질소와 그 외 미량의 기체들이 대기의 79%를 차지하고 있다. 나머지 21%는 생명을 유지하는데 필요한 산소이다. 해수면에서의 대기압은 정상적인 성장, 활동, 그리고 생명을 유지할 만큼 충분히 높다. 허나 18,000ft에서는 산소의 분압이 감소하여 인체의 정상적인 활동 및 기능에 악영향을 미친다.
일반적인 사람들의 반사신경은 약 10,000ft에서 손상된다. 그러나 사람에 따라 5,000ft의 고도에서도 손상이 발생할 수 있다. 저산소증이나 산소 부족에 대한 생리적 반응은 서서히 발생하며 다양한 방식으로 사람들에게 영향을 미친다. 이러한 증상은 신체의 내성과 고도에 따라 가벼운 방향 감각 상실에서부터 완전한 무력화에 이르기까지 다양하다. 보조 산소나 객실 여압 시스템은 조종사가 더 높은 고도에서 비행하는 것을, 그리고 산소 부족의 영향을 극복하는 것을 돕는다.
공기는 고기압 영역에서 저기압 영역으로 흐른다. 왜냐하면 공기는 항상 더 낮은 압력을 찾기 때문이다. 대기압의 차이, 코리올리 힘, 마찰력, 그리고 공기 온도의 차이가 결합하여 두 가지 대기 운동을 발생시킨다: 대류(상하 이동)와 바람(수평 이동). 대류와 바람은 이륙, 착륙, 그리고 순항에 영향을 미치기 때문에 중요하다. 가장 중요한 것은 대류 및 바람, 혹은 대기 순환이 기상 변화를 일으킨다는 것이다.
Wind patterns
북반구에서는 고기압에서 저기압으로 향하는 공기 흐름이 오른쪽으로 편향된다. 이는 고기압 영역을 중심으로 시계 방향 순환을 만들어낸다. 이를 고기압성 순환(anticyclonic circulation)이라 부른다.저기압 영역에서는 이와 반대이다. 공기는 낮은 압력 쪽으로 흐르며 편향된다. 이는 반시계 방향 순환을 만들어낸다. 이를저기압성 순환(cyclonic circulation)이라 부른다. [그림 12-10]
(ATP: 코리올리 힘은 북반구에서 공기 흐름을 오른쪽으로, 그리고 남반구에서 공기 흐름을 왼쪽으로 편향시킨다. 때문에 남반구에서는 저기압을 중심으로 바람이 시계방향으로 분다.)
고기압 시스템은 일반적으로 건조한 하강 공기 영역이다. 이러한 이유로 좋은 날씨는 보통 고기압 시스템과 관련이 있다. 반면 저기압은 상승 공기 영역이다. 상승 공기를 대체하기 위하여 공기가 고기압에서 저기압으로 흐른다. 상승 공기는 보통 구름과 강수량을 증가시킨다. 따라서 나쁜 날씨는 일반적으로 저기압 영역과 관련이 있다.
(ATP: 건조하고 햇볕이 잘 드는 지역이 강렬한 지표면 가열로 인하여 상당히 따뜻해질 경우 thermal low라 불리는 저기압 영역이 생성된다. thermal low는 비교적 기압 경도가 약하며 명확한 cyclonic circulation을 가지지 않는다.)
고압 및 저압의 바람 패턴을 제대로 이해할 경우 비행 계획시 큰 도움이 될 수 있다. 왜냐하면 조종사가 유리한 바람(배풍)을 이용할 수 있기 때문이다. [그림 12-11] 서쪽에서 동쪽으로 향하는 비행을 계획할 때 고기압의 북쪽, 혹은 저기압의 남쪽을 지날 경우 유리한 바람을 맞이할 것이다. 되돌아오는 비행에서는 동일한 고기압 시스템의 남쪽, 혹은 저기압 시스템의 북쪽을 지날 경우 유리한 바람을 맞이할 것이다. 또한 비행경로를 따른 특정 지역에서 어떤 날씨가 예상되는지를 더 제대로 이해할 수 있다.
대규모의 대기 순환에 대한 순환 및 바람 패턴 이론은 정확하다. 그러나 국지적인 규모의 순환에 대한 변화는 고려하지 않는다. 지역적 조건, 지질학적 특징, 그리고 그 외의 변수들은 지구 표면 근처의 풍향 및 풍속을 바꿀 수 있다.
Convective Currents
경작된 땅, 바위, 모래, 그리고 척박한 땅은 태양 에너지를 빠르게 흡수하기 때문에 많은 양의 열을 발산할 수 있다. 반면 물, 나무, 그리고 그 외의 초목은 더 천천히 열을 흡수 및 발산하는 경향이 있다. 그 결과 공기의 불균형한 가열로 인해 대류라 불리는 국소 순환 영역이 만들어진다.
(ATP: 물에서는 일일 일교차가 10도에 불과하지만 육지에서는 최대 50도의 일교차가 발생할 수 있다.)
(ATP: 일교차는 24시간 동안의 온도변화를 의미한다. 최저 기온은 보통 일출 후에(때로는 일출로부터 1시간 후에) 발생한다.)
대류는 난기류를 유발한다. 이는 따뜻한 날씨에 낮은 고도에서 비행할 때 종종 경험된다. 저고도 비행 도중 포장도로나 척박한 장소에서 상승기류가 발생할 가능성이 높다. 하강기류는 보통 물, 혹은 광범위한 초목(예를 들어 나무들)에서 발생한다. 일반적으로 이러한 난기류 조건은 높은 고도로(심지어 적란운 층 이상으로) 비행함으로써 회피될 수 있다. [그림 12-12]
대류는 큰 수역(예를 들어 바다, 큰 호수, 혹은 그 외 상당한 물이 있는 지역)과 육지가 인접한 지역에서 특히 두드러진다. 주간에는 땅이 물보다 빠르게 가열된다. 따라서 땅 위의 공기가 더 따뜻해지고 밀도가 낮아져서 상승한다. 그런 다음 물로부터 유입되는 차갑고 밀도 높은 공기로 대체된다. 이는 해풍(seabreeze)을 일으킨다. 반대로 밤에는 땅이 물보다 빨리 식어서 공기도 빠르게 식는다. 이 경우 물 위의 따뜻한 공기가 상승한다. 그런 다음 땅의 차갑고 밀도 높은 공기로 대체된다. 이는 육풍(landbreeze)을 일으킨다. 이는 국부적인 바람 순환 패턴을 반대로 만든다. 지표면의 불균등한 가열이 존재한다면 어디서든 대류가 발생할 수 있다. [그림 12-13]
(ATP: 산바람은 katabatic wind, 혹은 mountain wind라 불린다. 이는 차갑고 무거운 공기가 경사면을 타고 내려가면서 전방의 따뜻하고 가벼운 공기를 대체하면서 형성된다. 차갑고 무거운 공기는 경사면을 타고 내려가면서 단열 가열 및 건조된다. 왜냐하면 기압의 증가로 인한 압축 때문이다. 골바람은 anabatic wind, 혹은 valley wind라 불린다. 이는 차갑고 무거운 공기가 경사면을 타고 올라가면서 전방의 따뜻하고 가벼운 공기를 대체하면서 형성된다.)
지면 근처의 대류는 조종사의 항공기 제어 능력에 영향을 미칠 수 있다. 예를 들어 final approach 도중 초목이 없는 지역의 상승 공기가 때때로 ballooning effect를 만들어낸다. 이는 의도하였던 착륙 지점을 overshoot 하게 만들 수 있다. 반면 넓은 수역이나 울창한 초목 지역 상공에서 접근하는 도중에는 sinking effect가 발생할 수 있다. 이를 조심하지 않을 경우 조종사는의도하였던 착륙 지점에 못미쳐서 착륙할 수 있다. [그림 12-14]
Effect of Obstructions on Wind
조종사에게 문제를 일으킬 수 있는 또 다른 대기 위험이 존재한다. 지상의 장애물은 바람의 흐름에 영향을 미친다. 이는 보이지 않는 위험이 될 수 있다. 지상의 지형과 큰 건물들은 바람의 흐름을 분산시켜 돌풍(gust)을 일으킬 수 있다. 이러한 장애물은 인공 구조물(예를 들어 격납고)에서부터 커다란 자연 장애물(예를 들어 산, 절벽, 혹은 협곡)에 이르기까지 다양하다. 큰 건물이나 자연 장애물이 활주로 근처에존재하는 공항으로부터 입출항을 수행하는 경우 특히 주의해야 한다. [그림 12-15]
지상 장애물과 관련된 난기류의 강도는 장애물의 크기, 그리고 바람의 초기 속도에 따라 달라진다. 이는 항공기의 이착륙 성능에 영향을 미칠 수 있으며 매우 심각한 위험을 초래할 수 있다. 접근 도중 난기류로 인해 항공기가 “drop in” 할 수 있으며 그 결과장애물을 회피하기엔 너무 낮아질 수 있다.
