Планетарные высотные фронтальные зоны. Атмосферные фронты (их классификация, высотные фронтальные зоны, пространственная структура)
К числу основных характеристик высотных фронтальных зон относятся сравнительно большие градиенты температуры, давления и скорости ветра. В системе высотных фронтальных зон максимальные скорости ветра очень часто превышают 100 км/час, т. е. удовлетворяют принятым критериям скоростей струйных течений.
Согласно определения струйного течения, предложенного аэрологической комиссией Всемирной метеорологической организации в 1957 г. струйное течение - сильный узкий поток с квазигоризонтальной осью, расположенный в верхней тропосфере или стратосфере, характеризующийся большими вертикальными и боковыми сдвигами ветра с наличием одного или более максимумов скорости ветра. Струйные течения имеют в длину тысячи километров, сотни в ширину и несколько в толщину. Вертикальный сдвиг ветра составляет 5-10 м/сек. на 1 км и боковой сдвиг 5 м/сек. на 100 км. Нижний предел скорости ветра вдоль оси 30 м/сек.
Размеры струйных течений имеют порядок: по вертикали единицы, по ширине сотни и по протяженности тысячи километров.
При всем многообразии структуры струйные течения являются ветровой характеристикой хорошо выраженных высотных фронтальных зон. В системе фронтальных зон струйные течения, распространяясь на многие тысячи километров, окаймляют земной шар. Соотношение масштабов показывает, что струйное течение представляет сплюснутую сравнительно узкую зону больших скоростей ветра в относительно спокойной окружающей атмосфере.
В послевоенные годы в связи с требованиями авиации струйные течения изучались с неослабевающим интересом. Им посвящены сотни исследований. Изучаются такие характеристики струйных течений, как пространственная структура, условия формирования и перемещения их, связь с атмосферными фронтами и барическими образованиями, вертикальные и горизонтальные сдвиги ветра, вертикальные движения и изменения высоты тропопаузы, разрывы тропопаузы, влияние орографии на структуру струйных течений, облачность и турбулентность в струйных течениях и т. п.
Такой интерес к струйным течениям объясняется не только требованиями авиации, но и тем, что высотные фронтальные зоны со струйными течениями занимают важное место в системе общей циркуляции атмосферы. Ибо здесь происходит как наиболее интенсивный горизонтальный перенос, так и вертикальные перемещения воздуха. Высотные фронтальные зоны и струйные течения, непрерывно преобразовываясь вследствие цикло- и антициклонической деятельности, обеспечивают зональный и меридиональный обмен воздуха в планетарном масштабе.
Еще до открытия струйных течений было обнаружено, что сильные ветры в тропосфере наблюдаются обычно в бароклинных зонах. В 1046-1947 гг. было установлено, что средние за месяц контрасты температуры в тропосфере между низкими и высокими широтами концентрируются в узких зонах западного ветра большой скорости. В последующем многократна было подтверждено также, что скорости воздушных, течений на высотах зависят главным образом от характера поля температуры нижележащих слоев воздуха. Чем больше горизонтальные градиенты температуры в системе высотной фронтальной зоны, тем сильнее струйное течение, характеризующее ветровой режим в этой зоне.
Из теории термического ветра, как и данных шаропилотных наблюдений, было известно, что в соответствии с распределением температуры на высотах до уровня тропопаузы скорость ветра обычно возрастает, а в нижней стратосфере убывает, т. е. максимальные скорости воздушных течений располагаются на уровне 9-12 км вблизи тропопаузы. Градиентный ветер на любом уровне можно рассматривать как сумму двух составляющих: барического градиента на нижнем уровне и приращения ветра, пропорционального горизонтальному градиенту температуры нижележащего слоя. На основе анализа 290 случаев струйных течений в средних широтах, обнаруженных в 1956 г. с максимальными скоростями ветра в пределах 150-300 км/час, К. Угаровой была построена табл. 18.
Как следует из табл. 17, чаще всего нарастание средней скорости ветра с высотой происходит в 2-4-кратном размере что составило 71% изученных струйных течений. В 29% случаев нарастание скорости ветра от уровня 850 мб до уровня 300 мб происходило в 4 раза и более. Таким образом, величина нарастания скорости ветра в тропосфере колебалась в широких пределах от двукратного, составившего 18%, до десятикратного и более, составивших 10% от общего числа случаев.
Для тех же 290 случаев струйных течений были определены величины градиента давления у поверхности земли, для сравнимости выраженного в дкм/1000 км (табл. 18).
Из табл. 18 следует, что в 86% случаев приземный барический градиент под струйными течениями положителен, а в 14% случаев - отрицателен. В случаях лишь двукратного нарастания скорости ветра с высотой барический градиент у поверхности земли был положителен и составлял около 40% градиента на уровне 300 мб. Из таблицы также следует, что величина приземного барического градиента сравнительно небольшая. Поэтому она не должна существенно влиять на распределение ветра в зоне струйного течения.
