Planetární vysokohorské frontální zóny. Vysokohorské frontální zóny
Atmosférické fronty
Výňatek z příručky o krátkodobých předpovědích počasí, kterou upravil Dr. Phys.Math. vědy N. F. Veltishcheva
Klasifikace front. Atmosférické fronty jsou přechodové zóny nebo rozhraní mezi vzduchovými hmotami různých vlastností, obvykle charakterizované relativně zvýšenými hodnotami horizontálních gradientů teploty a tlaku vzduchu, jakož i rysy v polích větru a vlhkosti vzduchu. S atmosférické fronty Jsou spojeny nejtěžší povětrnostní podmínky, nebezpečné a hlavně nebezpečné jevy.
Atmosférické fronty jsou rozděleny do skupin v závislosti na různých podmínkách a vlastnostech:
a) jejich pohybem vzhledem k umístění vzdušných hmot oddělených frontami;
b) podle prostorového (vertikálního a horizontálního) rozsahu a cirkulačního významu;
c) podle zeměpisných charakteristik.
Na základě relativního pohybu se fronty dělí na teplé, studené, přisedlé a okluzní fronty (teplé, studené a neutrální).
Podle prostorového rozsahu a cirkulačního významu se fronty dělí na primární (troposférická, vysoká), sekundární (přízemní, nízká) a horní.
Na základě geografických charakteristik se fronty dělí na arktické a polární (fronty mírných zeměpisných šířkách). Rozlišuje se také zóna intertropické konvergence (ITC), dříve nazývaná tropická fronta.
Vertikální rozsah front je určen teplotním polem především pomocí mapy Vertikální rozsah front je určen teplotním polem, především pomocí mapy OT5001000. Pokud mapa OT5001000 jasně ukazuje frontální zónu odpovídající frontě na povrchu Země, pak která fronta se nazývá hlavní (troposférická, vysoká). Na hlavních frontách teplotní skok při průchodu frontovou linií u zemského povrchu obvykle přesahuje 5°C. Ve vysokohorské frontální zóně spojené s hlavní frontou teplotní kontrasty ve střední troposféře obvykle přesahují 8°C/1000 km (relativní geopotenciální gradient OT5001000 je více než 16 gdam/1000 km). Fronty definované geograficky (Arktida, polární a IZC) jsou hlavní.
Fronty, které existují blízko zemského povrchu, ale buď nejsou vůbec detekovány v teplotním poli ve výškách, nebo je lze vysledovat do malé nadmořské výšky (často nejsou viditelné ani na povrchu 850 hPa), jsou klasifikovány jako sekundární (povrchové, nízký). Studené sekundární fronty se nejčastěji tvoří v zadní části cyklón, když se proudění sbíhá ve spodních vrstvách atmosféry.
Horní fronty jsou ty, které na zemském povrchu chybí, ale zcela jasně se projevují ve výškách. Lze je detekovat pouze podle charakteru oblačnosti a srážek nebo současně a v teplotním poli na určité úrovni. Důvody vzniku horních front jsou různé. Mohou vzniknout například v důsledku frontogeneze, která vznikla pouze ve svrchních vrstvách troposféry, nebo v důsledku eroze fronty v blízkosti zemského povrchu, ale přesto se zachovala ve výškách. Horní fronta se také objevuje během procesu okluze jako jedna ze složek přední strany okluze. A konečně, v zimě může být horní fronta frontou maskovanou blízko zemského povrchu, pohybující se přes tenkou povrchovou vrstvu silně ochlazeného vzduchu. Taková vrstva může zůstat na stejné ploše po dlouhou dobu, aniž by se podílela na celkovém pohybu vzduchu. V řadě případů jsou podle údajů na velkorozměrových synoptických mapách, také podle družicových a radarových pozorování zjištěny úzké zóny konvektivní oblačnosti, často s bouřkami a vichřicemi (čáry nestability, squall lines), ale i další cirkulace úseky (úseky podél mořského pobřeží, okraje arktický led atd.), v mnoha ohledech podobné atmosférickým frontám, ale ne jim. Linie nestability budou podrobněji diskutovány níže.
Vysokohorské frontální zóny. Zóny relativně zvýšených horizontálních teplotních (a tlakových) gradientů, zakreslených na mapách barické 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.
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 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 mohou vznikat 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 izotermami průměrné teploty spodní vrstvy vzduchu a zesílí a v horní části troposféry se 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 čelní 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, ve velké míře ve výškách souvislá, v spodní vrstva Troposféra je často rozdělena do samostatných sekcí – 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 rozsáhlém horských oblastech u vysokých horských pásem 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.
Vertikální řez frontální přechodovou vrstvou (vertikální a horizontální měřítko se liší). L - šířka přechodová zóna, h je tloušťka přechodové vrstvy.
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 synoptických map je fronta nakreslena jako jedna čára. Pouze ve velkoplošných vertikálních úsecích atmosféry je někdy možné oddělit spodní a horní hranici přechodové vrstvy. 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.
Při silném větru není kvůli turbulentnímu míšení zřetelně vyjádřena čelní plocha v blízkosti povrchové frontové linie 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 východní Asii a přilehlou část Tichého oceánu, druhá - východní polovinu Severní Ameriky a přilehlou část Atlantiku. Na západ od oblastí největších teplotních kontrastů se průměrné teplotní izotermy vrstvy spodní poloviny troposféry sbíhají a na východ rozcházejí.
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 překryjte průměrnou měsíční mapu absolutní topografie povrchu 500 mb (AT 500) na průměrnou mapu relativní topografie 500 nad 1000 mb za leden, pak je možné identifikovat oblasti s intenzivní advekcí chladu a tepla v troposféře. Je třeba zvláště poznamenat, že nad západními částmi oceánů chladná advekce slábne od severu k jihu v důsledku snížení teplotního rozdílu mezi pevninou a mořem. To je hlavní důvod sezónní změny podmínek 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 zjištěné v extratropických zeměpisných šířkách, podle S.P.Khromova se v podstatě vyrovnávají s vysokohorskými frontálními zónami odpovídajících ročních období, což naznačuje jejich realitu.
Ty procesy frontogeneze, které jsou sporadické v různých geografických oblastech, se špatně odrážejí v průměrném termobarickém poli. Tento sporadický proces frontogeneze, který se projevuje až při vývoji meridionálního transportu studených vzduchových hmot ze severu na jih, probíhá např. v oblasti Středozemního moře.
Tento proces se sice neodráží v rozložení teplotní advekce v průměrném termobarickém poli troposféry, nicméně jeho realitu potvrzují zde zvýšené horizontální teplotní gradienty. Je třeba poznamenat, že v některých oblastech existují malé teplotní a tlakové gradienty, jako například v zimě v severní Evropě a Asii nebo nad východní Evropou a 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 vzdušnými hmotami, které mají různé vlastnosti . Teplota je nejdůležitější. 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.