이와 같은 상황은 산악 지역을 비행할 때 더욱 두드러진다. [그림 12-16] 산의 windward side(바람이 부는 쪽) 위로 바람이 부드럽게 흐르는 동안 상승기류는 항공기가 산의 정상으로 향하도록 돕는다. 반면 산의 leeward side(바람 불어가는 쪽) 아래로 흐르는 공기는 지형의 윤곽선을 따라 흘러서 점점 난기류를 일으킨다. 이는 항공기를 산 쪽으로 밀어 넣는 경향을 발생시킨다. 바람이 강할수록 아래로 향하는 압력과 난기류가 커진다.
지형이 계곡이나 협곡의 바람에 미치는 영향으로 인하여 하강기류가 심할 수도 있다. 산악 지형에 익숙하지 않은 조종사는 산악 지형에서 비행을 수행하기 전에 mountain qualified flight instructor로부터 확인을 받는 것이 도움이 된다.
Low-Level Wind Shear
wind shear는 매우 작은 범위에서 풍속 및/혹은 풍향이 갑작스럽게 변화하는 것이다. wind shear는 항공기에 격렬한 상승기류/하강기류를, 그리고 급격한 수평 움직임 변화를 가할 수 있다. wind shear는 모든 고도에서 발생할 수 있다. 허나 low-level wind shear가 특히나 위험하다. 왜냐하면 항공기가 지면에 매우 근접해있기 때문이다. low-level wind shear는 일반적으로 전선 시스템의 통과, 뇌우, 기온 역전, 그리고 강한 상층풍(25노트 이상)과 관련이 있다.
wind shear는 항공기에 위험하다. 이는 항공기의 성능을 빠르게 변화시킬 수 있으며 정상 비행 자세에도 지장을 줄 수 있다. 예를 들어 배풍이 정풍으로 빠르게 변화하면 대기속도와 성능이 증가한다. 반대로 정풍이 배풍으로 변화하면 대기속도와 성능이 감소한다. 조종사는 항공기 제어를 유지하기 위해 이러한 변화에 즉시 대응할 준비가 되어 있어야 한다.
가장 심한 유형의 low-level wind shear는 microburst이다. 이는 구름 하단으로부터 건조한 공기를 향해 내리는 대류성 강수와 관련되어 있다. microburst는 지표면에 내리는 강렬한 빗줄기를 통해 확인될 수 있다. 허나 구름 하단의 미류운(virga), 그리고 고리모양으로 흩날리는 먼지가 유일한 시각적 단서인 경우가 많다. 일반적인 microburst의 수평 지름은 1 ~2마일이고 1,000ft의 높이를 가진다. 마이크로버스트의 수명은 약 5 ~15분이다. 이 시간 동안 최대 6,000fpm의 하강기류가, 그리고 30 ~90노트의 정풍 손실이 발생하여 성능이 심각하게 저하될 수 있다. 이는 또한 강한 난기류, 그리고 엄청난 풍향 변화를 일으킬 수 있다. [그림 12-17] 의도치 않게 microburst를 향하여 이륙하였다면 비행기는 먼저 정풍(성능 향상)을 경험할 것이고(1), 이후 하강기류(성능 감소)를 경험할 것이며(2), 마지막에는 급격한 배풍 증가를 경험할 것이다. 이로 인해 비행기가 지면에 충돌할 수도 있다(4). 접근 도중 이를 마주하는 경우에도 동일한 일련의 바람 변화가 발생하며 비행기가 활주로에 미치지 못하게 만들 수 있다.
wind shear는 모든 고도의 모든 조종사에게 영향을 미칠 수 있다는 것을 기억해야 한다. wind shear가 보고될 때도 있지만 이는 종종 감지되지 않은 채로 존재한다. 항상 wind shear의 가능성에 주의해야 한다(특히 뇌우와 전선 시스템의 내부나 그 주변을 비행하는 경우).
Wind and Pressure Representation on Surface Weather Maps
지상 일기도는 전선, 고기압/저기압 영역, 그리고 각 관측소에서의 지상풍 및 기압 정보를 제공한다. 이러한 유형의 일기도는 전선과 기압 시스템의 위치를 나타낸다. 그러나 더 중요한 것은 이는 각 위치에 대한 지상의 바람 및 기압을 나타낸다는 것이다. 지표면 분석 및 일기도에 대한 자세한 내용은 Chapter 13, Aviation Weather Services를 참조한다.
바람은 station location circle에 부착된 화살표를 통해 보고된다. [그림 12-18] station circle은 화살표의 머리를 나타내며 이는 바람이 부는 방향을 가리킨다. 바람은 불어오는 방향 쪽으로 기술된다. 따라서 북서풍은 바람이 북서쪽에서 남동쪽으로 불고 있음을 의미한다. 풍속은 풍속 선에 놓인 미늘이나 깃발로 표시된다. 각 미늘은 10노트의 속도를, 그리고 각 깃발은 50노트의 속도를 나타낸다.
각 관측소의 기압이 mb 단위로 기록된다. 차트에 그려진 등압선은 동일한 기압의 선을 나타낸다. 이러한 선은 거리에 따른 기압 경도(혹은 기압 변화)를 나타낸다. [그림 12-19] 등압선은 지형도의 등고선과 유사하다. 예를 들어 서로 가까이 위치한 등압선들은 급격한 기압 변화를, 그리고 강한 바람을 나타낸다. 반면 서로 멀리 떨어진 등압선들은 완만한 기압 변화를, 그리고 가벼운 바람을 나타낸다. 등압선은 저기압/고기압 시스템뿐만 아니라 기압골/기압마루의 위치를 식별하는데에도 도움이 된다. 고기압은 낮은 기압으로 둘러싸인 높은 기압 영역이다. 저기압은 높은 기압으로 둘러싸인 낮은 기압 영역이다. 기압마루(ridge)는 고기압이 길게 연장된 지역을, 그리고 기압골(trough)은 저기압이 길게 연장된 지역을 의미한다.
등압선은 지표면으로부터 몇 천 피트 상공에서의 바람에 대한 귀중한 정보를 제공한다. 지면과 가까운 곳에서는 마찰에 의해 풍향/풍속과 코리올리 힘이 감소한다(허나 기압 경도력이 감소하지는 않음). 이는 바람이 등압선을 가로질러 저기압으로 향하도록 만든다. 그러나 지표면으로부터 2,000 ~3,000ft 상공에서는 풍속이 빨라지며 풍향은 점점 등압선에 평행해진다.
※ 다음은 네이버 지식백과를 발췌한 내용이다.
기압 경도력의 방향은 고기압에서 저기압쪽으로 작용한다. 크기는 두 지점 사이의 거리에 반비례한다. 대기권에서 기압은 높이 올라갈수록 낮아지므로, 아래쪽의 압력이 위쪽보다 커서 이 공기덩어리는 아래에서 위로 힘을 받는데 이 힘은 공교롭게 중력과 평형을 이룬다. 이를 정역학 평형이라고 한다. 기압경도력은 연직 성분의 기압경도력과 수평 성분의 기압경도력으로 힘을 분해할 수 있지만 연직 성분의 기압경도력이 중력과 평형을 유지 하므로 일반적으로 기압경도력을 말할 때는 수평 성분의 기압경도력을 말한다.
두 등압선의 기압차가 일정할 때 등압선이 조밀한 곳일수록 기압경도력이 크므로 바람이 강하고, 등압선이 느슨한 곳에서는 바람이 약하다. 기압경도력(f)은 f = 1/ρ × ΔP/ΔH (ρ은 운동하는 공기의 밀도, ΔH 두 지점간의 거리, ΔP는 두 지점간의기압차)로 표시한다. 기압경도력은 정지 상태의 공기가 움직이게 되는(바람이 부는) 근본적인 원인이 되는 힘이다.
일반적으로 2,000ft(AGL)에서의 바람은 지상풍으로부터 20 ~ 40도 오른쪽으로 향하며 풍속은 더 높다. 풍향의 변화는 거친 지형에서 가장 크고 평평한 표면에서(예를 들어 탁 트인 수역) 가장 작다. 상층풍에 대한 정보가 없다면 이러한 rule of thumb를 통해 지표면으로부터 수 천 피트 상공의 바람을 대략적으로 추정할 수 있다.
대기의 안정성은 수직 운동에 저항하는 능력에 달려 있다.안정된 대기는 수직 운동을 어렵게 만든다.이는 공기의 자그마한 수직 운동을 감쇠시켜 사라지게 만든다.불안정한 대기는 공기의 자그마한 수직 운동을 더 커지게 만들어 난기류와 대류 활동을 발생시키는 경향이 있다.불안정한 대기는 상당한 난기류,광범위한 수직 구름,그리고 악기상으로 이어질 수 있다.
(ATP: 주변 온도의 기온 감소 속도, 그리고 상승 공기의 단열 냉각 속도 사이의 차이에 의해 공기의 안정성이 결정된다. 예를 들어 지표면 가열이나 고고도 냉각은 공기를 불안정하게 만드는 경향이 있는 반면 지표면 냉각이나 고고도 가열은 공기를 안정적이게 만드는 경향이 있다.)
(ATP: 고도가 증가하여도 공기 온도가 변화하지 않거나 약간만 변화한다면 공기는 안정적이다.)
(ATP: 안정적인 공기는 대류에 저항한다. air pacel이 들어 올려질 경우 이는 주변 공기보다 차가워진다. 때문에 들어 올리는 힘이 사라지면 air pacel은 원래의 위치로 되돌아간다. 안정적인 공기는 저절로 대류를 만들지 못한다.)