Из анализа струйных течений было получено, что величины контрастов температуры в °/1000 км в нижней и верхней тропосфере приблизительно одинаковы. Аналогичные результаты уже были получены Г. Д. Зубяном и др. Оказалось, что при двукратном увеличении скорости ветра с высотой под струей контрасты температуры не достигают значительных величин. В этих случаях в слое 500 над 1000 мб контрасты температуры находятся в пределах 4-16 0 /1000 км, а в слое 300 над 500 мб - 4-15 0 /1000 км. При многократном увеличений скорости ветра с высотой в нижнем слое контрасты достигают 10-22 0 /1000 км, a в верхнем слое 8-19 0 /1000 км.
Вклад приземного поля давления в усиление струйных течений обычно является существенным в системе глубоких, но теряющих температурную асимметрию циклонов. При этом в той части мощных, но уже заполняющихся циклонов, при малых горизонтальных градиентах температуры в тропосфере у поверхности земли наблюдаются большие градиенты давления и скорости ветра, по направлению совпадающие с полем давления и ветра вблизи оси струйных течений.
В табл. 19 показана связь между величинами горизонтального контраста средней температуры между изобарическими поверхностями 300 и 1000 мб, между холодной и теплой частями высотной фронтальной зоны и скоростями на оси струйных течений.
Из табл. 19 следует, что в преобладающем числе случаев максимальные скорости ветра на оси струи тем больше, чем больше контрасты температуры. Лишь в одном случае из 68 максимальная скорость на оси струи достигала 130 км/час при контрасте средней температуры слоя, равной 4°.
Таким образом, в формировании струйных течений основное значение имеет характер поля температуры нижележащего слоя атмосферы.
Несмотря на очевидность термической основы возникновения и эволюции струйных течений, существуют различные гипотезы формирования их. Дж. Немайес и Ф. Клапп в 1949 г. предложили адвективную так называемую теорию слияния. Согласно этой теории формирование высотных фронтальных зон и струйных течений происходит главным образом в результате адвективного сближения различных по термическим свойствам воздушных масс. Это положение является одним из основополагающих начал адвективно-динамического анализа, сформулированного в начале сороковых годов. Однако дальнейшие исследования показали, что в преобразовании термобарического поля и эволюции струйных течений в определенных областях высотной фронтальной зоны неадвективные факторы изменения температуры играют важную роль, хотя роль адвекции в формировании и эволюции высотных фронтальных зон и струйных течений является главной.
Согласно теории бокового перемешивания К. Россби, горизонтальная циркуляция в средних широтах имеет характер волнообразных возмущений с гребнями и ложбинами, циклонами и антициклонами. Ими осуществляется перенос теплого воздуха к северу и холодного к югу. Нарушение зонального переноса, происходящее в результате потери устойчивости волн, приводит к усиленному горизонтальному перемешиванию, и в субтропической зоне образуется высотная фронтальная зона с большими контрастами температуры и струйное течение.
По теории Россби можно объяснить образование лишь субтропического струйного течения и то с оговорками. Субтропическое струйное течение должно обладать одинаковой интенсивностью на всем земном шаре. Между тем, по данным наблюдений, струйное течение, особенно зимой, различно по своей интенсивности не только над материками и океанами, но и на разных участках океанов. Теория Россби совершенно не объясняет струйные течения внетропических широт и связь их с циклонами и антициклонами.
Теория сезонных колебаний общей циркуляции атмосферы, предложенная автором в 1947 г., объясняет формирование полей температуры, давления, ветра и планетарных высотных фронтальных зон в различные сезоны неадвективными факторами изменения температуры и прежде всего притоком тепла от подстилающей поверхности.
Много общего с ней имеет идея, выдвинутая Р. Ф. Усмановым, о формировании струйного течения путем распределения суммарного притока тепла. Отмечая, что в декабре и январе медианная линия максимальных скоростей ветра находится близко к линии нулевого радиационного баланса, Усманов полагает, что при исследовании атмосферных процессов необходимо учитывать общий приток тепла, т. е. все составляющие теплового баланса. Таким образом, теоретическое определение сезонного положения струйных течений по существу автор сводит к расчету составляющих теплового баланса атмосферы. Успешное гидродинамическое решение задачи позволило бы теоретическим путем получить количественное согласование рассчитанных и фактических полей метеорологических элементов.
Исследования последних лет позволили получить близкие к действительности средние месячные температуры вдоль меридианов, как и асимметричное распределение температуры относительно географического экватора. На основе произведенных расчетов получено среднегодовое распределение зональной скорости ветра и максимума скорости, превышающей 30 м/сек. На высоте 10-12 км около 40° с. ш., т. е. субтропическое струйное течение. Согласно расчетам, западный ветер со скоростями более 15 м/сек. захватывает большую часть тропосферы средних широт. В январе зона сильных ветров расположена вдоль 40° с. ш. с максимальными значениями скоростей на высотах 10-12 км порядка 40 м/ ce к. В июле эта область располагается вблизи 50° с. ш., а скорости уменьшаются до 20 м/сек. Южнее 25° с. ш. появляется зона восточных ветров, скорость которых на уровне 12 км составляет приблизительно 15 м/сек.
