의 상공을 이동하는 공기에서 파동이 발생하였다는 사실만으로 그 근처를 운항하는 항공기에게 문제가 생긴다고 단정할 수는 없다. 위험의 가능성은 파동의 강도, 그리고 파동의 일부가 난류 운동으로 “분해” 되었는지의 여부에 달려 있으며 심한 경우에는 항공기 부품의 구조적 손상이나 구조적 파괴로 이어질 수도 있다.

이러한 유형의 파동 현상에서는 산맥에 거의 수직으로 이동하는 공기가 위쪽으로 편향되고 산꼭대기를 넘어 풍하쪽 경사면을 따라 내려갈 때 가속된다. 그림 16-5에서 볼 수 있듯이 standing wave가 산 정상으로부터 수직 방향으로 발생하며 이로 인해 생성된 파동은 고도가 높아질수록 풍상쪽으로 기울어진다. 이와 같은 파동의 수직 전파는 산맥의 영향이 실제 산꼭대기보다 훨씬 높은 고도(때로는 60,000ft 너머)에서도 느껴질 수 있다는 것을 의미한다. 결과적으로 사실상 항공기가 어느 고도를 비행하던 상당한 난기류와 파동으로 인한 고도 이탈을 경험할 수 있다. 사실 이러한 유형의 파동이 가지는 진폭은 산으로부터의 고도가 높아질수록 증가한다(단, 위로 향하는 파동 에너지를 부분적으로 반사하거나 흡수하려는 강한 역전층이나 전단층과 같은 대기 현상이 없는 경우). 이렇게 진폭이 증가하는 것은 고도가 높아질수록 공기 밀도가 감소하는 현상에서 비롯된다.

 

풍상쪽 조건이 동일한 상태에서 산맥의 고도가 주변 지형보다 높을수록 파동의 진폭이 더 커진다. 허나 고도 차이가 아주 크지 않다 하더라도 적절한 조건에서는 상당한 파동이 발생할 수 있다. 또한 산꼭대기 고도에서 산을 가로지르는 바람 성분이 강할수록 파동의 진폭이 더 커지는 경향이 있다. 허나 실제 진폭은 풍상쪽 대기의 바람 및 온도 프로파일과 특정 산맥의 고도 및 모양 사이에서 만들어지는 복잡한 관계에 따라 달라진다. 대기 안정도가 동일한 조건에서 산맥을 가로지르는 흐름이 강할수록 파동이 더 깊어진다. 허나 풍속이 동일한 조건에서 대기 안정도가 클수록 파동이 더 얕아진다.

 

앞서 언급한 바와 같이 이러한 유형의 기상 현상에서 조종사가 가장 우려하는 것은 파동을 통과하는 공기의 수직 운동이 충분히 강해져서 난기류로 “분해”될 수 있다는 것이다.

 

그렇다면 “파동의 분해(wave breaking)”란 무엇을 의미하는가? 그림 16-5의 유선들을 다시 살펴보면 능선 상공 높은 곳에 상승기류 영역이 존재하는 것을 알 수 있다. 파동의 진폭이 아주 크지는 않은 경우(파동을 통과하는 공기의 수직 이동이 상대적으로 제한된 경우)에는 이 지역을 비행하는 항공기가 상당한 “파동의 작용”을 경험할 가능성이 있으며 고도 및/혹은 대기속도 변화가 동반되지만 난기류는 거의 발생하지 않는다. 허나 진폭이 충분히 큰 경우에는 파동이 분해되어서 국지적으로 상승기류와 하강기류가 발생한다. 이 지역을 통과하는 조종사는 대기속도 및 고도의 이탈을, 그리고 갑작스러운 severe/extreme turbulence를 경험하게 된다. 이러한 유형의 난기류는 보통 20,000ft ~ 39,000 MSL에서 발생하므로 터보프롭 항공기와 제트 항공기가 순항 도중 산악 지대에 접근하거나 이를 통과할 때 특히 중요하다.