상승 공기는 팽창 및 냉각한다. 왜냐하면 고도 증가에 따라 기압이 감소하기 때문이다. 하강 공기의 경우에는 그 반대이다. 기압이 증가함에 따라 공기가 압축되어 온도가 증가한다. 단열 가열(Adiabatic heating)과 단열 냉각(adiabaticcooling)은 외부로부터의 열 출입 없이 발생하는 이러한 온도 변화를 설명하는데 사용되는 용어이다.
단열 과정은 상승 공기와 하강 공기에서 발생한다. 더 낮은 기압의 영역으로 공기가상승할 경우 이는 더 큰 부피로 팽창한다. 공기 분자들이 팽창함에 따라 온도는 낮아진다. 따라서 공기 덩어리가 상승하면 압력은 감소하고, 부피는 증가하며, 온도는 감소한다. 공기가 하강하는 경우에는 이와 반대이다. 고도 증가에 따라 온도가 감소하는 비율을 기온감률이라 부른다. 공기가 대기로부터 상승할 때의 평균 온도 변화율은 1,000ft 당 섭씨 2도(화씨 3.5도)이다.
수증기는 공기보다 가볍다. 따라서 수분은 공기 밀도를 감소시켜 공기를 상승시킨다. 반대로 수분이 줄어들면 공기 밀도가 높아져서 가라앉는 경향이 발생한다. 습한 공기는 더 느린 비율로 냉각되기 때문에 일반적으로 건조한 공기보다 덜 안정적이다. 왜냐하면 습한 공기가 주변 공기 온도로 냉각되기 위해선 건조 공기보다 더 높이 상승해야하기 때문이다. 건조 단열 감률(불포화 공기)은 1,000ft 당 섭씨 3도(화씨 5.4도)이다. 습윤 단열 감률은 1,000ft 당 섭씨 1.1 ~2.8도(화씨 2 ~5도)이다.
(ATP: 포화 공기가 내리막을 이동하는 경우에는 건조 공기보다 온도가 느리게 상승한다. 왜냐하면 물의 기화를 위해 "기화열"이 사용되면서 공기가 냉각되기 때문이다.)
수분과 온도의 조합은 공기의 안정성, 그리고 이로 인한 기상을 결정한다. 시원하고 건조한 공기는 매우 안정적이며 수직 운동에 저항한다. 이는 좋은 날씨로 이어진다. 가장 큰 불안정성은 공기가 축축하고 따뜻할 때 발생한다(마치 여름의 열대 지방처럼). 일반적으로 이러한 지역에서는 주변 공기의 불안정성으로 인해 뇌우가 매일 발생한다.
Inversion
대기 중에서 공기가 상승 및 팽창하면 온도는 감소한다. 그러나 이러한 전형적인 대기 패턴을 변화시키는 이상 현상이 발생할 수도 있다. 공기의 온도가 고도에 따라 상승하는 경우에는 기온 역전이 존재한다. 역전층은 얕고 안정적이며 보통 지면에 가까이 존재한다. 공기의 온도는 특정 지점(역전층의 상단)까지 고도에 따라 증가한다. 이 층의 상단에 있는 공기는 오염 물질과 기상을 아래에 가두어두는 뚜껑 역할을 한다. 공기의 상대습도가 높으면 구름, 안개, 연무, 혹은 연기가 형성되서 역전층 내의 시정이 저하될 수 있다.
(ATP: 기온 역전은 모든 고도에서 발생할 수 있으며 특히 성층권(stratosphere)에서 흔히 발생한다.)
(ATP: 연무[haze]는 바람에 의해 사라지거나, 혹은 낮 동안의 가열로 인한 대류 운동에 의해 더 높은 고도로 확산될 수 있다. 연무는 안정된 대기에서 발생하며 보통 수천 피트의 두께를 가지지만 때로는 15,000ft까지 확장될 수 있다. 연무 상공에서의 downward visibility는 좋지 못하다. 연무가 있을 때 태양을 향하여 착륙하는 것은 보통 위험하다.)
surface-based temperature inversions는 지구 복사로 인해 지면의 온도가 낮아짐에 따라 지면 근처의 공기가 냉각되는 맑고 시원한 밤에 발생한다. 표면으로부터 수백피트 이내의 공기는 그 위의 공기보다 더 차가워진다. frontal inversion은 따뜻한 공기가 차가운 공기층 위로 퍼지거나, 혹은 차가운 공기가 따뜻한 공기 층 아래로 밀려날 경우에 발생한다.
(ATP: low-level temperature inversion wind shear가 발생하기 위해선 지표면 근처의 잔잔한 바람과 역전층 윗부분의 강한 바람이 필요하다.)
Moisture and Temperature
대기는 본래 수증기의 형태로 수분을 포함한다. 대기 중에 존재하는 수분의 양은 공기의 온도에 따라 달라진다. 온도가 화씨 20도 증가할 때마다 공기가 보유할 수 있는 수분의 양이 두 배가 된다. 이와 반대로 화씨 20도가 감소하면 용량이 절반으로 줄어든다.
물은 대기 중에 세 가지 상태로 존재한다: 액체, 고체, 그리고 기체. 세 가지 상태 모두 쉽게 다른 상태로 변화할 수 있다. 그리고 이들은 모두 대기의 온도 범위 내에 존재한다. 물이 한 상태에서 다른 상태로 변화할 때 열 교환이 일어난다. 이러한 변화는 기화, 액화, 융해, 응고, 혹은 승화를 통해 이루어진다. 수증기는 기화와 승화 과정에 의해서만 대기 중에 더해진다.
기화는 액체 상태인 물을 수증기로 바꾸는 것이다. 수증기가 형성될 때 이는 이용 가능한 가까운 원천으로부터 열을 흡수한다. 이러한 열 교환이 바로 기화열(latent heat of evaporation)이다. 좋은 예시는 바로 땀의 기화이다. 몸에서 열이 추출될 때 느껴지는 시원한 감각이 그 효과이다. 승화는 얼음이 액체 단계를 무시하고 수증기로 직접 변화하는 것이다. 드라이아이스는 비록 물이 아닌 이산화탄소로 이루어져 있지만 이는 고체가 증기로 직접 변화하는 승화의 원리를 보여준다.
Relative Humidity
습도는 대기에 존재하는 수증기의 양을 나타낸다. 상대습도란 특정 온도에서 공기가 유지할 수 있는 총 수분량에 대비한 실제 수분량이다. 예를 들어 상대 습도가 65%인 경우 이는 공기가 해당 온도 및 압력에서 유지할 수 있는 총 수분량의 65%를 보유하고 있음을 의미한다. [그림 12-20]
Temperature/Dew Point Relationship
이슬점과 온도 사이의 관계가 상대습도의 개념을 규정한다. 이슬점은 공기가 더 이상 수분을 보유할 수 없는 온도이다. 공기의 온도가 이슬점까지 떨어지면 공기는 완전히 포화된다. 그리고 수분은 안개, 이슬, 서리, 구름, 비, 혹은 눈의 형태로 공기 중에서 액화되기 시작한다.
습하고 불안정한 공기가 상승하여 온도와 이슬점이 같은 지점에 도달할 때 구름이 종종 형성된다. 불포화 공기가 상승할 때 온도는 1,000ft 당 화씨 5.4도로 냉각되고 이슬점 온도는 1,000ft 당 화씨 1도로 감소한다. 따라서 온도와 이슬점은 화씨 4.4도(섭씨 2.2도)의 속도로 수렴된다. 보고된 온도와 이슬점으로부터 수렴 속도를 적용하여 구름 하단의 높이를 결정한다.
지표면의 외기 온도가 화씨 85도이고 이슬점이 화씨 71도일 경우 그 차이는 14도이다. 온도와 이슬점의 차이를 화씨 4.4도(섭씨 2.2도)로 나눈 후 1,000을 곱하여 구름 하단의 대략적인 높이를 결정한다.
Methods by Which Air Reaches the Saturation Point
온도와 이슬점이 근접한 상태에서 공기가 포화점에 도달하면 안개, 낮은 구름, 그리고 강수가 형성될 가능성이 높다. 공기가 포화점에 도달할 수 있는 네 가지 방법이 있다. 첫 번째로는 따뜻한 공기가 차가운 표면 위를 이동할 때 공기 온도가 떨어져서 포화점에 도달하는 것이다. 두 번째는 찬 공기와 따뜻한 공기가 혼합될 때 포화점에 도달하는 것이다. 세 번째는 공기가 차디찬 지면과 접촉하여 냉각될 때 포화점에 도달하는 것이다. 네 번째는 공기가 대기 중에서 상승하는 것이다.
(ATP: 공기의 상승으로 인한 팽창 및 냉각이 구름 형성의 주요 원인이다.)
공기가 상승하면 이는 팽창하기 위해 열에너지를 사용한다. 그 결과 상승 공기는 빠르게 열을 잃는다. 불포화 공기는 고도가 1,000ft 증가할 때마다 섭씨 3.0도(화씨 5.4도)의 속도로 열을 잃는다. 포화된 공기는 구름, 비, 혹은 그 외 중요한 기상 상황을 발생시킨다.
