Planetární vysokohorské frontální zóny. Atmosférické fronty (jejich klasifikace, vysokohorské frontální zóny, prostorová struktura)
Mezi hlavní charakteristiky vysokohorských frontálních zón patří poměrně velké gradienty teploty, tlaku a rychlosti větru. V systému vysokohorských frontálních zón maximální rychlosti větru velmi často překračují 100 km/h, tj. splňují přijatá kritéria pro rychlosti proudění.
Podle definice tryskového proudu navržené Aerologickou komisí Světové meteorologické organizace v roce 1957 je tryskový proud silný úzký proud s kvazihorizontální osou, umístěný v horní troposféře nebo stratosféře, vyznačující se velkými vertikálními a bočními střihy větru s přítomností jedné nebo více maximálních rychlostí větru. Tryskové proudy jsou tisíce kilometrů dlouhé, stovky kilometrů široké a několik kilometrů tlusté. Vertikální střih větru je 5-10 m/s. o 1 km a bočním posunem 5 m/sec. na 100 km.
Spodní hranice rychlosti větru podél osy je 30 m/sec.
Rozměry tryskových proudů jsou řádově: jednotky vertikálně, stovky kilometrů široké a tisíce kilometrů dlouhé. Se vší rozmanitostí struktury tryskové proudy jsou větrem charakteristickým pro dobře definované vysokohorské frontální zóny. V systému frontálních zón hraničí tryskové proudy, šířící se na mnoho tisíc kilometrů zeměkoule
. Vztah měřítka ukazuje, že jet stream představuje zploštělou, relativně úzkou zónu vysokých rychlostí větru v relativně klidné okolní atmosféře. V poválečná léta
Tento zájem o tryskové proudy je vysvětlován nejen požadavky letectví, ale také tím, že v systému všeobecné atmosférické cirkulace zaujímají významné místo vysokohorské frontální zóny s tryskovými proudy. Zde totiž dochází k jak nejintenzivnějšímu horizontálnímu transportu, tak vertikálnímu pohybu vzduchu. Vysokohorské frontální zóny a tryskové proudy, neustále se transformující v důsledku cyklo- a anticyklonální aktivity, zajišťují zonální a meridionální výměnu vzduchu v planetárním měřítku.
Ještě před objevem tryskových proudů bylo zjištěno, že silné větry v troposféře jsou obvykle pozorovány v baroklinických zónách. V letech 1046-1947 Bylo zjištěno, že měsíční průměrné teplotní kontrasty v troposféře mezi nízkými a vysokými zeměpisnými šířkami jsou soustředěny v úzkých zónách vysokorychlostních západních větrů. Následně se také mnohokrát potvrdilo, že rychlosti proudění vzduchu ve výškách závisí především na charakteru teplotního pole podložních vrstev vzduchu. Čím větší jsou horizontální teplotní gradienty v systému vysokohorské frontální zóny, tím silnější je tryskový proud, který charakterizuje větrný režim v této zóně.
Z teorie termického větru i z údajů z pozorování balónů bylo známo, že v souladu s rozložením teplot ve výškách až do úrovně tropopauzy se rychlost větru obvykle zvyšuje a snižuje ve spodní stratosféře, tj. vzdušné proudy se nacházejí na úrovni 9-12 km poblíž tropopauzy. Gradientní vítr na jakékoli úrovni lze považovat za součet dvou složek: tlakového gradientu na nižší úrovni a přírůstku větru úměrného horizontálnímu teplotnímu gradientu podložní vrstvy. Na základě analýzy 290 případů tryskových proudů ve středních zeměpisných šířkách, objevených v roce 1956 s maximální rychlostí větru v rozmezí 150-300 km/h, zkonstruovala K. Ugarová tabulku. 18.
Jak vyplývá z tabulky. 17, nejčastěji se zvyšuje průměrná rychlost větry s výškou se vyskytují ve 2-4násobku velikosti, což představovalo 71 % studovaných tryskových proudů. Ve 29 % případů se rychlost větru zvýšila z úrovně 850 mb na úroveň 300 mb 4 a vícenásobně. Velikost nárůstu rychlosti větru v troposféře se tedy značně lišila od dvojnásobného, dosahujícího 18 %, až po desetinásobek nebo více, dosahující 10 % celkový počet případy.
Pro stejných 290 případů tryskových proudů byly stanoveny hodnoty tlakového gradientu na zemském povrchu vyjádřené pro srovnatelnost v dkm/1000 km (tabulka 18).
Od stolu 18 vyplývá, že v 86 % případů je gradient povrchového tlaku pod tryskovými proudy kladný a ve 14 % případů záporný. V případech pouze dvojnásobného zvýšení rychlosti větru s výškou byl tlakový gradient na zemském povrchu kladný a činil cca 40 % gradientu na úrovni 300 mb. Z tabulky také vyplývá, že hodnota gradientu povrchového tlaku je poměrně malá. Neměl by tedy významně ovlivnit rozložení větru v zóně jet stream.
