Wysokogórska strefa czołowa. Masy powietrza i pogoda w nich występująca
Mapy średniej względnej topografii pokazują, że obszary o największych poziomych gradientach temperatury graniczą ze środkowymi szerokościami geograficznymi półkuli północnej i południowej. Na półkuli północnej, w wyniku rozmieszczenia kontynentów i oceanów oraz odpowiadającej im transformacji mas powietrza przemieszczających się z zachodu na wschód, strefa największych gradientów wydaje się być podzielona na dwie części, tworząc dwie duże strefy czołowe troposfery. Podział ten najwyraźniej ujawnia się zarówno na średniomiesięcznych względnych mapach topograficznych, jak i na mapach izoterm powierzchniowych w zimowej połowie roku. W wyniku przemian mas powietrza przemieszczających się nad północnymi częściami kontynentów, arktyczny obszar troposferycznego chłodu przedostaje się zimą do wnętrza kontynentów Azji i Ameryki i powoduje tutaj wzrost poziomych gradientów temperatur. Jedna z tych stref obejmuje wschodnią Azję i przyległą część Oceanu Spokojnego, druga - wschodnią połowę Ameryki Północnej i przyległą część Atlantyku. Na zachód od obszarów o największych kontrastach izoterm temperatury Średnia temperatura Warstwy dolnej połowy troposfery zbiegają się, a na wschodzie rozchodzą się.
Zgodnie ze strukturą pól termicznych i ciśnieniowych w troposferze półkuli północnej zarysowano dwie główne strefy czołowe, których granice są określone przez położenie grzbietów wysokie ciśnienie. Rozkład kontrastów temperatur charakterystycznych dla stref czołowych troposfery w rozpatrywanym przypadku wynika nie tylko ze zbieżności izoterm na kontynentach i rozbieżności w oceanach. Zależy to również od ogólnych warunków radiacyjnych, które określają istniejącą różnicę temperatur między kontynentami i oceanami na tych samych szerokościach geograficznych. Różnica ta na średnich szerokościach geograficznych jest znacznie większa niż na niskich szerokościach geograficznych.
Chociaż struktura przeciętnego wieżowca pole ciśnienia w swoich głównych cechach powtarza strukturę pola średniej temperatury odpowiedniej warstwy troposfery, jednak nie pokrywają się one całkowicie ze względu na fakt, że ciśnienie na poziomie morza nie jest wartością stałą. Z tego powodu w troposferze transportowane są zimne i ciepłe masy powietrza, czyli adwekcja.
Jeśli nałóż średniomiesięczną mapę bezwzględnej topografii powierzchni 500 mb (AT 500) na średnią mapę względnej topografii 500 powyżej 1000 mb dla stycznia, wówczas możliwe będzie zidentyfikowanie obszarów o intensywnej adwekcji zimna i ciepła w troposferze. Warto szczególnie zaznaczyć, że do części zachodnie W oceanach zimna adwekcja słabnie z północy na południe ze względu na zmniejszenie różnicy temperatur między lądem a morzem. To jest główny powód zmiana sezonowa warunki frontogenezy w polu termobarycznym troposfery na tych obszarach.
Średnie wykresy miesięczne zazwyczaj odzwierciedlają tylko te zjawiska, które są mniej lub bardziej spowodowane stałe powody i dlatego są dominujące. W szczególności strefa czołowa planetarna na wysokości sezonowej odzwierciedla dominującą pozycję poszczególnych frontów troposferycznych i główne procesy zachodzące w różnych obszarach geograficznych w różnych porach roku. Według S.P. Khromova główne fronty klimatyczne odkryte na pozatropikalnych szerokościach geograficznych radzą sobie głównie z wysokogórskimi strefami czołowymi odpowiednich pór roku, co wskazuje na ich realność.
Te procesy frontogenezy, które są sporadyczne w różnych obszarach geograficznych, są słabo odzwierciedlone w średnim polu termobarycznym. Ten sporadyczny proces frontogenezy, który objawia się dopiero w okresie rozwoju południkowego transportu mas zimnego powietrza z północy na południe, ma miejsce np. w rejonie Morza Śródziemnego. Choć proces ten nie znajduje odzwierciedlenia w rozkładzie adwekcji temperatury w średnim polu termobarycznym troposfery, to jednak jego realność potwierdzają zwiększone tutaj poziome gradienty temperatury.
Należy zauważyć, że na niektórych obszarach obserwuje się niewielkie gradienty temperatury i ciśnienia, np. w północnej Europie i Azji zimą lub w okresie Wschodnia Europa i Zachodnia Syberia latem. Niewielkie wartości poziomych gradientów temperatury na tych obszarach wskazują nie na małą intensywność zachodzących tu procesów synoptycznych, ale na różnorodność ich typów. Co więcej, ze względu na wyraźną różnicę w procesach, gradienty temperatury i ciśnienia mają różne kierunki. Ponieważ w takich przypadkach nie da się określić dominującego położenia frontogenezy troposferycznej, nie da się określić średniego położenia sezonowego fronty atmosferyczne.
Fronty troposferyczne to strefy przejściowe pomiędzy masami powietrza, które mają różne właściwości. Bardzo ważny ma temperaturę. Dlatego rozkład kontrastów temperaturowych na jednostkę odległości w sezonowych polach termobarycznych troposfery może służyć jako podstawa do określenia położenia geograficznego stref czołowych i odpowiadających im frontów troposferycznych w aspekcie klimatologicznym. Jednocześnie mówiąc o frontach troposferycznych szerokości pozatropikalnych mamy na myśli fronty powodujące nagłe zmiany pogody. Ponieważ wskazane jest przedstawienie dominującego położenia geograficznego wielu frontów w sezonie, rozproszonych po całym terytorium, nie jako linii frontu, ale jako określonej strefy, możemy nazwać ją klimatologiczną strefą czołową.
Aby uniknąć subiektywizmu w ustalaniu geograficznego położenia klimatologicznych stref czołowych w pozatropikalnych szerokościach geograficznych, należy wyjść od założenia, że klimatologiczne strefy czołowe to zbiór poszczególnych frontów troposferycznych związanych z troposferycznymi strefami czołowymi, a zatem ze strefami o podwyższonej temperaturze kontrasty w troposferze. Bazując na przyjętym warunku, przejdźmy do map średnich kontrastów temperatur na półkuli północnej opracowanych dla różnych pór roku (ryc. 31-34).
Mapy kontrastu temperaturowego uzyskano poprzez określenie wielkości różnic temperatur ze średniomiesięcznych map OT 500 1000 w odległości 1000 km. Izolinie na tych mapach charakteryzują rozkład wartości liczbowych kontrastów temperatur na kuli ziemskiej.
Aktywna aktywność cyklo- i antycykloniczna związana jest z największymi kontrastami temperaturowymi w dolnej troposferze. Związek między strefą największego kontrastu temperaturowego a aktywnością cykloniczną, która pociąga za sobą gwałtowne zmiany procesów atmosferycznych i pogody, jest dość wyraźny, ponieważ kontrasty temperaturowe są wyrazem rezerw energii cyrkulacji atmosferycznej. Jednakże kontrasty temperaturowe między równikiem a biegunami zarówno na półkuli północnej, jak i południowej są nierównomiernie rozłożone. Stosunkowo wąską strefę największych średnich kontrastów sezonowych obserwuje się na szerokościach geograficznych około 40°, podlegającą sezonowym przesunięciom wzdłuż południków. Te ostatnie wynikają z sezonowego rozkładu napływu ciepła. Jak widać z rys. 31-34, znaczna część ogólnych kontrastów temperatur między równikiem a biegunem na obu półkulach zawarta jest w tej stosunkowo wąskiej strefie - czołowej strefie planetarnej troposfery. Strefy największych kontrastów temperatur (strefy czołowe planet) pokrywają się ze strefami największych prędkości wiatru.
Konfiguracja planetarnych stref czołowych na półkuli północnej znacznie różni się od konfiguracji na półkuli południowej. Zimą na półkuli północnej (ryc. 31) strefa czołowa planet nie jest ciągła, ale jest podzielona na dwie części zachodnie wybrzeża Europa i Ameryka Północna.
