에테시아바람

 지중해 동부 그리스 및 소아시아 지방에서 4월에서 10월에 걸쳐 북쪽에서 불어오는 계절풍. 이 바람은 아조레스 고기압의 동쪽에 돌출한 봉우리 부분에서 아라비아 부근의 저압부로 불어 들어오는 바람인데, 풍속은 그리 강하지는 않으나 지속성이 있어서 항해의 장애가 되어 왔다. 강수량이 거의 없는 쾌청하고 건조한 비교적 서늘한 날씨를 가져온다.

열대계절풍  tropical monsoon  熱帶季節風

 열대지방에서 부는 계절풍. 열대수렴대(收斂帶)의 위치가 계절적으로 남북으로 이동함으로써 일어난다. 그 범위는 북반구 여름의 열대수렴대와 남반구의 여름의 수렴대 사이의 지역이다. 하반구(夏半球)의 열대계절풍은 열대 수렴대와 적도 사이에 나타나는, 적도편서풍이라고도 하는 편서풍으로, 지표면에서는 북반구에서 남서계절풍, 남반구에서 북서계절풍으로 된다. 동반구(冬半球)의 열대계절풍은 아열대고압대로부터 적도저압대를 향해서 부는 무역풍으로 북반구에서는 북동무역풍, 남반구에서는 남동무역풍으로 된다. 보통 무역풍이 불 때에는 건조기, 편서풍이 볼 때에는 우기(雨期)가 된다. 대표적인 것은 인도의 남서계절풍으로 이 바람이 불기 시작하면 인도에서는 우기가 시작된다. 이 강우는 인도의 농업에 매우 중요하다. 좁은 뜻으로의 계절풍은 인도의 남서계절풍을 가리킨다.

온도풍  thermal wind  溫度風

 기온의 수평분포에 의해서 생기는 바람. 높이에 따라서 풍향 ·풍속이 변하고 있는 경우, 두 기층(氣層) 간의 풍속의 벡터차를 취하면, 그 차의 벡터로 나타낼 수 있는 풍향은 두 기층간의 등온선 방향에 평행이 되며, 풍속은 등온선의 간격에 반비례한다. ［그림］에서 높이 A, B에 있어서의 바람 a, b의 차의 벡터 T로 나타낼 수 있는 바람이 A B간의 기층 C에 있어서의 온도풍이다. 온도풍 이론을 응용하면 기구(氣球)에 의한 풍속의 수직분포를 관측한 결과에 의거해서, 그 지점의 상공에 어떤 기온분포를 가진 기층이 있는지를 추정할 수 있으므로, 고층기상의 해석상 매우 중요한 개념이다.

연풍  breeze  軟風

 바람의 강도분류 중 약한 바람군의 명칭. 보퍼트 풍력계급표(風力階級表)에 의하면 2∼6급까지가 여기에 해당한다. 즉, 미풍(남실바람:light breeze) ·연풍(산들바람:gentle breeze) ·화풍(건들바람:moderate breeze) ·질풍(흔들바람:fresh breeze) ·웅풍(된바람:strong breeze)까지가 연풍으로 볼 수 있다.

