바람

대기대순환

대기대순환의 양상은 여러 위도와 고도에서 대기의 불균등한 가열과 지구 자전의 영향으로 결정된다. 대기의 가열되는 정도가 다르면 압력차가 생긴다. 바람은 이로 인해 생기는 대기의 압력 분포와 밀접하게 관련되어 있으며, 일반적으로 탁월풍은 보이스 발로트의 법칙을 따르고 있다.

이 법칙에 의하면 북반구에서 바람은 풍하 쪽을 향하고 있는 관측자의 왼쪽에는 저기압이, 오른쪽에는 고기압이 나타나도록 분다. 남반구에서는 저기압이 관측자의 오른쪽에 나타나고 고기압은 왼쪽에 나타난다. 이는 지구 자전 효과에 의한 코리올리 힘 때문이다. 그러나 지표면 부근의 바람은 등압선에 평행하게 불지 않는데 이는 지표면과의 마찰 때문에 저기압 쪽을 향하는 성분을 갖고 있기 때문이다.

적도 부근에서는 코리올리 힘의 크기가 작아 보이스 발로트 법칙은 전혀 성립되지 않으며 바람은 매우 불규칙하게 불게 되고 지역적 특성의 제한을 받게 된다. 고위도에서도 지표면의 지형과 대기의 상황 변화에 의해 풍향이 잘 변화되기 때문에 이 법칙이 항상 성립된다고는 볼 수 없다.

지표면의 대기대순환

개요

바람

지표면 부근의 대기대순환, 즉 일반풍의 분포는 그림과 같다. 바람은 해류와는 달리 불어오는 방향을 기준으로 명명하기 때문에 그 풍대의 이름에서 탁월풍의 방향을 알 수 있다. 여러 가지 바람과 기압의 분포대는 다음과 같다.

적도무풍대

적도 부근은 적도무풍대로 둘러싸여 있다. 이곳의 기압은 북쪽 또는 남쪽의 외곽지역보다 낮으며 바람은 일반적으로 약하고 풍향도 불규칙하여 때때로 무풍 상태가 된다. 공기에 대한 지구 자전의 영향은 무시할 수 있을 정도이기 때문에 적도상의 바람에는 보이스 발로트의 법칙이 적용되지 않는다. 그 대신 공기는 등압선을 횡단하여 이동할 수 있기 때문에 대기에 기압차가 있어도 곧 소멸된다. 또한 계절에 따라 최대 태양복사 에너지를 받는 위도대가 다르고, 북반구와 남반구의 지표면 특성이 다르므로 계절에 따라 다르게 나타난다. 1월은 북반구에서 전형적인 겨울철의 기상 조건이 나타나는 달이며, 최고기온을 보이는 지역은 적도 또는 다소 그 남쪽에 있다. 대륙에서는 이 지역이 해상보다 훨씬 남쪽으로 치우쳐 있다. 따라서 1월중의 무풍대는 해상에서는 늘 적도 부근에 있으며 남아메리카, 동인도의 온난한 육상에서는 남반구의 남위 15°부근에 위치한다. 북반구에서 여름에 최고기온을 나타내는 지역이 북쪽으로 이동하는 정도는 남반구에서 최고기온 지역이 이동하는 정도보다 매우 크다. 이것은 북반구의 대륙이 여름에 상당히 더워지기 때문이며 따라서 적도무풍대 지역은 북쪽으로 옮겨가게 된다. 예를 들면 7월의 적도무풍대 지역은 특히 중앙 아메리카, 북아프리카, 아시아에서는 상당히 북쪽으로 옮겨가 있다. 그러나 아시아, 특히 인도는 계절풍이 발달하는 곳에 위치하기 때문에 적도무풍대 지역이라는 것은 그다지 적당하지 않다. 적도무풍대의 너비는 장소에 따라 크게 변하고 있다. 이 지역은 북반구의 북동무역풍과 남반구의 남동무역풍이 수렴하는 지역으로 되어 있다. 이 2개의 풍계는 종종 직접 마주치게 되므로 언제나 고요한 지역에 의해 분리되어 있는 것은 아니다. 2개의 무역풍이 마주칠 때 형성되는 경계선을 열대전선 또는 열대수렴대라 한다. 두 무역풍계의 수렴은 상승류와 동시에 단열팽창에 의한 공기의 냉각을 일으키고 강수를 형성한다. 적도무풍대의 계절적 변동 때문에 1년 내내 그 범위 내에 있는 지역은 거의 없다.