Pierwsza strefa położona jest nad Azją Środkowo-Wschodnią i przyległą częścią Oceanu Spokojnego, druga – nad Ameryką Północną i przyległą częścią Atlantyku. Maksymalne kontrasty temperatur w planetarnych strefach czołowych na dużych wysokościach na obu kontynentach sięgają 11 -12° w odległości 1000 km. Należy zauważyć, że tak znaczne kontrasty temperaturowe w innych częściach umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych półkuli północnej są rzadko obserwowane. Obecność znacznych kontrastów temperaturowych na mapie średniomiesięcznej wskazuje, że na tych obszarach najczęściej występuje intensywna frontogeneza troposferyczna i częściej obserwuje się ostro zarysowane fronty. Rzeczywiście, jak pokazują badania, obszary maksymalnych kontrastów temperaturowych u wschodnich wybrzeży Azji i wschodnich wybrzeży Ameryki Północnej to obszary o maksymalnej częstotliwości występowania nie tylko ostro określonych, ale niemal identycznie zorientowanych frontów troposferycznych. Spadek kontrastów temperaturowych w kierunku północno-wschodnim z tych obszarów wskazuje na spadek
powtarzalność frontów i ich rosnące rozproszenie terytorialne. Jednocześnie położone na dużych wysokościach strefy czołowe planet o stosunkowo dużych kontrastach średniej temperatury warstwy w styczniu pokrywają wszystkie Półkula północna.
W przybliżeniu w tych obszarach, gdzie występują największe kontrasty temperatur, na mapach AT 300 obserwuje się najwyższe prędkości wiatru. Mapy topografii absolutnej na wyższych poziomach pokazują, że pasmo największych prędkości wiatru na półkuli północnej jest bardziej wyraźne na wysokościach 8–12 km poniżej tropopauzy.
Na półkuli południowej strefa czołowa wysokości planetarnej jest wydłużona wzdłuż szerokości geograficznych o każdej porze roku. Największe wartości kontrasty temperatur w nich nie przekraczają 8-9°„ obserwowanych w grudniu - lutym pomiędzy 40 a 50° południa. w.
Mapy kontrastu temperatur (ryc. 31-34) pokazują wartości 3°.0 i więcej. Izolinia kontrastów temperatur na styczniowej mapie przebiega na obu półkulach w przybliżeniu wzdłuż 20° szerokości geograficznej. Na niskich szerokościach geograficznych kontrasty w większości przypadków nie przekraczają 0,5-1°,0 na przyjętą jednostkę odległości (1000 km). Wskazuje to na małą intensywność procesów odpowiedzialnych za zmianę pola ciśnienia.
Stosunkowo małe kontrasty temperaturowe obserwuje się także na dużych szerokościach geograficznych półkuli północnej.
Wiosną (ryc. 32) planetarne strefy czołowe, zachowując ogólną konfigurację izohips zimy (ryc. 31) na półkuli północnej i lata na półkuli południowej, nieznacznie zmieniają swoją intensywność. Ze względu na nadejście równonocy i nagrzanie kontynentów na niskich szerokościach geograficznych, planetarna strefa czołowa na dużych wysokościach na kontynentach półkuli północnej przesuwa się 800-1000 km na północ. Wielkość kontrastów nie przekracza tutaj 8°. Na półkuli południowej przejściu do jesieni towarzyszy spadek temperatury na Antarktydzie, co prowadzi do wzrostu wielkości kontrastów do 9-10° i do nieznacznego przesunięcia strefy czołowej wysokości planetarnej również na północ. Pasmo małych kontrastów temperaturowych na północ i południe od równika ogranicza się średnio do 20° szerokości geograficznej.
W lipcu (ryc. 33) sytuacja ulega zauważalnej zmianie. Na półkuli północnej kontynenty znacznie się nagrzewają, a ujemne temperatury powierzchni Arktyki prawie zanikają. Prowadzi to do ogólnego zmniejszenia poziomych gradientów temperatury na kontynentach. Jednak ten spadek w pewnym stopniu występuje również nad oceanami, ponieważ wody powierzchniowe oceanów nie mają jeszcze czasu na znaczne ogrzanie się do lata, a na północy centrum chłodu w Arktyce staje się umiarkowane. największe kontrasty temperatur nie przekraczają 6°, co więcej, ze względu na silne ocieplenie powietrza w Afryce Północnej na południu Zachodnia Europa tworzy się mała zamknięta pętla
obszar największych kontrastów. Drugi obszar największych kontrastów temperaturowych znajduje się w Azji na północ od 50° N. szerokość geograficzna wreszcie trzeci region - na Oceanie Spokojnym, między 40 a 50 ° N. w.
Na półkuli południowej w okresie od czerwca do sierpnia kontrasty temperatur wzrastają do 10-11°.
Mapa jesienna (ryc. 34) przedstawia cechy zimowego rozkładu stref czołowych wysokości planet na półkuli północnej. W nich jesienią największe kontrasty temperatur wzrastają do 7-8° w porównaniu do 6° latem. Na półkuli południowej, gdzie zaczyna się wiosna, kontrasty temperatur nieco słabną, osiągając zaledwie 8°. w porównaniu do 10-11° w zimie.
Zatem planetarna strefa czołowa z największymi kontrastami temperatur na półkuli północnej ulega sezonowemu przesunięciu na północ z zimy na lato i na południe z lata na zimę. Konfiguracja tej strefy zmienia się znacząco latem w porównaniu do pozostałych pór roku. Wyjaśnia to obecność ogromnych kontynentów, które przyczyniają się do szybkiego ocieplenia powietrza w troposferze. Z tego samego powodu wartości największych kontrastów temperatur występują w graniczącej z planetarną strefą czołową Ziemia od zimy do lata, zmniejszają się prawie o połowę.
Na półkuli południowej, ze względu na największe rozmiary kontynentów, które zasadniczo ograniczają się do 40° S. w. (z wyjątkiem spiczastego występu Ameryki Południowej) odgrywają niewielką rolę nie tylko w zmianie konfiguracji planetarnej strefy czołowej, ale także w znacznej zmianie wielkości kontrastów temperaturowych. Dlatego różnica pomiędzy największymi kontrastami temperatur w strefach czołowych planet zimą i latem wynosi tylko około 2-3°.
Planetarna strefa czołowa o największych kontrastach temperatur na półkuli południowej znajduje się zwykle nad Oceanem Atlantyckim i Indyjskim. Powyżej Pacyfik Strefa czołowa planet jest rozszerzona, a kontrasty temperaturowe w niej są mniejsze. Wyjaśnienie tego można znaleźć w lokacji zimna Antarktyda, który najbardziej wysunięty jest w stronę Oceanu Indyjskiego. Według położenia Antarktydy, osobliwości orografii i zachodniego zimnego prądu oceanicznego, granica pływający lód w sierpniu - wrześniu rozciąga się daleko poza 60° S. szerokości geograficznej, a na Pacyfiku nie przekracza tej szerokości geograficznej. Różnica w rozmieszczeniu lodu na północy sięga średnio 1000 km. Nieco mniejsza różnica w rozmieszczeniu pływającego lodu w oceanach Indyjskim i Pacyfiku występuje w okresie luty-marzec. Naturalnie rozkład temperatur wody powierzchniowe oceanów znajduje odzwierciedlenie w polu termicznym troposfery i poziomym gradiencie temperatury
powietrze. Przez cały rok gradienty temperatury na południe od 40°S. w. nad Oceanem Spokojnym mniej niż powyżej Ocean Indyjski i Atlantyk.
Ze względu na wpływ Antarktydy zarówno w pobliżu powierzchni wody, jak i na wysokościach na południe od 40° S. w. nad Atlantykiem i Oceanem Indyjskim temperatura powietrza jest niższa od średniej szerokości geograficznej, a nad Pacyfikiem – powyżej niej (ryc. 7).
Rozważane mapy położenia geograficznego stref czołowych planet i kontrastów temperatur, zbudowane na podstawie średniomiesięcznych map OT 500 1000 dla różnych pór roku na północy i półkule południowe charakteryzują tylko dolne warstwy atmosfery, do wysokości 5-6 km. Naturalnie nad tą warstwą, ze względu na nierówny reżim temperatur na różnych szerokościach geograficznych, strefy największych kontrastów temperaturowych i silnych wiatrów, a zatem strefy czołowe planet, powinny ulec zmianom zarówno pod względem intensywności, jak i położenia geograficznego.