계절풍  monsoon  季節風

 겨울에는 대륙에서 대양(大洋)을 향해 불고, 여름에는 대양에서 대륙을 향해 불어, 약 반년 주기(週期)로 풍향이 바뀌는 바람. 겨울과 여름의 계절풍이 교체될 때에는 이와 같은 일정한 풍향의 바람은 불지 않는다. 계절풍은 겨울과 여름의 대륙과 해양의 온도차로 인해서 생긴다. 즉, 겨울에는 대륙과 대양이 다같이 냉각되나, 비열(比熱)이 작은 대륙의 냉각이 더 커서, 이로 인해 대륙 위의 공기가 극도로 냉각되므로 밀도가 높아지고, 이것이 퇴적하여 큰 고기압이 발생된다. 한편 비교적 온도가 높은 대양 위에서는 오히려 저압부(低壓部)가 발생한다. 이 큰 고기압에서 대양 위의 저압부를 향해 흐르는 한랭한 기류가 겨울의 계절풍이다. 이와 반대로, 여름에는 대륙과 대양이 모두 따뜻해지나, 대양은 비교적 낮은 온도에서 고기압을 발생시키고, 이것이 중위도 고기압을 강화하여 큰 고기압이 발생한다. 한편, 대륙은 온도가 매우 높아지므로 저압부를 발생시킨다. 이 저압부를 향해 대양 위의 고기압이 흘러들어오는 기류가 여름의 계절풍이다. 일반적으로 대륙과 대양의 온도차는 겨울에 현저하고 여름에는 비교적 적으므로, 겨울의 계절풍은 여름의 계절풍에 비하여 훨씬 강하다. 대륙과 대양 사이에서는 어디든지 계절풍이 불지만 지역에 따라 차이가 크다. 한국에서는 겨울에 북서풍이 불고 여름에는 남동풍이 두드러지게 부는 것이 계절풍이다. 영어의 몬순이라는 말은 아랍어의 계절을 뜻하는 마우심(mausim)에서 유래한 것으로, 중세기에 인도양의 계절풍을 항해에 이용한 아라비아인(人)에 의해서 유럽에 전해졌다. 계절풍이 현저한 지역은 극동지역(또는 동남아시아 지역)과 인도지방이다.

【계절풍과 항해의 역사】 여름과 겨울 계절풍의 교대가 현저하게 나타나는 인도양 연안의 모든 지방에서는 기원전 수세기부터 이와 같은 바람의 교대가 있음을 알았는데, 그 당시는 연안항해라 하더라도 계절풍의 교대를 기다렸다가 순풍이 된 다음에야 항해했다는 기록이 남아 있다. 연안항해에서 벗어나 계절풍을 이용하여 아라비아해(海)를 횡단하는 항로를 개척한 사람은 알렉산드리아의 히파로스이며, 기원 전후 무렵이라고 생각된다. 중세기에는 인도양을 항해하는 아라비아인에 의해서 계절풍에 대한 지식이 깊어졌는데, 16세기 중엽의 저술에는 50개 지점에서 계절풍이 불기 시작하는 시기가 기록되어 있다. 동아시아 해역에서도 처음에는 연안항해가 고작이었으나, 대양항해가 이루어지자, 8∼9세기 무렵 중국에서는 계절풍이 부는 시기에 이를 이용하여 항해하였다. 한국에서는 이 무렵 계절풍에 대한 지식이 충분하지 못하였다. 그 후 배의 돛이 발달하여 바람을 헤치고 항행할 수 있게 되자 16∼17세기경에는 계절풍이 널리 항해에 이용되었다.

【분포와 종류】 계절풍을 그 원인과 방향을 따지지 않고 다만 계절풍이 나타나는 빈도수(頻度數)에 의하여 지구상의 분포를 표시하면 ［그림］과 같다. 이 중에서 흥미있는 것은 그와 같은 지대가 지구를 에워싸듯이 5개의 띠 모양[帶狀]으로 분포되어 있다는 사실이다. 가장 일반적인 뜻에서의 계절풍이 이와 같은 분포를 나타내는 것은 계절이 바뀜에 따라 남북 방향의 기압경도(氣壓傾度)의 방향이 반전(反轉)하는 곳이 있기 때문이며, 5개의 띠는 각각 열대계절풍대(1개) ·아열대계절풍대(2개) ·한대계절풍대(2개)로 구성된다. ［그림］을 보면 인도양의 북반구쪽 및 동남아시아 해역은 계절풍이 가장 탁월한 곳에 해당되며, 이 부분이 좁은 뜻의 계절풍대이다. 그래서 레첸과 같은 사람은 이를 ‘바다의 계절풍’이라 한다. 바다의 계절풍을 제외한 계절풍 구역은 각 지대에 세포 모양으로 단속(斷續)하여 나타나므로, ‘세포상 계절풍(cell monsoon)’이라고도 한다. 저위도 적도지대에 탁월한 바다의 계절풍은 여름철에 보통 이 지대에서 볼 수 있는 북동무역풍을 상쇄하고 남서계절풍이 되어 나타나는 것인데, 남서풍이 되는 것은 대류권(對流圈) 하부의 지표로부터 약 5 km 범위이며, 그 위는 동풍을 이룬다. 카스피해와 같은 큰 호수에서도 여름과 겨울에 풍향이 반대로 변한다. 즉, 여름에는 호상(湖上)에서 호안(湖岸)으로 향한 바람이 부는 데 대하여, 겨울에는 호안에서 호상으로 향한 기류가 된다. 계절에 따라 바람 방향이 달라지기 때문에 계절풍이라고 여겨지기도 하지만, 이 경우는 계절풍적 경향을 지닌 풍계로 생각되고 계절풍 그 자체라고는 생각하지 않는다. 해안지방에서는 여름에는 해풍(海風)이 발달하고 겨울에는 육풍(陸風)이 발달하는데, 이와 같은 풍계(風系)가 계절풍을 강화하는 작용을 한다는 것도 잊어서는 안 될 중요한 요소이다.