무역풍대

무역풍은 북반구에서 북동, 남반구에서 남동의 풍향을 갖고 아열대고압대와 적도무풍대 사이에서 불며 특히 해상에서 풍향과 풍속은 일정한 특징이 있다. 물론 약간의 변동은 일어나지만 다른 풍계의 변동보다는 훨씬 적다. 대서양의 무역풍이 가장 뚜렷하며, 북동무역풍의 평균풍속은 약 17㎞/h이고 남동무역풍은 약 25㎞/h이다. 풍향과 풍속에는 일반적으로 연주기가 있어 전체적인 무역풍대를 고려할 때 그 풍향은 고르지 않다. 적도무풍대가 다른 반구로 이동함에 따라 어떤 영역에서 무역풍은 적도를 횡단하기도 한다. 그 경우 2개의 반구상에서는 각각의 기류에 대한 지구자전에 의한 편향 방향이 다르기 때문에 무역풍 방향이 변한다.

아열대고압대

적도의 열대수렴대에서 상승한 공기는 아열대고압대에서 하강한다. 그리하여 이 지역은 날씨가 맑으며 바람이 불지 않는 특징이 있다. 바람이 없기 때문에 말을 실은 범선이 움직일 수 없고 또 물도 모자라 말을 버리지 않으면 안되게 된 데서 말위도(horse latitude)라 부르기도 했다. 북반구에서 여름철의 고압대는 연속되지 않고 아프리카-아시아와 북아메리카의 저기압에 의해 분단되어 나타난다. 한편 남반구에서는 이때가 겨울철이어서 대륙은 차고 고압대는 분단되지 않은 채 지구를 둘러싸게 된다. 북반구에서 겨울철에는 이 상황이 반대가 된다. 남반구에서는 이때가 여름이며 기압은 대륙이 더 낮다.

편서풍대

아열대고압대의 위쪽 위도 약 40°부터 극권까지의 범위가 편서풍대이다. 편서풍의 주된 풍향은 서 또는 남서이나 주로 전선과 저기압이 활동하고 있으므로 무역풍의 풍향만큼 안정되어 있지 않다. 이 풍대 내에서는 저기압이 잇따라 이동하므로 풍향이 자주 변화한다. 북아메리카와 아시아의 큰 대륙성 기단에 의해 생기는 요란 때문에 편서풍대 내의 상태는 대륙 면적이 작은 남반구보다 북반구에서 더 복잡하다. 그곳의 편서풍대인 소위 '으르렁거리는 40°'는 1년 내내 일기가 가장 나쁜 지역의 하나이다. 겨울의 북반구에서 고기압 중심은 북아메리카와 아시아에, 저기압 중심은 아이슬란드와 알류샨 열도 부근에 나타난다. 아시아의 고기압은 매우 강하므로 편서풍과 저기압의 통로는 대륙의 북쪽 변두리를 따라 지난다. 이 저기압은 때때로 아시아 고기압의 영향이 미치는 영역으로 침입해오기도 한다. 그러나 그 빈도는 서부 유럽보다 작으며 특히 겨울에 때때로 질풍이 부는 북대서양보다는 훨씬 적다. 북아메리카에서는 고기압 중심의 영속성이 아시아 고기압보다 훨씬 적으므로 일련의 저기압을 수반한 편서풍은 극지에 가까운 대륙의 찬 공기로부터 생긴 이동성 고기압과 교대하여 서쪽의 산맥이나 대륙을 횡단한다. 편서풍의 세기나 저기압의 빈도는 북반구의 따뜻한 계절에는 상당히 감소한다. 아열대고기압은 편서풍대의 적도 쪽 경계이지만 계절과 더불어 이동하므로 편서풍대의 적도 쪽에는 주변역이 있다. 주변역은 겨울철에는 편서풍대의 범위 내에 있으나 여름철에는 아열대고기압에 의해 지배된다. 이 영역은 겨울철에는 저기압의 활동, 흐린 하늘, 강수의 영향을 받지만 여름철에는 건조하여 하늘에 구름이 없다. 이러한 유형에 속하는 기후의 현저한 예는 캘리포니아, 지중해 연안, 남아프리카에서 볼 수 있다.