Na średnich szerokościach geograficznych rozkład wartości kontrastu w systemie wysokogórskich stref czołowych w dolnej i górnej troposferze jest w przybliżeniu taki sam. Na niskich szerokościach geograficznych sytuacja jest inna. Tutaj, z powodu intensywnego nagrzewania się napływających mas zimnego powietrza ze średnich szerokości geograficznych, różnice temperatur na powierzchni ziemi i w warstwach do 4-6 km ulegają zniszczeniu. Jednocześnie różnice te utrzymują się w górnej troposferze do wysokości 12-16 km. Dlatego planetarne strefy czołowe w subtropikach nie zawsze są wyraźnie odzwierciedlone na mapach kontrastów temperatur. W szczególności w Afryce Północnej, Arabii i północnych Indiach zimą kontrasty temperatur, a także prędkości wiatru osiągają duże wartości na wysokościach. Na podanych mapach kontrastów temperatur (patrz rys. 31-34) nie wszędzie są one jednakowo pokazane. Naturalnie położenie stref czołowych planet, a także wartości kontrastów temperaturowych w wyższych warstwach troposfery, wyznaczone z map OT 300 1000 lub OT 200 1000, będą lepiej odzwierciedlać rzeczywisty obraz.
S. W. Morozowa. O strefie czołowej wysokości planetarnej
różnicę wysokości w terenie i odległość oglądania, możesz obliczyć wynikową głębię obrazu i skalę pionową modelu stereo. Głębia obrazu (A1), paralaksa (p1) i odległość widzenia (r) powiązane są zależnością:
A1/(g-A1)=p1/B,
gdzie B jest podstawą oka. Dzięki prostym przekształceniom otrzymujemy:
A1=p1R/(B+p1).
W naszym przypadku paralaksa klatek w parze stereo wyniosła 4 mm (910-0,04/9). Przy odległości widzenia 2000 mm i rozstawie oczu 65 mm uzyskujemy głębokość obrazu w stosunku do okna stereo równą 115 mm. Biorąc pod uwagę centralne położenie okna stereo, różnica wysokości na podłożu wyniosła (250-15)/2 = 117,5 m. Otrzymujemy zatem skalę pionową modelu w przybliżeniu równą 1:1000. Należy zwrócić uwagę , jednak takie obliczenia są przybliżone. , ponieważ postrzeganie modelu stereo w dużej mierze zależy od indywidualnych cech widza.
Opracowana technika może zostać wykorzystana do tworzenia i wizualizacji stereoskopu
modele terenu na potrzeby:
Ocena wizualna aktualny stan i użytkowanie terytorium;
Wstępna ocena terytorium podczas projektowania;
Prezentacje projektów deweloperskich. Ponadto utworzone modele mogą być
używany jako pomoc wizualna w instytucjach edukacyjnych.
Bibliografia
1. Ackermann F. Nowoczesna technologia i szkolnictwo wyższe // Izv. uniwersytety Geodezja i fotografia lotnicza. 2011. nr 2. s. 8-13.
2. Tyuflin Yu.S. Technologia informacyjna z wykorzystaniem fotogrametrii // Geodezja i kartografia. 2002. nr 2. s. 39-45
3. Tyuflin Yu.S. Fotogrametria - wczoraj, dziś i jutro // Wiadomości o uniwersytetach. Geodezja i fotografia lotnicza. 2011. Nr 2. S. 3-8.
4. Cyfrowy stereoskopowy model terenu: badania eksperymentalne / Yu.F. Knizhnikov, V. I. Kravtsova, E. A. Baldina [itp.]. M.: Świat naukowy, 2004. 244 s.
5. Valius N. A. Stereoskopia. M.: AN SSSR, 1962. 380 s.
O WPŁYWIE STREFY CZOŁOWEJ WYSOKOŚCI Planetarnej NA ZMIANY NIEKTÓRYCH CHARAKTERYSTYK REŻIMU KLIMATYCZNEGO NA PÓŁKULI PÓŁNOCNEJ
S. V. Morozova
Saratowski Uniwersytet stanowy E-mail: [e-mail chroniony]
W artykule zbadano wpływ strefy czołowej wysokości planetarnej (PLFZ) na reżim klimatyczny półkuli północnej. Pokazano dynamikę obszarów PvFZ w odniesieniu do naturalnych okresów klimatycznych stanu ziemskiego systemu klimatycznego (ECS). Stwierdzono związek pomiędzy dynamiką obszarów PvFZ a zmianami reżimu wiatru na półkuli.
Słowa kluczowe: klimat globalny, wysokość planetarna, strefa czołowa, zmiany klimatyczne, reżim wiatru.
w sprawie wpływu strefy wieżowców Frontu Planetarnego na zmianę niektórych cech reżimu klimatycznego na półkuli północnej
W artykule omówiono kwestie wpływu planetarnych wysokich stref czołowych (PVFS) na reżim klimatyczny półkuli północnej. Pokazuje dynamikę obszarów PVFS, stosunkowo naturalne okresy klimatyczne stanowią system klimatyczny Ziemi. Połączenie
obszary głośników PVFS ze zmianą reżimu wiatru na półkuli. Słowa kluczowe: klimat globalny, strefa czołowa wieżowców planetarnych, zmiany klimatyczne, reżim wiatrowy.
Wiadomo, że regionalne zmiany klimatyczne są spowodowane przede wszystkim anomaliami w reżimie ogólnej cyrkulacji atmosferycznej (GCA). Grzbiety i rynny klimatyczne migrują przez dziesięciolecia, uczestnicząc w tworzeniu epok cyrkulacyjnych. Jednak kwestia wpływu cyrkulacji na globalny klimat nadal pozostaje kontrowersyjna. Autor artykułu opublikował wyniki badań wpływu ogólnej cyrkulacji atmosfery na klimat globalny. Artykuł stanowi kontynuację badań nad możliwością wpływu obiektów cyrkulacji globalnej na procesy klimatyczne w skali półkuli.
Jako badaną charakterystykę obiektu globalnej cyrkulacji – wysokogórskiej strefy czołowej planety – wybrano jej obszar,
© Morozova S. V., 2014
ograniczone linią środkową. Materiałem wyjściowym były wartości średnich miesięcznych powierzchni PVFZ opublikowane w monografii referencyjnej. Na podstawie tych danych obliczono średnie długoterminowe wartości obszarów w różnych okresach naturalnych. okresy klimatyczne stany PCL.
Dynamika obszarów PVFZ na tle naturalnych okresów klimatycznych stanu ZKS – okres stabilizacji (1949-1974) i druga fala globalne ocieplenie(1975-2010) - przedstawiono w tabeli. 1.
Na podstawie analizy tabeli. 1 zauważamy, że największa zmienność na obszarach PVFZ pojawiła się w okresie stabilizacji (1949-1974). Na tle drugiej fali globalnego ocieplenia
Obserwujemy spadek zmienności obszaru. Warto zauważyć, że od pierwszego do drugiego okresu nastąpił wzrost obszaru PVFZ, co sugeruje rozszerzenie obszaru ujemnych anomalii temperaturowych.
Ponieważ badanie dynamiki PVFZ prowadzone jest metodami statystycznymi, konieczna wydaje się ocena istotności statystycznej uzyskanych wyników, czego można dokonać stosując standardowe procedury statystyki matematycznej. Przedziały ufności obliczono dla każdego okresu za pomocą testu t-Studenta na poziomie istotności 95%. Przedziały ufności dla każdego okresu podano w tabeli. 2.