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 nejvyšší rychlosti
Evropa a Severní Amerika. První zóna se nachází nad střední a východní Asií a přilehlou částí Tichého oceánu, druhá - nad Severní Amerikou a přilehlou částí Atlantiku. Maximální teplotní kontrasty v planetárních vysokohorských frontálních zónách na obou kontinentech dosahují 11 -12° na vzdálenost 1000 km. Všimněte si, že tak výrazné teplotní kontrasty v jiných částech mírných a vysokých zeměpisných šířek severní polokoule jsou pozorovány jen zřídka. Přítomnost výrazných teplotních kontrastů na průměrné měsíční mapě naznačuje, že v těchto oblastech se nejčastěji vyskytuje intenzivní troposférická frontogeneze a častěji jsou pozorovány ostře ohraničené fronty. Jak ukazují studie, oblasti s maximální teplotou kontrastují u východních pobřeží Asie a
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. Mapy absolutní topografie na vyšších úrovních ukazují, že pás nejvyšších rychlostí větru na severní polokouli je výraznější 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 ° severní šířky. 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 hodnoty největších teplot kontrastují v hraniční planetární frontální zóně zeměkoule
od zimy do léta pokles téměř o polovinu. Na jižní polokouli, vzhledem k největší velikosti kontinentů, které jsou v podstatě omezeny na 40° j. š. w. (s výjimkou hrotitého výběžku Jižní Ameriky) hrají malou roli nejen ve změně konfigurace planetární frontální zóny, ale i v výrazná změna
Planetární frontální zóna s největšími teplotními kontrasty na jižní polokouli se obvykle nachází nad Atlantickým a Indickým oceánem.
Nad Tichým oceánem je planetární frontální zóna rozšířena a teplotní kontrasty v ní jsou menší. Vysvětlení pro to lze nalézt v poloze studené Antarktidy, která nejvíce vyčnívá směrem k Indickému oceánu. Podle polohy Antarktidy, zvláštností orografie a západního studeného oceánského proudu sahá hranice plovoucího ledu v srpnu až září 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. Rozložení teplot povrchových vod oceánu se přirozeně odráží v tepelném poli troposféry a na horizontálním teplotním gradientu vzduch. V průběhu roku teplotní gradienty jižně od 40° j. š. w. nad Tichým oceánem méně než přes
Indický oceán
a Atlantik. 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).
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.
Zde se vlivem intenzivního ohřevu napadajících studených vzduchových mas ze středních zeměpisných šířek ničí teplotní rozdíly na zemském povrchu a ve vrstvách do 4-6 km. Tyto rozdíly přitom zůstávají v horní troposféře až do výšek 12-16 km. Na mapách teplotních kontrastů se proto planetární frontální zóny v subtropech ne vždy jasně odrážejí. Zejména nad severní Afrikou, Arábií a severní Indií v zimě dosahují teplotní kontrasty a také rychlosti větru velkých hodnot ve výškách. Na daných mapách teplotních kontrastů (viz obr. 31-34) nejsou všude zobrazeny stejně. Skutečnému obrazu bude přirozeně více odpovídat poloha frontálních zón planet a také hodnoty teplotních kontrastů ve vyšších vrstvách troposféry, určené z map OT 300 1000 nebo OT 200 1000.
S. V. Morozová. O planetární výškové frontální zóně
výškový rozdíl v terénu a pozorovací vzdálenosti, můžete vypočítat výslednou hloubku obrazu a vertikální měřítko stereo modelu. Hloubka obrazu (A1), paralaxa (p1) a pozorovací vzdálenost (r) souvisí se vztahem:
A1/(g-A1)=p1/B,
kde B je oční základ. Jednoduchými transformacemi dostaneme:
A1=plR/(B+pl). V našem případě byla paralaxa snímků ve stereo páru 4 mm (910-0,04/9). Při pozorovací vzdálenosti 2000 mm a oční základně 65 mm získáme hloubku obrazu vzhledem ke stereo oknu rovnou 115 mm. S přihlédnutím centrální poloha
stereo okna, výškový rozdíl na zemi byl (250-15)/2 = 117,5 m. Získáme tak vertikální měřítko modelu přibližně rovné 1:1000. Je však třeba poznamenat, že takové výpočty jsou přibližné v přírodě, protože vnímání stereo modelu v Hodně závisí na individuálních vlastnostech diváka.
Vyvinutá technika může být použita k vytvoření a vizualizaci stereoskopu
ikální modely terénu pro účely:
Vizuální posouzení současného stavu a využití území;
Předběžné posouzení území při projektování;
Prezentace developerských projektů. Kromě toho mohou být vytvořené modely
používá se jako vizuální pomůcka ve vzdělávacích institucích.
1. Ackermann F. Moderní technika a vysokoškolské vzdělání // Izv. univerzit Geodézie a letecké snímkování. 2011. č. 2. S. 8-13.
2. Tyuflin Yu. Informační technologie pomocí fotogrammetrie // Geodézie a kartografie. 2002. č. 2. S. 39-45
3. Tyuflin Yu S. Fotogrammetrie - včera, dnes a zítra // Novinky z univerzit. Geodézie a letecké snímkování. 2011. č. 2. S. 3-8.
4. Digitální stereoskopický model terénu: experimentální studie / Yu. F. Knizhnikov, V. I. Kravtsova, E. A. Baldina [atd.]. M.: Vědecký svět, 2004. 244 s.
5. Stereoskopie Valius N. A. M.: AN SSSR, 1962. 380 s.
O VLIVU ČELNÍ ZÓNY PLANETÁRNÍ VÝŠKY NA ZMĚNY NĚKTERÝCH CHARAKTERISTIK KLIMATICKÉHO REŽIMU NA SEVERNÍ POLOKÉLE
S. V. Morozová
E-mail Saratovské státní univerzity: [e-mail chráněný]
Tento článek zkoumá vliv frontální zóny planetární nadmořské výšky (PLFZ) na klimatický režim severní polokoule. Je ukázána dynamika oblastí PvFZ vzhledem k přirozeným klimatickým obdobím stavu zemského klimatického systému (ECS). Byla nalezena souvislost mezi dynamikou oblastí PvFZ a změnami větrného režimu na polokouli.
klíčová slova: globální klima, planetární nadmořská výška frontální zóna, klimatické změny, větrný režim.
o vlivu výškové zóny planetární fronty ke změně některých charakteristik klimatického režimu na severní polokouli
Tento článek se zabývá otázkami vlivu planetárních výškových frontálních zón (PVFS) na klimatický režim severní polokoule. Ukazuje dynamiku oblastí PVFS relativně přirozené klimatické období stav zemského klimatického systému.
reproduktorové plochy PVFS se změnou režimu větru na polokouli. Klíčová slova: globální klima, planetární výšková frontální zóna, klimatické změny, větrný režim.