극편동풍대

극편동풍대는 편서풍대보다 극 쪽에 위치하고 있다. 남반구의 극지방은 찬 남극 대륙에 의해 대부분 덮여 있어 기압이 높다. 따라서 풍향은 동 또는 남동이지만 흔히 국지적 지세에 의한 풍향 변화가 일어난다. 남극 대륙 상공의 바람은 해면의 등압선 보다도 상층의 기압형에 따르고 있다. 북반구의 극지방에서는 최대의 빙하 대륙인 그린란드가 극의 중심에 위치하지 않으며 겨울에는 북시베리아와 북캐나다가 북극해보다 저온이어서 상당히 복잡하다. 이로 인해 캐나다 군도로 부는 바람은 북서풍이 두드러진다. 그러나 스발바르 제도와 프랑스 요셉 제도에서는 풍향 변화가 잘 일어나지만 동쪽 방향의 바람이 가장 많다. 여름철에는 북극지방의 기압경도가 약하므로 바람은 약간 있으나 변동이 자주 일어난다.

상층 대기의 대기대순환

기압은 따뜻한 공기보다 찬 공기에서 고도가 높아짐에 따라 더욱 급속히 감소한다. 따라서 해면상 수 ㎞ 고도에서 최저기압은 가장 찬 공기가 있는 곳, 최고기압은 가장 따뜻한 공기가 있는 곳, 즉 위도 30° 부근이 아닌 보통 적도에 가까운 지역에서 나타난다.

보이스 발로트 법칙에 따라 편동무역풍은 고도에 따라 차츰 풍속이 감소해 수 ㎞ 고도에서는 편서풍으로 된다. 따라서 이 고도에서는 서풍이 지구의 거의 모든 곳에서 탁월하게 분다. 그러나 가장 강한 서풍은 중위도에서 나타나며 때때로 좁은 흐름인 '제트류'로 수렴되어 있다.

제트류가 가장 크게 발달하여 위도 30° 정도의 저위도에 위치할 때는 겨울철로 중심풍속 160~320㎞/h의 최대풍속이 나타나기도 한다. 여름철에는 약해져서 통상 극 쪽에 가까운 위도 40°인 곳에 위치한다. 제트류와 그를 둘러싸고 있는 약한 바람은 항상 진서(眞西) 방향에서 불어오지는 않으며 때로 다소 극 쪽 또는 적도 쪽으로 기울어진다. 따라서 어느 경도에서는 북서의 바람으로 또다른 경도에서는 남서의 바람으로 나타난다.

이러한 사행은 대륙(특히 북반구에서)의 요란의 영향에 의해, 그리고 중위도의 매일매일의 일기 변화에 영향을 주는 해면상의 고기압과 저기압의 큰 중심이동에 의해 일어난다(→ 제트류). 편서풍은 지표에서부터 8~17㎞의 권계면 높이까지는 그 세기가 증가하며 이보다 높은 성층권에서는 일반적으로 저위도보다 고위도에서 따뜻하다. 따라서 적도와 극 사이에서의 압력차의 증가는 반대 경향으로 나타난다.

편서풍은 이보다 높은 고도에서 속력이 감소하기 시작하여 충분히 높은 고도에서는 편동풍으로도 될 수 있다.

계절풍

계절풍

지구상의 기압과 바람의 실제적 분포는 그림에 나타난 것보다 더 복잡하다. 이들 풍대의 위치와 강도의 계절변화는 태양의 연주운동에 의해 일어나지만 육지와 해양 사이의 물리적 차이에 의해 더욱 복잡해진다. 여름 동안 육지는 바다보다 더 많이 가열된다. 그 까닭은 태양열이 고체인 지면보다 운동하고 있는 해수에서 더 깊이 전달될 수 있으며 더구나 육지보다 바다에서의 증발에 많은 열이 소모되기 때문이다.