Tabela 1
Dynamika obszarów wysokogórskiej strefy czołowej planety w odniesieniu do naturalnych okresów klimatycznych stanu ECL
Okres Wartość powierzchni PVFZ, mln km2 a2, mln km2 a, mln km2 Cv
1., 1949-1974 (stabilizacja) 56,97 13,32 3,65 0,06
2., 1975-2010 (druga fala globalnego ocieplenia) 57,77 (wzrost o 1,5%) 2,82 1,68 0,03
Tabela 2
Ocena istotności statystycznej dynamiki PVFZ
Okres Przedziały ufności
1., 1949-1974 (stabilizacja)
2., 1975-2010 (druga fala globalnego ocieplenia)
Widzimy, że granice przedziałów pokrywają się, a drugi przedział jest nawet zawarty w pierwszym, co wskazuje na statystyczną nieistotność wykrytych zmian. Zatem zmiana powierzchni o 1,5% nie może prowadzić do jakichkolwiek zmian klimatycznych. znaczące zmiany w ZKSie. Nie warto jednak wyciągać jednoznacznych wniosków na temat braku wpływu strefy czołowej wysokości planet na klimat globalny, gdyż zastosowanie metod statystycznych do naturalne procesy ma pewien stopień konwencji. Czasami bardzo małe początkowe zakłócenia dowolnego elementu systemu klimatycznego Ziemi mogą mieć duży rezonans i spowodować w nim dość zauważalne zmiany. W tym względzie interesujące jest sprawdzenie, w jakim stopniu zmiany na obszarach PVFZ są znaczące. W tym celu rozwiązano problem odwrotny, którego warunkiem był brak nakładających się przedziałów w najbardziej skrajnych możliwych pozycjach oczekiwania matematycznego na osi liczbowej. Niezbędne obliczenia przeprowadzono według wzoru (1), który pozwolił uzyskać średnią szerokość geograficzną lokalizacji PVFZ pod warunkiem, że przedziały nie pokrywają się:
S = 2nR2 (1 - sin fs.„), (1)
gdzie n = 3,14159;
R = 6378,245 km - promień Ziemi na równiku;
Fs.i - średnia szerokość geograficzna osiowe izohipsy PVFZ na półkuli północnej.
Okazało się, że aby osiągnąć statystyczną istotność zmian, obszar lokalizacji PVFZ powinien znajdować się w granicach 30-35° szerokości geograficznej północnej. Obecnie planetarna strefa czołowa na dużych wysokościach znajduje się w regionie pięćdziesiątej szerokości geograficznej półkuli północnej. Tym samym wykazano, że aby uzyskać statystyczną istotność zmian powierzchni, czołowa strefa wysokościowa planet musi przesunąć się o 15-20° w kierunku południowym, w związku z czym trajektorie cyklonów zostaną przesunięte o tę samą wartość, co w przypadku z kolei doprowadzi do zmiany położenia regionów suchych i wilgotnych, a co za tym idzie i obszary naturalne. Zatem statystycznie istotna dynamika PVFZ odpowiada zmianom klimatycznym w skali dużych epok geologicznych. Rekonstrukcje klimatyczne oparte na źródłach geologicznych i materiałach historycznych tylko to pokazują mokre warunki, która dominowała w obecnie suchej strefie tropikalnej, miała miejsce w czasie zniszczenia zlodowacenia czwartorzędowego oraz w wczesny okres Epoka holocenu. W rezultacie trajektorie cyklonów i obszar lokalizacji PVFZ znajdowały się znacznie dalej na południe, co przyczyniło się do dobrej wilgotności na tych obecnie suchych obszarach. Zatem,
Z W. Morozowem. O wpływie strefy czołowej wysokości planetarnej
Przy istniejących zmianach klimatycznych nie można wykryć istotności statystycznej, ale zauważalne zmiany klimatyczne w systemie klimatycznym Ziemi, objawiające się przebiegiem temperatury globalnej, zachodzą.
Należy zauważyć, że zaobserwowany wzrost średniej powierzchni PVFZ, sugerujący przedostanie się PVFZ na bardziej południowe szerokości geograficzne i rozszerzenie strefy ujemnych anomalii temperaturowych, miał miejsce podczas przejścia z okresu chłodniejszego do cieplejszy, co nie wydaje się do końca logiczne. Jedno z możliwych wyjaśnień niezwykłe zachowanie PVFZ może polegać na tym, że jego przesunięcie na południe prowadzi nie tyle do spadku średniej temperatury półkuli, ale do zmiany niektórych innych cech reżim klimatyczny, z których jednym może być reżim wiatru. Wówczas wpływ PVFZ na globalny klimat może objawiać się zmianą aktywności i intensywności jednego ze składników ZCL – ogólnej cyrkulacji atmosfery. Jednym z wyjaśnień niezgodności dynamiki obszaru PVFZ z przebiegiem temperatury globalnej w naturalnych okresach klimatycznych może być zmiana, jaka nastąpiła w poszczególnych parametrach PVFZ (wielkość, intensywność, krętość itp.). ), co oczywiście wpływa na aktywność i intensywność cyrkulacji i znajduje odzwierciedlenie w trybie wiatru. Tym samym promocja PVFZ na bardziej południową lub bardziej południową północne szerokości geograficzne może prowadzić do zwężenia lub poszerzenia strefy lokalizacji PVFZ, co z kolei prowadzi do intensyfikacji lub osłabienia spadków, wzrostu lub spadku aktywności cyrkulacyjnej, a w konsekwencji wzrostu lub spadku prędkości wiatru.
Spróbujmy dowiedzieć się, jak zidentyfikowana dynamika obszaru PVFZ ma związek ze zmianami jego aktywności. W tym celu rozważmy intensywność strefy czołowej wysokości planetarnej zgodnie z monografią referencyjną z lat 1949-2010. Autorzy monografii referencyjnej zdefiniowali intensywność strefy czołowej wysokości jako różnicę szerokości geograficznej (Lf) lokalizacji dwóch izohypsów na południku na południe i północ od izohypsum osiowego, przy czym różnicę wysokości geopotencjalnych położenia izohipsonu północnego i południowego przyjęto jako taką samą - 8 gp. Dam. Jeśli różnicę szerokości geograficznej potraktujemy jako intensywność, okaże się, że średnie natężenie w lipcu (8° szerokości geograficznej) jest większe niż w styczniu (5° szerokości geograficznej). Dlatego autor niniejszej pracy, chcąc ocenić intensywność PVFZ, odszedł od odwrotnie proporcjonalnej zależności aktywności GCA od różnicy szerokości geograficznych, przyjmując wartość wiatru geostroficznego (Y^) na poziomie średnim troposfery w celu oszacowania intensywności cyrkulacji, obliczając ją ze wzoru (2):
gradient geopotencjału,
Uе I dп, gdzie I jest parametrem Coriolisa (I = 2у sinф),
ω jest prędkością kątową obrotu Ziemi;
f - szerokość geograficzna położenia osiowego izohipsonu.
Zanim jednak przejdziemy do analizy natężenia GCA na tle naturalnych okresów klimatycznych stanu ZCL, zwróćmy uwagę na ciekawe fakty dotyczące dynamiki obszarów PVFZ i zmian różnicy szerokości geograficznych pomiędzy którymi znajduje się wysokogórska strefa czołowa planety.
Wiadomo, że intensywność strefy czołowej wysokości planety jest określona przez gradient temperatury między równikiem a biegunem. Im większy gradient, tym bardziej aktywne są procesy w obszarze jego lokalizacji. Zimą, gdy kontrast temperatur między równikiem a biegunem jest znacznie większy niż latem, procesy cyrkulacyjne są znacznie aktywniejsze. Ponadto zimą PVFZ przesuwa się na południe, latem wznosi się na północ, wówczas całkiem logiczne jest założenie, że południowe przemieszczenie PVFZ powinno prowadzić do wzrostu jego aktywności, podczas gdy obszar jego lokalizacja powinna się zawęzić, a północna wręcz przeciwnie powinna prowadzić do osłabienia aktywności Azji Środkowej i ekspansji stref lokalizacyjnych PVFZ.
Aby potwierdzić lub obalić to założenie, skonstruowano wykresy zmian średniej rocznej różnicy w szerokościach geograficznych lokalizacji planetarnej strefy czołowej na dużych wysokościach dla okresu od 1949 do 2010 roku. Na marginesie zauważamy, że na wszystkich tych wykresach dla większej przejrzystości dodano liniową krzywą filtrowania, a w celu stłumienia wahań o wysokiej częstotliwości do oryginalnej serii zastosowano procedurę uśredniania ruchomego.