Je známo, že regionální změny klimatu jsou primárně způsobeny anomáliemi v režimu obecné atmosférické cirkulace (GCA). Klimatické hřbety a koryta migrují v průběhu desetiletí a podílejí se na vytváření cirkulačních epoch. Otázka vlivu cirkulace na globální klima však stále zůstává kontroverzní. Autor tohoto článku publikoval některé výsledky studií vlivu celkové cirkulace atmosféry na globální klima. Tento článek je pokračováním výzkumu možnosti vlivu objektů globální cirkulace na klimatické procesy v hemisférickém měřítku.
Jako studovaná charakteristika objektu globální cirkulace - planetární vysokohorské frontální zóny - byla zvolena jeho plocha,
© Morozova S. V., 2014
omezena středovou čarou. Zdrojové materiály Byly použity hodnoty průměrných měsíčních ploch PVFZ publikované v referenční monografii. Na základě těchto údajů byly vypočteny průměrné dlouhodobé hodnoty ploch v různých přírodních klimatických obdobích stavu ZKS.
Dynamika ploch PVFZ vzhledem k přirozeným klimatickým obdobím stavu ZKS - období stabilizace (1949-1974) a II. globální oteplování(1975-2010) - uvedeno v tabulce. 1.
Na základě analýzy tabulky. 1 podotýkáme, že nejsilnější variabilita v plochách PVFZ se objevila v období stabilizace (1949-1974). Na pozadí druhé vlny globálního oteplování
Pozorujeme pokles plošné variability. Je pozoruhodné, že od prvního období do druhého došlo k nárůstu plochy PVFZ, což naznačuje rozšíření oblasti negativních teplotních anomálií.
Vzhledem k tomu, že studium dynamiky PVFZ je prováděno pomocí statistických metod, jeví se jako nezbytné posoudit statistickou významnost získaných výsledků, což lze provést standardními postupy matematické statistiky. Intervaly spolehlivosti byly vypočteny pro každé časové období pomocí Studentova t testu na 95% hladině významnosti. Intervaly spolehlivosti pro každé období jsou uvedeny v tabulce. 2.
Tabulka 1
Dynamika oblastí planetární vysokohorské frontální zóny vzhledem k přirozeným klimatickým obdobím státu ECL
Period Hodnota plochy PVFZ, mil. km2 a2, mil. km2 a, mil. km2 Cv
1., 1949-1974 (stabilizace) 56,97 13,32 3,65 0,06
2nd, 1975-2010 (druhá vlna globálního oteplování) 57,77 (nárůst o 1,5 %) 2,82 1,68 0,03
Tabulka 2
Posouzení statistické významnosti dynamiky PVFZ
Intervaly spolehlivosti období
1., 1949-1974 (stabilizace)
2nd, 1975-2010 (druhá vlna globálního oteplování)
Vidíme, že se hranice intervalů překrývají a druhý interval je dokonce zahrnut do prvního, což ukazuje na statistickou nevýznamnost zjištěných změn. Změna plochy o 1,5 % tedy stěží může vést k jakýmkoli klimatickým změnám. významné změny v ZKS. Nemá cenu však vyvozovat jednoznačné závěry o absenci vlivu frontální zóny planetární nadmořské výšky na globální klima, protože aplikace statistických metod na přírodní procesy má určitou míru konvence. Někdy velmi malé počáteční poruchy kterékoli složky v zemském klimatickém systému mohou mít velkou rezonanci a způsobit v něm docela znatelné změny. V tomto ohledu je zajímavé zjistit, do jaké míry jsou změny v oblastech PVFZ významné. K tomu byl vyřešen inverzní problém, jehož podmínkou byla absence překrývajících se intervalů na nejkrajnějších možných pozicích matematického očekávání na číselné ose. Potřebné výpočty byly provedeny podle vzorce (1), který umožnil získat průměrnou zeměpisnou šířku umístění PVFZ za předpokladu, že se intervaly nepřekrývají:
S = 2nR2 (1 - sin fs.„), (1)
kde n = 3,14159;
R = 6378,245 km - poloměr Země na rovníku;
Fs.i je průměrná zeměpisná šířka axiálního izohypsu PVFZ na severní polokouli.
Ukázalo se, že pro dosažení statistické významnosti změn by oblast lokalizace PVFZ měla být v rozmezí 30-35° severní šířky. V současné době se planetární vysokohorská frontální zóna nachází v oblasti padesáté šířky severní polokoule. Bylo tedy odhaleno, že pro dosažení statistické významnosti změn v oblastech se planetární výšková frontální zóna musí posunout o 15-20° na jih, trajektorie cyklón se posunou o stejnou hodnotu, jakou v obrat, povede ke změně polohy suchých a vlhkých oblastí, a proto a přírodní oblasti. Statisticky významná dynamika PVFZ tedy odpovídá klimatickým změnám v měřítku velkých geologických epoch. Klimatické rekonstrukce založené na geologických pramenech a historických materiálech ukazují, že mimořádně vlhké podmínky, které panovaly v dnes vyprahlé tropická zóna, proběhl při destrukci čtvrtohorního zalednění a v rané období Holocénní éra. V důsledku toho byly trajektorie cyklonů a lokalizační oblast PVFZ umístěny mnohem jižněji, což přispělo k dobré vlhkosti v těchto nyní suchých oblastech. Tedy,
S V. Morozovem. Na vliv planetární nadmořské výšky frontální zóna
Při stávajících klimatických změnách nelze zjistit statistickou významnost, ale znatelné změny klimatu v zemském klimatickém systému, projevující se během globální teplota, konat.
Je důležité poznamenat, že pozorovaný nárůst průměrné plochy PVFZ, což naznačuje pokrok PVFZ na více jižní šířky a rozšíření zóny negativních teplotních anomálií nastalo při přechodu z chladnějšího období do teplejšího, což se nezdá zcela logické. Jedním z možných vysvětlení tohoto neobvyklého chování PVFZ může být, že jeho posun na jih nevede ani tak ke snížení průměrné polokulové teploty, ale ke změně některých dalších charakteristik. klimatický režim, jedním z nich může být větrný režim. Pak se vliv PVFZ na globální klima může projevit změnou aktivity a intenzity jedné ze složek ZCL - celkové cirkulace atmosféry. Jedním z vysvětlení nesouladu mezi dynamikou plochy PVFZ a průběhem globální teploty během přirozených klimatických období může být změna, ke které došlo v jednotlivých parametrech PVFZ (velikost, intenzita, tortuozita atd.). ), což samozřejmě ovlivňuje aktivitu a intenzitu cirkulace a projevuje se ve větrném režimu. Postup PVFZ do jižnějších nebo severnějších zeměpisných šířek tedy může vést k zúžení nebo rozšíření zóny lokalizace PVFZ, což následně vede k zesílení nebo zeslabení gradientů, zvýšení nebo snížení cirkulační aktivity. a v důsledku toho zvýšení nebo snížení rychlosti větru.