겨울에는 해양 표면이 육지보다 따뜻한데 그것은 찬 표층수가 따뜻한 하층수와 잘 혼합되기 때문이다. 공기는 표면 온도를 대표하는 경향이 있으므로 여름에는 육상이 따뜻하고 겨울에는 해상이 따뜻하다. 찬 공기는 일반적으로 따뜻한 공기보다 무겁기 때문에 겨울에는 육상의 기압이 해상의 기압보다 높다. 따라서 고기압 순환이 발달하게 된다. 이 순환은 북반구에서는 시계 방향이고 남반구에서는 시계 반대방향인데, 표면 마찰에 의해 고기압에서는 바깥쪽으로 향하는 성분을 갖는다. 예를 들면 북반구의 대륙 동해안에서는 북서의 바람이 관측되지만 남반구의 같은 장소에서는 남서의 바람이 발생한다.

여름 동안 육지는 바다보다 뜨겁게 가열되기 때문에 육상에는 저기압이 발달한다. 그결과 저기압 순환은 북반구에서는 시계 방향이 되고 남반구에서는 시계 반대방향이 된다. 그리고 둘 모두 저기압 중심으로 향하는 흐름의 성분을 갖는다. 따라서 북반구의 대륙 동해안에서 바람은 남동풍이 되고 남반구에서는 북동풍이 된다. 겨울철에는 대륙 내부로부터 차고 건조한 북서풍이, 여름철에는 대양으로부터 따뜻하고 습한 남동풍이 분다. 보통 여기서 인용한 예와 같이 풍향이 변화하거나 180°가 되는 경우에 이것을 계절풍 또는 몬순(monsoon：아라비아어의 '계절'에서 유래한 말)이라 부른다.

전형적인 계절풍은 인도와 아시아 동해안지역에 나타난다. 여름철의 남서계절풍이 불 때 남인도양의 아열대고기압으로부터 아시아의 저기압을 향해 공기의 연속적 흐름이 생긴다. 이와 같이 남동무역풍은 적도를 횡단하여 여름의 남서계절풍이 된다. 남동무역풍이 한쪽 반구로부터 다른 쪽 반구로 옮겨갈 때 지구 자전의 전향력에 의한 변화를 나타낸다. 인도의 계절풍은 히말라야 산맥에 의해 큰 영향을 받는다. 따라서 여름의 계절풍은 인도에서는 남서로부터, 벵골 만에서는 남으로부터, 갠지스 계곡에서는 남동으로부터 불어온다. 그 풍속은 장소에 따라 다양하게 변한다.

남서계절풍은 다른 장소의 바람에 비해 매우 안정하게 불지만 남서계절풍이 불기 시작하는 시기는 때때로 상당히 늦어지는 경우가 있어 그때문에 인도에서는 한발이나 기근이 잘 발생한다. 아시아 대륙에서도 여름부터 겨울에 걸친 기압분포의 변화가 매우 뚜렷하여, 아시아 동해안에서도 전형적인 계절풍이 불고 있다. 그러나 대부분의 온난한 위도대에서는 여름철에서 겨울철로 넘어가면서 탁월풍의 이동이 그렇게 크지 않으며 계절풍과 같은 바람의 이동을 본다는 것도 드물다. 예를 들면 북아메리카의 동해안에서 탁월풍의 방향은 북서로부터 여름철의 남서로 거의 90°만큼 변화한다.

국지풍

개요

국지풍은 대기대순환이나 계절풍보다 작은 규모의 풍계로 지면의 열특성차에 의해 유도되는 해륙풍·산곡풍과 지형 특성에 의해 발생하는 보라(bora)·푄 등이 이에 속한다.