Полученные результаты близки к действительности. Однако расчет формирования и эволюции индивидуальных струйных течений еще встречает значительные трудности.
Интересные идеи выдвинул в 1956-1957 гг. Е. П. Борисенков на основе исследования энергетики атмосферных процессов. Он исходит из положения, что изменение атмосферного давления, определяющее эволюцию барического поля, вызывается динамическими причинами и связано с отклонением ветра от геострофического. К основным его выводам можно отнести следующие: а) изменение давления будет неоднородным, если неоднородно распределение агеострофических отклонений скоростей ветра; б) на среднем энергетическом уровне агеострофическая составляющая скорости ветра однозначно определяется через адвекцию температуры, причем средний энергетический уровень совпадает с изопикническим уровнем и располагается на высоте около 7 км; в) образование очагов кинетической энергии в атмосфере и их эволюция определяется неравномерным характером распределения суммарной адвекции температуры и др. В результате (выполненного исследования Е. П. Борисенков предложил способ прогноза струйных течений.
Несмотря на различие у ряда авторов подходов к объяснению струйных течений, все же несомненно, что струйные течения, причинносвязанные с высотными фронтальными зонами, возникают, усиливаются или ослабевают как прямое следствие процессов возникновения и разрушения этих зон. В процессе возникновения вследствие сближения холодных и теплых воздушных масс горизонтальные градиенты температуры, давления и скорости ветра возрастают. В процессе разрушения вследствие удаления друг от друга холодного и теплого воздуха градиенты температуры и давления уменьшаются, ветры ослабевают.
Зоны относительно повышенных горизонтальных градиентов температуры (и давления), прослеживаемые на картах барической топографии, называют высотными фронтальными зонами (ВФЗ).
Прохождение ВФЗ вызывает значительные локальные изменения метеорологических величин не только в нижней и средней тропосфере, но и в верхней тропосфере и нижней части стратосферы. Телепрограмма канал пятница на http://www.awtv.ru/pyatniza/ .
Тропопауза в ВФЗ или сильно наклонена, или разорвана. Стратосфера в холодном воздухе начинается на меньшей высоте, чем в теплом. Таким образом, когда в холодной стороне ВФЗ понижение температуры с высотой прекращается, на противоположной ее стороне температура еще продолжает понижаться. Вследствие этого выше уровня тропопаузы в холодном воздухе горизонтальный градиент температуры быстро уменьшается. Затем его направление меняется на противоположное, а значение постепенно возрастает и достигает максимума в большинстве случаев на уровне тропопаузы теплого воздуха. Выше этого уровня горизонтальные градиенты температуры обычно снова уменьшаются.
В результате при большой разности высот тропопаузы с разных сторон тропосферной фронтальной зоны в нижней части стратосферы также возникает фронтальная зона. Она наклонена в противоположную сторону по сравнению с наклоном фронтальной зоны в тропосфере и отделена от нее слоем с малыми горизонтальными градиентами температуры. В стратосфере могут возникнуть зоны больших горизонтальных градиентов температуры, явно не связанные с тропосферными фронтальными зонами. Главную роль в их образовании играют радиационные факторы.
В ВФЗ направление изотерм с высотой изменяется мало; ветер стремится принять направление, параллельное изотермам средней температуры нижележащего слоя воздуха, и усиливается, переходя в верхней части тропосферы в струйные течения. Таким образом, фронтальные зоны характеризуются как большими горизонтальными градиентами температуры, так и значительными скоростями ветра. Однозначной связи между фронтальными зонами на высотах и атмосферными фронтами не существует. Нередко два примерно параллельных друг другу фронта, хорошо выраженных внизу, сливаются в верхних слоях в. Одну широкую фронтальную зону. В то же время не всегда при наличии фронтальной зоны на высотах существует фронт у поверхности Земли. Фронт в нижних слоях отмечается, как правило, там, где наблюдается приземная конвергенция трения. При дивергенции ветра признаки существования фронта обычно отсутствуют.
Таким образом, фронтальная зона, непрерывная на большом протяжении на высотах, в нижнем слое тропосферы часто разделяется на отдельные участки - существует в циклонах и отсутствует в антициклонах. В средней и верхней тропосфере высотные фронтальные зоны часто опоясывают все полушарие Земли. Такие фронтальные зоны называются планетарными.
Изменение контраста температуры в области фронтальной зоны определяется в первую очередь характером горизонтального переноса воздуха с различной температурой. Существенную роль играют также вертикальные движения и трансформация воздуха. В обширных горных районах с высокими горными цепями на изменение контраста температуры сильно влияет рельеф.
В фронтальных зонах концентрируются большие запасы энергии, поэтому в них, как правило, сильно изменяется давление и происходят процессы цикло- и антициклогенеза. Здесь развиваются интенсивные вертикальные движения. С планетарными фронтальными зонами неразрывно связаны струйные течения.