Pokusme se zjistit, jak zjištěná dynamika oblasti PVFZ souvisí se změnami její činnosti. K tomu uvažujme intenzitu frontální zóny planetární nadmořské výšky podle referenční monografie z let 1949 až 2010. Autoři referenční monografie definovali intenzitu frontální zóny nadmořské výšky jako rozdíl v zeměpisných šířkách (Lf) lokality. dvou izohyps na poledníku na jih a sever od axiální izohypsy, přičemž rozdíl v geopotenciálních výškách polohy severní a jižní izohypsy byl vzat jako stejný - 8 gp. dám. Pokud za intenzitu považujeme rozdíl v zeměpisné šířce, ukáže se, že průměrná intenzita v červenci (8° zeměpisné šířky) je větší než v lednu (5° zeměpisné šířky). Proto se autor této studie za účelem posouzení intenzity PVFZ odklonil od nepřímo úměrné závislosti aktivity GCA a rozdílu v zeměpisných šířkách, přičemž vzal hodnotu geostrofického větru (V^) na průměrné úrovni. troposféry pro posouzení intenzity cirkulace a její výpočet pomocí vzorce (2):
geopotenciální gradient,
Uе I dп, kde I je Coriolisův parametr (I = 2у sinф),
yu - úhlová rychlost rotace Země;
f - zeměpisná šířka umístění axiálního isohypsu.
Než však přejdeme k rozboru intenzity GCA na pozadí přirozených klimatických období státu ZCL, věnujme pozornost zajímavostem dynamiky ploch PVFZ a změnám rozdílu zeměpisných šířek. mezi nimiž se nachází planetární vysokohorská frontální zóna.
Je známo, že intenzita frontální zóny planetární nadmořské výšky je určena teplotním gradientem rovníku-pól. Čím větší je gradient, tím aktivnější jsou procesy v oblasti jeho lokalizace. V zimě, kdy je teplotní kontrast mezi rovníkem a pólem mnohem větší než v létě, jsou cirkulační procesy mnohem aktivnější. V zimě se navíc PVFZ posouvá na jih, v létě stoupá na sever, pak je celkem logické předpokládat, že jižní posun PVFZ by měl vést ke zvýšení jeho aktivity, zatímco plocha jeho lokalizace by se měla zúžit a severní naopak vést k oslabení aktivity střední Asie a rozšíření lokalizačních zón PVFZ.
Pro potvrzení či vyvrácení tohoto předpokladu byly pro období let 1949 až 2010 sestrojeny grafy změn průměrného ročního rozdílu v zeměpisných šířkách lokalizace planetární vysokohorské frontální zóny. Na okraj podotýkáme, že ve všech těchto grafech byla pro větší přehlednost přidána lineární filtrační křivka a za účelem potlačení vysokofrekvenčních fluktuací byl na původní řadu aplikován postup klouzavého průměrování.
Průměrné roční rozdíly v zeměpisných šířkách polohy PVFZ jsou uvedeny na Obr. 1, a. Viditelná je neperiodická povaha změn, ale zarážející je nárůst rozdílu zeměpisné šířky při přechodu z období stabilizace do začátku druhé vlny globálního oteplování, po kterém se směr změn vytrácí. To je mnohem jasněji znázorněno na obr. 1, b, kde je zřejmé, že ve více chladné období lokalizační zóna PVFZ je užší, což svědčí o zhoršení gradientů v oblasti PVFZ a následně o zvýšení její aktivity. V následném teplejším období je rozdíl zeměpisné šířky větší, což znamená, že aktivita PVFZ klesá. To vše lze jasněji vidět na obr. 2, kde jsou uvedeny vypočtené průměrné roční hodnoty průměrná rychlost geostrofického větru, byly provedeny statistické lineární filtrační postupy a byly identifikovány nízkofrekvenční oscilace pomocí metody pohyblivého průměrování.
Tudíž to máme při přechodu z chladnějšího do chladnějšího teplé období(od stabilizace do druhé vlny globálního oteplování) se plocha PVFZ rozšiřuje, samotný PVFZ se přesouvá na jih a jeho aktivita klesá. Odhalená vlastnost dynamiky
Izv. Sarat. un-ta. Nový ser. Ser. Geovědy. 2014. T. 14, vydání. 2
Rýže. 1. Změna rozdílu zeměpisných šířek lokalizace PVFZ na polokouli: a - lineární filtrace; b - klouzavý průměr
14,0 13,0 -12,0 11,0 ■ 10.0
13,0 -> 12,5 -12,0 -11,5 -11,0 ■ 10,5 -10,0
1969 1973 1 989 1 999 2009
Rýže. 2. Změna polokulové průměrné geostrofické rychlosti větru: a - lineární filtrace; b - klouzavý průměr
S V. Morozovem. O planetární výškové frontální zóně
PVFZ nepřímo odráží známý fakt klimatické teorie, že při přechodu z chladných období do teplejších se aktivita Střední Střední Asie snižuje.
Porovnáním vlastností dynamiky frontální zóny planetární nadmořské výšky v přirozených klimatických obdobích s její sezónní dynamikou lze zjistit podobnost změn, která se projevuje v tom, že při přechodu z chladných období do teplých (ze zimy do léta a ze stabilizace k oteplení) dochází k poklesu aktivity všeobecné cirkulace atmosféry . Je však třeba také upozornit, že je zde podstatný rozdíl, a to ten, že při klimatickém přechodu ZKS z chladnějšího do teplejšího období se plocha PVFZ zvětšuje, zatímco při sezónních klimatických změnách z chladného do teplejšího období. teplé období (od zimy do léta), jeho plocha se zmenšuje .
Klimaticky významným důsledkem tedy může být, že při přechodu klimatického systému z jednoho kvalitativního stavu do druhého dochází ke změnám nejen v globální teplotě, ale i ve větrném režimu a roli objektů globálního oběhu při utváření klimatu. variabilita spočívá ve změnách v takových klimatické vlastnosti jako planetární větrný režim.
Podle údajů došlo na území Ruska ke snížení rychlosti větru, což je důvod spojeno se změnou obecného režimu atmosférické cirkulace. Objasnění důvodů oslabení rychlostí však zdaleka není jasné. Ve studiích Bardina, Meshcherskaya a kol. se tedy ukázalo, že v poslední době (dvě až tři desetiletí) došlo ke zvýšení počtu dní s cyklonální cirkulací, což má za následek zvýšení rychlosti větru v důsledku časté průchod atmosférických front. Ti samí autoři však dochází k závěru, že existuje rozpor mezi fakty zvýšení frekvence cyklonicity a snížením rychlosti větru. Snížení rychlosti větru na území Ruska je někdy vysvětlováno snížením frekvence výskytu ^-cirkulační formy. Nicméně od 70. let. Dochází ke zvýšení frekvence zonálních procesů, což také nevysvětluje pokles rychlosti větru tímto faktorem. Je docela možné, že důvodem oslabení větru je změna kvalitativního stavu objektu globální cirkulace - planetární vysokohorské frontální zóny. Jak je ukázáno výše, jeho dynamika přímo souvisí s intenzitou všeobecné atmosférické cirkulace.
používá se jako vizuální pomůcka ve vzdělávacích institucích.