 

보통 이러한 고고도 현상과 함께 동반되는 것이 있는데 바로 고고도에서 파동이 분해되면서 발생하는 매우 강한 지상풍이다. 이 경우 풍하쪽 경사면을 타고 내려오는 강한 바람이 100노트의 돌풍에 달할 수 있으며 이는 모든 항공기에 저고도 난기류 위험을 초래한다. 게다가 이 극도로 강한 저고도 바람은 종종 산의 풍하쪽 경사면을 따라 어느 정도 떨어진 지점이나 멀리 떨어진 지점에 위치한 “jump”에서 갑자기 사라진다. 이러한 특징들이 그림 16-6에 개략적으로 나타나 있다. jump 영역은 보통 지표면으로부터 10,000ft 너머까지 확장되는 extreme turbulence 영역이다. 때때로 jump 영역은 들쑥날쑥한 말린 구름(rotor cloud)들의 선으로 표시되기도 하며 이는 강한 난류 운동을 나타낸다. jump 지점의 풍하쪽에서는 난기류의 강도가 감소하지만 여전히 매우 강할 수 있다.

그림 16-7은 jump 현상의 개략도와 함께 뚜렷한 파동과 이와 관련된 강한 전단층을 보여준다. 전단층은 jump 현상에서 발견되는 난기류의 근원이다.

16.2.4 Trapped Lee Waves

 

이전 내용에서는 수직으로 전파(즉, 에너지가 전달)되는 산악파의 유형에 대해 논의하였다. 다음으로 살펴보는 산악파의 두 번째 유형은 종종 산의 풍하쪽 멀리까지 연장되는 렌즈형 고적운(Altocumulus Standing Lenticular[ACSL] clouds)의 긴 열로 나타난다(허나 trapped lee waves는 구름 없이 발생하는 경우가 많다). 이러한 파동은 이착륙, 그리고 FL 250 미만에서의 항로 비행에서 우려되는 요소이다. 이 파동과 관련된 렌즈형 구름(렌즈 모양이나 에어포일 모양의 구름)은 요동을 치는 것처럼 보이거나 매끈해 보일 수 있으며 풍상측 수분의 수직 분포에 따라 다층 구조로 형성되기도 한다. 이 구름들은 산맥의 풍하측에서 산맥과 평행하게 위치하는 비교적 곧은 선이나 띠 모양의(그리고 구름들 사이사이에 맑은 하늘이 존재하는) 형태로 나타난다.

 

이러한 구름 현상을 생성하는 파동을 종종 “trapped lee waves”라 부르는데 왜냐하면 파동 에너지가 특정 고도 미만으로 제한되기 때문이다. 이 에너지를 제한하는 메커니즘은 산등성이 위에 놓인 강한 급변풍이다. 바람이 좁은 산맥을 가로지르고, 산의 풍상쪽 능선 근처 층에서 풍속이 고도와 함께 급격히 증가하고 안정도가 매우 높으며, 이 위를 바람이 강하고 안정도가 낮은 층이 덮을 때 trapped lee waves가 발생할 가능성이 가장 높다.

 

그림 16-8은 trapped lee wave를 보여준다. 이러한 유형의 파동은 산의 풍하쪽으로 연장되지만 높은 고도로 발달하지 않고 풍상쪽으로 기울어지지 않는다는 점에서 그림 16-5의 vertically propagating wave와 대조된다.

이러한 유형의 파동은 고고도에서 breaking vertically propagating waves보다 난기류 위험이 적다. 왜냐하면 “trapping layer” 내에서 고도가 높아질수록 파동의 진폭이 감소하기 때문이다. trapping layer는 보통 산등성이의 정상부로부터 수천 피트 이내에 형성된다. 따라서 이 파동은 높은 고도까지 연장되지 않는다. 단, 대기 구조가 파동의 일부만을 가두는 경우에는 예외가 발생한다. 이는 파동을 가두는데 중요한 역할을 하는 급변풍 층이 파동을 완전히 가두는데 필요한 수준보다 약하거나 얕기 때문에 흔히 발생한다.