Dew and Frost
시원하고 맑은 고요한 밤에는 지표면의 온도, 그리고 지표면의 물체가 주변 공기의 온도를 이슬점 아래로 떨어뜨릴 수 있다. 이 경우 공기 중의 수분이 응축되어 땅, 건물, 그리고 그 외 물체들(예를 들어 항공기)에 놓인다. 이러한 수분이 이슬(dew)이다. 이슬점이 영하인 경우에는 이슬 대신 서리(frost)가 발생한다. 이슬은 항공기에 위협이 되지 않는다. 그러나 서리는 분명한 비행 위험을 내포한다. 서리는 날개 위의 공기 흐름을 방해하여 양력 생산을 크게 감소시킬 수 있다. 이는 또한 항력을 증가시킨다. 항력 증가와 양력 감소가 조합될 경우 이륙 능력에 악영향을 미칠 수 있다. 비행 전에 항공기의 서리를 철저히 제거해야 한다.
Fog
안개는 지표면에 놓인 구름이다. 이는 일반적으로 지면 근처의 공기 온도가 공기의 이슬점까지 냉각될 때 발생한다. 이때 공기 중의 수증기가 액화되어 안개의 형태로 보이게 된다. 안개는 그 형성 방식에 따라 분류된다. 이는 현재 온도, 그리고 공기 중 수증기의 양에 따라 달라진다.
비교적 바람이 거의 불지 않는 맑은 밤에는 복사안개(radiation fog)가 발생할 수 있다. [그림 12-21] 이는 일반적으로 저지대에서 형성된다(예를 들어 산골짜기). 이러한 종류의 안개는 지구복사로 인해 땅이 빠르게 식어 주변 공기 온도가 이슬점에 도달할 때 발생한다. 해가 뜨고 기온이 올라가면 복사안개가 상승하여 결국 소멸된다. 바람이 증가하면 복사안개가 소멸하는 속도 또한 빨라진다. 복사안개의 두께가 20ft 미만이면 이를 땅 안개(ground fog)라 부른다.
(ATP: 복사 안개는 항상 육지에서만 형성된다. 왜냐하면 수면은 야간복사에 의해 거의 냉각되지 않기 때문이다.)
(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")
따뜻하고 습한 공기가 차가운 표면 위로 이동할 경우 이류 안개(advection fog)가 발생할 가능성이 높다. 이류안개의 형성을 위해서는 바람이 필요하다. 최대 15노트의 바람은 안개를 형성 및 강화시킨다. 15노트를 초과하는 속도에서는 일반적으로 안개가 상승하여 낮은 층운을 형성한다. 차가운 육지 위로 해풍이 불어올 수 있는 해안 지역에서 이류안개가 흔하다.
(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")
활승안개(upslope fog)는 습하고 안정적인 공기가 경사진 지형(예를 들어 산맥)을 통해 강제로 상승할 때 발생한다. 이러한 유형의 안개 또한 형성 및 지속을 위해 바람을 필요로 한다. 활승안개와 이류안개는 복사안개와는 달리 아침 햇살로 인해 소멸되지 않고 며칠 동안 지속될 수 있다. 활승안개는 또한 복사안개보다 더 높은 곳까지 확장될 수 있다.
(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")
증기안개(steam fog), 혹은 바다안개(sea smoke)는 차갑고 건조한 공기가 따뜻한 물 위로 이동할 때 형성된다. 물이 증발할 때 이는 상승하여 증기와 유사해진다. 이러한 형식의 안개는 일 년 중 가장 추운 시기에 물 위에서 흔히 발생한다. low-level turbulence와 착빙은 일반적으로 증기안개와 연관되어 있다.
(출처: 네이버 블로그 "KS서울날씨청")
얼음안개(ice fog)는 기온이 영하보다 훨씬 떨어져서 수증기가 곧장 빙정으로 형성될 때 발생한다. 얼음안개의 형성에 유리한 조건은 복사 안개와 동일하다(단, 일반적으로 화씨 영하 25도 이하의 추운 온도임을 제외).이는 주로 북극 지방에서 발생한다. 허나 중위도 지역의 추운 계절에서도 발생한다.
(ATP: 상대적으로 따뜻한 rain이나 drizzle이 차가운 공기중에 내릴 경우 precipitation-induced fog가 발생한다. 이러한 안개는 넓은 지역에 걸쳐 확대될 수 있다.)
Clouds
구름은 눈에 보이는 지표이며 종종 차후의 기상을 나타낸다. 구름이 형성되기 위해서는 충분한 수증기와 응결핵, 그리고 공기를 냉각시킬 수 있는 방법이 있어야 한다. 공기가 냉각되고 포화점에 이르면 보이지 않았던 수증기가 눈에 보이는 상태로 변화한다. 승화 및 액화 과정을 통해 수분은 작은 입자들(응결핵으로 알려진 먼지, 소금, 그리고 연기와 같은 물질) 위로 승화 및 액화된다. 응결핵은 수분이 한 상태에서 다른 상태로 변화하는 수단을 제공하기 때문에 중요하다.
구름의 유형은 높이, 모양, 그리고 특성에 따라 결정된다. 이들은 그 하단의 높이에 따라 low, middle, high, 혹은 vertical cloud로 분류된다. [그림 12-22]
하층운(low cloud)은 지구 표면 근처에서 형성되어 약 6,500ft AGL까지 확장되는 구름이다. 이들은 주로 물방울로 구성되어 있지만 과냉각 물방울을 포함할 수도 있다. 과냉각 물방울은 항공기 착빙을 유발하는 위험 요소이다. 일반적인 하층운은 층운(stratus), 층적운(stratocumulus), 그리고 난층운(nimbostratus)이다. 안개 또한 하층운의 한 종류로 분류된다. 이러한 구름들은 낮은 ceiling/visibility를 만들어낸다. 이는 또한 빠르게 변화할 수 있다. 따라서 이러한 구름들은 비행 계획에 영향을 미치며 VFR(visual flight rules) 비행을 불가능하게 만들 수 있다.
(ATP: 층운은 난기류가 거의 없는 것으로 알려져 있다. 허나 기온이 영하 근처로 떨어질 경우 심각한 착빙 문제가 발생할 수 있다.)
중층운(middle cloud)은 약 6,500ft AGL에서 형성되어 20,000ft AGL까지 연장된다. 이들은 물, 빙정, 그리고 과냉각 물방울로 구성되어 있다. 일반적인 중층운에는 고층운(altostratus)과 고적운(altocumulus)이 포함된다. 높은 고도에서의 cross-country 도중 이러한 유형의 구름들을조우할 수 있다. 고층운은 난기류를 생성할 수 있으며 moderate icing을 포함할 수 있다. 고적운 또한 light turbulence와 light icing을 포함할 수 있다. 고적운은 보통 고층운이 쪼개질 때 형성된다.
고층운(high cloud)은 20,000 AGL 너머에서 형성된다. 이는 일반적으로 안정된 공기에서만 형성된다. 고층운은 빙정으로 이루어져있다. 이들은 난기류나 착빙에 대한 위험이 되지는 않는다. 일반적인 고층운은 권운(cirrus), 권층운(cirrostratus), 그리고 권적운(cirrocumulus)이다.
수직으로 광범위하게 발달한 구름은 적운(cumulus cloud)이다. 이는 탑적운(towering cumulus), 혹은 적란운(cumulonimbus)을 형성한다. 이러한 구름의 하단은 하층운 ~ 중층운 영역에서 형성된다. 허나 이는 높은 고도의 구름층까지 확장될 수 있다. 탑적운은 불안정한 대기 영역을 나타낸다. 그리고 이 주변과 내부의 공기는 난기류이다. 이러한 종류의 구름은 종종 적란운이나 뇌우로 발달한다. 적란운은 많은 양의 수분과 불안정 공기를 포함하고 있다. 이는 일반적으로 위험 기상 현상(예를 들어 번개, 우박, 토네이도, 돌풍, 그리고 wind shear)을 발생시킨다. 이러한 광범위한 수직 구름이 다른 구름에 의해 가려질 경우 지상이나 공중에서 보이지 않을 수도 있다. 이를 구름이 은폐(embedded) 되어있다 부른다. 따라서 이를 은폐뇌우(embedded thunderstorm)라 부른다.
(ATP: wind shear로 인한 최대 위험 지역이 뇌우의 사방에서, 그리고 뇌우의 하단에서 발견된다.)
조종사들에겐 아마도 적란운이 가장 위험한 구름일 것이다. 적란운은 개별적으로 발생하거나 떼를 지어 발생한다. 적란운은 기단성 뇌우(air mass thunderstorm), 혹은 산악 뇌우(orographic thunderstorm)로 알려져 있다. 지표면 근처 공기의 가열은 기단성 뇌우를 만든다. 산악 지역 공기의 상승 운동은 산악 뇌우를 만든다. 연속적인 선으로 형성되는 적란운은 스콜선(squall lines)이다.