1. Polyanskaya E. A., Morozova S. V. Charakteristika tlakového pole na AT-500 v prvním ESR v letech 1971-1989. // Geografie na ruských univerzitách. Petrohrad, 1994. s. 86-88.
2. Morozova S. V. Cirkulace atmosféry jako faktor regionální variability klimatu [Elektronický zdroj] // Globální a regionální změny klimatu: Mezinárodní konference, 16.-19. listopadu 2010. Kyjev, 2010. 1 elektron. velkoobchod disk (CD-ROM)
3. Morozova S.V. Atmosférická cirkulace jako faktor regionální variability klimatu // Globální a regionální klimatické změny. Kyjev, 2011. S. 96-10.
4. Morozova S.V. Role cirkulace ve formování globální a regionální variability klimatu // Proc. zpráva Intl. vědecký conf. o regionálních problémech hydrometeorologie a monitoringu prostředí. Kazaň, 2012. s. 172-173.
5. Monitorování celkové atmosférické cirkulace. Severní polokoule: referenční monografie / A. I. Neushkin, N. S. Sidorenkov, A. T. Sanina, T. B. Ivanova, T. V. Berezhnaya, N. V. Pankratenko, M. E. Makarova. Obninsk, 2013. 200 s.
6. Malinin V.N. Statistické metody analýza hydrometeorologických informací. Petrohrad, 2007. 407 s.
7. Sikan A.V. Metody statistického zpracování hydrometeorologických informací. Petrohrad, 2007. 280 s.
8. Budyko M.I. L., 1974. 280 s.
9. BudykoM. I. Podnebí v minulosti a budoucnosti. L., 1980. 351 s.
10. MoninA. S., Shishkov Yu. A. Historie klimatu. L., 1979. 407 s.
11. Yasamanov N. A. Starověké podnebí Země. L., 1985. 295 s.
12. Změna klimatu / ed. J. Gribbin. L., 1980, 360 s.
13. Hodnotící zpráva o změně klimatu a jejích důsledcích na území Ruské federace: ve 2 svazcích I. Climate Change. M., 2008. 228 s.
14. BardinM. Yu. Variabilita charakteristik cyklonicity ve střední troposféře mírných zeměpisných šířek severní polokoule // Meteorologie a hydrologie. 1995. č. 11. S. 24-37.
15. Meshcherskaya A.V., Eremin V.V., Baranova A.A., Maistrova V.V. Změny rychlosti větru na severu Ruska v druhé polovině 20. století podle povrchových a aerologických údajů // Meteorologie a hydrologie. 2006. č. 9. s. 46-58.
16. Bělokrylová T. A. O změnách rychlosti větru na území SSSR // Proc. / VNIMI-MCD. 1989. Sv. 150. s. 38-47.
Během předletové přípravy musí velitel letadla, druhý pilot a navigátor na AMSG prostudovat meteorologickou situaci a letové podmínky na trase, na odletových a přistávacích letištích, na náhradních letištích, přičemž musí věnovat pozornost hlavním atmosférickým procesům, které určují počasí:
O stavu vzdušných hmot;
Umístění tlakových útvarů;
Poloha atmosférických front vzhledem k trase letu.
2.1. Vzduchové hmoty a tamní počasí
Velké hmoty vzduchu v troposféře, které mají jednotné povětrnostní podmínky a fyzikální vlastnosti, se nazývají vzduchové hmoty (AM). Základem termodynamických charakteristik AM je jejich teplotní režim, obsah vlhkosti a pohyb. V tomto ohledu se VM dělí na:
Odolný VM- teplejší než podkladový povrch. V blaženosti nejsou podmínky pro rozvoj vertikálních pohybů vzduchu, protože chlazení zdola snižuje vertikální teplotní gradient v důsledku poklesu teplotního kontrastu mezi spodní a horní vrstvou. Zde se tvoří vrstvy inverze a izotermie. Nejpříznivější doba pro získání stability VM nad kontinentem je přes den - noc, během roku - zima.
Počasí v UVM v zimě: nízká subinverzní vrstvená a mraky stratocumulus, mrholení, opar, mlha, náledí, námraza v oblacích (obr. 3).
Rýže. 3 Počasí v UVM v zimě
Obtížné podmínky pouze pro vzlet, přistání a lety za viditelnosti, ze země do 1-2 km, nahoře polojasno. V létě převládá polojasno nebo kupovitá oblačnost se slabou turbulencí do 500 m v UVM je viditelnost poněkud zhoršená kouřem. URM také cirkuluje v teplém sektoru cyklony na západním okraji tlakových výšek.
Nestabilní vzduchová hmota (IAM)- jedná se o studenou vzduchovou hmotu, ve které jsou pozorovány příznivé podmínky pro rozvoj vzestupných pohybů vzduchu, především tepelné konvekce. Při pohybu nad teplým podkladovým povrchem se spodní vrstvy chemikálií zahřívají, což vede ke zvýšení vertikální přechody teploty do 0,8-1,5/100 m, v důsledku toho k intenzivnímu rozvoji konvektivních pohybů v atmosféře. NVM je nejaktivnější v teplý čas rok. Při dostatečném obsahu vlhkosti ve vzduchu se vyvíjejí kupovité mraky do 8-12 km, přeháňky, kroupy, vnitromasové bouřky, bouřlivý vítr. Dobře vyjádřeno denní cyklus všechny prvky. Při dostatečné vlhkosti a následném vyjasnění v noci se mohou ráno vyskytovat radiační mlhy. Let v této hmotě je doprovázen hrbolatostí (obr. 4).
Rýže. 4 Počasí v NVM v létě
Během chladného období nejsou s lety v NVM žádné potíže. Zpravidla jasno, ujetý sníh, navátý sníh, při severních a severovýchodních větrech a při severozápadní invazi chladného počasí oblačnost s dolní hranicí minimálně 200-300 m typu stratocumulus nebo cumulonimbus se sněhovými náložemi. jsou dodržovány.
V NWM se mohou vyskytovat sekundární studené fronty. NVM cirkuluje v zadní části cyklony a na východním okraji tlakových výšek.
2.2. Atmosférické fronty
Posoudit skutečné a očekávané povětrnostní podmínky na trati nebo v letové oblasti skvělá hodnota disponuje analýzou polohy atmosférických front vzhledem k trase letu a jejich pohybu.