Человеческий потенциал республики Удмуртия
Численность населения к 2010 году составила - 1 526 304. Удмуртия занимает 29 место по численности населения. Плотность населения - 36,3 чел./км², удельный вес городского населения - 67,8 %. Национальный состав В республике проживают представители более ста национальностей. Для приграничных ра...
Демографическая ситуация в России
По численности населения (142,2 млн. человек на 1 января 2007 г.) Российская Федерация занимает седьмое место в мире после Китая, Индии, США, Индонезии, Бразилии и Пакистана. Таблица 1.1. Численность населения Годы Все население, млн. человек в том числе В общей численности населения, процентов...
Колизей
Амфитеатр строился при трех императорах. Император Веспасиан начал строительство в 72 г. н.э. силами пленных иудеев, пригнанных из покоренного его сыном Титом Иерусалима. Для постройки амфитеатра Веспасиан выбрал территорию искусственного озера, вырытого когда-то в садах Золотого дома, гранди...
К основным относятся атмосферные фронты, имеющие большую горизонтальную (несколько тысяч километров) и вертикальную (несколько километров) протяжённость. Основные фронты разделяют воздушные массы, существенно различающиеся по своим свойствам, прослеживаются на приземных и высотных картах погоды. Контраст температуры в зоне основного фронта на приземной карте погоды превышает 3...5°С на 100 км, на карте АТ-850 5...8° на 500 км. Фронты, определяемые по географическому признаку (арктические, умеренные, полярные, ВЗК), относятся к основным.
На картах барической топографии основной фронт отражается как зона сгущения изогипс и изотерм - высотная фронтальная зона (ВФЗ). Интенсивность ВФЗ зависит от разности температур встречающихся воздушных масс. В этих зонах концентрируются огромные запасы энергии. При нестационарности движения возникают крупнейшие атмосферные вихри - циклоны и антициклоны. Таким образом, ВФЗ играют огромную роль в развитии погодообразующих процессов.
Центральная изогипса зоны сгущения изогипс называется осевой. Часть ВФЗ слева от оси (по направлению переноса) называется циклонической периферией ВФЗ, справа от оси - антициклонической периферией ВФЗ. Часть ВФЗ, где в направлении потока наблюдается сходимость изогипс, называется входом ВФЗ, часть, где в направлении потока наблюдается расходимость изогипс - дельтой ВФЗ.
Отдельные ВФЗ, сливаясь друг с другом, образуют планетарную высотную фронтальную зону (ПВФЗ). ПВФЗ на огромных участках располагается преимущественно зонально, но может иметь волны большой амплитуды меридионального направления. Существуют две основные ПВФЗ. Одна разделяет арктические воздушные массы и воздушные массы умеренных широт - опоясывает северное полушарие по периферии Арктического бассейна. Вторая - разделяет воздушные массы умеренных широт и тропиков и проходит по северной периферии субтропических антициклонов.
Однозначной связи между высотными фронтальными зонами и атмосферными фронтами не существует. Нередко два примерно параллельных фронта, хорошо выраженных внизу, сливаются в верхних слоях атмосферы в одну широкую фронтальную зону. В то же время, при наличии фронтальной зоны на высотах у Земли фронт не всегда существует. Фронт в нижних слоях атмосферы отмечается, когда наблюдается приземная конвергенция потоков (в ложбинах и циклонах). При дивергенции ветра (в гребнях и антициклонах) признаки существования фронта слабо выражены или вообще отсутствуют. Непрерывная ВФЗ на большом протяжении в нижнем слое тропосферы часто разделяется на отдельные участки - существует в циклонах и отсутствует в антициклонах.
Вторичные атмосферные фронты - фронты, которые существуют только в нижней тропосфере - у поверхности Земли и не выше АТ-850, а в поле температуры на больших высотах не обнаруживаются. Это, как правило, фронты внутри неоднородной воздушной массы, разделяющие её на две воздушные массы одного происхождения. Наиболее частый случай вторичного фронта - фронт внутри горизонтально неоднородной холодной воздушной массы (арктического или умеренного воздуха), за которым вторгается более "свежая" и более холодная часть этой же воздушной массы. Вторичные фронты нередко наблюдаются в тылу циклона за основным фронтом (от 1 до 3 вторичных фронтов). Вторичные фронты существуют не более 1-2 суток и обычно не выходят за пределы циклона, с которым они связаны.
Верхние фронты - фронты, отсутствующие у поверхности Земли, но выраженные на высотах. Они могут образоваться вследствие размывания фронта у поверхности Земли, но сохранения его на высотах. Фронты также могут самостоятельно образовываться на высотах, не достигая Земли. Когда зимой тёплый фронт перемещается над приземным слоем очень выхоложенного воздуха, то он становится замаскированным и почти не прослеживается в поле температуры у поверхности Земли. В качестве верхнего фронта можно рассматривать и ВФЗ, с которыми не связаны атмосферные фронты у Земли. Нередко перед активным тёплым фронтом (особенно в холодное полугодие) имеется 1-2 параллельных основному фронту (на расстоянии 150-200 км друг от друга) полосы плотной облачности и интенсивных осадков, называемые "верхними разделами" - по существу, это тоже верхние фронты.