해륙풍

비열과 열보존력의 차이에 의해 낮에는 육지가 바다보다 더 따뜻해진다. 일기가 좋은 날 오후에는 해안으로부터 수㎞ 되는 지표면 근처의 기온이 바다 위의 기온보다 5~10℃ 이상 높다. 위쪽으로 가면서 온도차는 작아져서 보통 높이 600~900m에서는 거의 없어지게 된다. 육상의 하층 공기가 가열에 의해 팽창하면 밀도가 다소 감소해 지면 기압이 낮아진다. 그러므로 해상과 육상 사이에 압력차가 생겨 바다로부터 육지로 바람이 분다. 이러한 해풍은 장소에 따라 내륙으로의 진입거리와 그 두께가 다르게 나타난다. 중위도에서는 오후 늦게 해안으로부터 30~40㎞나 되는 거리까지 침입하는 일이 종종 있다. 또 열대에서는 80㎞ 정도의 내륙까지 침입한다고 한다. 최대로 발달했을 때 해풍은 해상에서 수㎞에 걸쳐 존재하지만 해상에서의 범위에 대한 관측은 충분히 이루어지지 못하고 있다. 저녁에 해풍은 바다로부터 직접 불어오지 않고 지균풍과 같이 해안을 따라 부는 일이 자주 있다. 해풍의 진입 전방에는 한랭전선의 특성을 나타내는 경계를 갖고 있으며 뇌운이 생길 수 있는 일기 상태에서 초기 뇌운은 해풍전선이 있는 곳에서 발생한다. 고요한 밤중에는 내륙의 지면 가까이 있는 공기가 해수 온도 이하로 냉각되어 육풍이 발달한다. 얇은 기층만이 냉각되므로 육풍은 해풍보다 약하여 2~3㎞ 정도 해상으로 진출한다. 돛단배를 사용하는 어부는 아침 일찍 육풍을 타고 바다로 나가고 오후에는 해풍을 타고 돌아온다.

산곡풍

맑은 날 산등성이는 계곡보다 빨리 가열되어 더워진 공기가 상승한다. 그리하여 계곡의 공기가 산사면을 거슬러 올라가는 곡풍이 불며, 응결고도에서 적운형 구름이 발생하여 비가 내리기도 한다. 이러한 곡풍은 햇빛이 강한 여름철에 강하게 나타난다. 밤에는 반대로 지구복사로 인해 산등성이 부분이 빨리 냉각되어 골짜기를 덮고 있는 같은 높이의 공기보다 밀도가 높아진다. 따라서 경사면에 가까운 공기가 골짜기 바닥으로 가라앉고 골짜기 바닥 위의 자유공기 내에서는 매우 완만한 상승이 일어난다. 산풍은 풍속 3~5㎞/h로 두께도 매우 얇으며, 여름철보다 겨울철에 강하게 나타난다. 이러한 산곡풍은 스위스의 알프스 산맥 골짜기에서와 같이 산이 크고 계곡이 깊은 지역에서는 강하여 찬 공기가 100m 정도의 두께를 가지고 9~16㎞/h의 속도로 이동한다. 그밖에 잘 알려져 있는 산곡풍은 남프랑스의 론 계곡으로부터 리용 만의 따뜻한 물 위로 불어가는 건조하고 찬 북풍으로 미스트랄(mistral)이라 불린다.

보라

적설이 있는 고원이나 산이 상대적으로 상당히 따뜻한 바다를 향해 깎아지른 듯이 솟아 있는 장소에서 불안정하고 찬 공기가 계곡을 따라 흐르면 해안에서는 강한 바람이 분다. 그 예로 잘 알려져 있는 것이 보라인데 이는 아드리아 해 북쪽 해안에 영향을 끼친다. 보라라는 이름은 북풍이라는 의미의 '보레아스'(Boreas)에서 유래된 것이다. 겨울에는 일반적으로 기압 배치의 영향을 강하게 받으므로 반드시 국지적인 원인만으로는 볼 수 없으나 북동 또는 동북동의 풍향을 나타낸다.(→ 활강바람)