상승기류는 적란운을 발생시킨다. 따라서 이들은 극도로 휘몰아치며 비행 안전에 중대한 위험을 초래한다. 예를 들어 항공기가 뇌우에 진입하면 3,000 fpm을 초과하는 상승기류와 하강기류를 경험할 수 있다. 또한 뇌우는 큰 우박, 번개, 토네이도, 그리고 많은 양의 수분을 만들어낼 수 있다. 이들은 항공기에 잠재적으로 위험하다.
구름의 분류는 외형, 그리고 그 구성물에 따라 특정 구름 유형으로 더 세분화할 수 있다. 이러한 용어를 알면 조종사가 visible clouds를 식별하는데 도움이 될 수 있다.
다음은 구름 분류 목록이다:
∙ Cumulus – 산더미같이 쌓인 구름.
∙ Stratus – 층으로 형성된 구름.
∙ Cirrus – 20,000ft 이상에 존재하는 구불구불한 섬유질 모양의 고층운.
∙ Castellanus – 동일한 하단으로부터 개별적으로 수직 발달한 성 모양의 구름.
∙ Lenticularus – 강풍을 타고 산 위에 형성된 렌즈모양 구름.
∙ Nimbus – 비를 함유하는 구름.
∙ Fracto – 쪼개진 구름.
∙ Alto – 5,000 ~ 20,000ft에 존재하는 중층운 구름.
(ATP: light 이상의 precipitation이 보고된 공항에서 입출항을 수행하는 경우 구름의 두께가 최소 4,000ft 이상이라 예상한다.)
Ceiling
ceiling은 broken/overcast로 보고된 구름의 가장 낮은 층을, 혹은 차폐(예를 들어 안개나 연무)로 인한 수직시정을 의미한다.하늘의 5/8 ~7/8이 구름으로 덮여있을 경우 이는 broken이라 보고된다. overcast는 하늘 전체가 구름으로 덮여있다는 것을 의미한다. ceiling 정보는 METAR, 그리고 다양한 유형의 자동 기상 관측소에 의해 보고된다.
Visibility
운량, 그리고 ceiling과 밀접한 관련이 있는 것은 시정 정보이다. 시정은 눈에 띄는 물체를 육안으로 볼 수 있는 최대 수평 거리를 의미한다. 시정 또한 METAR, 이 외의 항공 기상 보고, 그리고 자동 기상 시스템을 통해 보고된다. 비행 전 기상 브리핑 도중 조종사는 시정 정보를 이용할 수 있다.
Precipitation
강수란 대기 중에서 형성되어 지상으로 떨어지는 모든 종류의 물 입자를 말한다. 이는 비행 안전에 지대한 영향을 미친다. 강수의 형태에 따라 이는 시정을 감소시킬 수 있고, 착빙 상황을 발생시킬 수 있으며, 항공기의 이착륙 성능에 영향을 미칠 수 있다.
강수는 구름 속의 물이나 얼음 입자들이 너무 커져서 대기가 이들을 더 이상 지탱할 수 없을 때 발생한다. 이는 지구를 향해 떨어지면서 여러 형태로 발생할 수 있다.
가랑비(drizzle)는 지름이 0.5mm보다 작은 물방울로 분류된다. 가랑비는 보통 안개, 혹은 낮은 층운을 동반한다. 이보다 더 큰 크기의 물방울을 비(rain)라고 부른다. 대기 중을 통과하여 떨어지지만 땅에 닿기 전에 증발하는 비를 미류운(virga)이라 부른다. 어는 비(freezing rain)와 결빙성 진눈깨비(freezing drizzle)는 액체 상태로 떨어지지만 차가운 지표면에 닿으면 얼어버린다.
(ATP: freezing drizzle은 보통 collision-coalescence process를 통해 형성된다. 구름 속 일부 물방울은 약 30 마이크로미터의 직경까지 커진다. 이후 물방울이 빠르게 떨어지면서 작은 물방울들과 충돌한다. 물방울이 합쳐지면서 더 큰 물방울이 만들어지고 그 결과 작은 물방울과 충돌할 확률이 더 높아진다. 이러한 과정으로 인하여 과냉각 구름 내에서 가랑비 크기의 물방울이 형성될 수 있다. 이는 보통 큰 물방울들이 존재하는 구름 상단에서 발생한다.)
비가 기온 역전을 통과할 경우 이는 아래에 놓인 차가운 공기를 지날 때 얼어붙어서 얼음싸라기(ice pellet)의 형태로 내릴 수 있다. 얼음싸라기는 기온 역전이 존재함을, 그리고 높은 고도에 어는 비가 존재함을 나타낸다. 얼어붙은 물방울이 적란운 내부의 기류에 의해 위아래로 운반되어 더 많은 수분과 접촉할 경우 그 크기가 커져서 우박(hail)이 형성된다. 상승기류가 더 이상 얼어붙은 물방울을 지탱할 수 없게 되면 이는 지구를 향해 떨어진다. 우박은 완두콩 크기까지 성장하거나, 혹은 지름 5인치(소프트볼보다 큰 크기)까지 성장할 수 있다.
(출처: 네이버 블로그 "생기발랄")(출처: 네이버 블로그 "생기발랄")
ATP: 기온이 영하로 내려가는 기온 역전이 발생하면 어는 비가 발생할 수 있다.
a. 전선면 아래에서 어는 비가 내리는 경우 맑은 착빙이 빠르게 축적될 수 있다.
b. 비는 전선면 위에서 영상의 온도일 때 형성된다. 이는 영하의 온도를 가진 공기중을 통과할 때 과냉각 된다.
c. 과냉각된 빗방울이 항공기 표면과 충돌할 경우 얼어붙는다.
눈(snow)은 일정한 속도로 떨어지는 빙정 형태의 강수이거나, 혹은 강도가 변화하며 빠르게 종료되는 소낙눈 형태의 강수이다. 눈은 또한 매우 작은 쌀알눈(snow grains)부터 함박눈까지 그 크기가 다양하다. 쌀알눈의 크기는 가랑비와 같다.
(ATP: 따뜻한 공기층에서 눈이 녹을 수도 있다. 젖은 눈[wet snow]을 마주한 경우 이는 해당 비행 고도의 기온이 영상임을 의미한다.)
강수는 그 형태가 어떠하든 비행 안전에 위협이 된다. 종종 강수는 낮은 ceiling, 그리고 시정 감소를 동반한다. 항공기 표면에 얼음, 눈, 혹은 서리가 존재하는 경우 비행을 시작하기 전에 이를 제거해야 한다. 왜냐하면 공기 흐름 방해로 인한 양력 손실 가능성 때문이다. 비는 연료 탱크 내 물의 원인이 될 수 있다. 강수는 활주로 표면 자체에 위험을 발생시켜 이착륙을 어렵게 만들 수 있다.
기단은 이들이 발생한 지역에 따라 분류된다. 기단은 주변 지역, 혹은 근원지의 특성을 띠는 큰 공기 덩어리이다. 근원지는 일반적으로 공기가 비교적 정체된 상태를 며칠 동안 유지하는 지역이다. 이러한 정체 기간 도중 기단은 근원지의 온도 및 수분 특성을 띠게 된다. 정체 지역은 극지방, 열대 해양, 그리고 건조한 사막에서 발견될 수 있다. 기단은 일반적으로 온도 특성에 따라 극지방, 혹은 열대지방으로 분류되고 수분 함량에 따라 해양, 혹은 대륙으로 구분된다.
대륙성 극지방 기단은 극지방 상공에서 형성되어 시원하고 건조한 공기를 가져온다. 해양성 열대 기단은 따뜻한 열대 바다(예를 들어 카리브해) 상공에서 형성되어 따뜻하고 습한 공기를 가져온다. 기단이 근원지로부터 이동하여 육지, 혹은 물 위를 통과할 경우 기단은 이들의 다양한 조건으로부터 영향을 받는다. 이는 기단의 특성을 변화시킨다. [그림 12-23]
따뜻한 표면 위를 통과하는 기단은 아래에서부터 따뜻해진다. 이는 대류를 형성시켜 공기를 상승하게 만든다. 이는 불안정한 기단, 그리고 좋은 지상 시정을 형성한다. 습하고 불안정한 공기는 적운, 소나기, 그리고 난기류를 형성한다.
반대로 차가운 표면 위를 통과하는 기단은 대류를 형성하지 않는다. 대신 안정적인 기단과 낮은 지상 시정을 형성한다. 낮은 지상 시정은 연기, 먼지, 그리고 그 외 입자들이 기단 밖으로 떠오르지 못하고 지표면 근처에 갇히기 때문이다. 안정적인 기단은 낮은 층운, 그리고 안개를 생성할 수 있다.
기단이 물과 육지를 가로질러 이동하면 이는 결국 다른 특성을 가진 다른 기단과 만나게 된다. 두 종류의 기단 사이의 경계층을 전선이라 한다. 전선이 접근한다는 것은 항상 날씨의 변화가 임박했음을 의미한다.
(출처: 두산백과)
교체되는 공기의 온도에 대한 전진 공기의 온도에 따라 명명된 네 가지 유형의 전선이 있다: [그림 12-24]
∙ 온난
∙ 한랭
∙ 정체
∙ 폐색
특정 유형의 전선과 관련된 일반적인 기상 조건이 존재하며이는 전선을 식별하는데 도움이 된다.