Z analýzy tryskových proudů bylo zjištěno, že velikosti teplotních kontrastů v °/1000 km ve spodní a horní troposféře jsou přibližně stejné. Podobné výsledky již získali G.D.Zubyan a další Ukázalo se, že při dvojnásobném zvýšení rychlosti větru s výškou pod proudnicí nedosahují teplotní kontrasty výrazných hodnot. V těchto případech jsou ve vrstvě 500 nad 1000 mb teplotní kontrasty v rozmezí 4-16 0 /1000 km a ve vrstvě 300 nad 500 mb - 4-15 0 /1000 km. S několikanásobným zvýšením rychlosti větru s výškou spodní vrstva kontrasty dosahují 10-22 0 /1000 km,
A
v horní vrstvě 8-19 0 /1000 km. Příspěvek povrchového tlakového pole k intenzifikaci tryskových proudů je obvykle významný v systému hlubokých cyklónů, které ztrácejí teplotní asymetrii. Navíc v té části mohutných, ale již naplněných cyklón, s malými horizontálními teplotními gradienty v troposféře blízko zemského povrchu, jsou pozorovány velké gradienty tlaku a rychlosti větru, jejichž směr se shoduje s tlakovým a větrným polem v blízkosti zemského povrchu. osa tryskových proudů. V tabulce Obrázek 19 ukazuje vztah mezi hodnotami horizontálního kontrastu průměrná teplota mezi izobarickými povrchy 300 a 1000 mb, mezi chladnou a teplou částí nadmořské výšky
frontální zóna
a rychlosti na ose tryskových proudů.
Navzdory zřejmosti tepelného základu pro vznik a vývoj tryskových proudů existují různé hypotézy pro jejich vznik. J. Nemayes a F. Clapp v roce 1949 navrhli advektivní tzv. fúzní teorii. Podle této teorie ke vzniku vysokohorských frontálních zón a tryskových proudů dochází především v důsledku advektivního sbližování vzduchových hmot s odlišnými tepelnými vlastnostmi. Tato pozice je jedním ze základních principů advektivně-dynamické analýzy, formulované na počátku čtyřicátých let. Další studie však ukázaly, že neadvektivní faktory teplotních změn hrají roli v transformaci termobarického pole a vývoji tryskových proudů v určitých oblastech vysokohorské frontální zóny důležitou roli, i když role advekce ve formování a vývoji vysokohorských frontálních zón a tryskových proudů je hlavní.
Podle teorie laterálního míšení K. Rossbyho má horizontální cirkulace ve středních zeměpisných šířkách charakter vlnovitých poruch s hřebeny a prohlubněmi, cyklónami a anticyklónami. Přenášejí teplý vzduch na sever a studený vzduch na jih. Narušení zonálního transportu, ke kterému dochází v důsledku ztráty stability vln, vede ke zvýšenému horizontálnímu míšení a in subtropické pásmo vzniká vysokohorská frontální zóna s velkými teplotními kontrasty a tryskovým proudem.
Podle Rossbyho teorie lze vysvětlit vznik pouze subtropického tryskového proudu a pak s výhradami. Subtropický tryskový proud by měl mít stejnou intenzitu po celé zeměkouli. Přitom podle pozorovacích údajů má tryskový proud, zejména v zimě, různou intenzitu nejen nad kontinenty a oceány, ale také v různých částech oceánů. Rossbyho teorie vůbec nevysvětluje tryskové proudy extratropických šířek a jejich souvislost s cyklónami a anticyklónami.
Teorie sezónních výkyvů v obecné cirkulaci atmosféry, navržená autorem v roce 1947, vysvětluje vznik polí teploty, tlaku, větru a planetárních vysokohorských frontálních zón v různých ročních obdobích neadvektivními faktory změn teplot a , především tepelný tok z podkladového povrchu.
Myšlenka předložená R. F. Usmanovem o vytvoření proudění pomocí distribuce celkového tepelného toku s ní má mnoho společného. Všimněte si, že v prosinci a lednu je střední čára maximální rychlosti vítr se blíží k čáře nulové radiační bilance, Usmanov se domnívá, že při studiu atmosférických procesů je nutné vzít v úvahu celkový tepelný tok, tedy všechny složky tepelná bilance. Teoretické stanovení sezónní polohy tryskových proudů tak autor v podstatě redukuje na výpočet složek tepelné bilance atmosféry. Úspěšné hydrodynamické řešení problému by umožnilo teoreticky získat kvantitativní shodu mezi vypočtenými a skutečnými poli meteorologických prvků.