푄

모든 산악지방에서, 산정으로부터 저지로 불어내려오는 바람은 따뜻하고 건조한 특징이 있다. 이 바람은 국지적으로 여러 가지 이름으로 불리고 있으나 보통 푄으로 알려져 있다. 푄은 알프스 산맥에서 불어오는 바람에 붙여진 이름으로 그 곳에서 특히 현저한 현상이다. 푄은 어떤 계절에도 일어날 수 있지만 이상적으로 좋은 시계, 때로 생기는 조각 구름, 또는 구름 한 조각 없는 맑은 하늘과 더불어 잘 나타나는 돌풍이다. 산이나 봉우리의 위쪽 경사면은 구름으로 덮여 있어 때때로 비나 눈을 볼 수 있다. 이 구름의 봉우리를 푄 벽이라 부르고 있다. 봉우리의 풍하 쪽에서는 산을 넘을 때 만들어진 기류의 파상요란을 나타내는 렌즈형 구름이 저지 위에 잘 나타난다. 바람은 강하지만 파동도 구름도 정상적이며 구름의 풍상 쪽에서는 연속적으로 응결이 일어나고 풍하 쪽에서는 증발이 일어난다. 푄이 이상적으로 따뜻한 것은 산의 위쪽 경사면을 통과하는 공기로부터 비나 눈이 내리는 것과 관계가 있다. 공기는 풍상측의 사면을 올라갈 때 냉각되나 수증기의 응결에 의한 잠열이 방출되기 때문에 냉각은 완화된다. 풍하측의 사면을 내려갈 때 공기는 더워져 구름은 증발하여 잠열을 되찾으려 한다. 그러나 상당량의 수분이 비나 눈으로 되어 없어졌기 때문에 방출된 잠열의 얼마밖에 되찾을 수 없어 공기가 원래의 고도로 되돌아갔을 때는 처음보다 따뜻해진다. 겨울에는 이렇게 생기는 큰 기온상승으로 저지의 눈이 급속히 융해하는 일이 있다. 사람에 따라서는 푄이 지속되는 동안 병에 걸리거나 불쾌감에 빠진다고 하지만 그 관계에 대해서는 아직 잘 알려져 있지 않다.

대기난류

액체나 기체 등의 유체 운동은 2개 유체의 개개 입자가 매끄러운 유로(流路)를 따라 움직이는 '층류'(層流)와 매우 불규칙하여 일반적으로 2개의 입자가 같은 유로를 지나지 않는 '난류'(亂流)로 크게 분류된다.

가장 일반적인 운동은 난류이며 이 흐름은 특히 지표면 부근의 바람에서 잘 일어나지만 층류 상태에 접근하는 경우가 있다. 자연풍의 난류는 돌풍과 정지의 연속이며 동시에 방향도 제멋대로 변한다. 따라서 풍속과 풍향에 대해 논할 때는 필히 몇 분간에 걸쳐 관측된 자료의 평균을 참고하지 않으면 안된다. 난류의 세기는 시각, 하늘상태, 공기가 지나가는 표면의 성질에 따라 심하게 변화한다. 기상학자들은 보통 바람의 숨으로 난류의 세기를 나타내고 있다. 이것은 일정시간 동안 최대와 최소 풍속차의 절반을 평균속도로 나눈 것이다.

따라서 평균속도가 20㎞/h의 바람은 측정시간 내에서 속도가 15~25㎞/h에서 변화한다고 할 때, 0.25의 바람의 숨을 갖고 있다고 한다. 방향의 진동은 평균풍속의 양쪽으로 15°정도이지만 이 상태도 상당히 변화한다.

기상학에서 난류의 중요성은 이것이 대기를 휘저어 충분히 혼합시키는 요인이라는 점에 있다. 즉 난류는 수증기, 연기, 가벼운 입자를 확산시키는 주요한 원인이 된다. 육지나 바다에서 물의 증발과 수문학상의 순환은 난류에 크게 의존하고 있다. 난류는 보통 소용돌이라 부르며, 한 곳에서 다른 곳으로 변해가는 여러 가지 크기의 공기 덩어리의 불규칙한 운동으로 묘사되고 있다.