참조 : 바람

탁월풍  prevailing wind  卓越風

 일정 기간의 바람을 평균해 볼 때 특정 풍향의 출현빈도가 높은 바람. 우세풍이라고도 한다. 봄에서 가을 사이에 현저하게 나타나는 해안지방의 해풍은 낮의 탁월풍이고, 육풍(陸風)은 밤의 탁월풍이다. 한편, 지구상의 평균 풍계는 극지방에는 편동풍, 중위도 지방에는 편서풍, 열대지방에는 편동풍(무역풍)이 분다.

일반풍  general wind  一般風

 국지적인 난조(亂調)가 없고, 지형의 영향도 받지 않으며 보다 넓은 지역의 바람의 상태를 대표하는 바람. 계절풍 ·편서풍 ·무역풍 등의 규모가 큰 바람을 가리킬 때가 많다. 지면 부근에서 부는 바람은 지형이나 지상물의 영향으로 풍향 ·풍속이 시간적으로 변동하는 등, 같은 지역 내에서도 국지적인 차이가 크다. 이 결과로 생기는 소규모의 풍계(風系)의 예로는 해륙풍(海陸風)이나 산에서 불어 내려오는 바람을 들 수가 있다. 구체적으로 일반풍을 구하려면 기상도의 등압선(等壓線)의 분포나 지형의 영향을 받지 않는 관측소의 바람의 기후 통계값 등을 사용한다. 기상의 분포는 일반풍의 상태와 지형이 관계한다.

지균풍  geostrophic wind  地均風

 지구의 자전으로 인한 전향력(轉向力)과 기압경도력(氣壓傾度力)이 균형이 잡혔을 때 부는 바람. 지형풍(地衡風)이라고도 한다. 지구 자전의 각속도를 ω, 위도를 φ, 지균풍을 V 라고 하면, 전향력은 지균풍과 직각을 이루는 방향으로 2 ω sinφ ·V로 나타낼 수 있다. 또, 2점 사이의 거리를 ΔS, 그 사이의 기압차를 ΔP, 공기의 밀도를 ρ 라 하면, 기압경도력은 ΔP /ρΔS 로 나타낼 수 있다. 따라서 전향력과 기압경도력이 균형을 이룬다고 하면
 
가 되며, 지균풍 V는
 
가 된다. 실제로 지균풍은 등압선이 평행이고 지면이나 기층간에 마찰이 없는 장소에서 부는 이상적인 바람으로, ① 기압이 낮은 쪽을 왼쪽에 두고 등압선과 평행하게 불며(남반구에서는 기압이 낮은 쪽이 반대로 오른쪽이 된다), ② 크기는 기압경도력에 비례하고, 위도의 사인(sine)값에 반비례하는 특성을 갖는다. 따라서 같은 기압경도력이면 북극에서의 속도는 한국에서의 약 1/2밖에 되지 않는다. 지균풍이 부는 한, 기류는 발산 또는 수렴하지 않으며, 기압에는 변화가 생기지 않는다. 사실 고도 수 km 이상의 상층풍은 이러한 지균풍에 가깝다고 볼 수 있는데, 실제의 바람이 지균풍과 어느 정도 차이를 보이는가는 일기변화를 고찰하는 데 중요한 요건이 된다.