Warm Front
온난전선은 따뜻한 공기 덩어리가 전진하여 차가운 공기 덩어리를 대체할 때 발생한다. 온난전선은 일반적으로 10 ~ 25mph로 느리게 이동한다. 전진하는 전선의 경사는 차가운 공기의 위쪽으로 미끄러져서 차가운 공기를 점차 바깥으로 밀어낸다. 온난전선은 종종 매우 높은 습도를 가진 따뜻한 공기를 포함한다. 따뜻한 공기가 상승하면 온도가 감소하고 액화가 발생한다.
일반적으로 온난 전선이 통과하기 전에 권운형 구름, 혹은 층운형 구름이 안개와 함께 전선 경계를 따라 형성될 것으로 예상될 수 있다. 여름철에는 적란운(뇌우)이 발달할 가능성이 높다.
light에서 moderate의 강수 가능성이 있다. 이는 일반적으로 비, 진눈깨비, 눈, 혹은 가랑비의 형태이다. 시정은 좋지 않다. 바람은 남-남동쪽에서 분다. 외부 기온은 서늘하거나, 혹은 이슬점 증가와 함께 떨어진다. 마지막으로 온난전선이 접근함에 따라 기압이 계속하여 떨어진다(단, 전선이 완전히 통과하기 전까지).
온난전선이 지나는 동안 층운형 구름이 보이며 가랑비가 내릴 수 있다. 시정은 일반적으로 좋지 않지만 가변풍에 의해 개선된다. 비교적 따뜻한 공기의 유입으로 인해 기온이 꾸준히 상승한다. 대부분의 경우 이슬점은 일정하게 유지되고 압력은 안정된다. 온난전선이 통과한 후에는 층적운 구름이 우세해 소나기가 내릴 가능성이 있다. 전선 통과 후 잠시 동안 흐릿한 상태가 존재할 수 있으나 결국 시정은 개선된다. 바람은 남-남서쪽에서 불어온다. 기온이 따뜻해지면 이슬점이 상승하고 이후 안정된다. 일반적으로 기압이 약간 상승한 이후 기압이 감소한다.
Flight Toward an Approaching Warm Front
전형적인 온난전선을 연구함으로써 비행 도중 온난전선을 마주쳤을 때 존재하는 일반적인 패턴, 그리고 대기 조건에 대하여 배울 수 있다. 그림 12-25는 St. Louis, Missouri에서 Pittsburgh, Pennsylvania를 향해 동쪽으로 이동하는 온난전선을 보여준다. 이때 조종사는 pittsburgh에서 St. Louis로 비행한다.
Pittsburgh에서 출항할 당시 기상은 VFR이다(SCT CIRRUS 15,000ft). Columbus를 향해 서쪽으로 진행함에 따라 온난전선에 가까워질수록 구름이 깊어져서 6,000ft의 ceiling을 가진 층운형 구름이 되어간다. 연무 속에서 시정은 6마일로 떨어지고 기압은 감소한다. Indianapolis에 접근하면 기상이 더 악화된다(BKN 2,000ft, 3마일의 시정, 그리고 비). 온도와 이슬점이 같아져서 안개가 발생할 가능성이 높다. St. Louis에서는 낮은 overcast 구름과 가랑비, 그리고 1마일의 시정이 존재한다. Indianapolis 너머서면 VFR을 계속하기에는 ceiling과 시정이 너무 낮다. 따라서 온난전선이 통과하기 전까지는 Indianapolis에 머무는 것이 현명할 것으로 보인다. 이는 최대 이틀이 걸릴 수도 있다.
Cold Front
한랭전선은 차갑고, 밀도가 높고, 안정된 공기 덩어리가 진행하여 따뜻한 공기 덩어리를 대체할 때 발생한다.
한랭전선은 온난전선보다 더 빠르게 이동한다(25 ~ 30mph). 그러나 극심한 한랭전선은 최대 60mph의 속도로 움직이는 것으로 기록되었다. 보통 한랭전선은 온난전선의 반대 방향으로 움직인다. 한랭전선은 매우 밀도가 높아서 땅에 가까이 머물며 따뜻한 공기 아래로 미끄러진다. 이는 밀도가 낮은 공기를 상승시키는 제설차 역할을 한다. 급격하게 상승하는 공기는 급격한 기온 감소를 경험하며 구름이 형성된다. 형성되는 구름의 유형은 따뜻한 기단의 안정성에 의해 달라진다. 북반구의 한랭전선은 보통 북동쪽에서 남서쪽으로 방향을 잡고 있다. 이는 수백 마일의 길이가 되어 넓은 지역을 에워쌀 수 있다.
전형적인 한랭전선이 통과하기 전에 권운이나 탑적운이 발생하며 적란운이 발달할 수도 있다. 구름의 빠른 발달로 인해 소나기가 발달할 수도 있다. 높은 이슬점과 기압 감소는 한랭전선 통과가 임박하였음을 나타낸다.
한랭전선이 통과하면서 탑적운이나 적란운이 하늘에 지배적으로 발생한다. 한랭전선의 강도에 따라 폭우가 형성되며 번개, 천둥, 그리고/혹은 우박이 동반될 수 있다. 한랭전선 통과도중 가변풍과 돌풍이 발생하며 기온과 이슬점이 급격히 떨어지면서 시정이 나빠진다.급격하게 떨어지는 기압은 전선 통과 도중 바닥을 치며 그 이후엔 점진적으로 증가한다.
전선 통과 후 탑적운과 적란운은 적운으로 흩어지기 시작하며이에 따라 강수는 감소한다. 결국 북서풍과 함께 시정이 좋아지기 시작한다. 기온은 여전히 서늘하고 기압은 계속하여 상승한다.
(출처: 네이버 블로그/원탑 과학학원)
Fast-Moving Cold Front
fast-moving cold fronts는 실제 전선보다 훨씬 뒤에 있는 강한 압력 시스템에 의해 밀려난다. 지면과 한랭전선 사이의 마찰로 인해 전선의 움직임이 지연돼서 더 가파른 전선 표면이 생성된다. 이로 인해 전선의 앞쪽 가장자리를 따라 집중된 매우 좁은 띠의 기상이 발생한다. 만약 한랭전선으로 인해 밀려나는 따뜻한 공기가 비교적 안정적인 상태라면 전선의 후방에서 overcast 구름과 비가 존재할 수 있다. 만약 따뜻한 공기가 불안정한 상태라면 scattered thunderstorms와 소나기가 발생할 수 있다. 전선을 따라, 혹은 전선의 전방에 스콜 라인이 형성될 수 있다. 스콜 라인은 조종사들에게 심각한 위험을 초래한다. 왜냐하면 스콜 형식의 뇌우는 매우 강렬하며 빠르게 이동하기 때문이다. fast-moving cold fronts의 뒷부분에서는 보통 하늘이 빠르게 맑아지며 돌풍과 난기류, 그리고 서늘한 기온이 존재한다.
Flight Toward an Approaching Cold Front
모든 한랭전선이 동일한 것은 아니다. 다가오는 한랭전선을 향하여 비행하는 것을 검토함으로서 조종사는 비행 도중 마주칠 수 있는 상황들의 유형을 더 잘 이해할 수 있다. 그림 12-26은 Pittsburgh, Pennsylvania에서 St. Louis, Missouri로 향하는 비행을 나타낸다.
Pittsburgh에서 출항할 때 기상은 VFR이다(3마일의 시정 및 연기, 그리고 SCT 3,500ft). Columbus를 향해 서쪽으로 비행하여 한랭전선에 가까워지는 동안 구름은 BKN 2,500ft로부터 수직으로 발달하는 징후를 보인다. 기압은 떨어지며 시정은 연무와 함께 6마일이다. Indianapolis에 접근하면서 기상이 악화된다(OVC 1,000ft, 시정 3마일, 뇌우, 그리고 폭우). St. Louis에서는 기상이 좋아진다(SCT 1,000ft, 시정 10마일).
전선에 대한 지식을 바탕으로 훌륭한 판단을 하였다면 조종사는 전선이 통과하기 전까지는 Indianapolis에 남아있는 가능성이 높다. 뇌우나 스콜 라인의 하단을 비행하려 시도하는 것은 매우 위험하다. 또한 폭풍의 꼭대기나 그 주변을 비행하려 시도하는 것은 선택사항이 아니다. 뇌우는 소형 비행기의 능력을 훨씬 초과하여 확장될 수 있다(300 ~ 500마일의 뇌우 선으로 확장될 수 있음).
Comparison of Cold and Warm Fronts
온난전선과 한랭전선은 각 전선과 관련된 위험 요소 때문에 그 성질이 매우 다르다. 이들은 속도, 구성, 기상 현상, 그리고 예측에서 다르다. 한랭전선은 20 ~ 35mph로 이동한다. 이는 10 ~ 25mph로 이동하는 온난전선보다 빠르다. 한랭전선은 또한 더 가파른 전선 경사를 가진다. 극심한 기상 활동은 한랭전선과 관련이 있으며 이는 일반적으로 전선 경계를 따라 발생한다. 그러나 여름에는 한랭전선으로부터 200마일 전방에서 스콜 라인이 형성될 수도 있다. 온난전선은 낮은 ceiling, 저시정, 그리고 비를 가져온다. 반면 한랭전선은 갑작스러운 폭풍, 돌풍, 난기류, 그리고 때때로 우박이나 토네이도를 가져온다.