이 점에서 난류는 분자의 끊임없는 운동으로 확산이 일어나는 분자 확산과 유사하지만 소용돌이 확산은 분자 확산에 비해 훨씬 대규모적이고 또다른 방법으로 행해진다. 그결과 난류에 의해 나타나는 확산의 수학적 이론은 매우 복잡하여 분자 확산보다도 정확도가 떨어진다. 특히 명확한 확산률을 갖는 대기에 대해 말하기는 불가능하다. 이에 대한 많은 시도가 이루어졌지만 분자 확산에 쓰이는 잘 알려진 확산계수에 대응하는 단순한 양을 대기 중의 확산과 관련시키는 것은 불가능하다.

지표면에서 높이 약 100m 이내의 하층대기에서 바람의 난류는 보통 뚜렷한 일변화를 나타낸다.

예를 들어 하늘이 맑으면 난류는 정오경에 극대에 달한다. 이것은 지표면이 태양광선으로 가열되어 더워진 공기가 연속적으로 상승하여 상부의 찬 공기와 대치되기 때문이다. 이 연직운동은 고도가 증가하면서 온도가 내려가는 불안정한 대기에서 강하며 나무·가옥·언덕과 같은 장애물에 의해 생기는 바람의 요란도 가해져 전 운동을 매우 불규칙하게 만든다. 확산은 불안정도가 심할수록 강하여 인가(人家)나 공장의 굴뚝에서 나오는 연기는 급속히 확산된다.

일몰 후 지면은 장파복사에 의해 상공으로 열을 복사하기 때문에 급속히 냉각된다. 그결과 지표면 부근의 기층은 앞에서 말한 기층보다 훨씬 농밀하게 되어 기온은 고도에 따라 증가한다. 이 상태는 역전(逆轉)으로 알려져 있다. 이와 같은 역전현상은 안정도를 증가시키므로 바람의 속력과 바람의 숨은 급속히 감소된다.

공기의 운동은 층류상태에 가까워져 확산에 현저한 영향을 끼친다. 이러한 난류의 일변화는 연기를 관측하면 잘 알 수 있다. 정오경의 연기는 바람의 활발한 난류 때문에 모든 방향으로 흩어져 가나 일몰 이후는 주위 대기와 거의 또는 전혀 혼합되지 않고 한데 모여 덩어리가 되어 흐른다. 연기의 농도, 즉 공기의 단위 부피당 연기의 양은 맑은 날 밤에서 동틀녘까지 역전이 지속되는 동안 상당히 증가한다. 흐린 날 공기의 난류는 한낮이나 밤이나 같은 상태를 유지한다.

그 이유는 구름층이 한낮에는 태양복사의 세기를 감소시키고 밤에는 열이 지표면으로부터 상공으로 빠져나가는 것을 막는 덮개역할을 하기 때문이다. 앞에서 말한 것과 같은 역전현상은 맑은 날 밤에는 항상 일어나는데 보통 지표면 부근에서 매우 얇은 층으로 나타난다. 그러나 때때로 역전은 지표면상 300m 정도 고도까지 퍼져 나타나기도 한다.

이와 같은 대규모 역전은 보통 고기압 내에서 공기가 서서히 침강하여 생긴다. 역전이 생기면 특히 겨울철에는 대기의 자연 환기가 충분히 이루어지지 않기 때문에 연기로 오염된 안개(스모그)가 만들어질 가능성이 크다. 이와 같은 스모그의 현저한 예는 1952년 12월 런던에서 발생한 것이다. 이때문에 기관지염 등의 호흡기병으로 4,000명 이상의 사망자가 생긴 것으로 추정되었다. 그밖에 오염에 의한 호흡기 유행병의 예로는 1948년 펜실베이니아 주의 도노라와 벨기에의 메즈 골짜기에서 발생한 것을 들 수 있다.

따라서 난류는 이와 같은 현상이 발생하는 것을 막는 바람의 주요한 성질이며 난류에 의한 혼합이 일어나지 않는다면 대도시의 생활은 매우 어렵게 될 것이다.