Výzkum v posledních letech umožnil získat průměrné měsíční teploty podél meridiánů, které se blíží realitě, a také asymetrické rozložení teplot vzhledem k geografický rovník. Na základě provedených výpočtů bylo získáno průměrné roční rozložení zonální rychlosti větru a maximální rychlosti přesahující 30 m/sec. Ve výšce 10-12 km asi 40° s.š. sh., tedy subtropický tryskový proud. Podle výpočtů, západní vítr s rychlostmi vyššími než 15 m/s. zachycuje většina z troposféra střední šířky. V lednové zóně silné větryse nachází podél 40° severní šířky. w. s maximálními hodnotami rychlosti ve výškách 10-12 km řádově 40 m/ce
j. V červenci se tato oblast nachází v blízkosti 50° severní šířky. sh. a rychlosti jsou sníženy na 20 m/s. Jižně od 25° severní šířky. w. objevuje se pásmo východních větrů, jejichž rychlost ve 12 km je přibližně 15 m/sec.
Získané výsledky se blíží realitě. Výpočet vzniku a vývoje jednotlivých tryskových proudů však stále naráží na značné potíže. Zajímavé nápady nominován v letech 1956-1957. E. P. Borisenkov na základě studia energie atmosférických procesů. Vychází z pozice, která se mění atmosférický tlak , která určuje vývoj tlakového pole, je způsobena dynamickými důvody a je spojena s odchylkou větru od geostrofického. Mezi její hlavní závěry patří následující: a) změna tlaku bude nerovnoměrná, bude-li rozložení ageostrofických odchylek rychlostí větru nerovnoměrné; b) na průměrné energetické hladině je ageostrofická složka rychlosti větru jednoznačně určena pomocí teplotní advekce a průměrná energetická hladina se shoduje s izopyknální hladinou a nachází se ve výšce asi 7 km; c) tvorba ohnisek v atmosféře a jejich vývoj je dán nerovnoměrným charakterem rozložení celkové teplotní advekce atd. V důsledku výzkumu E.P Borisenkov navrhl metodu předpovědi tryskových proudů.
Navzdory rozdílům v přístupech k vysvětlení tryskových proudů mezi řadou autorů stále není pochyb o tom, že tryskové proudy kauzálně spojené s vysokohorskými frontálními zónami vznikají, zesilují nebo slábnou jako přímý důsledek procesů vzniku a destrukce těchto zón. . V procesu výskytu se v důsledku sbližování studených a teplých vzduchových hmot zvyšují horizontální gradienty teploty, tlaku a rychlosti větru. V procesu ničení v důsledku odstranění chladu a teplý vzduch klesá teplotní a tlakový gradient, vítr slábne.
Zóny relativně zvýšených horizontálních teplotních (a tlakových) gradientů, zakreslených na mapách tlakové topografie, se nazývají vysokohorské frontální zóny (UFZ).
Průchod WFZ způsobuje výrazné lokální změny meteorologické veličiny nejen v dolní a střední troposféře, ale také v horní troposféře a spodní stratosféře.
Páteční televizní program na http://www.awtv.ru/pyatniza/.
Tropauza ve VFZ je buď silně skloněná, nebo zlomená. Stratosféra ve studeném vzduchu začíná v nižší výšce než v teplém vzduchu. Když se tedy na studené straně VFZ pokles teploty s výškou zastaví, na jeho opačné straně teplota stále klesá. V důsledku toho nad úrovní tropopauzy ve studeném vzduchu horizontální teplotní gradient rychle klesá. Poté se jeho směr obrátí a hodnota se postupně zvyšuje a maxima dosahuje ve většině případů na úrovni tropopauzy teplého vzduchu. Nad touto úrovní se horizontální teplotní gradienty typicky opět snižují. V důsledku toho s velkým rozdílem výšek tropopauzy s různé strany V troposférické frontální zóně se objevuje frontální zóna i ve spodní části stratosféry. Ve srovnání se sklonem frontální zóny v troposféře je nakloněna v opačném směru a je od ní oddělena vrstvou s malými horizontálními teplotními gradienty. Ve stratosféře se mohou objevit zóny velkých horizontálních teplotních gradientů, které zjevně nejsou spojeny s troposférickými frontálními zónami. Hlavní role
Ve VFZ se směr izoterm s výškou mění jen málo; vítr má tendenci zaujmout směr rovnoběžný s průměrnými teplotními izotermami spodní vrstvy vzduchu a zesílí, až se v horní části troposféry změní na tryskové proudy. Frontální zóny se tedy vyznačují jak velkými horizontálními teplotními gradienty, tak výraznými rychlostmi větru. Mezi frontálními zónami ve výškách a atmosférickými frontami neexistuje jednoznačná souvislost. Často dvě fronty přibližně vzájemně rovnoběžné, níže dobře definované, splývají v horních vrstvách c. Jedna široká přední zóna. Přitom pokud existuje frontální zóna ve výškách, není vždy fronta u zemského povrchu. Zpravidla je pozorována fronta ve spodních vrstvách, kde je pozorována konvergence povrchového tření. Když se vítr rozchází, obvykle nejsou žádné známky existence fronty.