Высотные фронтальные зоны
Зоны относительно повышенных горизонтальных градиентов температуры (и давления), прослеживаемые на картах барической топографии, называют высотными фронтальными зонами (ВФЗ).
Прохождение ВФЗ вызывает значительные локальные изменения метеорологических величин не только в нижней и средней тропосфере, но и в верхней тропосфере и нижней части стратосферы.
Тропопауза в ВФЗ или сильно наклонена, или разорвана. Стратосфера в холодном воздухе начинается на меньшей высоте, чем в теплом. Таким образом, когда в холодной стороне ВФЗ понижение температуры с высотой прекращается, на противоположной ее стороне температура еще продолжает понижаться. Вследствие этого выше уровня тропопаузы в холодном воздухе горизонтальный градиент температуры быстро уменьшается. Затем его направление меняется на противоположное, а значение постепенно возрастает и достигает максимума в большинстве случаев на уровне тропопаузы теплого воздуха. Выше этого уровня горизонтальные градиенты температуры обычно снова уменьшаются.
В результате при большой разности высот тропопаузы с разных сторон тропосферной фронтальной зоны в нижней части стратосферы также возникает фронтальная зона. Она наклонена в противоположную сторону по сравнению с наклоном фронтальной зоны в тропосфере и отделена от нее слоем с малыми горизонтальными градиентами температуры. В стратосфере могут возникнуть зоны больших горизонтальных градиентов температуры, явно не связанные с тропосферными фронтальными зонами. Главную роль в их образовании играют радиационные факторы.
В ВФЗ направление изотерм с высотой изменяется мало; ветер стремится принять направление, параллельное изотермам средней температуры нижележащего слоя воздуха, и усиливается, переходя в верхней части тропосферы в струйные течения. Таким образом, фронтальные зоны характеризуются как большими горизонтальными градиентами температуры, так и значительными скоростями ветра. Однозначной связи между фронтальными зонами на высотах и атмосферными фронтами не существует. Нередко два примерно параллельных друг другу фронта, хорошо выраженных внизу, сливаются в верхних слоях в. Одну широкую фронтальную зону. В то же время не всегда при наличии фронтальной зоны на высотах существует фронт у поверхности Земли. Фронт в нижних слоях отмечается, как правило, там, где наблюдается приземная конвергенция трения. При дивергенции ветра признаки существования фронта обычно отсутствуют.
Таким образом, фронтальная зона, непрерывная на большом протяжении на высотах, в нижнем слое тропосферы часто разделяется на отдельные участки -- существует в циклонах и отсутствует в антициклонах. В средней и верхней тропосфере высотные фронтальные зоны часто опоясывают все полушарие Земли. Такие фронтальные зоны называются планетарными.
Изменение контраста температуры в области фронтальной зоны определяется в первую очередь характером горизонтального переноса воздуха с различной температурой. Существенную роль играют также вертикальные движения и трансформация воздуха. В обширных горных районах с высокими горными цепями на изменение контраста температуры сильно влияет рельеф.
В фронтальных зонах концентрируются большие запасы энергии, поэтому в них, как правило, сильно изменяется давление и происходят процессы цикло- и антициклогенеза. Здесь развиваются интенсивные вертикальные движения. С планетарными фронтальными зонами неразрывно связаны струйные течения.
Пространственная структура атмосферных фронтов
Атмосферный фронт не является геометрической поверхностью, не имеющей толщины, а представляет собой некоторый переходный слой, в котором происходит изменение основных метеорологических величин (температуры, ветра, влажности, давления), существенное для динамики атмосферы.
Рис. 1
На любом уровне фронт представляет собой не линию, а некоторую переходную зону, а условная линия фронта находится посреди этой зоны.
Переходная зона у поверхности Земли имеет ширину несколько десятков километров, а толщина переходного слоя в вертикальной плоскости составляет несколько сотен метров. Горизонтальная протяженность линии фронта составляет сотни и тысячи километров. При анализе синоптических карт фронт проводится в виде одной линии. Лишь на вертикальных разрезах атмосферы крупного масштаба иногда удается разделить нижнюю и верхнюю границы переходного слоя. Угол наклона фронтальной поверхности к горизонту составляет примерно 1°. Установлено, что тангенс угла наклона фронта имеет порядок 0,01--0,03, а для катафронтов -- около 0,001.
Известные теоретические формулы наклона фронтальной поверхности неприменимы к пограничному слою атмосферы, так как при их получении не учитывались особенности распределения ветра в этом слое: здесь при прочих равных условиях в холодных фронтах профиль является более крутым, чем в теплых фронтах.
При сильных ветрах фронтальная поверхность вблизи линии приземного фронта в связи с турбулентным перемешиванием выражена нечетко и определение наклона ее затруднено.