진선풍  dust whirl,  sand whirl  塵旋風

 지면 가까이에서 모래나 먼지 등을 일으켜 날리게 하는 강한 회오리바람. 성층 불안정이 주되 원인으로, 모래땅이 가열되어 공기 중에 대류(對流)가 일어날 때 또는 지형에 따라서 바람이 돌아 불 때 발생한다. 동일한 회오리바람이지만 태풍이나 저기압과 다른 점은, ① 바람이 시계바늘 방향과 시계바늘반대 방향 중 아무 쪽으로나 불 수 있다. ② 높이가 30 m 정도이지만, 수직 방향의 길이가 수평 방향의 길이보다 훨씬 길다. ③ 풍속은 2∼13 m/s로, 큰 피해를 거의 주지 않는다는 것이다.

골바람   valley wind

 골짜기에서 산등성이로 불어 올라가는 바람. 곡풍(谷風)이라고도 한다. 낮동안에 햇빛에 의해 산의 비탈면과 골짜기는 다른 곳에 비하여 가열되어서 지면 부근의 공기가 따뜻해진다. 이 더워진 공기는 밀도차에 의해 부양력(浮揚力)이 생기므로 산의 비탈면이나 골짜기를 따라 상승한다. 이 때 밀도차가 클수록 강한 바람이 불어 올라간다. 여름에 산에 올라갔을 때 시원하게 느껴지는 것은 바로 이 골바람이 산의 비탈면을 따라 계속 공급되기 때문이다. 이 바람은 햇빛이 강하게 내리쪼일 때 뚜렷하며, 구름이 많은 흐린 날에는 거의 생기지 않는다. 또한 햇빛이 있더라도 충분한 부양력이 있어야 하므로 대체로 10∼16시경에 뚜렷하다. 산악지대나 구릉지대에 나타나는 국지풍의 하나이다.

파랑  wave  波浪

 바람이 해면이나 수면상에 불때 생기는 풍랑(風浪)과 어느 해역에서 발생한 풍랑이 바람이 없는 다른 해역까지 진행하여 감쇠하여 생긴 너울. 일반적으로 마루가 뾰족하고, 파도와 파도 사이의 간격이 비교적 짧지만, 너울은 마루가 둥글고 간격이 길다. 넓은 바다에서는 이 둘이 합쳐 복잡한 해면 양상을 띠지만, 바람이 약할 동안에는 뚜렷이 판별할 수가 있다. 파랑의 성격을 나타내는 요소로서는 파고(파도의 골에서 마루까지의 높이) ·주기(어느 지점에서 한 마루가 지난 후 다음 마루가 지날 때까지의 시간) ·외파장(外波長) ·파압(波壓) ·파속 ·파향(波向) 등이 있다. 풍랑이 연안에 접근하여 수심이 파장의 반 이하인 얕은 곳으로 오면, 밑바닥의 영향을 받아 파고 ·주기 ·파장 등에 변화가 일어나며 이른바 연안쇄파(沿岸碎波)가 된다. 파랑은 물입자의 운동이 표면 근처에만 미치므로 조석(潮汐)처럼 그 운동이 깊은 바다까지 미치는 심해파에 대해서 표면파(表面波)로 구분된다.

황사현상  yellow sand phenomenon  黃砂現象

 주로 몽골이나 중국 북부의 황토지대(黃土地帶)에서 강한 바람에 의하여 고공으로 올라간 많은 미세한 모래먼지가 대기 중에 넓게 퍼져 온하늘을 덮고 떠다니다가 상층의 편서풍에 의해서 한반도 부근까지 운반되어 서서히 하강하는 현상. 한국에서는 주로 3∼5월에 나타난다. 특히 발달한 저기압이 몽골이나 화베이[華北]지방에서 둥베이[東北:滿洲] 북부로 이동할 때 한랭전선이 통과하고 난 후 더욱 뚜렷하게 나타난다. 이때 태양은 뚜렷하게 빛을 잃어 심하면 황갈색으로 보이고, 시정이 1∼2 km로 악화되며, 노출된 지면이나 지물에 흙먼지가 쌓이기도 한다. 황사현상은 눈병을 유발시키기도 한다. 황사입자의 크기는 0.25∼0.5 mm의 것이 많고 더 작은 것도 있다. 주성분은 석영 ·장석이고 이 밖에 운모 ·자철석을 포함하는 것도 있다.