한랭전선은 경고 없이 빠르게 접근한다. 그리고 이들은 불과 몇 시간 만에 기상을 완전히 변화시킨다. 전선 통과 후 기상이 빠르게 좋아진다. 그리고 건조한 공기와 좋은 시정이 우세해진다. 반면 온난전선은 접근에 대한 사전 경고를 제공하며 한 지역을 통과하는데 며칠이 걸릴 수 있다.
Wind Shifts
고기압시스템 주위의 바람은 시계방향으로 회전한다. 반면 저기압 바람은 반시계방향으로 회전한다. 두 개의 고기압 시스템이 인접해 있을 경우 서로의 바람이 접촉하는 지점에서 그 방향은 거의 반대이다. 전선은 두 고기압 영역 사이의 경계이다. 따라서 전선 내에서 wind shift가 지속적으로 발생한다. 바람 방향의 변화는 한랭전선과 함께 가장 두드러진다.
Stationary Front
두 기단의 힘이 상대적으로 같을 경우 이 기단들을 분리하는 경계, 혹은 전선은 정지 상태를 유지하여 며칠 동안 그 지역 날씨에 영향을 미친다. 이러한 전선을 정체전선이라 부른다. 정체전선과 관련된 날씨는 일반적으로 온난전선과 한랭전선에서 볼 수 있는 것들이 혼합된 것이다.
Occluded Front
폐색전선은 빠르게 이동하는 한랭전선이 느리게 이동하는 온난전선을 따라잡았을 때 발생한다. 폐색전선이 다가오면 온난전선 기상이 우세하다가 곧바로 한랭전선 기상이 이어진다. 폐색전선은 두 가지 유형으로 발생할 수 있다. 서로 충돌하는 전선 시스템들의 온도가 전선의 유형, 그리고 기상을 규정하는데 큰 역할을 한다. 한랭형 폐색전선은 빠르게 이동하는 한랭전선이 전방의 온난전선보다 차가울 때 발생한다. 이러한 현상이 발생하면 차가운 공기가 서늘한 공기를 대체하여 온난전선을 대기 중으로 들어올린다. 만약 공기가 비교적 안정적이라면 한랭형 폐색전선은 일반적으로 온난전선과 한랭전선에서 발견되는 기상의 혼합물을 생성한다. 온난형 폐색전선은 온난전선 전방의 공기가 한랭전선의 공기보다 차가울 때 발생한다. 이러한 현상이 발생하면 한랭전선이 온난전선을 타고 올라간다. 온난형 폐색전선으로 인해 상승한 공기가 불안정한 경우 한랭형 폐색전선에서 볼 수 있는 날씨보다 더 극심하다. 은폐뇌우, 비, 그리고 안개가 발생할 가능성이 있다.
그림 12-27은 전형적인 한랭형 폐색전선의 단면을 보여준다. 온난전선은 더 차가운 공기 위로 경사져서 온난전선 기상을 만들어낸다. 전형적인 폐색전선이 통과하기 전에 권운형 구름과 층운형 구름이 만연하고, light ~ heavy 강수가 내리고, 시정이 낮고, 이슬점은 안정적이며, 기압이 감소한다. 전선 통과 도중 난층운과 적란운이 만연하고, 탑적운이 형성될 수 있다. light ~ heavy 강수가 내리고, 시정이 낮고, 바람은 가변적이며, 기압이 안정된다. 전선 통과 이후에는 난층운과 고층운이 보이고, 강수가 감소하며, 시정이 향상된다.
Thunderstorms
뇌우는 소멸 전까지는 세 단계를 거친다. 이는 공기의 상승 작용이 시작되는 적운단계(cumulus stage)에서 시작된다. 충분한 수분과 불안정이 존재하면 구름은 수직 높이로 계속 증가한다. 지속적이고 강한 상승기류는 수분이 떨어지는 것을 방지한다. 대략 15분 이내에 뇌우는 성숙 단계(mature stage)에 도달한다. 이는 뇌우의 생애 주기 중 가장 격렬한 시기이다. 이 시점에서 물방울들은 구름이 지탱하기에 너무 무거워져서 비나 우박의 형태로 떨어지기 시작한다. 이는 아래로 향하는 공기 움직임을 만든다. 따뜻한 상승 공기, 강수로 인해 하강하는 차가운 공기, 그리고 격렬한 난기류가 구름 내부와 그 근처에서 존재한다. 구름 하단에서 아래로 향하는 공기는 지표면의 바람을 증가시키고 온도를 낮춘다. 구름 꼭대기 근처의 수직 운동이 느려지면 구름 상단이 퍼져서 모루 같은 모양을 하게 된다. 이 시점에서 뇌우는 소멸 단계(dissipating stage)로 들어간다. 이때 뇌우가 소멸하면서 엄청난 하강기류가 형성되는 것이 특징이다. [그림 12-28]
(ATP: mature stage 도중 하강기류는 차가운 비 덕분에 주변 공기보다 더 차갑게 유지될 수 있다. 이로 인하여 하강 속도가 2,500fpm(≒ 24knots)을 초과하도록 가속될 수 있다. 반면 상승기류는 6,000fpm을 초과하도록 가속될 수 있다.)
소형 비행기의 경우 뇌우의 상공을 비행하는 것이 불가능하다. severe thunderstorms는 대류권계면을 뚫고 50,000 ~ 60,000ft(위도에 따라)의 고도까지 도달할 수 있다. 뇌우 아래에서 비행하는 것은 항공기에 비, 우박, 번개, 그리고 격렬한 난기류를 일으킬 수 있다. severe로 식별된 뇌우, 혹은 극심한 레이더에코를 제공하는 뇌우를 최소 20NM 우회하는 것이 좋다.만약 뇌우를 우회할 수 없다면 뇌우가 지나갈 때까지 지상에 머문다.
뇌우가 형성되기 위해선 충분한 수증기, 불안정한 기온 감률, 그리고 초기 상승 작용이 있어야 한다. 일부 뇌우는 불안정한 공기에서 무작위로 발생하여 한 두 시간 동안만 지속되며 돌풍과 강수만을 발생시킨다. 이를 air mass thunderstorms라 부른다. 이는 보통 지표면 가열로 인하여 발생한다. steady-state thunderstorm은 기상 시스템과 관련되어 있다. 전선, 수렴하는 바람, 그리고 기압골은 이러한 뇌우를 형성하는 상승 작용 만들어내며이는 종종 스콜선으로 형성된다. steady-state thunderstorm의 상승기류는 air mass storms보다 더욱 강하고 더 오래 지속된다. 때문에steady state라는 이름이 붙는다. [그림 12-29]
(ATP: 뇌우 내의 상승 작용으로 인해 수증기의 응결이 발생한다. 응결은 대기 중으로 잠열을 방출하여 상승 기류의 냉각을 부분적으로 상쇄하며 구름 내의 부력을 증가시킨다.)
(ATP: air mass thunderstorm과 관련된 비는 상승기류를 통과하여 내린다. 이는 마찰 항력을 유발하여 상승기류를 지연시키며 상승기류를 하강기류로 역전시킨다. 반면 steady-state thunderstorm의 경우 강수가 상승기류의 바깥으로 떨어진다. 이 덕분에 상승기류가 줄어들지 않고 계속 유지된다.)
Hazards
모든 뇌우는 비행에 위험한 조건들을 가지고 있다. 이러한 위험 조건들은 다양하게 조합되어 발생할 수 있다. 뇌우들이 모든 위험 조건들을 포함하지는 않는다. 허나 뇌우가 어떤 위험 조건을 포함하는지를 육안으로 판단하는 것은 불가능하다.
Squall Line
스콜 라인은 좁은 띠의 뇌우이다. 이는 보통 한랭전선 전방의 습하고 불안정한 공기에서 발생한다. 허나 이는 전선에서 멀리 떨어진 불안정한 공기에서도 발생할 수 있다. 스콜 라인은 너무 길어서 쉽게 우회할 수 없다. 또한 너무 넓고 강하여 통과기 어렵다. 스콜 라인은 종종 steady-state thunderstorm을 포함하여 가장 격렬한 기상 위험을 초래한다. 이는 보통 빠르게 형성되며 일반적으로 늦은 오후에, 그리고 어두워진 이후 몇 시간 동안에 최대 강도에 도달한다.
Tornadoes
격렬한 뇌우는 엄청난 힘을 통해 구름 하단으로 공기를 끌어들인다. 유입되는 공기가 초기 회전 운동을 가진 경우 이는 종종 지표면에서 구름을 향하여 소용돌이를 형성한다. 이러한 소용돌이의 내부 압력이 상당히 낮은 상태에서 바람이 200노트를 초과할 수도 있다. 강한 바람은 먼지와 부스러기들을 모은다. 그리고 낮은 압력은 적란운 하단의 아래로 깔때기 모양의 구름을 생성한다. 구름이 지표면에 도달하지 못한 경우 이는 깔때기 구름(funnel cloud)이다. 구름이 지표면에 도달하였다면 이는 토네이도(tornado)이고수면에 도달하였다면 이는 용오름(waterspout)이다.