Fronty jsou zóny aktivní interakce mezi teplými a studenými VM. Podél povrchu fronty dochází k uspořádanému stoupání vzduchu doprovázenému kondenzací vodní páry, kterou obsahuje.
To vede k vytváření silných oblačnosti a srážek na frontě, což způsobuje nejobtížnější povětrnostní podmínky pro letectví.
Před odjezdem je nutné posoudit činnost fronty podle následujících znaků:
Čela jsou umístěna podél osy žlabu, čím výraznější je žlab, tím je čelo aktivnější;
Při průchodu frontou dochází k prudkým změnám směru větru, je pozorována konvergence čar proudění a také změny jejich rychlosti;
Teplota na obou stranách fronty prochází prudkými změnami, teplotní kontrasty dosahují 6-10 0 nebo více;
Trend tlaku není na obou stranách fronty stejný, před frontou klesá, za frontou se zvyšuje, někdy je změna tlaku za 3 hodiny 3-4 hPa i více;
Podél frontové linie se nachází oblačnost a srážkové zóny charakteristické pro každý typ fronty. Čím vlhčí je VM ve frontální zóně, tím je počasí aktivnější. Na výškových mapách je fronta vyjádřena ztluštěním izohyps a izoterm, ostrými kontrasty v teplotě a větru.
Přední pohyb se vyskytuje ve směru a rychlosti gradientního větru pozorovaného ve studeném vzduchu nebo jeho složce směřující kolmo k frontě. Pokud je vítr nasměrován podél přední linie, pak zůstává neaktivní.
Posun čela je určen prouděním vzduchu podle mapy AT 700 GPA s rychlostí přibližně rovnou 0,7-0,8 rychlosti větru na úrovni AT700 a také extrapolačními metodami, tzn. srovnání dvou povrchových map počasí pro různá období.
2.3 Teplá fronta
Charakter povětrnostních a letových podmínek v zóně teplé fronty je zpravidla dán přítomností rozsáhlé zóny stratusové oblačnosti umístěné nad frontálním povrchem před frontovou linií o šířce až 700-1000 km. Frontální oblačnost se tvoří v důsledku adiabatického ochlazování teplého vzduchu, když uspořádaně stoupá podél klínu ustupujícího studeného vzduchu. Při letu směrem k TF posádka především naráží na předzvěsti fronty - cirry, dále cirrostratus, altostratus a nimbostratus. Z altostratus a nimbostratus vypadávají pokrývkové srážkyšířka až 300-400 km. Pod nimbostratem se v důsledku odpařování padajících srážek často tvoří oblačnost 50-150 m vysoká, místy přecházející v mlhu. Nejtěžší povětrnostní podmínky ovlivňující vzlet a přistání letadel a lety za viditelnosti jsou pozorovány ve vzdálenosti 300-400 km ve frontální zóně poblíž středu cyklony. Zde jsou pozorovány nízká oblačnost, srážky, zhoršení viditelnosti v důsledku frontální mlhy, námraza v oblačnosti a srážky v zimě, náledí, obecné sněhové bouře (obr. 5).
Rýže. 5 Teplá fronta v zimě
Mraky mají dost velkou vertikální tloušťku a výstup z těchto mraků se obvykle provádí ve výškách 5-6 km a nad nimi jsou bezoblačné vrstvy, které jsou v čase celkem stabilní a lze je využít k letu.
V létě je TF slabě vyjádřena, ale v noci se zhoršuje, zejména v případech, kdy TF je tropický vzduch, ve kterém jsou značné zásoby vlhkosti a velké vertikální teplotní gradienty, dále se na TF vyvíjí kupovitá oblačnost s přeháňkami a bouřkami, maskovaná stratusovou oblačností, která představuje nebezpečí pro lety letadel (obr. 6,7).
Rýže. 6 Teplá fronta v létě
Rýže. 7 Buňky na teplé frontě
Otoky lze pozorovat pouze v ojedinělých případech, kdy jsou pozorovány tryskové proudy v přední zóně, která se nachází 400-500 km před frontovou linií ve výšce 7-9 km.
2.4 Studené fronty
V závislosti na rychlosti fronty, charakteristikách vzestupných pohybů TV a umístění oblačnosti a srážkových zón vzhledem k frontálnímu povrchu se studené fronty dělí:
Studená fronta 1. typu - pomalu se pohybující (15-30 km/h)
Studená fronta 2. typu je rychle se pohybující fronta (30 km/h nebo více).
Studené fronty jsou nejvýraznější v teplých obdobích a zhoršují se uprostřed dne.
Studená fronta 1. druhučastěji se tvoří v chladné polovině roku. Ve stoupajícím teplém vzduchu není proces kondenzace násilný a jeho systém oblačnosti je podobný TF, ale šířka fronty je 300-400 km, srážky jsou široké 150-200 km a hloubka systému oblačnosti je 4 -5 km. V KV zóně 1. druhu jsou výrazně komplikované lety v malých výškách z důvodu omezená viditelnost a vznik nízké subfrontální oblačnosti přerušovaného deště, která někdy přechází ve frontální mlhu (obr. 8).
Rýže. 8 Studená fronta 1. druhu v zimě
V létě se v přední části fronty v důsledku rozvoje konvekce tvoří JZ s bouřkami, vydatnými srážkami a bouřlivým větrem.
Konvektivní oblačnost v KV 1. druhu je pásmo omezené šířkou v podobě jednotlivých ohnisek.
Za přední částí se SV mění na nimbostratus a poté na altostratus. Dešťové srážky ustupují vydatným srážkám a let je doprovázen hrbolatostí (obr. 9).
Rýže. 9 Studená fronta 1. druhu v létě
Typ studené fronty 2 představuje největší nebezpečí pro lety. Je to typické pro mladou rozvíjející se cyklónu. S touto frontou je spojeno úzké pásmo husté kupovité oblačnosti a intenzivních srážek, které se nachází převážně podél frontové linie o šířce 50-100 km. Před frontou se pod cumulonimbem často tvoří šachta nízkých lámavých mraků, rotujících kolem vodorovné osy, squall collar, což je při pokusu o přechod fronty velmi nebezpečné. V létě s doprovodem silné bouře, bouřky, intenzivní kroupy a výskyt prachové bouře, střihy větru, intenzivní nárazy, což dramaticky komplikuje podmínky letu pro všechny typy letadel (obr. 10).
Rýže. 10 Studená fronta 2 typy v letním období
Oblaka Cumulonimbus se na lokátoru obvykle objevují jako souvislý řetěz světel s malými mezerami. Při letu k frontě, v její blízkosti, bude zpravidla pozorován hřeben cumulonimbus s pruhy srážek a středy bouřek. Předzvěstí HF 2. druhu jsou altocumulus lentiform clouds, které se objevují před frontou 200-300 km. V zimě VF 2. druhu způsobuje prudké ochlazení, zvýšený vítr, sněhové nálože a vánice (obr. 11).