 

허나 낮은 고도에서는 trapped lee wave가 항공기에 강한 난기류를 일으킬 수 있다. 렌즈형 구름 아래에서는 바람이 상당히 가변적이고 돌풍이 불 수 있으나 보통 극도로 강하지는 않다. 지표면으로부터 구름의 하단까지 돌풍이 이어질 수 있으며 특히 봄과 여름의 낮 시간대에 하늘이 대체로 맑을 때 더욱 두드러진다.

 

trapped lee wave와 관련된 구름 하단은 보통 산등성이의 고도로부터 수천 피트 너머에 위치하며 구름 아래에서 moderate ~ severe turbulence를 마주하였다는 PIREP이 자주 보고된다. trapped lee wave와 관련된 난기류는 구름 아래에서 발생하는 수평 및 수직 전단풍과 관련이 있다.

 

이러한 유형의 파동에서는 보통 산맥의 풍하쪽 구름 하단 근처에 강한 전단층이 존재한다. 이 전단층은 산꼭대기 아래의 난류 후류(turbulent wake) 영역과 그 위에 놓인 빠른(그리고 구름을 지니는) 공기층을 분리시킨다. 구름층 내부의 경우 보통 구름 하단 근처에서는 난기류가 심한 반면 구름 상단 근처에서는 기류가 잔잔하다. 구름 그 자체도 내부의 난기류 수준을 어느 정도 나타낸다. 매끄럽고 층류처럼 보이는 가장자리와 상단은 난기류가 거의 없거나 전혀 없다는 것을 의미한다. 반면 울퉁불퉁하고 불규칙한 모양을 띠고 구름과 평행한 축을 중심으로 회전하는 듯한 시각적 움직임이 보이는 경우에는 난기류가 존재한다는 것을 의미한다.

 

파동의 일부인 큰 규모의 상승기류와 하강기류는 풍하쪽에 존재할 수도 있는 작은 규모의 난류 운동 위에 겹쳐진다. 파동에 의해 강한 바람이 수직으로 이동함에 따라 파동의 마루와 골에서 수평 바람의 vertical shear가 국지적으로 강화되어서 급변풍에 의한 난기류가 발생한다. 그림 16-9는 trapped lee wave와 관련된 렌즈형 구름을 보여준다. 파동의 상승하는 부분에서 수증기의 팽창 냉각 및 응결로 인해 발달한 구름의 내부 흐름이 층류 형태를 띠고 있음을 주목하라.

trapped lee wave와 연관된 이러한 구름의 회전 움직임은 풍하쪽을 향해 반복되며 각 구름의 띠는 파동의 마루와 일치한다.

 

16.2.5 Persistent Horizontal Roll Vortices(Rotors)

 

산악파가 존재하는 경우에는 산의 풍하쪽 능선 근처나 그 미만의 고도에서 파동의 마루 아래에, 그리고 이와 관련된 렌즈형 구름(단, 충분한 수분이 존재하는 경우)의 아래에 rotor zone이 발달되는 것이 매우 흔하다. 이 영역은 잠재적으로 severe ~ extreme 강도의 급변풍과 난기류가 발생하는 곳이다.

 

그림 16-10은 이 현상과 관련된 바람 흐름의 개략도를 보여준다. 이 그림을 보면 rotor는 보통 활강 강풍(downslope windstorm)의 풍하쪽 종료 지점을 나타낸다. 이 경우 rotor는 앞서 논의했던 “jump” 현상의 일부가 된다. 보통 rotor zone, 그리고 이와 연관된 구름 내부에는 강한 회전 움직임이 존재하지만 항공기의 조종사는 이 소용돌이에 상당히 가까워지기 전까지 해당 움직임을 감지하지 못할 수 있다. 사실상 말린 구름은 멀리서 보았을 때 다소 위험하지 않은 적운처럼 보일 수 있다. 허나 보통 말린 구름의 풍하쪽 부분이 rotor의 회전 방향을 향하여 둥그렇게 말리며 구름의 하단에 구름 자국이나 가느다란 띠가 나타난다.