Frontální zóna, souvislá na velkou vzdálenost ve výškách, ve spodní vrstvě troposféry je tedy často rozdělena na samostatné úseky – existuje v cyklónách a chybí v anticyklónách. Ve střední a horní troposféře vysokohorské frontální zóny často obepínají celou polokouli Země. Takové frontální zóny se nazývají planetární.
Změna teplotního kontrastu ve frontální zóně je dána především povahou horizontálního přenosu vzduchu z různé teploty. Významnou roli hrají také vertikální pohyby a přeměna vzduchu. V rozsáhlých horských oblastech s vysokými horskými pásmy jsou změny teplotního kontrastu značně ovlivněny topografií.
Velké zásoby energie jsou soustředěny ve frontálních zónách, proto se v nich zpravidla velmi mění tlak a dochází k procesům cyklo- a anticyklogeneze. Rozvíjejí se zde intenzivní vertikální pohyby. Jet streamy jsou neoddělitelně spojeny s planetárními frontálními zónami.
Lidský potenciál Republiky Udmurtia
Populace v roce 2010 byla 1 526 304 a Udmurtia je z hlediska počtu obyvatel na 29. místě. Hustota zalidnění – 36,3 lidí/km², měrná hmotnost městské obyvatelstvo – 67,8 %. Národní složení V republice žijí zástupci více než stovky národností. Pro přeshraniční...
Demografická situace v Rusku
Podle populace (142,2 milionů lidí k 1. lednu 2007) Ruská federace zaujímá sedmé místo na světě po Číně, Indii, USA, Indonésii, Brazílii a Pákistánu. Tabulka 1.1. Obyvatelstvo Roky Celková populace, miliony lidí včetně B celkový počet populace, procenta...
Koloseum
Amfiteátr byl postaven za tří císařů. Císař Vespasianus zahájil stavbu v roce 72 našeho letopočtu. silami zajatých Židů přivezených z Jeruzaléma, které dobyl jeho syn Titus. Pro stavbu amfiteátru si Vespasian vybral území umělého jezera, kdysi vyhloubeného v zahradách Zlatého domu, velkolepého...
Mezi hlavní patří atmosférické fronty, které mají velký horizontální (několik tisíc kilometrů) a vertikální (několik kilometrů) rozsah. Hlavní fronty oddělují vzduchové hmoty, které se výrazně liší svými vlastnostmi a lze je vysledovat na povrchových a vysokohorských meteorologických mapách. Teplotní kontrast v zóně hlavní fronty na mapě povrchového počasí přesahuje 3...5°C na 100 km, na mapě AT-850 5...8°C na 500 km. Fronty definované podle geografický základ(arktický, mírný, polární, IBD) patří mezi hlavní.
Na mapách tlakové topografie se hlavní fronta projevuje jako zóna kondenzace izohyps a izoterm - vysokohorská frontální zóna (AFZ). Intenzita VFZ závisí na teplotním rozdílu mezi naráženými vzduchovými hmotami. Tyto oblasti se koncentrují obrovské rezervy energie. Když je pohyb nestabilní, největší atmosférické víry- cyklóny a anticyklóny. WFZ tedy hrají obrovskou roli ve vývoji procesů formování počasí.
Centrální izohypsum izohypsové kondenzační zóny se nazývá axiální. Část VFZ vlevo od osy (ve směru přesunu) se nazývá cyklonální periferie VFZ a vpravo od osy - anticyklonální periferie VFZ. Část VFZ, kde je pozorována konvergence izohyps ve směru proudění, se nazývá vchod VFZ, část, kde je pozorována divergence izohyps ve směru proudění, se nazývá delta VFZ.
Jednotlivé VFZ, vzájemně splývající, tvoří planetární vysokohorskou frontální zónu (PHFZ). PVFZ se nachází převážně zonálně na velkých plochách, ale může mít vlny velké amplitudy poledníkový směr. Existují dvě hlavní PVFZ. Jeden odděluje arktické vzduchové hmoty a vzduchové hmoty mírných zeměpisných šířkách- obklopuje severní polokouli podél periferie arktické pánve. Druhá rozděluje vzduchové masy mírných zeměpisných šířek a tropů a vede podél severního okraje subtropických anticyklón.
Mezi vysokohorskými frontálními zónami a atmosférickými frontami neexistuje jednoznačná souvislost. Často dvě přibližně rovnoběžné fronty, níže dobře definované, splývají v horních vrstvách atmosféry v jednu širokou frontální zónu. Zároveň v přítomnosti frontální zóny ve výškách blízko Země fronta vždy neexistuje. Fronta v nižší atmosféře je pozorována, když je pozorována konvergence povrchového proudění (v korytech a cyklonech). Při divergenci větru (v hřebenech a anticyklónách) jsou známky existence fronty vyjádřeny slabě nebo zcela chybí. Souvislý VFZ na velkou vzdálenost ve spodní vrstvě troposféry je často rozdělen do samostatných sekcí - existuje v cyklónách a chybí v anticyklónách.