Rýže. 11 Studená fronta 2. druhu v zimě
2.5 Okluzní fronty
Studená fronta, která je aktivnější, má také vyšší rychlost než teplá fronta, což vede ke sloučení. Vzniká nová komplexní fronta – okluzní fronta. Během procesu slučování front je teplý vzduch vytlačován vzhůru a v povrchové vrstvě se nacházejí studené masy. Pokud se zadní HF ukáže být chladnější, vytvoří se okluzní fronta typu HF (obr. 12, 13).
Rýže. 12 Okluze studené fronty v zimě
Rýže. 13 Studená přední okluze v létě
Pokud je HF teplejší než ustupující, pak se vytvoří okluze typu TF (obr. 14, 15).
Rýže. 14 Teplá přední okluze v zimě
Rýže. 15 Teplá přední okluze v létě
Povětrnostní podmínky jsou typické na okluzních frontách typu TF nebo HF. Nejobtížnější povětrnostní a letové podmínky jsou v okluzním bodě.
Zde v zimě malá oblačnost, oblačnost nimbostratus a nimbostratus, srážky, náledí, náledí, mlhy. V létě kupovité mraky, bouřky, přeháňky, nárazy. Povětrnostní podmínky na okluzích závisí na stupni stability VM, jejich vlhkosti, terénu, roční době a dni. Oblačný systém okluzních front se vyznačuje výraznou stratifikací, až 5-7 vrstev. Tloušťka vrstev a mezivrstev mezi nimi dosahuje 1 km, což umožňuje překonat tyto úseky a také létat v jejich zóně, ale přítomnost cumulonimbus okluzí na frontách vyžaduje zvýšená pozornost letecký personál při letu v oblacích.
2.6 Sekundární studená fronta
Sekundární studená fronta je oddělením různých částí téže vzduchové hmoty. Vznikají v nestabilních studených vzduchových hmotách v důsledku nerovnoměrného ohřevu od podkladového povrchu v zadní části cyklónu. Teplotní kontrasty v zóně EO jsou řádově 3-5 0 C. Význam těchto front pro letový provoz by neměl být podceňován. Se vznikem sekundární fronty jsou v létě pozorovány cumulonimby s horní hranicí 7-9 km, srážky, bouřky, bouřlivý vítr. Šířka zóny vlivu této fronty je 50-70 km. V chladném období se tato fronta vyznačuje nízkou oblačností a špatnou viditelností v důsledku nahromadění sněhu a vánic. Obvykle přecházejí za hlavní studené fronty.
2.7 Stacionární čela
Přední strana, která nezaznamenává znatelný posun směrem k TVM ani k CVM, se nazývá stacionární. Tyto fronty vznikají v barických sedlech, na okraji oblasti vysokého tlaku vzduchu a jsou umístěny paralelně s prouděním větru. Šířka přední zóny je 50-100 km. V zimě jsou lety komplikované kvůli nízkým vrstvám, stratocumulus, nimbostratus clouds s mrholením a silným deštěm, mlhou a ledem. V létě se podél přední části tvoří izolované kapsy cumulonimby s bouřkami a přeháňkami.
2.8 Čelní zóny ve vysoké nadmořské výšce (HFZ)
VFZ je přechodová zóna mezi teplou anticyklónou a studenou cyklónou ve střední nebo horní troposféře, detekovaná ztluštěním izohyps na absolutních topografických mapách. VFZ má vchod a deltu, vyznačující se tím velké hodnoty horizontální teplotní a tlakové gradienty. Vysokohorská frontální zóna je spojena s atmosférickými frontami, které jsou vyjádřeny až do tropopauzy se zvětšuje šířka přechodové zóny mezi VM; Přechod je plynulejší. Čelní oblačnost a další jevy charakteristické pro fronty v blízkosti zemského povrchu se zde nemusí vyskytovat. V horní troposféře lze pozorovat zahušťování izohyps a zvýšený vítr bez souvislosti s atmosférickými frontami. VFZ je spojena s oblastmi atmosféry s vysokou rychlostí větru nad 100 km/h - tryskové proudy, které způsobují hrbolatost letadel, která je nebezpečná pro lety.
Všechny typy front se při přibližování k horským masivům a při jejich přechodu zhoršují, mění se konfigurace a vertikální struktura front, zpomaluje se rychlost jejich pohybu, roste tloušťka oblačnosti a intenzita srážek, s čímž je třeba počítat. účtu při létání po horských trasách.
2.9. Tlakové systémy
Při tvorbě počasí a při celkové cirkulaci atmosféry velkou roli hrát cyklóny a anticyklóny, které jsou obří vzdušné víry, zahrnující obrovské masy vzduchu s kolosálními zásobami kinetická energie. Povětrnostní podmínky, se kterými se pilot může setkat při létání v určité tlakové soustavě, závisí na mnoha faktorech: stadiu vývoje daného tlakového systému, roční a denní době, poloze trasy letu vzhledem ke středu tlakové soustavy. formace. Navzdory velké rozmanitosti povětrnostních podmínek je však stále možné naznačit charakteristické rysy v různých částech tlakových útvarů.
Cyklony.
Cyklony procházejí ve svém vývoji čtyřmi stádii: vlna, mladá cyklóna, uzavřená cyklóna dosahující maximálního rozvoje a plnící cyklóna (obr. 16).
Rýže. 16 fází cyklónu
Cyklon se skládá z několika cyklónů oddělených atmosférickými frontami, takže vzory počasí v něm jsou velmi rozmanité. Cyklon je konvenčně rozdělen do čtyř povětrnostních zón, kde budou různé letové podmínky (obr. 17).
Rýže. 17 Počasí v cyklonu
1. Centrální část pokrývá oblast v okruhu 300-500 km a vyznačuje se nejnepříznivějšími povětrnostními podmínkami pro lety. Ve středu rozvíjející se cyklóny (stupeň vlny a mladé cyklóny) je zpravidla vertikálně dobře vyvinutá oblačnost do 6-9 km a výše bez vrstev jako nimbostratus, cumulonimbus, s přerušovaným nimbusem s výška 50-100 m, intenzivní srážky, zhoršení viditelnosti na 1-2 km a méně, náledí, intenzivní námraza letadel ve srážkách a oblačnosti, bouřky, lijáky v létě a možné přistání letadel na vodě. Ve středu plnícího se cyklónu mraky postupně erodují, rozvrstvují se a srážky ustávají.
2. Přední část se vyznačuje souvislou oblačností a počasí této části závisí na aktivitě TF. Mraky jsou cirry, cirrostratus, altostratus, nimbostratus, spodní okraj směrem ke středu cyklony ubývá, zatažené srážky zhoršující viditelnost, frontální mlhy, náledí.