지표면 부근의 난류에 대한 자세한 연구에 의하면 속도는 1/10~1분의 주기로 진동하며 바람의 숨은 지표면 지형에 따라 크게 달라진다. 어느 순간의 전속도(全速度)와 평균속도와의 차를 '소용돌이 속도'라 한다. 이것은 바람의 평균방향과 그것에 직각인 수평방향 및 연직방향의 성분을 갖는다.

또한 난류는 주로 대기의 내부 마찰에 의해 생긴다. 모든 공기의 운동(바람)은 수평방향의 압력차에 의해 발생하며, 대기 하층에서 바람의 속도는 지면의 마찰에 의해 상당히 감소된다. 이 마찰효과는 난류에 의해 위쪽으로 퍼진다. 바람 내의 소용돌이는 지표면 부근의 속도가 느린 공기와 상부의 속도가 빠른 공기의 혼합을 일으켜 속도차를 완화시킨다. 그결과 평탄한 지역에서 바람의 속도는 지표면에서 상부로 갈수록 서서히 증가하여 약 600m 상공에서는 마찰의 영향이 거의 없는 바람이 불게 된다.

이러한 변화가 일어나고 있는 공기층을 '마찰층'이라 부른다.

지표면 부근에서는 평균풍향과 직각인 소용돌이의 속도 성분이 다른 성분보다 상당히 크나, 약 30m 이상의 고도에서는 3성분이 모두 같게 된다. 마찰층 내의 소용돌이에 의해 지표면으로부터 상층으로 열이 수송되는 것에 관한 문제도 상당히 주목되고 있다. 대기오염에 있어, 공장 굴뚝에서 나오는 연기의 지표면 농도는 굴뚝 높이의 제곱에 반비례하여 변화한다는 것이 알려져 있다.

즉 굴뚝의 높이가 30m에서 60m가 되면 지표면의 연기농도는 1/4로 감소하게 된다. 따라서 유독한 연기를 가능한 한 높은 곳에서 방출하는 것은 매우 유익하다. 생명활동이 가장 풍부한 곳, 즉 지상 100m 이내 대기의 난류에 대한 연구는 미기상학(黴氣象學)이라 부르는 과학의 한 분야에서 다루어지고 있다. 평야지역의 600m 정도 상공에서는 바람에 미치는 지표면의 마찰효과가 크게 감소하며 하층 대기의 소규모 난류 특성은 대부분 소멸된다.

그러나 상층풍은 지표면 부근의 바람에 비해 훨씬 소용돌이가 적다고는 하지만 때때로 항공기에 영향을 미칠 수 있을 정도의 난류를 나타내는 경우도 있다. 지표면이 강하게 가열되고 습도가 높은 기상 조건에서는 대류운동이 일어나 상당한 높이까지 발달하는 적운이 형성된다. 일반적으로 이와 같은 구름 부근은 매우 불안정하여 기체(機體)가 심하게 흔들린다. 이러한 흔들림은 뇌운 중에서 가장 심하며 30㎧에 달하는 상승류가 측정되기도 한다. 또한 뇌운의 내부는 매우 강한 난류의 영역이다. 이와 같이 혼란한 대기 내를 비행하는 항공기는 연직 방향의 가속도를 받아 안전띠를 하지 않은 승객은 좌석에서 이탈하게 되는 일이 있다.

최근에는 간단히 예측하기 어려운 다른 종류의 난류가 매우 높은 고도를 비행하는 고속항공기의 출현으로 문제가 되고 있다.

이것은 '청천난류'(晴天亂流)라 하며 고층 대기에서만 나타나는 현상이다. 대부분의 경우 그 영향으로 항공기에 타고 있는 사람은 자갈길을 딱딱한 타이어의 차가 지나가는 것 같은 느낌을 받는다. 때로 청천난류는 특히 빠른 속도로 비행하는 비행기의 구조에 변형을 일으킬 수 있을 정도의 힘을 갖는 경우도 있다. 이런 종류의 난류는 때때로 대류권 상부의 권계면 부근에서 좁은 띠 모양으로 불고 있는 제트류 주위에서 볼 수 있다.

그러나 어떻게 하여 이와 같이 높은 곳의 바람이 심하게 혼란되어 있는가에 대해서는 아직 상세하게 알려져 있지 않다.