Średnie roczne różnice w szerokościach geograficznych lokalizacji PVFZ przedstawiono na ryc. 1, za. Widoczny jest nieokresowy charakter zmian, jednak uderzające jest zwiększenie różnicy szerokości geograficznej w okresie przejścia od okresu stabilizacji do początku drugiej fali globalnego ocieplenia, po czym zanika kierunek zmian. Dużo wyraźniej pokazano to na ryc. 1, b, gdzie wynika, że w więcej zimny okres strefa lokalizacji PVFZ jest węższa, co wskazuje na pogłębienie się gradientów w obszarze PVFZ, a co za tym idzie, wzrost jego aktywności. W kolejnym, cieplejszym okresie różnica szerokości geograficznych jest większa, co oznacza, że aktywność PVFZ maleje. Wszystko to można wyraźniej zobaczyć na ryc. 2, gdzie przedstawiono obliczone wartości średnioroczne Średnia prędkość wiatru geostroficznego, przeprowadzono statystyczne procedury filtracji liniowej i zidentyfikowano oscylacje o niskiej częstotliwości, stosując metodę uśredniania ruchomego.
Mamy więc do czynienia z tym, że podczas przejścia z okresu zimniejszego do cieplejszego (od stabilizacji do drugiej fali globalnego ocieplenia) obszar PVFZ rozszerza się, sam PVFZ przesuwa się na południe i jego aktywność maleje. Ujawniona cecha dynamiki
Izw. Sarat. nie-ta. Nowy ser. Ser. Nauki o Ziemi. 2014. T. 14, wyd. 2
Ryż. 1. Zmiana różnicy szerokości geograficznych lokalizacji PVFZ na półkuli: a - filtrowanie liniowe; b - średnia ruchoma
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
Ryż. 2. Zmiana średniej prędkości wiatru geostroficznego na półkuli: a - filtracja liniowa; b - średnia ruchoma
Z W. Morozowem. O strefie czołowej wysokości planetarnej
PVFZ pośrednio odzwierciedla dobrze znany fakt z teorii klimatu, że podczas przejścia z okresów zimnych do cieplejszych aktywność Azji Środkowo-Środkowej maleje.
Porównując dynamikę strefy czołowej wysokości planet w naturalnych okresach klimatycznych z jej dynamiką sezonową, można dostrzec podobieństwo zmian objawiające się tym, że podczas przejścia z okresów zimnych do ciepłych (od zimy do lata i od stabilizacji do ocieplenia) następuje spadek aktywności ogólnej cyrkulacji atmosfery. Ale należy też zaznaczyć, że istnieje istotna różnica, a mianowicie, że podczas klimatycznego przejścia ZKS z okresu zimniejszego do cieplejszego, powierzchnia PVFZ zwiększa się, natomiast podczas sezonowych zmian klimatycznych z zimnego do cieplejszego w okresie ciepłym (od zimy do lata) jego powierzchnia maleje.
Zatem istotną klimatycznie konsekwencją może być to, że podczas przejścia systemu klimatycznego z jednego stanu jakościowego do drugiego zachodzą zmiany nie tylko globalnej temperatury, ale także reżimu wiatru oraz roli globalnych obiektów cyrkulacji w kształtowaniu klimatu zmienność polega na zmianach takich cechy klimatyczne jako planetarny reżim wiatrowy.
Według danych na terytorium Rosji nastąpił spadek prędkości wiatru, którego przyczyna związana jest ze zmianą ogólnego reżimu cyrkulacji atmosferycznej. Wyjaśnienie przyczyn osłabienia prędkości nie jest jednak jasne. I tak w badaniach Bardina, Meshcherskiej i in. wykazano, że w ostatnim czasie (dwie do trzech dekad) następuje wzrost liczby dni z cyrkulacją cykloniczną, co skutkuje wzrostem prędkości wiatru ze względu na częste przejście frontów atmosferycznych. Jednak ci sami autorzy dochodzą do wniosku, że istnieje sprzeczność między faktami dotyczącymi wzrostu częstotliwości cykloniczności i spadku prędkości wiatru. Spadek prędkości wiatru na terytorium Rosji czasami tłumaczy się spadkiem częstotliwości występowania formy ^-cyrkulacji. Jednakże od lat 70. Następuje wzrost częstotliwości procesów strefowych, co również nie wyjaśnia spadku prędkości wiatru o ten czynnik. Jest całkiem możliwe, że przyczyną osłabienia wiatru jest zmiana stanu jakościowego globalnego obiektu cyrkulacji - planetarnej strefy czołowej na dużych wysokościach. Jak pokazano powyżej, jego dynamika jest bezpośrednio związana z intensywnością ogólnej cyrkulacji atmosferycznej.
Bibliografia
1. Polyanskaya E. A., Morozova S. V. Charakterystyka pola ciśnienia na AT-500 w pierwszym ESR w latach 1971-1989. // Geografia na rosyjskich uniwersytetach. Petersburg, 1994. s. 86-88.
2. Morozova S. V. Cyrkulacja atmosfery jako czynnik regionalnej zmienności klimatu [Zasoby elektroniczne] // Globalne i regionalne zmiany klimatyczne: Międzynarodowa konferencja, 16-19 listopada 2010. Kijów, 2010. 1 elektron. Hurt dysk (CD-ROM)
3. Morozova S.V. Cyrkulacja atmosferyczna jako czynnik regionalnej zmienności klimatu // Globalne i regionalne zmiany klimatyczne. Kijów, 2011. s. 96-10.
4. Morozova S.V. Rola cyrkulacji w kształtowaniu globalnej i regionalnej zmienności klimatu // Proc. raport Międzynarodowy naukowy konf. na temat regionalnych problemów hydrometeorologii i monitoringu środowisko. Kazań, 2012. s. 172-173.
5. Monitoring ogólnej cyrkulacji atmosferycznej. Półkula północna: monografia referencyjna / A. I. Neushkin, N. S. Sidorenkov, A. T. Sanina, T. B. Ivanova, T. V. Berezhnaya, N. V. Pankratenko, M. E. Makarova. Obnińsk, 2013. 200 s.
6. Malinin V.N. Statystyczne metody analizy informacji hydrometeorologicznych. Petersburg, 2007. 407 s.
7. Sikan A.V. Metody statystycznego przetwarzania informacji hydrometeorologicznych. Petersburg, 2007. 280 s.
8. Budyko M.I. Zmiany klimatyczne. L., 1974. 280 s.
9. BudykoM. I. Klimat w przeszłości i przyszłości. L., 1980. 351 s.
10. MoninaA. S., Sziszkow Yu. A. Historia klimatu. L., 1979. 407 s.
11. Yasamanov N. A. Starożytne klimaty Ziemi. L., 1985. 295 s.
12. Zmiany klimatyczne / wyd. J. Gribbina. L., 1980, 360 s.
13. Raport oceniający zmiany klimatyczne i ich skutki na terytorium Federacji Rosyjskiej: w 2 tomach Tom I. Zmiany klimatyczne. M., 2008. 228 s.
14. BardinM. Yu Zmienność charakterystyk cykloniczności w środkowej troposferze umiarkowane szerokości geograficzne Półkula północna // Meteorologia i hydrologia. 1995. nr 11. s. 24-37.
15. Meshcherskaya A.V., Eremin V.V., Baranova A.A., Maistrova V.V. Zmiany prędkości wiatru na północy Rosji w drugiej połowie XX wieku według danych powierzchniowych i aerologicznych // Meteorologia i hydrologia. 2006. nr 9. s. 46-58.
16. Belokrylova T. A. O zmianach prędkości wiatru na terytorium ZSRR // Proc. / VNIMI-MCD. 1989. tom. 150. s. 38-47.
Podczas przygotowań przed lotem dowódca statku powietrznego, drugi pilot i nawigator muszą zbadać w AMSG sytuację meteorologiczną i warunki lotu na trasie, na lotniskach odlotu i lądowania, na lotniskach zapasowych, zwracając uwagę na główne procesy atmosferyczne determinujące pogoda:
O stanie mas powietrza;
Lokalizacja formacji ciśnieniowych;
Położenie frontów atmosferycznych względem trasy lotu.