여기에서 후자의 특징들은 빠르게 형성 및 소멸되는 것처럼 보이며 이로 인해 구름 내부에서 회전 움직임이 일어나고 있다는 인상을 준다.

 

rotor zone은 난기류와 조종제어 상실을 발생시킬 가능성이 있으므로 피해야 한다. rotor zone은 그 근처에서(특히 rotor의 풍상쪽에서) 난기류가 발생할 가능성이 높을 뿐만 아니라 rolling moment가 항공기의 roll authority를 초과하거나 그 외의 방식으로 조종제어 상실로 이어질 수 있기 때문에 중요한 문제로 여겨진다. rotors는 특히나 저고도에서(특히나 이착륙 도중. 왜냐하면 항공기 속도가 느리고 비교적 항력이 높은 외장으로 운영되기 때문) 매우 위험하다.

 

16.2.6 Smaller-Scale Hazards

 

다음과 같은 소규모 현상은 산 근처를 운항하는 항공기에게 특정 기상 위험을 초래한다.

 

16.2.6.1 Lee-Side Inversion with Shear Flow (Mountain-Induced Shear with No Wave Development)

 

산악지역에서 가끔 극도로 강한 저고도 기온역전이 발생할 수 있는데 이때 역전층의 상단이 산등성이의 고도(대략 900 ~ 1,000ft AGL) 아래에 위치하고 지표면에 매우 차가운 공기가 고여 있을 수 있다. 만약 이 현상이 역전층 상공의 강한 기류와 함께 발생하게 되면 역전층 근처에 급변풍 영역이 형성되어서 상승 도중 역전층을 통과하는 항공기나 하강 중인 항공기가 심한 난기류와 급격한 대기속도 변화를 겪을 수 있다. 이러한 상황은 특히 역전층 상공의 강한 기류 내에 상당한 산악파 활동이 존재할 때 발생한다. 이 경우 지표면에 형성된 차가운 공기와 그 위의 역전층이 강한 바람으로부터 지표면을 보호한다.

 

16.2.6.2 Non-Steady Horizontal Roll Vortices (Moving Horizontal Vortices)

 

능선을 가로지르는 강한 바람은 능선의 풍하쪽에 소용돌이를 발생시킬 수 있다(그림 16-11 참조). 이 소용돌이는 능선으로부터 풍하쪽으로 계속 이동하면서 최대 회전 강도에 도달한 후 서서히 소멸한다. 소용돌이가 지나가고 흐름이 다시 안정된 상태로 돌아오면 전단층 상단에서 K-H wave가 발생한다.

극심한 활강 강풍이 부는 동안에는 지표면에서 극심한 돌풍성 지상풍이 분다. 이러한 돌풍이 능선에 수직으로 이동하는 강한 종관규모 바람과 상호작용하면 소규모의 강한 horizontal vortices가 발생할 수 있다.

 

항공기가 강한 horizontal vortices의 근처를 비행하더라도 이들을 마주치지 않을 수도 있는데 왜냐하면 이 소용돌이들은 매우 국지적으로 발생하고 지속 시간이 짧으며 보통 구름을 동반하지 않기 때문이다. 반대로 몇몇 항공기들은 강력한, 허나 눈에 보이지 않는 소용돌이(마치 ‘horizontal tornado’라 묘사될 수 있는 소용돌이. 물론 실제 토네이도는 아님)를 마주할 수 있으며 이 소용돌이가 항공기에 강한 rolling moments와 국지적 난기류를 일으켜서 조종사로 하여금 항공기를 제어하지 못하게 만들 수 있다.