Еще более важным следствием отклонения приземного ветра от геострофического является конвергенция ветра вдоль линии фронта. Вследствие конвергенции замедляется движение фронта и усиливается восходящее движение теплого воздуха вдоль фронтальной поверхности. По этой же причине в действительности отсутствуют абсолютно стационарные фронты. Если линия фронта параллельна изобарам, то все же происходит хотя бы и небольшое перемещение линии фронта. На наличие восходящих движений вдоль поверхностей малоподвижных фронтов, в частности, указывают наблюдающиеся здесь зоны облачности и осадков.
Средние карты относительной топографии показывают, что зоны наибольших горизонтальных градиентов температуры окаймляют средние широты северного и южного полушарий. В северном полушарии благодаря распределению материков и океанов и соответствующей трансформации масс воздуха, движущихся с запада на восток, зона наибольших градиентов как бы расчленяется на две части, образуя две крупные фронтальные зоны тропосферы. Наиболее ярко это расчленение обнаруживается как на средних месячных картах относительной топографии, так и на приземных картах изотерм в зимнее полугодие. Благодаря трансформации движущихся над северными частями материков масс воздуха арктическая область тропосферного холода распространяется зимой в глубь материков Азии и Америки и вызывает здесь увеличение горизонтальных градиентов температуры. Одна из этих зон захватывает восток Азии и прилегающую часть Тихого океана, вторая - восточную половину Северной Америки и прилегающую часть Атлантики. К западу от районов наибольших контрастов температуры изотермы средней температуры слоя нижней половины тропосферы сходятся, а к востоку - расходятся.
В соответствии со структурой термического и барического полей в тропосфере северного полушария намечаются две главные фронтальные зоны, границы которых определяются положением гребней высокого давления. Характерное для тропосферных фронтальных зон распределение контрастов температуры в рассматриваемом случае обязано не только сходимости изотерм на материках и расходимости на океанах. Оно зависит и от общерадиационных условий, определяющих существующую разность температуры между материками и океанами на одних и тех же широтах. Эта разность в средних широтах значительно больше, чем в низких.
Хотя структура среднего высотного барического поля в основных чертах повторяет структуру поля средней температуры соответствующего слоя тропосферы, однако они полностью не совпадают вследствие того, что давление на уровне моря не является постоянной величиной. Именно по этой причине в тропосфере осуществляется перенос холодных и теплых масс воздуха, т. е. адвекция.
Если наложить среднюю месячную карту абсолютной топографии поверхности 500 мб (АТ 500) на среднюю карту относительной топографии 500 над 1000 мб за январь, то можно выделить районы с интенсивной адвекцией холода и тепла в тропосфере. Следует особо отметить, что над западными частями океанов адвекция холода ослабевает с севера на юг вследствие уменьшения разности температуры между сушей и морем. Это является основной причиной сезонной смены условий фронтогенеза в термобарическом поле тропосферы в этих районах.
На средних месячных картах обычно находят отражение лишь те явления, которые обусловлены более или менее постоянными причинами, а потому являются преобладающими. В частности, сезонная высотная планетарная фронтальная зона отражает преобладающее положение индивидуальных тропосферных фронтов и основные процессы, развивающиеся в различных географических районах, в различные сезоны. Основные климатологические фронты, обнаруженные во внетропических широтах, по С. П. Хромову, в основном совладают с высотными фронтальными зонами соответствующих сезонов, что указывает на их реальность.
Те процессы фронтогенеза, которые в различных географических районах носят спорадический характер, на среднем термобарическом поле отражены плохо. Такой имеющий спорадический характер процесс фронтогенеза, проявляющийся лишь при развитии меридионального переноса холодных масс воздуха с севера на юг, имеет место, например, в районе Средиземного моря. Этот процесс хотя и не отражен на распределении адвекции температуры в среднем термобарическом поле тропосферы, тем не менее реальность его подтверждается увеличенными здесь горизонтальными градиентами температуры.
Следует отметить, что в некоторых районах наблюдаются малые градиенты температуры и давления, как например, на севере Европы и Азии зимой или над Восточной Европой и Западной Сибирью летом. Малые величины горизонтальных градиентов температуры в этих районах указывают не на малую интенсивность происходящих здесь синоптических процессов, а на многообразие их видов. При этом вследствие резкого различия процессов градиенты температуры и давления имеют разные направления. Так как в таких случаях нельзя определить преобладающее положение тропосферного фронтогенеза, то нельзя определить и среднее сезонное положение атмосферных фронтов.
Тропосферные фронты являются переходными зонами между массами воздуха, обладающими различными свойствами. Наиболее важное значение имеет температура. Поэтому распределение контрастов температуры на единицу расстояния в сезонных термобарических полях тропосферы может служить основанием для определения географического положения фронтальных зон и соответствующих им тропосферных фронтов в климатологическом аспекте. При этом, имея в виду тропосферные фронты внетропических широт, подразумевают фронты, обусловливающие резкие изменения погоды. Так как преобладающее географическое положение множества фронтов в сезоне, разбросанных по территории, целесообразно представлять не линией фронта, а некоторой зоной, то можно назвать ее климатологической фронтальной зоной.