2.1. Masy powietrza i pogoda w nich występująca
Duże masy powietrza w troposferze z jednolitymi warunkami pogodowymi i właściwości fizyczne, nazywane są masami powietrza (AM) Podstawą termodynamicznych właściwości mas powietrza jest ich reżim temperaturowy, wilgotność i ruch. Pod tym względem VM dzieli się na:
Odporna maszyna wirtualna- cieplejsza niż powierzchnia leżąca pod spodem. W błogości nie ma warunków do rozwoju pionowych ruchów powietrza, ponieważ chłodzenie od dołu zmniejsza pionowy gradient temperatury w wyniku zmniejszenia kontrastu temperatur między dolną i górną warstwą. Tworzą się tu warstwy inwersji i izotermii. Najkorzystniejszym czasem na uzyskanie stabilności VM na kontynencie jest dzień – noc, w ciągu roku – zima.
Schemat pogody w UVM zimą: niska subinwersja warstwowa i warstwowa chmury Cumulus, mżawka, zamglenie, mgła, lód, lukier w chmurach (ryc. 3).
Ryż. 3 Pogoda w UVM zimą
Trudne warunki tylko do startów, lądowań i lotów z widocznością, od ziemi do 1-2 km, powyżej częściowe zachmurzenie. Latem w UVM panuje częściowo zachmurzona pogoda lub cumulusy o słabej turbulencji do 500 m, widoczność jest nieco ograniczona ze względu na dym. URM krąży także w ciepłym sektorze cyklonu na zachodnich obrzeżach antycyklonów.
Niestabilna masa powietrza (IAM) to zimna maszyna wirtualna, w której korzystne warunki dla rozwoju ruchy w górę powietrze, głównie konwekcja cieplna. Podczas poruszania się po ciepłej powierzchni dolne warstwy zimnej wody nagrzewają się, co prowadzi do wzrostu pionowych gradientów temperatury do 0,8-1,5/100 m, w konsekwencji do intensywnego rozwoju ruchów konwekcyjnych w atmosferze . NVM jest najbardziej aktywny w ciepły czas roku. Przy wystarczającej zawartości wilgoci w powietrzu rozwijają się chmury Cumulonimbus do 8-12 km, przelotne opady deszczu, grad, burze śródmasowe, porywisty wiatr. Dobrze wyrażone cykl dobowy wszystkie elementy. Przy wystarczającej wilgotności powietrza i późniejszym przejaśnieniu w nocy, rano mogą pojawić się mgły radiacyjne. Lotowi w tej masie towarzyszy wyboistość (ryc. 4).
Ryż. 4 Pogoda w NVM latem
W zimnych porach roku nie ma żadnych trudności z lotami w NVM. Z reguły jest bezchmurnie, zalegający śnieg, zawiewany śnieg, z północnymi i północno-wschodnimi wiatrami oraz przy północno-zachodniej inwazji zimnej pogody, chmury o dolnej granicy co najmniej 200-300 m typu stratocumulus lub cumulonimbus z ładunkami śniegu są obserwowani.
W NWM mogą wystąpić wtórne zimne fronty. NVM krąży w tylnej części cyklonu i na wschodnich obrzeżach antycyklonów.
2.2. Fronty atmosferyczne
Aby ocenić rzeczywiste i przewidywane warunki pogodowe na trasie lub w rejonie lotu, ogromne znaczenie ma analiza położenia frontów atmosferycznych względem trasy lotu i ich ruchu.
Fronty to strefy aktywnej interakcji pomiędzy ciepłymi i zimnymi maszynami wirtualnymi. Wzdłuż powierzchni frontu następuje uporządkowane unoszenie się powietrza, któremu towarzyszy kondensacja zawartej w nim pary wodnej.
Prowadzi to do powstania potężnych układów chmur i opadów na froncie, powodujących najtrudniejsze warunki pogodowe dla lotnictwa.
Przed wyjazdem należy ocenić działalność frontu według następujących znaków:
Fronty ułożone są wzdłuż osi niecki, im bardziej wyraźna jest niecka, tym front jest bardziej aktywny;
Podczas przechodzenia przez front wiatr ulega gwałtownym zmianom kierunku, obserwuje się zbieżność linii przepływu i zmiany ich prędkości;
Temperatura po obu stronach frontu ulega gwałtownym zmianom, kontrasty temperatur wynoszą 6-10 0 lub więcej;
Trend ciśnienia nie jest taki sam po obu stronach frontu, przed frontem spada, za frontem wzrasta, czasami zmiana ciśnienia w ciągu 3 godzin wynosi 3-4 hPa lub więcej;
Wzdłuż linii frontu występują chmury i strefy opadów charakterystyczne dla każdego typu frontu. Im bardziej wilgotna jest maszyna wirtualna w strefie czołowej, tym aktywniejsza jest pogoda. Na mapach dużych wysokości front wyraża się w pogrubieniu izohips i izoterm, w ostrych kontrastach temperatury i wiatru.
Ruch przedni zachodzi w kierunku i prędkości wiatru gradientowego obserwowanego w zimnym powietrzu lub jego składowej skierowanej prostopadle do przodu. Jeśli wiatr jest skierowany wzdłuż linii frontu, pozostaje nieaktywny.
Przemieszczenie przednie jest określane przez przepływ powietrza według mapy AT 700 GPA z prędkością w przybliżeniu równą 0,7-0,8 prędkości wiatru na poziomie AT700, a także metodami ekstrapolacji, tj. porównanie dwóch map pogody na powierzchni dla różnych okresów.
2.3 Front ciepły
O charakterze pogody i warunków lotu w strefie frontu ciepłego decyduje z reguły obecność rozległej strefy chmur stratus, zlokalizowanych nad powierzchnią czołową przed linią frontu, o szerokości do 700-1000 km. Zachmurzenie czołowe powstaje w wyniku adiabatycznego chłodzenia ciepłego powietrza, które unosi się w uporządkowany sposób wzdłuż klina wycofującego się zimnego powietrza. Lecąc w stronę TF załoga spotyka przede wszystkim zwiastuny frontu – chmury Cirrus, następnie Cirrostratus, Altostratus i nimbostratus. Osady Altostratus i Nimbostratus wytwarzają opady atmosferyczne o szerokości do 300-400 km. Pod nimbostratusem, w wyniku parowania opadających opadów, często tworzą się chmury połamanych nimbów o wysokości 50-150 m, a czasem zamieniające się w mgłę. Najtrudniejsze warunki pogodowe wpływające na start i lądowanie samolotów oraz loty z widocznością występują w odległości 300-400 km w strefie czołowej w pobliżu centrum cyklonu. Tutaj są przestrzegane Niskie chmury, opady atmosferyczne, pogorszenie widoczności na skutek mgły czołowej, oblodzenie chmur i opady atmosferyczne zimą, lód, ogólne śnieżyce (ryc. 5).
Ryż. 5 Front ciepły zimą
Chmury mają dość dużą miąższość pionową i wyjście z tych chmur odbywa się zwykle na wysokościach 5-6 km, a powyżej znajdują się warstwy bezchmurne, które są dość stabilne w czasie i nadają się do lotu.
Latem TF jest słabo wyrażany, ale w nocy ulega pogorszeniu, szczególnie w przypadkach, gdy TF to powietrze tropikalne, w którym występują znaczne rezerwy wilgoci i duże pionowe gradienty temperatury, wówczas na TF tworzą się chmury cumulonimbus z opadami deszczu i burzami, zamaskowane chmurami stratus, co stwarza zagrożenie dla lotów statków powietrznych (ryc. 6,7).
Ryż. 6 Front ciepły latem
Ryż. 7 Komórki burzowe na froncie ciepłym
Wyboistość można zaobserwować tylko w pojedynczych przypadkach, gdy w strefie czołowej występują strumienie strumieniowe, położony przed linią frontu w odległości 400-500 km na wysokości 7-9 km.
2.4 Fronty zimne
W zależności od prędkości ruchu frontu, charakterystyki wznoszących się ruchów telewizora oraz położenia stref zachmurzenia i opadów w stosunku do powierzchni czołowej, fronty zimne dzielą się:
Front chłodny I typu - wolno poruszający się (15-30 km/h)
Front zimny drugiego typu to front szybko poruszający się (30 km/h i więcej).
Zimne fronty są najbardziej widoczne w ciepłych okresach i nasilają się w środku dnia.