 

16.2.6.3 Intense Vertical-Axis Vortices

 

이전 내용에서 설명한 horizontal vortices와 유사한 현상으로 강력한, 지속 시간이 짧은, 그리고 토네이도와 비슷한 vertically oriented vortices가 있다. 이러한 소용돌이는 국지적으로 험준한 지형이나 고립된 산봉우리의 풍하쪽에서 형성될 수 있다(그림 16-12 참조).

이러한 소용돌이들은 뇌우와 관련이 없으므로 토네이도가 아니지만 풍속이 150kt 이상에 이를 수 있다. horizontal vortices와 마찬가지로 이처럼 강한 vertically oriented vortex를 시각적으로 확인할 수 있는 징후(즉, 눈에 보이는 구름)가 전혀 없을 수도 있다.

 

16.2.6.3.1 Dust Devils

 

사막의 남서부를 포함한 전 세계 대부분의 지역에서 발생하는 흔한 바람 현상으로 dust devil(때때로 whirlwinds라고도 불림)이 있다. 강한 지표면 가열로 생성되는 이 dust-filled vortices는 보통 토네이도보다 작고 강도가 약하다. dust devil의 일반적인 지름은 10 ~ 300ft이고 평균 높이는 약 500 ~ 1,000ft이다. 대부분의 지역에서 dust devil은 보통 몇 분 안에 사라지지만 북부 애리조나의 전형적인 사막에서는 높이가 수천 피트에 달하고 한 시간 이상 지속되기도 한다. 더 큰 dust devil의 풍속은 60mph 이상에 이를 수 있다. 비록 dust devil은 토네이도보다 작지만 먼지와 기타 잔해를 공중으로 들어올리기 때문에 여전히 파괴적일 수 있다. 강한 dust devil의 경로에 있는 작은 구조물들이 손상되거나 심지어 파괴될 수도 있다.

 

dust devil은 지표면 가열이 강하게 이루어지는 지역에서 발생하며 주로 서로 다른 지표면 유형(예를 들어 아스팔트와 흙, 혹은 관개된 평야와 흙길)의 경계에서 나타난다. dust devil은 보통 하늘이 맑고 바람이 약할 때(즉, 지표면이 지표면 바로 위에 놓인 공기보다 훨씬 높은 온도로 공기를 가열할 수 있을 때) 발생한다. 이는 매우 불안정한 상태이다. 왜냐하면 가열된 공기는 그 위에 놓인 차가운 공기보다 밀도가 낮고 가볍기 때문이다. 만약 지표면의 온도가 바로 위에 놓인 공기보다 훨씬 따뜻해지면 이 불안정 상태를 해소하기 위해 수직 방향으로 혼합이 일어난다. 지면이 충분히 가열되면 국부적인 공기 주머니가 그 위에 놓인 차가운 공기를 빠르게 뚫고 상승한다. 뜨거운 공기가 갑자기 상승하면 새로이 형성된 소용돌이의 바닥 안쪽을 향하여 공기가 수평 방향으로 유입되게 만든다. 이렇게 빠르게 상승하는 공기 주머니는 회전을 시작할 수 있으며 만약 이 공기 주머니가 수직 방향으로 계속 당겨지면 회전 속도가 증가한다. 수직 방향으로 당겨지면서 회전 속도가 증가하는 현상은 피겨스케이팅 선수가 팔을 몸 쪽으로 당길 때 회전 속도가 증가하는 현상과 유사하다. 상승하는 공기를 대체하기 위해 뜨거운 공기가 현재 발달중인 소용돌이를 향해 더 많이 유입되면서 회전 효과가 더 강화된다. 공기는 상승하면서 냉각되어 결국 소용돌이의 중심부를 통해 다시 하강한다. 최적의 조건에서는 소용돌이의 외벽을 따라 상승하는 뜨거운 공기와 소용돌이 내부에서 가라앉는 차가운 공기 사이에 균형이 발생한다. 그러면 dust devil은 지면을 가로질러서 이동하기 시작하며 점점 더 많은 먼지를 휘감아서 소용돌이가 두드러지게 되고 결국 dust devil이 눈에 보이게 된다. dust devil은 따뜻한 공기가 위쪽으로, 그리고 원형으로 이동하는 깔때기 모양의 굴뚝처럼 생겼다. 따뜻하고 불안정한 공기가 dust devil에 계속 공급되면 dust devil이 계속해서 지면을 가로질러 이동할 것이다. 허나 따뜻하고 불안정한 공기가 고갈되거나 그 외의 상황으로 인해 균형이 깨지면 dust devil이 붕괴되고 사라진다.