(ATP: 깔때기 구름과 토네이도는 보통 한랭 전선, 혹은 스콜선과 관련된 steady-state thunderstorms와 함께 형성된다. steady-state thunderstorm의 상승기류는 air mass storms의 상승기류보다 더 강하고 오래 지속된다.)
(ATP: cumulonimbus mama(유방구름)는 보통 severe turblence를 나타낸다. 이러한 유형의 구름은 토네이도를 생성할 수 있다.)
토네이도는 isolated thunderstorm과 squall line thunderstorm에서 모두 발생한다. 토네이도 예상에 대한 보고는 대기 조건이 격렬한 난기류를 발생하기에 유리함을 나타낸다. 토네이도 소용돌이에 진입하는 항공기는 제어 상실, 그리고 구조적 손상을 경험할 가능성이 높다. 소용돌이는 구름 속에서 상당히 확장된다. 따라서 뇌우 속에서 부주의하게 IMC를 맞이한 조종사는 숨겨진 소용돌이를 조우할 수 있다.
families of tornadoes가 main cloud의 부속물로 관찰될 수 있다. 이는 번개 및 강수 지역으로부터 수 마일 밖으로 뻗어나간다. 따라서 심한 뇌우와 연결된 구름은 위험을 수반한다.
Turbulence
난기류는 모든 뇌우에 존재하며 severe thunderstorm의 경우에는 항공기를 파괴할 수 있다. 구름 내에서 가장 강한 난기류는 상승기류와 하강기류 사이의 전단에서 발생한다. severe thunderstorm으로부터 수천피트 상공에서도, 그리고 측면 20마일 지점에서도 shear turbulence를 마주칠 수 있다. 저고도 난기류 영역은 돌풍전선(gust front)과 관련된 전단 영역이다. 종종 뇌우의 앞쪽 가장자리에 있는 “roll cloud”는 이 전단 내 소용돌이의 꼭대기를 표시한다. 이는 극심한 난기류 지역을 의미한다. 돌풍전선은 종종 강수 지역으로부터 전방으로(최대 15마일) 이동한다. 돌풍전선은 뇌우 전방 지상풍의 급격한 변화를 일으킨다. AC 00-54, Pilot Windshear Guide는 뇌우와 관련된 돌풍전선의 위험을 설명한다.
Icing
뇌우의 상승기류는 상대적으로 큰 크기를 가진 풍부한 물방울을 지원한다. 이들이 결빙고도 이상으로 운반될 경우 물이 과냉각된다. 상승기류의 온도가 약 –15도로 냉각되면 남아 있던 수증기의 대부분이 빙정으로 승화된다. 이 고도 이상에서는 온도가 낮을수록 과냉각수의 양이 감소한다.
과냉각된 물은 항공기와 충돌할 때 얼어붙는다. 결빙고도 이상의 모든 고도에서는 맑은 착빙이 발생할 수 있다. 그러나 높은 고도에서 작은 물방울로부터의 착빙은 거친 착빙, 혹은 혼합 착빙일 수 있다. 큰, 그리고 과냉각된 물방울이 풍부할 경우 0 ~ -15도 사이에서 맑은 착빙이 매우 빠르게 형성된다. 이는 cell의 무리에서 많이 발생할 수 있다. 뇌우 착빙은 매우 위험할 수 있다.
조종사들이 착빙 조건에 직면할 수 있는 영역은 뇌우만이 아니다. 온도가 0도에 가까워지고 visible moisture가 존재한다면 항상 착빙을 주의해야 한다.
Hail
우박은 항공기에 가장 큰 뇌우 위험이다. 결빙고도 이상의 과냉각 물방울이 얼어붙기 시작한다. 하나의 물방울이 얼면 다른 물방울들이 달라붙어 얼어붙기 때문에 우박이 커진다. 큰 우박은 매우 높은 고도로 형성되어 강한 상승기류를 가지는 심한 뇌우와 함께 발생한다. 우박은 결국 떨어지는데, 이는 종종 중심부로부터 약간 떨어진 곳에서도 떨어진다. 우박은 뇌우 구름으로부터 수마일 떨어진 맑은 하늘에서도 조우할 수 있다.
온도가 0도 이상인 대기 중으로 우박이 떨어지면 이는 녹기 시작한다. 결국 강수는 우박, 혹은 비의 형태로 지표면에 도달할 수 있다. 지표면에 비가 내린다 하여 상공에 우박이 없다는 것은 아니다. 모든 뇌우로부터 우박의 가능성을 예상해야 한다(특히 커다란 적란운의 모루구름 아래에서). 지름이 0.5인치보다 큰 우박은 몇 초 안에 항공기에 상당한 손상을 입힐 수 있다.
Ceiling and Visibility
일반적으로 뇌우 구름 내의 시정은 거의 0에 가깝다. 구름 하단과 지표면 사이에서도 강수와 먼지로 인해 ceiling/visibility가 제한될 수 있다. 이러한 위험은 난기류, 우박, 그리고 번개와 연관될 경우 더 증가한다.
Effect on Altimeters
보통 뇌우가 다가옴에 따라 기압이 빠르게 떨어진다. 이후 첫 돌풍이 불 때, 그리고 차가운 하강기류와 폭우가 내릴 때 기압이 급격히 높아진다. 이후 폭풍이 지나가면 기압은 다시 정상으로 떨어진다. 이러한 압력 변화 주기가 15분 이내에 발생할 수 있다. 만약 조종사가 올바른 고도계 설정을 수신하지 못하였다면 고도계가 100ft 이상 오차를 나타낼 수 있다.
Lightning
낙뢰는 항공기 표면에 구멍을 낼 수 있다. 또한 이는 교신 장비와 전자 항법 장비를 손상시킬 수 있다. 번개는 연료 증기를 점화시켜 폭발을 일으킬 수 있다. 허나 낙뢰로 인한 심각한 사고는 매우 드문 일이다. 근처에서 번개가 치면 조종사의 눈이 멀 수 있다. 이로 인해 계기나 시각 참조점을 통한 항법이 순간 불가능할 수 있다. 근처의 번개는 또한 나침반에 영구적인 오차를 유도할 수 있다. 번개 방전은 설령 먼 거리에서 발생하였다 하여도 저주파/중주파 무선 교신을 방해할 수 있다. 번개의 강도/빈도는 이 외 뇌우 기상들과는 단순한 관계를 가지지 않는다. 그러나 일반적으로 심한 뇌우에서는 번개의 빈도가 높다.
Engine Water Ingestion
터빈 엔진이 빨아들일 수 있는 물의 양에는 한계가 있다. 상승기류는 많은 뇌우에서 존재한다(특히 발달 단계인 뇌우에서). 만약 뇌우의 상승기류 속도가 빗방울(떨어지는)의 종단속도 이상일 경우 매우 밀도 높은 물이 발생할 수 있다. 이러한 높은 밀도는 터빈 엔진이 빨아들일 수 있는 물의 양을 초과하게 만들 수 있다. 따라서 심한 뇌우는 밀도 높은 물의 영역을 함유할 수 있다. 이는 하나 이상의 엔진이 정지 및/혹은 구조적 고장이 발생하도록 수 있다.
대기에 대한 지식, 그리고 기상을 만들기 위해 대기 내부에서 작용하는 힘에 대한 지식은 기상이 비행에 어떻게 영향을 미치는지를 이해하기 위해서 필수적이다. 기본적인 기상 이론을 이해함으로써 조종사는 기상 브리핑을 받은 이후 비행 계획 도중 올바른 결정을 내릴 수 있다. 이 장에서 설명하는 항목에 대한 자세한 내용은 다음 문서를 참조한다: AC 00-6, Aviation Weather For Pilots and Flight Operations Personnel. AC 00-24, Thunderstorms. AC 00-45, Aviation Weather Services. AC 91-74, Pilot Guide: Flight in Icing Conditions. AIM Chapter 7, section 2.
AFM/POH의 performance oroperational information section은 항공기 운영 정보(이륙, 상승, 항속거리, 항속시간, 하강, 그리고 착륙과 관련된 정보)를 포함한다. 안전하고 효율적인 운항을 위해 이 정보를 사용하는 것은 필수적이다. 이 자료를 연구하면 항공기에 대한 상당한 지식을 얻을 수 있다.
AFM/POH가 제공하는 정보는 표준화되어있지 않다. 일부 제조업체는 데이터를 표 형식으로 제공하는 반면 다른 제조업체는 데이터를 그래프 형식으로 제공한다. 또한 성능 정보가 표준 대기조건, 기압 고도, 혹은 밀도 고도를 기준으로 표시될 수도 있다. 사용자가 이러한 변수들에 대해 적절한 보정을 하지 않는다면 AFM/POH의 성능 정보는 무의미해진다.
항공기의 성능과 한계를 효과적으로 사용하기 위해서는 운영 정보의 중요성을 이해해야 한다. 조종사는 성능 정보의 기준을, 그리고 성능 및 한계를 표현하는데 사용되는 다양한 용어의 의미를 알아야 한다.
대기의 특성은 성능에 큰 영향을 미치므로 두 가지 주요 요인(압력과 온도)을 검토해야 한다.