Sekundární atmosférické fronty jsou fronty, které existují pouze v spodní troposféra- blízko povrchu Země a ne nad AT-850 a v teplotním poli ve vysokých nadmořských výškách nejsou detekovány. Jsou to zpravidla fronty uvnitř nehomogenní vzduchová hmota, rozdělující ho na dvě vzduchové hmoty stejného původu. Většina běžný případ sekundární fronta - fronta uvnitř horizontálně heterogenní masy studeného vzduchu (arktický nebo mírný vzduch), za kterou vniká „čerstvější“ a „čerstvější“ studená část stejná vzduchová hmota. Sekundární fronty jsou často pozorovány v zadní části cyklónu za hlavní frontou (od 1 do 3 sekundárních front). Sekundární fronty netrvají déle než 1-2 dny a obvykle nepřesahují cyklón, se kterým jsou spojeny.
Horní fronty jsou fronty, které na zemském povrchu chybí, ale jsou výrazné ve výškách. Mohou vznikat v důsledku eroze fronty na povrchu Země, ale její přetrvávání ve výškách. Fronty se také mohou tvořit nezávisle ve výškách, aniž by dosáhly Země. Když se teplá fronta v zimě pohybuje nad povrchovou vrstvou velmi ochlazeného vzduchu, stává se maskovanou a v teplotním poli na zemském povrchu není téměř viditelná. Za horní frontu lze považovat i UFZ, které nejsou spojeny s atmosférickými frontami v blízkosti Země. Často před aktivním teplá fronta(zejména v chladné polovině roku) jsou paralelně s hlavní frontou (ve vzdálenosti 150-200 km od sebe) 1-2 pásy husté oblačnosti a intenzivní srážky, nazývané „horní úseky“ - v podstatě tyto jsou také horní čela.
Vysokohorské frontální zóny
Zóny relativně zvýšených horizontálních teplotních (a tlakových) gradientů, zakreslených na mapách tlakové topografie, se nazývají vysokohorské frontální zóny (UFZ).
Průchod WFZ způsobuje výrazné lokální změny meteorologických veličin nejen v dolní a střední troposféře, ale i v horní troposféře a spodní stratosféře.
Páteční televizní program na http://www.awtv.ru/pyatniza/.
V důsledku toho se s velkým rozdílem výšek tropopauz na různých stranách troposférické frontální zóny objevuje frontální zóna i ve spodní části stratosféry. Ve srovnání se sklonem frontální zóny v troposféře je nakloněna v opačném směru a je od ní oddělena vrstvou s malými horizontálními teplotními gradienty. Ve stratosféře se mohou objevit zóny velkých horizontálních teplotních gradientů, které zjevně nejsou spojeny s troposférickými frontálními zónami. Na jejich vzniku hrají hlavní roli radiační faktory.
Ve VFZ se směr izoterm s výškou mění jen málo; vítr má tendenci zaujmout směr rovnoběžný s průměrnými teplotními izotermami spodní vrstvy vzduchu a zesílí, až se v horní části troposféry změní na tryskové proudy. Frontální zóny se tedy vyznačují jak velkými horizontálními teplotními gradienty, tak výraznými rychlostmi větru. Mezi frontálními zónami ve výškách a atmosférickými frontami neexistuje jednoznačná souvislost. Často dvě fronty přibližně vzájemně rovnoběžné, níže dobře definované, splývají v horních vrstvách c. Jedna široká přední zóna. Přitom pokud existuje frontální zóna ve výškách, není vždy fronta u zemského povrchu. Zpravidla je pozorována fronta ve spodních vrstvách, kde je pozorována konvergence povrchového tření. Když se vítr rozchází, obvykle nejsou žádné známky existence fronty.
Frontální zóna, souvislá na velkou vzdálenost ve výškách, ve spodní vrstvě troposféry je tedy často rozdělena na samostatné úseky – existuje v cyklónách a chybí v anticyklónách. Ve střední a horní troposféře vysokohorské frontální zóny často obepínají celou polokouli Země. Takové frontální zóny se nazývají planetární.
Změna teplotního kontrastu ve frontální zóně je dána především povahou horizontálního transportu vzduchu s rozdílnými teplotami. Významnou roli hrají také vertikální pohyby a přeměna vzduchu. V rozsáhlých horských oblastech s vysokými horskými pásmy jsou změny teplotního kontrastu značně ovlivněny topografií.
Velké zásoby energie jsou soustředěny ve frontálních zónách, proto se v nich zpravidla velmi mění tlak a dochází k procesům cyklo- a anticyklogeneze. Rozvíjejí se zde intenzivní vertikální pohyby. Jet streamy jsou neoddělitelně spojeny s planetárními frontálními zónami.
Prostorová struktura atmosférických front
Atmosférická fronta není geometrický povrch, který nemá tloušťku, ale představuje určitou přechodovou vrstvu, ve které dochází ke změně hlavních meteorologických veličin (teplota, vítr, vlhkost, tlak), která je významná pro dynamiku atmosféry.