모든 dust devil이 쉽게 관측되는 것은 아니라는 점을 유의해야 한다. 몇몇 dust devil은 잔해를 전혀 가지고 있지 않거나 혹은 극히 적을 수 있다. 조종사는 최대한 dust devil을 피해야 한다. 조종사는 dust devil 속을 비행해서는 안 되며 이륙 지역과 착륙 지역을 잘 살펴야 한다.

16.2.6.4 Boras

 

Glossary of Meteorology에서 bora는 다음과 같이 정의된다: “기원이 되는 공기의 온도가 매우 차가운 치내림 바람(fall wind)으로 공기가 저지대나 해안에 도달하였을 때 해당 지역의 정상 온도 수준까지 공기를 가열하기에는 역학적 가열이 불충분해서 차가운 바람으로 나타나는 현상.” 산맥의 한쪽에 쌓인 차가운 공기는 종종 그 움직임이 차단된다. 허나 차가운 공기가 충분히 깊어지면 결국 산맥을 넘어 반대쪽 경사면을 따라 가속하며 내려오는데 그 속도가 80kt에 달하는 경우도 드물게 존재한다.

 

bora로 인해 하강 기류 근처에서 발생하는 저고도 바람과 난기류는 그 근처를 비행하는 항공기에게 심각한 위험 요소가 될 수 있다. 공기가 밀려드는 정확한 시기와 위치를 예측하기 어렵다는 점이 위험을 더욱 높인다. bora가 발생하는 주요 원인은 최소 두 가지이다: 1) 산맥과 평행하게 정렬된, 그리고 산맥을 수직으로 이동하는 한랭전선(cold front)으로 인해 차가운 공기가 결국 산맥을 넘는 경우. 2) 산맥 상공이나 근처의 뇌우에서 발생한 차가운 유출 기류가 충분한 깊이로 쌓여서 반대쪽 경사면을 따라 넘쳐흐르는 경우. 후자의 경우에는 지속 시간이 매우 짧고 예측이 매우 어렵다(강한 뇌우로 인한 바람은 보통 1시간미만으로 지속된다). 허나 한랭전선의 통과로 인해 동반되거나 뒤따르는 강한 활강풍은 수 시간 동안 지속될 수 있다. 이러한 바람의 초기 단계만이 bora나 fall-wind의 특성을 가지며 이후에는 고고도에서 파동이 분해되는 현상과 관련하여 심한 활강 강풍으로 발전하는 것으로 보인다. 따라서 이러한 바람은 지표면으로부터 수천 피트 이내뿐만 아니라 모든 고도에서 잠재적으로 위험해진다.

 