편동풍  easterlies  偏東風

 지구의 위도권을 따라 동에서 서로 향하여 부는 바람. 정상적인 편동풍은 극지방의 지상 부근과 적도를 사이에 두고 남북 저위도에서 나타나며, 앞의 것을 극편동풍, 나중 것을 적도편동풍이라 한다. 적도지방에서 가열되어 상승된 공기는 대류권(對流圈) 상층에서 극방향으로 이동하며 위도 30 ° 부근에서 수렴되어 하강하여 아열대고기압을 생성시키고 지상에서는 다시 적도저압대로 향하여 부는 남북순환을 만든다. 하층에서 적도방향으로 향하는 흐름은 전향력(轉向力)에 의하여 동풍계의 바람으로 바뀐다. 이것이 적도편동풍으로 일명 무역풍(貿易風)이라고도 하며, 북반구에는 북동, 남반구에는 남동의 성분을 가지고 있는 지구상에서 가장 정상적인 풍계(風系)이며, 풍속은 일반적으로 편서풍보다 약하다. 적도편동풍은 고도 8∼10 km에 달하며 그 이상의 상층풍은 변화가 크다. 무역풍대에는 무역풍역전이라고 하는 역전층(逆轉層)이 고도 1∼2 km에서 나타나는데, 온도 ·습도차가 큰 역전으로 하층에는 온도가 낮고 습도가 높다. 적도무역풍 중에는 서서히 서진하는 편동풍파동(偏東風波動)이라고 하는 요란이 있어 저위도 지방의 날씨를 지배한다. 또한 극 부근의 편동풍은 복사냉각에 의하여 생긴 한랭한 극고기압에서 불어나온 공기가 전향력의 작용으로 북동의 극편동풍을 만든다. 기류의 고도는 평균 1∼3 km로 변화가 심하고 주로 지표 부근에 존재하며 여름철에는 전연 존재하지 않는 경우도 있다. 극편동풍의 남쪽 한계에는 보통 극전선을 형성하고 있다.

해륙풍  land and sea breeze  海陸風

 해안지방에서 맑은 날 기압경도(氣壓傾度)가 완만할 때 나타나는 일종의 국지풍. 낮과 밤에 바람의 방향이 거의 반대가 되는데, 낮에는 해상에서 육지를 향하여 해풍이 불고, 밤에는 육지에서 해상을 향하여 육풍이 분다. 맑은 날 일출 후 1∼2시간은 거의 무풍(無風)상태가 되었다가 태양의 고도가 높아짐에 따라 해상 쪽에서 바람이 불기 시작하여 오후 1∼3시에 가장 강한 바람이 분다. 일몰 후 일시적으로 무풍상태가 되었다가 다시 육상에서 해상을 향하여 바람이 불기 시작하여 이튿날 아침까지 계속된다. 해풍은 일반적으로 육풍보다 강하여 풍속은 보통 5∼6 m/s가 되나 해안의 지형에 따라서는 7∼8 m/s까지 부는 경우가 있고 내륙으로 들어감에 따라서 약해진다. 반면에 육풍은 2∼3 m/s밖에 되지 않는다. 해풍은 비교적 강하여 해안선에서 내륙 20∼50 km의 거리까지 불고, 육풍의 범위는 7∼10 km이다. 고도는 200∼700 m이나 해안의 지형에 따라 다른 경우가 있고, 열대지방에는 1∼2 km까지 달하기도 한다. 해안 근처가 대지(臺地)로 되어 있는 곳에 잘 발달하며, 계절적으로는 여름에 잘 발달하고, 겨울에는 발달하지 않는다. 열대지방에는 건기(乾期)에 거의 매일 발달하고 우기(雨期)에는 약하다. 날씨와의 관계를 조사한 것을 보면 운량(雲量)이 0∼5이면 빈도는 90 %, 6∼8이면 40 %, 9∼10이면 27 %가 된다. 해풍은 육상의 기온보다 낮기 때문에 해풍이 발달하는 해안지방에서는 최고기온이 12시 전후해서 나타나 오히려 오후에 기온이 약간 낮아진다. 해륙풍의 원인은 맑은 날은 일사(日射)가 강하여 해면보다 육지 쪽이 고온이 되는데, 이것은 해상보다 육지의 열용량이 작고 해상에는 어느 정도의 깊이까지 열의 전도 및 대류작용(對流作用)이 일어나기 때문에 해면이 육지에 비하여 저온이 된다. 육상의 기온이 올라가면 육상의 공기는 팽창하여 상층의 등압면(等壓面)은 육상에서 해상을 향하여 기울어진다. 이러한 결과로 상층에는 육상에서 해상 쪽으로 공기의 흐름이 생기고 그 공기는 해상 쪽으로 운반되어 해면상의 기압이 올라가고 육상에는 기압이 내려간다. 따라서 하층에는 기압차에 의한 기압경도가 생겨 해상에서 육상을 향하여 해풍이 분다. 밤에는 야간 복사 ·냉각 작용으로 육지가 해상보다 빨리 냉각되어 육상공기가 해상공기보다 수축되므로, 야간의 기압경도가 낮과 반대방향이 되어, 육상에서 해상을 향하여 육풍이 분다. 장해물이 없는 해상에서는 공기의 유동이 쉽고, 해상과 육상의 기온차가 대체로 낮에 크기 때문에 해풍은 강해지고 육풍은 지형이나 지면마찰의 영향을 받아 그렇게 강하지 못하다. 낮의 상층에는 육지에서 해상을 향하여 공기의 흐름이 있고, 하층에는 해풍이 불어 일종의 순환계(循環系)를 형성한다.