Rýže. 1
Na jakékoli úrovni není fronta linií, ale určitou přechodovou zónou a podmíněná frontová linie se nachází uprostřed této zóny.
Přechodová zóna na zemském povrchu je široká několik desítek kilometrů a tloušťka přechodové vrstvy ve vertikální rovině je několik set metrů. Horizontální délka frontové linie je stovky a tisíce kilometrů. Při analýze synoptické mapy přední strana je nakreslena ve formě jediné čáry. Pouze ve velkoplošných vertikálních úsecích atmosféry je někdy možné oddělit spodní a horní hranice přechodová vrstva. Úhel sklonu čelní plochy k horizontu je přibližně 1°. Bylo zjištěno, že tečna úhlu předního sklonu je řádově 0,01 - 0,03 a pro katafrony je to asi 0,001.
Známé teoretické vzorce pro sklon čelního povrchu nejsou použitelné pro mezní vrstvu atmosféry, protože když byly získány, nebyly brány v úvahu zvláštnosti rozložení větru v této vrstvě: zde, za stejných okolností, profil na studených frontách je strmější než na teplých frontách.
Na silné větry V důsledku turbulentního míchání není čelní plocha v blízkosti přední linie povrchu jasně vyjádřena a určení jejího sklonu je obtížné.
Ještě důležitějším důsledkem odchylky přízemního větru od geostrofického je konvergence větru podél frontální linie. Vlivem konvergence se pohyb fronty zpomaluje a stoupá vzestupný pohyb teplého vzduchu po frontální ploše. Ze stejného důvodu ve skutečnosti neexistují žádné absolutně stacionární fronty. Pokud je přední linie rovnoběžná s izobarami, pak alespoň k mírnému pohybu přední linie stále dochází. Pro dostupnost pohyby nahoru zejména podél povrchů pomalu se pohybujících front naznačují zde pozorované oblasti oblačnosti a srážek.
Průměrné relativní topografické mapy ukazují, že oblasti s největšími horizontálními teplotními gradienty hraničí se středními zeměpisnými šířkami severní a jižní polokoule. Na severní polokouli se v důsledku rozložení kontinentů a oceánů a odpovídající transformace vzduchových hmot pohybujících se ze západu na východ zdá být zóna největších gradientů rozdělena na dvě části, tvořící dvě velké frontální zóny troposféry. Toto rozdělení je nejzřetelněji patrné jak na průměrných měsíčních relativních topografických mapách, tak na mapách povrchových izoterm v zimní polovině roku. Arktická oblast troposférického chladu se vlivem přeměny vzduchových hmot pohybujících se nad severními částmi kontinentů šíří v zimě do nitra kontinentů Asie a Ameriky a způsobuje zde nárůst horizontálních teplotních gradientů. Jedna z těchto zón pokrývá východ Asie a přilehlou část Tichého oceánu, druhá - východní polovinu Severní Amerika
a přilehlé části Atlantiku. Na západ od oblastí největších teplotních kontrastů se průměrné teplotní izotermy vrstvy spodní poloviny troposféry sbíhají a na východ rozcházejí. V souladu se strukturou tepelných a tlakových polí v troposféře severní polokoule jsou vytyčeny dvě hlavní frontální zóny, jejichž hranice jsou určeny polohou hřbetů.. Rozložení teplotních kontrastů charakteristických pro troposférické frontální zóny v posuzovaném případě není způsobeno pouze konvergencí izoterm na kontinentech a divergenci na oceánech. Závisí také na obecných radiačních podmínkách, které určují existující teplotní rozdíl mezi kontinenty a oceány ve stejných zeměpisných šířkách.
Tento rozdíl ve středních zeměpisných šířkách je mnohem větší než v nízkých zeměpisných šířkách.
Přestože struktura průměrného vysokohorského barického pole ve svých hlavních rysech opakuje strukturu průměrného teplotního pole odpovídající vrstvy troposféry, zcela se neshodují kvůli skutečnosti, že tlak na hladině moře není konstantní. hodnota. Právě z tohoto důvodu jsou v troposféře transportovány studené a teplé vzduchové hmoty, tedy advekce. Li překrýt průměrnou měsíční mapu absolutní topografie povrchu 500 mb (AT 500) na střední karta relativní topografie 500 nad 1000 mb za leden, pak je možné identifikovat oblasti s intenzivní advekcí chladu a tepla v troposféře. Zvláště je třeba poznamenat, že přes západní části V oceánech chladná advekce slábne od severu k jihu kvůli poklesu teplotního rozdílu mezi pevninou a mořem. To je hlavní důvod sezónní změna
podmínky frontogeneze v termobarickém poli troposféry v těchto oblastech. Průměrné měsíční grafy obvykle odrážejí pouze ty jevy, které jsou způsobeny více či méně trvalé důvody
, a proto převažují. Zejména sezónní nadmořská výška planetární frontální zóny odráží převládající postavení jednotlivých troposférických front a hlavní procesy vyvíjející se v různých geografických oblastech v různých ročních obdobích. Hlavní klimatologické fronty objevené v extratropických šířkách se podle S.P.Khromova vyrovnávají především s vysokohorskými frontálními zónami odpovídajících ročních období, což svědčí o jejich realitě.