Во избежание субъективизма в установлении географического положения климатологических фронтальных зон во внетропических широтах, нужно исходить из условия, что климатологические фронтальные зоны представляют собой совокупность индивидуальных тропосферных фронтов, связанных с тропосферными фронтальными зонами, а соответственно - с зонами увеличенных контрастов температуры в тропосфере. На основе принятого условия обратимся к картам средних контрастов температуры северного полушария, составленных для различных сезонов (рис. 31-34).
Карты контрастов температуры получены путем определения величины разностей температуры по средним месячным картам ОТ 500 1000 на расстоянии 1000 км. Изолинии на этих картах характеризуют распределение числовых величин контрастов температуры на земном шаре.
С воной наибольших контрастов температуры в нижней тропосфере связана активная цикло- и антициклоническая деятельность. Вполне понятна связь между зоной наибольшего контраста температуры и циклонической деятельностью, влекущей резкие изменения атмосферных процессов и погоды, так как контрасты температуры являются выражением запасов энергии циркуляции атмосферы. Однако контрасты температуры между экватором и полюсами как в северном, так и в южном полушарии распределяются неравномерно. Относительно узкая зона наибольших средних сезонных контрастов наблюдается на широтах около 40°, претерпевая сезонные смещения вдоль меридианов. Последние обусловлены сезонным распределением притока тепла. Как видно из рис. 31-34, значительная часть общих контрастов температуры экватор - полюса в обоих полушариях заключена в этой сравнительно узкой зоне - планетарной фронтальной зоне тропосферы. Зоны наибольших контрастов температуры (планетарные фронтальные зоны) совпадают с зонами наибольших скоростей ветра.
По конфигурации планетарные фронтальные зоны в северном полушарии резко отличаются от таковых в южном полушарии. В северном полушарии зимой (рис. 31) планетарная фронтальная зона не является непрерывной, а делится на две части у западных берегов Европы и Северной Америки.
Первая зона располагается над Средней и Восточной Азией, и прилегающей частью Тихого океана, вторая - над Северной Америкой и прилегающей частью Атлантики. Максимальные контрасты температуры в планетарных высотных фронтальных зонах на обоих материках достигают 11 -12° на расстоянии 1000 км. Заметим, что такие значительные контрасты температуры в остальных частях умеренных и высоких широт северного полушария наблюдаются нечасто. Наличие на средней месячной карте значительных контрастов температуры указывает на то, что в этих районах наиболее часто происходит, интенсивный тропосферный фронтогенез и чаще наблюдаются резко выраженные фронты. Действительно, как показывают исследования, районы максимальных контрастов температуры у восточных берегов Азии и восточных берегов Северной Америки являются районами максимальной частоты возникновения не только резко выраженных, но почти одинаково ориентированных тропосферных фронтов. Убывание контрастов температуры в северо-восточном направлении от этих районов указывает на уменьшение
повторяемости фронтов и на возрастание территориальной разбросанности их. При этом планетарные высотные фронтальные зоны с относительно большими контрастами средней температуры слоя в январе охватывают все северное полушарие.
Приблизительно в тех районах, где находятся наибольшие контрасты температуры, на картах АТ 300 наблюдаются и наибольшие скорости ветра. Карты абсолютной топографии более высоких уровней показывают, что полоса наибольших скоростей ветра в северном полушарии более отчетливо выражена на высотах 8-12 км под тропопаузой.
В южном полушарии планетарная высотная фронтальная зона в течение всех сезонов вытянута вдоль широт. Наибольшие значения контрастов температуры в них не превышают 8-9°„ наблюдавшихся в декабре - феврале между 40 и 50° ю. ш.
На картах контрастов температуры (рис. 31-34) изображены величины 3°,0 и более. Изолиния величин контрастов температуры на январской карте проходит в обоих полушариях приблизительно вдоль широты 20°. В низких широтах контрасты в преобладающем числе случаев не превышают 0,5-1°,0 на принятую единицу расстояния (1000 км). Это указывает на малую интенсивность процессов, обусловливающих изменение поля давления.
Относительно малые величины контрастов температуры наблюдаются и в высоких широтах северного полушария.
Весной (рис. 32) планетарные фронтальные зоны, сохраняя общую конфигурацию изогипс зимы (рис. 31) в северном полушарии и лета в южном полушарии, несколько меняют свою интенсивность. В связи с наступлением равноденствия и нагревом материков в низких широтах планетарная высотная фронтальная зона на материках северного полушария перемещается на 800-1000 км к северу. Величина контрастов здесь не превышает 8°. В южном полушарии переход к осени сопровождается понижением температуры в Антарктике, что приводит к возрастанию величины контрастов до 9-10° и к небольшому смещению планетарной высотной фронтальной зоны также к северу. Полоса малых величин контрастов температуры к северу и югу от экватора в среднем ограничивается широтами 20°.