허리케인  hurricane

 대서양 서부에서 발생하는 열대저기압. 싹쓸바람이라고도 한다. 허리케인은 ‘폭풍의 신’ ‘강대한 바람’을 뜻하는 에스파냐어의 우라칸(huracan)에서 유래된 말로, 우라칸은 카리브해(海) 연안에 사는 민족이 사용하던 hunraken, aracan, urican, huiranvucan 등에서 전화(轉化)된 것이다. 북대서양 ·카리브해 ·멕시코만 등에 발생하는 허리케인의 연간 평균출현수는 10개 정도이고, 그 밖에 발생하는 것도 5∼10개인데, 태풍보다 발생수가 훨씬 적다. 그러나 월별 빈도는 태풍과 비슷하며, 8∼10월에 가장 많다. 대부분 소형이나, 대형인 것은 태풍과 필적하며, 이것이 멕시코만 연안에 상륙할 때에는 상당한 피해를 준다. 일반적으로 중심기압이 낮을수록 우세해서 최대풍속도 강한데, 그 구조는 태풍과 같다. 또한 영어로 허리케인이라 할 때는 보퍼트 풍력계급으로 풍력 12(34 m/s 이상)의 바람을 가리킨다.

국지풍  local wind  局地風

 지형의 영향으로 어떤 특정한 좁은 지역(수십 km 정도)에만 부는 바람. 국지풍을 크게 나누면 수륙분포의 영향으로 부는 해륙풍, 산의 사면(斜面)에서 발생하는 산골바람, 산바람(보라 ·푄) 등이 있다. 국지풍은 일기도의 등압선만으로는 설명할 수 없으며, 재해를 일으키거나 이상기후를 초래하는 경우 등으로 인해, 바람이 발생하는 지방의 특유한 이름이 붙여진다. 세계의 국지풍에는 많은 종류가 있는데, 아드리아해(海)의 보라, 알프스의 푄, 나일강 상류의 하부브, 지중해의 시로코, 에스파냐의 소라노 등이 대표적인 예이다. 한국의 예를 들면 태백산맥 동쪽에서 일어나는 푄 현상(높새바람)이 알려져 있다.