Je třeba poznamenat, že v některých oblastech jsou malé teplotní a tlakové gradienty, jako například v severní Evropě a Asii v zimě nebo nad ní. východní Evropa A Západní Sibiř v létě. Malé hodnoty horizontálních teplotních gradientů v těchto oblastech nesvědčí o nízké intenzitě zde probíhajících synoptických procesů, ale o rozmanitosti jejich typů. Navíc v důsledku prudkého rozdílu v procesech mají teplotní a tlakové gradienty různé směry.
Protože v takových případech není možné určit převažující polohu troposférické frontogeneze, nelze určit průměrnou sezónní polohu atmosférických front. Troposférické fronty jsou přechodové zóny mezi vzduchovými hmotami mající různé vlastnosti . Většina důležité má teplotu. Proto rozložení teplotních kontrastů na jednotku vzdálenosti v sezónních termobarických polích troposféry může sloužit jako základ pro stanovení
zeměpisná poloha frontální zóny a odpovídající troposférické fronty z klimatologického hlediska. Přitom troposférickými frontami extratropických šířek máme na mysli fronty, které způsobují náhlé změny počasí. Jelikož je vhodné reprezentovat převažující geografickou polohu mnoha front v sezóně, roztroušeně po celém území, nikoli jako frontovou linii, ale jako určitou zónu, můžeme ji nazvat klimatologickou frontální zónou.
Abychom se vyhnuli subjektivitě při stanovování geografické polohy klimatologických frontálních zón v extratropických zeměpisných šířkách, je třeba vycházet z podmínky, že klimatologické frontální zóny jsou souborem jednotlivých troposférických front spojených s troposférickými frontálními zónami, a tedy se zónami se zvýšenou teplotou. kontrasty v troposféře. Na základě přijaté podmínky přejdeme k mapám průměrných teplotních kontrastů
Aktivní cyklo- a anticyklonální aktivita je spojena s největšími teplotními kontrasty ve spodní troposféře. Souvislost mezi zónou největšího teplotního kontrastu a cyklonální aktivitou, která s sebou nese prudké změny atmosférických procesů a počasí, je zcela jasná, neboť teplotní kontrasty jsou výrazem energetických zásob atmosférické cirkulace. Teplotní kontrasty mezi rovníkem a póly na severní i jižní polokouli jsou však rozloženy nerovnoměrně. Relativně úzká zóna největších průměrných sezónních kontrastů je pozorována v zeměpisných šířkách kolem 40°, kde dochází k sezónním posunům podél meridiánů. Ty druhé jsou způsobeny sezónním rozložením přílivu tepla. Jak je vidět z Obr. 31-34, významná část obecných teplotních kontrastů mezi rovníkem a póly na obou polokoulích je obsažena v této relativně úzké zóně - planetární frontální zóně troposféry. Zóny největších teplotních kontrastů (planetární frontální zóny) se shodují se zónami nai vysoké rychlosti
Evropa a Severní Amerika. První zóna se nachází nad Střední a východní Asie
opakování front a jejich rostoucí územní rozptyl. Celou severní polokouli přitom pokrývají planetární vysokohorské frontální zóny s relativně velkými kontrasty průměrné teploty vrstev v lednu.
Přibližně v těch oblastech, kde se nacházejí největší teplotní kontrasty, jsou na mapách AT 300 pozorovány nejvyšší rychlosti větru. Absolutní topografie mapuje více vysoké úrovně ukazují, že pásmo nejvyšších rychlostí větru na severní polokouli je zřetelněji vyjádřeno ve výškách 8-12 km pod tropopauzou.
Na jižní polokouli je frontální zóna planetární nadmořské výšky prodloužena podél zeměpisných šířek během všech ročních období. Nejvyšší hodnoty teplotních kontrastů v nich nepřesahují 8-9°“ pozorované v prosinci až únoru mezi 40 a 50° jižně. w.
Teplotní kontrastní mapy (obr. 31-34) ukazují hodnoty 3°,0 nebo více. Izolace teplotních kontrastů na lednové mapě probíhá na obou polokoulích přibližně podél 20° zeměpisné šířky. V nízkých zeměpisných šířkách kontrasty ve většině případů nepřesahují 0,5-1°,0 na přijatou jednotku vzdálenosti (1000 km). To ukazuje na nízkou intenzitu procesů způsobujících změny v tlakovém poli.
Relativně malé teplotní kontrasty jsou také pozorovány ve vysokých zeměpisných šířkách severní polokoule.