Převládá vítr JV a V. Lety ve všech letových hladinách pod 6-8 km zpravidla v oblačnosti s námrazou. Někdy v létě se objevují maskované kapsy cumulonimbusů.
3. Zadní část cyklonu. Počasí je určováno cirkulací chladných nestabilních CM, převládá proměnlivá oblačnost, kupa, cumulonimbus s krátkodobými srážkami, v létě intramasové bouřky, silný, nárazový vítr ze severu a severozápadu. Let je vždy doprovázen hrbolatostí.
4. Teplý sektor – v něm cirkulují teplé, stabilní VM. V chladné polovině roku je pozorována souvislá nízká oblačnost (stratocumulus, stratus) s mrholícími srážkami a přívlastkem mlhy. Celé toto počasí je pozorováno v přízemních vrstvách do 500-1500 m, nad ním je jasno.
Vizuální lety, stejně jako vzlet a přistání letadel, jsou stále obtížnější v letových hladinách, kde nejsou pozorovány žádné potíže. V létě polojasno.
Při létání v oblasti cyklonů byste měli pamatovat na to, že fronty jsou nejaktivnější a rychlost vzestupných pohybů je vysoká a počasí je obtížnější - to je blíže středu cyklonu a nejpříznivější letové podmínky jsou na periferii.
Dutý- jedná se o úzký podlouhlý pás nízký krevní tlak, směřující ze středu cyklonu. Počasí v jeho oblasti má cyklonální charakter a je určeno typem fronty, se kterou je spojeno. V povrchové vrstvě je pozorována konvergence vzduchových proudů, což vytváří podmínky pro výskyt vzestupných pohybů vzduchu podél osy. Ty vedou k tvorbě oblačnosti a srážek a k hrbolatosti letadel při přeletu koryta (obr. 18).
Rýže. 18 Dutý
Anticyklóny – povětrnostní podmínky pro lety v tlakové výši jsou obecně mnohem lepší než v cyklóně. To se týká především teplého období, kdy na celém jeho území převládá polojasno. Ve středu tlakové výše se po ránu, kdy je ve vzduchu dostatečná vlhkost, místy tvoří radiační mlhy. Pokud se v masách nestabilního vlhkého vzduchu vytvoří anticyklóna, pak se v druhé polovině dne může vyvinout mohutná kupovitá a kupovitá oblačnost s bouřkami, zejména na jejím východním okraji. V chladném období jsou pro lety v malých výškách přívlastkové mlhy, nízká subinverzní oblačnost, hustý opar, mrholení a náledí takové podmínky zvláště pozorovány na západním a jihozápadním okraji anticyklon, kde dochází k odvodu tepla; jsou pozorovány stabilní VM (obr. 19).
Rýže. 19 Počasí v tlakové výši
Hřeben je protáhlá oblast vysokého tlaku, orientovaná ze středu tlakové výše a umístěná mezi dvěma oblastmi nízkého tlaku. V hřebeni dochází k divergenci vzduchových proudů od jeho osy, proto podél osy hřebene jsou větry slabé a vítr zesílí na jeho okraji. Počasí je polojasné, ale po ránu se může vyskytovat podinverzní nízká oblačnost (stratus) a radiační mlhy.
Rýže. 20 Hřeben
Sedlo je tlakový systém umístěný mezi dvěma oblastmi vysokého tlaku a dvěma oblastmi nízkého tlaku, umístěnými napříč. Počasí sedla je dáno vlhkostí CM, pokud je tvořeno suchým CM a je polojasno. V sedle se při dostatečné vlhkosti v létě rozvíjí mohutná kupovitá a kupovitá oblačnost s bouřkami a přeháňkami, radiačně-advektivní mlhy, nízká vrstevnatá oblačnost s mrholením, v zimě náledí (obr. 21).
Rýže. 21 Sedlo
2.10 Pohyb a evoluce tlakové systémy
Pro určení směru a rychlosti pohybu tlakových systémů se používají následující metody:
1. metoda extrapolace, tzn. porovnáním povrchových map pro různá období.
2. Cyklon se pohybuje ve směru izobar svého teplého sektoru, přičemž sektor opouští vpravo (obr. 22a).
3. Střed cyklónu se pohybuje rovnoběžně s přímkou spojující středy poklesu tlaku a nárůstu ve směru poklesu tlaku (obr. 22b).
4. Dva cyklony, které mají společné uzavřené izobary, provádějí vůči sobě rotační pohyb proti směru hodinových ručiček (obr. 22c).
5. Žlab se pohybuje s cyklonem, ke kterému je připojen, a otáčí se kolem něj proti směru hodinových ručiček.
6. Anticyklóna se pohybuje rovnoběžně s linií spojující centra růstu a poklesu, ve směru středu růstu tlaku (obr. 22d).
7. Hřeben se pohybuje s anticyklónou, se kterou je spojen, a otáčí se kolem ní ve směru hodinových ručiček.
8. Povrchové středy tlakových soustav se posouvají ve směru proudění vzduchu (přední proudění) pozorované nad těmito středy ve výškách 3-6 km, tzn. ve směru izohyps na mapě AT 700 rychlostí 0,8 na této úrovni a na mapě AT 500 rychlostí 0,5 na této úrovni (obr. 22e).
9. Vysoké cyklóny a anticyklóny s vertikální prostorovou osou zůstávají neaktivní (obr. 22f). Velký sklon prostorové osy ukazuje na rychlý pohyb tlakové formace.
10. Cyklona se prohlubuje, pokud pokles tlaku zachytí střed a jeho teplý sektor, zvýšení tlaku indikuje jeho naplnění. Cyklona a koryto se prohlubují při divergenci průtoků na mapách AT 700 a AT 500, AT 400 a zaplňují se, pokud se toky sbíhají.
11. Pokud jsou pozorovány pozitivní trendy (vzrůstající tlak) ve středu tlakové výše, svědčí to o jejím zesílení, tlak ve středu klesá - tlaková výše je zničena.
Anticyklóny a hřbety zesílí, pokud je pozorována konvergence proudění v AT 700, AT 500 a AT 400, a jsou zničeny, pokud dojde k divergenci toků.
Zóny relativně zvýšených horizontálních teplotních (a tlakových) gradientů, zakreslených na mapách barické 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 mohou vznikat 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.
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 %. Národnostní složení V republice žijí zástupci více než stovky národností. Pro přeshraniční...
Demografická situace v Rusku
Počtem obyvatel (142,2 milionů lidí k 1. lednu 2007) je Ruská federace na sedmém místě na světě po Číně, Indii, USA, Indonésii, Brazílii a Pákistánu. Tabulka 1.1. Obyvatelstvo Roky Celková populace, miliony lidí včetně B celkový počet populace, procento...
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...