В июле (рис. 33) положение заметно меняется. В северном полушарии материки сильно нагреваются, и отрицательные приземные температуры в Арктике почти исчезают. Это приводит к общему уменьшению горизонтальных градиентов температуры над материками. Однако это уменьшение в некоторой степени" происходит и над океанами, поскольку поверхностные воды океанов к лету еще не успевают значительно нагреться, а на севере очаг холода в Арктике становится умеренным. На материках наибольшие контрасты температуры не превышают 6°. При этом вследствие сильного прогревания воздуха на севере Африки на юге Западной Европы образуется.небольшая замкнутая
область наибольших величин контрастов. Вторая область наибольших контрастов температуры располагается в Азии к северу от 50° с. ш., наконец, третья область - на Тихом океане, между 40 и 50° с. ш.
В южном полушарии в июне - августе контрасты температуры возрастают до 10-11°.
Осенняя карта (рис. 34) представляет черты зимнего, распределения планетарных высотных фронтальных зон в северном полушарии. В них к осени наибольшие величины контрастов температуры возрастают до 7-8° против 6° летом. В южном полушарии, где начинается весна, контрасты температуры несколько ослабевают, достигая лишь 8°. против 10-11° зимой.
Таким образом, планетарная фронтальная зона с наибольшими контрастами температуры в северном полушарии претерпевает сезонное смещение к северу от зимы к лету и к югу от лета к зиме. Конфигурация этой зоны существенно меняется летом в сравнении с другими сезонами. Это объясняется наличием огромных материков, способствующих быстрому прогреванию тропосферного воздуха. По этой же причине величины наибольших контрастов температуры в планетарной фронтальной зоне, окаймляющей земной шар от зимы к лету, уменьшаются почти вдвое.
В южном полушарии благодаря наибольшим размерам материков, притом по существу ограниченных 40° ю. ш. (за исключением остроконечного выступа Южной Америки), они играют малую роль не только в изменении конфигурация планетарной фронтальной зоны, но л в существенном изменении величины контрастов температуры. Именно поэтому разность между наибольшими величинами контрастов температуры в планетарных фронтальных зонах зимой и летом составляет всего лишь около 2-3°.
Планетарная фронтальная зона с наибольшими контрастами температуры в южном полушарии располагается, как правило, над Атлантическим и Индийским океанами. Над Тихим океаном планетарная фронтальная зона расширена, а величины контрастов температуры в ней меньше. Объяснение этому можно найти в расположении холодной Антарктиды, которая более всего выдается в сторону Индийского океана. Соответственно расположению Антарктиды, особенностям орографии и западному холодному океаническому течению граница плавучих льдов в августе - сентябре распространяется далеко за пределы 60° ю. ш., а в районах Тихого океана она не переходит эту широту. Разность распространения льдов к северу достигает в среднем 1000 км. Несколько меньшая разность в распространении плавучих льдов в Индийском и Тихом океанах существует в феврале - марте. Естественно, что распределение температуры поверхностных вод океанов отражается на термическом поле тропосферы и на горизонтальном градиенте температуры
воздуха. В течение всего года градиенты температуры южнее 40° ю. ш. над Тихим океаном меньше, чем над Индийским океаном и Атлантикой.
Благодаря влиянию Антарктиды как вблизи поверхности воды, так и на высотах южнее 40° ю. ш. над Атлантикой и Индийским океаном температура воздуха ниже средней широтной, а над Тихим океаном выше нее (см. рис. 7).
Рассмотренные карты географического расположения планетарных фронтальных зон и контрастов температур, построенные на основании средних месячных карт ОТ 500 1000 для различных сезонов в северном и южном полушариях характеризуют лишь нижние слои атмосферы, до высоты 5-6 км. Естественно, что выше этого слоя в связи с неодинаковым режимом температуры над различными широтами зоны наибольших контрастов температуры и сильных ветров, а следовательно, и планетарные фронтальные зоны должны претерпевать изменения как по интенсивности, так и по географическому их положению.
В средних широтах распределение величины контрастов в системе высотных фронтальных зон в нижней и верхней тропосфере приблизительно одного порядка. В низких широтах положение иное. Здесь в связи с интенсивным прогревом вторгающихся холодных масс воздуха со средних широт разности температуры у поверхности земли и в слоях до 4-6 км уничтожаются. В то же время в верхней тропосфере до высот 12-16 км эти разности остаются. Поэтому планетарные фронтальные зоны в субтропиках не везде находят четкое отражение на картах контрастов температур. В частности, над Северной Африкой, Аравией и Северной Индией зимой контрасты температуры, как и скорости ветра, на высотах достигают больших величин. На приведенных картах контрастов температур (см. рис. 31-34) они не везде одинаково отобразились. Естественно, что положение планетарных фронтальных зон, как и величин контрастов температуры, в более высоких слоях тропосферы, определенные по картам ОТ 300 1000 или ОТ 200 1000 , более близко отразят действительную картину.