로키 산맥의 동쪽 경사면 일대에서(특히 콜로라도에서)는 전선이 통과하기 전에 풍하쪽에서 부는 매우 따뜻한 강풍을 chinook라 부른다. 반면 전선이 통과한 후에 풍하쪽에서 부는 차가운 강풍을 흔히 bora windstorms나 boras라 부른다. 따라서 이 지역에서 bora라는 용어는 차가운 활강풍의 초기 강풍과 그 이후에 발생하는 활강 강풍을 모두 의미할 수 있다. 동쪽 경사면에서 발생하는 boras의 경우 비행 전 브리핑 도중 해당 지역을 통과하는 강한 한랭전선이 존재하며(즉, 전선 뒤쪽에 차가운 공기가 존재하며) 전선이 빠르게(대략 30kt 이상으로) 이동하는 것은 boars를 나타내는 가장 좋은 징후이다. METAR에서 보고되는 지상 관측은 bora의 활동을 경고할 수 있다(특히 서쪽이나 북서쪽에서 불어오는 강하고 빠르게 변화하는 지상풍이 기온 감소와 함께 특별 관측에서 보고된 경우). gravity wave가 분해되는 징후를 무시해서는 안 된다. 서쪽 경사면에서 boras가 발생하는 경우는 드물며 보통 동쪽 경사면에 극도로 차가운 북극 공기가 많이 쌓인 상황과 연관된다.

 

16.2.6.5 Other Phenomena

 

앞서 설명한 소용돌이 현상 외에도 각각의 산봉우리나 험준한 바위, 혹은 산맥의 틈과 고개를 지나가는 강한 기류에 의해 소용돌이나 강한 전단층이 국지적으로 발생할 수 있다.

 

요점은 불규칙한 지형 근처를 지나가는 강한 바람이 서로 다른 크기 및 강도의 교란들을 많이 발생시킬 수 있으며 그중 상당수는 신뢰할만한 시각적 지표를 가지지 않는다는 것이다. 험준한 지형의 풍하쪽을 비행할 때 만약 능선에서의 풍속이 약 20kt를 초과한다면 이러한 교란의 존재를 의심해야 한다.

 

16.2.7 Visual Indicators of Orographic Wind Fields

 

그림 16-15는 산악파, 그리고 산악파와 연관될 수 있는 구름들의 개략도를 보여준다. 가장 독특한 구름은 날카로운 가장자리를 가진 렌즈 모양(혹은 아몬드 모양)의 렌즈형 구름이다. 풍상쪽 기류에 충분한 수분이 존재하면 산악파가 흥미로운 구름들을 형성할 수 있으며 여기에는 모자 구름(cap cloud), 렌즈형 권적운(Cirrocumulus Standing Lenticular[CCSL] cloud), ACSL, 그리고 말린 구름(rotor cloud)이 있다(그림 16-16 참조). 이러한 구름들은 산악파의 존재를 시각적으로 나타낸다. 허나 공기가 지나치게 건조한 경우에는 이러한 구름들이 나타나지 않을 수 있다.

 

(ATP: 구름을 생성하기에 충분한 수분이 산의 풍하쪽에 존재한다면 산악파와 관련하여 발생하는 가장 낮은 구름은 rotor clouds이다. 이는 standing wave의 각 마루 아래에 존재한다.)

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※ 다음은 항공기상 교재를 발췌한 내용이다.

 

나. 산악파와 관련된 구름

모자구름(cap cloud)	산맥 바로 정상에서 형성되는 구름으로 대부분 풍상측에 몰려있다. 이는 기류가 상승하면서 응결되어 생긴다. 모자구름은 산마루를 차폐하기 때문에 비행 중 항상 피해야 하며 산맥의 풍하면은 매우 위험한 지역이다.
말린구름(rotor cloud)	풍하측에 일렬로 늘어선 적운처럼 보이며 난기류를 가장 잘 보여주는 것이다. 이 구름은 거의 정체하며 상승기류로 형성되고 하강기류로 소산되는 과정을 반복한다. 말린구름 내부 및 그 하층이나 말린구름 풍하측의 하강기류 지역은 산악파에서 가장 위험한 지역이다.
렌즈구름(lenticular cloud)	렌즈모양의 구름으로서 말린구름과 같이 정체성이며 계속적으로 형성된다. 말린구름보다 고고도인 20,000ft 이상에서 형성되며 윤곽은 부드럽지만, 그 층의 기류에 요란이 있을 때는 구름의 끝 부분이 거칠게 보이기도 한다.

 

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