Na jaře (obr. 32) planetární frontální zóny při zachování obecné konfigurace izohyps zimy (obr. 31) na severní polokouli a léta na jižní polokouli mírně mění svou intenzitu. Vlivem nástupu rovnodennosti a zahřívání kontinentů v nízkých zeměpisných šířkách se planetární vysokohorská frontální zóna na kontinentech severní polokoule posouvá o 800-1000 km na sever. Velikost kontrastů zde nepřesahuje 8°. Na jižní polokouli je přechod na podzim doprovázen poklesem teploty v Antarktidě, což vede ke zvýšení velikosti kontrastů na 9-10° a k mírnému posunu planetární výškové frontální zóny také na sever. Pás malých teplotních kontrastů severně a jižně od rovníku je v průměru omezen na zeměpisné šířky 20°.
V červenci (obr. 33) se situace znatelně mění. Na severní polokouli se kontinenty silně ohřívají a negativní povrchové teploty v Arktidě téměř mizí. To vede k obecnému poklesu horizontálních teplotních gradientů nad kontinenty. K tomuto poklesu však do určité míry dochází i nad oceány, protože povrchové vody oceánů se do léta ještě nestihnou výrazněji ohřát a na severu se střed chladu v Arktidě zmírňuje. největší teplotní kontrasty nepřesahují 6° Navíc díky silnému oteplení vzduchu v severní Africe na jihu západní Evropa vytvoří se malá uzavřená smyčka
oblast největších kontrastů. Druhá oblast největších teplotních kontrastů se nachází v Asii severně od 50° severní šířky. šířky, konečně třetí oblast - na Tichém oceánu, mezi 40 a 50 ° s. š. w.
Na jižní polokouli se v červnu - srpnu teplotní kontrasty zvyšují na 10-11°.
Podzimní mapa (obr. 34) představuje rysy zimního rozložení planetárních výškových frontálních zón na severní polokouli. V nich na podzim narůstají největší teplotní kontrasty na 7-8° oproti 6° v létě.
Na jižní polokouli, kde začíná jaro, teplotní kontrasty poněkud slábnou a dosahují pouze 8°. oproti 10-11° v zimě.
Planetární frontální zóna s největšími teplotními kontrasty na severní polokouli tedy prochází sezónním posunem ze zimy na sever a ze zimy do léta na jih. Konfigurace této zóny se v létě oproti jiným ročním obdobím výrazně mění. To se vysvětluje přítomností obrovských kontinentů, které přispívají k rychlému oteplování troposférického vzduchu. Ze stejného důvodu se velikost největších teplotních kontrastů v planetární frontální zóně, ohraničující zeměkouli od zimy do léta, snižuje téměř o polovinu. Na jižní polokouli díky největší velikosti kontinenty, navíc v podstatě omezené na 40° jižní šířky. w. (s výjimkou hrotitého výběžku Jižní Ameriky) hrají malou roli nejen ve změně konfigurace planetární frontální zóny, ale i v výrazná změna
velikost teplotních kontrastů. Proto je rozdíl mezi největšími teplotními kontrasty v planetárních frontálních zónách v zimě a v létě jen asi 2-3°. Planetární frontální zóna s největšími teplotními kontrasty na jižní polokouli se obvykle nachází nad Atlantickým a Indickým oceánem. Planetární frontální zóna je rozšířena a teplotní kontrasty v ní jsou menší. Vysvětlení k tomu najdete v místě studená Antarktida, která se nejvíce promítá směrem k Indickému oceánu. Podle polohy Antarktidy, zvláštností orografie a západního chladu oceánský proud pohraniční ledová tříšť v srpnu až září sahá daleko za 60° jižní šířky. zeměpisnou šířku a v Tichém oceánu tuto šířku nepřekračuje. Rozdíl v rozložení ledu na sever dosahuje v průměru 1000 km. Poněkud menší rozdíl v rozložení plovoucího ledu v Indickém a Tichém oceánu existuje v únoru až březnu. Samozřejmostí je rozložení teplot povrchové vody
oceánů se odráží v tepelném poli troposféry a na horizontálním teplotním gradientu vzduch. V průběhu roku teplotní gradienty jižně od 40° j. š. w. nad Tichem méně oceánu
než nad Indickým oceánem a Atlantikem.
Vlivem Antarktidy jak v blízkosti hladiny vody, tak ve výškách jižně od 40° j. š. w. nad Atlantickým a Indickým oceánem je teplota vzduchu pod průměrnou zeměpisnou šířkou a nad Tichým oceánem je nad ní (viz obr. 7). Revidované karty zeměpisná poloha planetární frontální zóny a teplotní kontrasty, sestavené na základě průměrných měsíčních map OT 500 1000 pro různá roční období na severu a
Ve středních zeměpisných šířkách je rozložení kontrastních hodnot v systému vysokohorských frontálních zón v dolní a horní troposféře přibližně stejného řádu. V nízkých zeměpisných šířkách je situace jiná.