참조 : 바람

난기류  turbulent air  亂氣流

 기류가 불규칙하게 흐르는 현상. 유체역학에서 말하는 난류란 유체의 불규칙한 흐름을 뜻하지만 대기 중에는 극히 소규모의 난류부터 고기압이나 저기압과 같이 규모가 큰 난류까지 존재한다. 항공기가 운항할 때 큰 난기류를 만나면 기체는 가로 ·세로로 흔들리거나 고도변위 등을 일으킨다. 이와 같은 현상을 난기류, 기류의 흐름, 악기류(惡氣流), 난류 등으로 부른다. 난기류가 생기는 주요 원인은 바람의 불규칙한 변화, 즉 돌풍(gust) 때문인데, 일반류(一般流)에 수반되어 존재하는 소용돌이에 의해 생긴다. 일반적으로 항공기에 영향을 끼치는 소용돌이의 크기는 대체로 날개 나비의 크기로부터 날개 길이의 30∼40배, 즉 지름 10∼200 m로 간주된다. 난기류의 둘째 원인은 수직류인데, 이것은 항공기 고도의 변위를 일으킨다. 뇌운(雷雲) 속에는 심한 상승기류와 하강기류가 뒤섞여 있어 악성 난기류라 한다. 지형의 영향이 적은 대류권 상층으로부터 성층권 하층에서는 구름이 없어도 난기류가 존재하는데 이를 청천난류(晴天亂流:clear air turbulence)라고 하며, 상하의 풍속차가 클 때 발생한다.

돌풍  gust  突風

 평균 풍속에 비해서 풍속이 일시적으로 갑자기 커지는 바람. 돌풍이 불 때는 풍향도 급변한다. 때로는 천둥을 동반하기도 하며 수분에서 1시간 정도 계속되기도 한다. 선상(線狀)으로 진행하며 까만 적란운이 제방처럼 밀어닥치는 것을 볼 수 있다. 일기도상으로는 보통 발달하기 시작한 저기압에 따르는 한랭전선에 동반된다. 돌풍이 커지느냐의 여부는 기온의 수직방향의 체감률과 풍속의 차이에 의해서 정해진다. 돌풍과 반대로 어느 기간 동안 풍속이 0이 되는 상태를 정온(靜穩)이라고 한다. 돌풍을 표시하는 식으로는G=(M－m)/(M＋m)이 사용된다. 이 식에서 M과 m은 최대 및 최소풍속을 나타내고, G는 돌풍도(突風度)이다. M＋m은 거의 평균풍속에 상당하기 때문에 G는 최대풍속과 최소풍속의 차를 평균 풍속으로 나눈 것이라 생각하면 된다. 돌풍은 10 m/s, 때로는 30 m/s에 이르는 강한 바람이므로, 해상에서는 소형 어선이 많이 조난당하기도 한다. 또 항공기가 돌풍을 만나면 정상적인 운항을 할 수 없고 탑승객이 천장에 머리를 부딪치거나 멀미를 일으키고, 심한 경우에는 기체가 파손되기도 한다. 적란운이 발달한 곳에서는 강한 상승기류에 기인하는 돌풍이 일어나지만, 구름 한 점 없이 좋은 날씨에 일어나는 청천난류(晴天亂流)는 항공기 안에서는 예견할 수 없으므로 갑자기 추락하는 예가 많다.

참조 : 바람

반대계절풍  antimonsoon  反對季節風

 계절풍의 상층(上層)을 계절풍과 반대방향으로 정상적으로 부는 바람. 계절풍이 해륙풍(海陸風)과 같은 열적 수직순환이라는 생각에서 생긴 술어이나, 실제로는 존재하지 않는 경우가 많다. 예를 들면 아시아의 겨울에 부는 북서계절풍은 그 풍계(風系)의 두께가 권계면에 달할 정도여서, 반대계절풍이 존재하지 않는다.

반대무역풍  antitrade wind  反對貿易風

 무역풍의 상공을 무역풍과 반대방향으로 부는 바람. 반대무역풍의 높이는 10∼16 km에 달하며, 곳에 따라서는 20 km에 이르기도 하나, 여름철에는 뚜렷하게 나타나지 않는다. 열대지방은 지상에서는 적도를 향해 부는 무역풍, 상공에서는 반대로 적도에서 극(極)으로 향한 반대무역풍에 의하여 하나의 순환계(循環系)가 형성되는데, 이를 직접순환 또는 해들리순환이라 한다.

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