Front chłodny I rodzaju częściej powstaje w zimnej połowie roku. We wznoszącym się ciepłym powietrzu proces kondensacji nie jest gwałtowny, a układ chmur jest podobny do TF, ale szerokość frontu wynosi 300-400 km, szerokość opadów 150-200 km, a głębokość układu chmur wynosi 4 -5 km. W strefie typu 1 HF loty na małych wysokościach są znacznie skomplikowane ze względu na ograniczoną widoczność i powstawanie niskich chmur subczołowych łamanych nimbusów, które czasami zamieniają się w mgłę czołową (ryc. 8).
Ryż. 8 Front chłodny I rodzaju w okresie zimowym
Latem w przedniej części frontu, w wyniku rozwoju konwekcji, tworzą się SW z burzami, intensywnymi opadami atmosferycznymi i porywistymi wiatrami.
Zachmurzenie konwekcyjne na HF I rodzaju jest strefą ograniczoną szerokością w postaci pojedynczych ognisk.
Za frontem NE zmienia się w nimbostratus, a następnie w altostratus. Opady deszczu ustępują miejsca intensywnym opadom, a lotowi towarzyszą wyboje (ryc. 9).
Ryż. 9 Front chłodny I stopnia latem
Front zimny typu 2 Jest największe niebezpieczeństwo na loty. Jest to typowe dla młodego rozwijającego się cyklonu. Z frontem tym związana jest wąska strefa gęstych chmur cumulonimbusowych i intensywnych opadów, która zlokalizowana jest głównie wzdłuż linii frontu o szerokości 50-100 km. Przed frontem, pod cumulonimbusem, często tworzy się wał nisko pękających chmur, obracający się wokół poziomej osi, tworząc kołnierz szkwałowy, który jest bardzo niebezpieczny przy próbie przekroczenia frontu. Latem towarzyszy silne szkwały, burze, intensywne burze gradowe i piaskowe, uskoki wiatru, intensywne wstrząsy, co dramatycznie komplikuje warunki lotu dla wszystkich typów statków powietrznych (ryc. 10).
Ryż. 10 Front zimny 2 rodzaje w okresie letnim
Chmury Cumulonimbus zwykle pojawiają się na lokalizatorze jako ciągły łańcuch świateł z małymi przerwami. Lecąc w kierunku frontu, w jego pobliżu z reguły obserwowany będzie grzbiet Cumulonimbus z pasami opadów i ośrodkami burzowymi. Zwiastunem HF typu 2 są chmury soczewkowate altocumulus, które pojawiają się 200-300 km przed frontem. Zimą HF II rodzaju powoduje gwałtowne ochłodzenie, wzmożony wiatr, ładunki śniegu i zamiecie śnieżne (ryc. 11).
Ryż. 11 Front chłodny II stopnia w okresie zimowym
2.5 Fronty okluzyjne
Front zimny, będąc bardziej aktywny, ma również większą prędkość niż front ciepły, co powoduje połączenie. Tworzy się nowy front złożony – front okluzyjny. W procesie łączenia frontów ciepłe powietrze jest wypychane ku górze, a w warstwie powierzchniowej gromadzą się zimne masy. Jeśli tylna HF okaże się zimniejsza, tworzy się front okluzyjny typu HF (ryc. 12, 13).
Ryż. 12 Okluzja frontu zimnego w zimie
Ryż. 13 Okluzja frontu zimnego latem
Jeśli HF jest cieplejszy niż cofający się, wówczas powstanie okluzja typu TF (ryc. 14, 15).
Ryż. 14 Ciepła okluzja przednia w zimie
Ryż. 15 Ciepła okluzja przednia latem
Warunki pogodowe są typowe dla frontów okluzyjnych typu TF lub HF. Najtrudniejsze warunki pogodowe i lotnicze panują w punkcie okluzji.
Tutaj zimą występuje niskie zachmurzenie, chmury nimbostratus i nimbostratus, opady atmosferyczne, oblodzenie, lód, mgła. Latem chmury cumulonimbus, burze, przelotne opady deszczu, uderzenia. Warunki pogodowe panujące na okluzjach zależą od stopnia stabilności maszyn wirtualnych, ich wilgotności, ukształtowania terenu, pory roku i dnia. Układ chmur frontów okluzyjnych charakteryzuje się znacznym rozwarstwieniem, sięgającym 5-7 warstw. Grubość warstw i międzywarstw pomiędzy nimi sięga 1 km, co pozwala na pokonanie tych odcinków i przelot w ich strefie, jednak obecność okluzji cumulonimbusowych na frontach wymaga zwiększona uwaga personel pokładowy podczas lotu w chmurach.
2.6 Wtórny front zimny
Wtórny front zimny to oddzielenie różnych części tej samej masy powietrza. Powstają w niestabilnych masach zimnego powietrza na skutek jego nierównomiernego nagrzewania od powierzchni znajdującej się w tylnej części cyklonu. Kontrasty temperatur w strefie EO są rzędu 3-5 0 C. Nie należy lekceważyć znaczenia tych frontów dla operacji lotniczych. Wraz z powstaniem frontu wtórnego, chmury Cumulonimbus Górna granica 7-9 km, opad deszczu, burze, porywisty wiatr. Szerokość strefy wpływów tego frontu wynosi 50-70 km. W porze zimnej front ten charakteryzuje się niskimi chmurami i słabą widocznością z powodu nagromadzenia się śniegu i zamiecie. Zwykle przechodzą za głównymi frontami zimnymi.
2.7 Fronty stacjonarne
Front, który nie ulega zauważalnemu przemieszczeniu ani w stronę TVM, ani w stronę CVM, nazywa się stacjonarnym. Fronty takie powstają w siodełkach barycznych, na obrzeżach obszaru wyżowego i są usytuowane równolegle do przepływu wiatru. Szerokość strefy frontowej wynosi 50-100 km. Zimą loty są skomplikowane ze względu na niskie chmury stratus, stratocumulus i nimbostratus z mżawką oraz ulewnym deszczem, mgłą i lodem. Latem wzdłuż frontu tworzą się izolowane skupiska chmur cumulonimbus z burzami i ulewami.
2.8 Wysokogórskie strefy czołowe (HFZ)
VFZ to strefa przejściowa między ciepłym antycyklonem a zimnym cyklonem w środkowej lub górnej troposferze, wykrywana przez pogrubienie izohips na mapach topografii bezwzględnej. VFZ ma wejście i deltę, charakteryzujące się duże wartości poziome gradienty temperatury i ciśnienia. Wysokościowa strefa czołowa jest powiązana z frontami atmosferycznymi, które wyrażają się aż do tropopauzy, szerokość strefa przejściowa między maszynami wirtualnymi wzrasta. Przejście jest płynniejsze. Może tu nie występować zachmurzenie czołowe i inne zjawiska charakterystyczne dla frontów przy powierzchni Ziemi. W górnej troposferze można zaobserwować pogrubienie izohips i wzmożony wiatr bez związku z frontami atmosferycznymi. VFZ jest kojarzony z obszarami atmosfery, w których występują duże prędkości wiatru przekraczające 100 km/h – strumienie strumieniowe powodujące niebezpieczne dla lotu wyboje samolotu.
Wszystkie rodzaje frontów w miarę zbliżania się do pasm górskich i podczas ich przekraczania ulegają zaostrzeniu, zmienia się konfiguracja i struktura pionowa frontów, zmniejsza się prędkość ich ruchu, wzrasta siła chmur i intensywność opadów, co należy wziąć pod uwagę podczas lotów po trasach górskich.
2.9. Systemy ciśnieniowe
Cyklony i antycyklony, które są gigantyczne wiry powietrzne, z udziałem ogromnych mas powietrza z kolosalnymi rezerwami energii kinetycznej. Warunki pogodowe, jakie może spotkać pilota podczas lotu w danym układzie ciśnieniowym, zależą od wielu czynników: stopnia rozwoju danego układu ciśnieniowego, pory roku i dnia, położenia trasy lotu względem środka ciśnienia tworzenie. Jednak pomimo duża różnorodność warunki pogodowe nadal możliwe jest wskazanie cech charakterystycznych różne części formacje ciśnieniowe.
Cyklony.
Cyklony w swoim rozwoju przechodzą przez cztery etapy: falę, cyklon młody, cyklon zokludowany osiągający maksymalny rozwój i cyklon wypełniający (ryc. 16).
Ryż. 16 etapów cyklonu
Cyklon składa się z kilku cyklonów oddzielonych frontami atmosferycznymi, dlatego panujące w nim warunki pogodowe są bardzo zróżnicowane. Cyklon umownie dzieli się na cztery strefy pogodowe, w których warunki lotu będą różne (ryc. 17).
Ryż. 17 Pogoda w cyklonie
1. Środkowa część obejmuje obszar w promieniu 300-500 km i charakteryzuje się najbardziej niekorzystnymi warunkami pogodowymi dla lotów. W centrum rozwijającego się cyklonu (etap fali i młodego cyklonu) z reguły występuje dobrze rozwinięte zachmurzenie pionowe do 6-9 km i wyżej, bez warstw typu nimbostratus, cumulonimbus, z nimbem przerywanym z wysokość 50-100 m, intensywne opady, pogorszenie widzialności do 1-2 km, lód, intensywne oblodzenie statków powietrznych w opadach i chmurach, burze, ulewy w lecie i możliwe wodowanie statków powietrznych. W środku cyklonu wypełniającego chmury stopniowo ulegają erozji, rozwarstwiają się i opady ustają.
2. Część przednia – scharakteryzowana pochmurny a pogoda w tej części zależy od aktywności TF. Chmury to cirrus, cirrostratus, altostratus, nimbostratus, dolna krawędź opada w kierunku środka cyklonu, opady zachmurzone pogarszające widoczność, mgła czołowa, lód.
Przeważają wiatry z kierunku SE i E. Loty na wszystkich poziomach lotu poniżej 6-8 km z reguły w chmurach z oblodzeniem. Czasami latem pojawiają się zakamuflowane skupiska chmur cumulonimbus.
3. Tylna część cyklonu. O pogodzie decyduje cyrkulacja zimnych, niestabilnych CM, dominują chmury częściowo zachmurzone, chmury cumulus i chmury cumulonimbus. krótkotrwałe opady, w lecie występują burze śródmasowe, silne, porywiste wiatry z północy i północnego zachodu. Lotowi zawsze towarzyszą nierówności.
4. Ciepły sektor – krążą w nim ciepłe, stabilne maszyny wirtualne. W zimnej połowie roku obserwuje się ciągłe chmury niskie (stratocumulus, stratus) z ulewnymi opadami i przymiotnikową mgłą. Całą tę pogodę obserwuje się w warstwach gruntu do 500-1500 m, powyżej jest bezchmurnie.
Loty z widocznością oraz start i lądowanie samolotów stają się coraz trudniejsze, na poziomach lotu nie obserwuje się żadnych trudności. Latem – częściowe zachmurzenie.
Lecąc w rejonie cyklonów należy pamiętać, że fronty są najbardziej aktywne i prędkość ruchów w górę jest duża, a pogoda trudniejsza - jest to bliżej środka cyklonu i najkorzystniejsze warunki lotu są na peryferiach.
Dziurawy jest wąskim, wydłużonym pasem niskiego ciśnienia skierowanym od środka cyklonu. Pogoda na jej obszarze ma charakter cykloniczny i jest zdeterminowana rodzajem frontu, z którym jest związany. W warstwie powierzchniowej obserwuje się zbieżność prądów powietrza, co stwarza warunki do występowania osiowych ruchów powietrza ku górze. Te ostatnie prowadzą do powstawania chmur i opadów oraz do wyboistości samolotu podczas przechodzenia przez rynnę (ryc. 18).
Ryż. 18 Pustka
Antycyklony - warunki atmosferyczne do lotów w antycyklonie są na ogół znacznie lepsze niż w cyklonie. Dotyczy to przede wszystkim ciepłej pory roku, kiedy na całym jej obszarze panuje częściowo zachmurzona pogoda. W centrum antycyklonu o poranku, przy wystarczającej wilgotności powietrza, miejscami tworzą się mgły radiacyjne. Jeśli antycyklon tworzy się w masach niestabilnych wilgotne powietrze, następnie w drugiej połowie dnia, szczególnie na jej wschodnich obrzeżach, mogą rozwinąć się potężne chmury cumulus i cumulonimbus z burzami. W zimnych porach roku podczas lotów na małych wysokościach trudne są przymiotnikowe mgły, niskie chmury subinwersyjne, gęsta mgła, mżące opady i lód; takie warunki są szczególnie obserwowane na zachodnich i południowo-zachodnich obrzeżach antycyklonów, gdzie usuwanie ciepłych obserwuje się stabilne maszyny wirtualne (ryc. 19).
Ryż. 19 Pogoda w antycyklonie
Herb- jest to obszar wydłużony wysokie ciśnienie krwi, zorientowany z dala od centrum antycyklonu i położony pomiędzy dwoma obszarami niskiego ciśnienia. W grani występuje rozbieżność prądów powietrza z jej osią, dlatego wzdłuż osi grani wiatry są słabe, a na jej obrzeżach wiatr nasila się. Pogoda jest częściowo pochmurna, ale rano mogą pojawić się niskie chmury subinwersyjne (stratus) i mgły radiacyjne.
Ryż. 20 grzebień
Siodło to system ciśnieniowy zawarty pomiędzy dwoma obszarami wysokiego ciśnienia i dwoma obszarami niskiego ciśnienia, położonymi poprzecznie. O pogodzie siodła decyduje wilgotność CM, jeśli tworzy ją suchy CM i pogoda jest częściowo pochmurna. W siodle, przy wystarczającej wilgotności, latem rozwijają się silne chmury cumulus i cumulonimbus z burzami i ulewami, mgły radiacyjne adwekcyjne, niskie chmury stratus z mżawką, a zimą lód (ryc. 21).
Ryż. 21 Siodło
2.10 Ruch i ewolucja systemy ciśnieniowe
Aby określić kierunek i prędkość ruchu układów ciśnieniowych, stosuje się następujące metody:
1. metoda ekstrapolacji, tj. porównując mapy powierzchni dla różnych okresów.
2. Cyklon przemieszcza się w kierunku izobar swojego ciepłego sektora, pozostawiając sektor po prawej stronie (ryc. 22a).
3. Środek cyklonu porusza się równolegle do linii łączącej środki spadku i wzrostu ciśnienia w kierunku spadku ciśnienia (rys. 22b).
4. Dwa cyklony posiadające wspólne zamknięte izobary wykonują względem siebie ruch obrotowy w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara (rys. 22c).
5. Rynna porusza się wraz z cyklonem, z którym jest połączona i obraca się wokół niej w kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara.
6. Antycyklon porusza się równolegle do linii łączącej ośrodki wzrostu i spadku, w kierunku środka wzrostu ciśnienia (ryc. 22d).
7. Grzbiet porusza się wraz z antycyklonem, z którym jest powiązany, i obraca się wokół niego zgodnie z ruchem wskazówek zegara.
8. Centra powierzchniowe układów ciśnieniowych przesuwają się w kierunku prądów powietrza (przepływu wiodącego) obserwowane nad tymi ośrodkami na wysokościach 3-6 km, tj. w kierunku izohips na mapie AT 700 z prędkością 0,8 na tym poziomie i na mapie AT 500 z prędkością 0,5 na tym poziomie (rys. 22e).
9. Wysokie cyklony i antycyklony o pionowej osi przestrzennej pozostają nieaktywne (ryc. 22f). Wskazuje na to duże nachylenie osi przestrzennej szybka podróż powstawanie ciśnienia.
10. Cyklon pogłębia się, jeśli spadek ciśnienia obejmuje centrum i jego ciepły sektor, wzrost ciśnienia wskazuje na jego wypełnienie. Cyklon i rynna pogłębiają się w przypadku rozbieżności przepływów na mapach AT 700 i AT 500, AT 400 i zapełniają się w przypadku zbieżności przepływów.
11. Jeżeli w centrum antycyklonu obserwuje się dodatnie tendencje (wzrost ciśnienia), oznacza to jego wzmocnienie, ciśnienie w środku spada - antycyklon ulega zniszczeniu.
Antycyklony i grzbiety nasilają się w przypadku zbieżności przepływów na AT 700, AT 500 i AT 400 i ulegają zniszczeniu w przypadku rozbieżności przepływów.
Strefy o stosunkowo podwyższonych poziomych gradientach temperatury (i ciśnienia), zaznaczone na mapach topografii ciśnienia, nazywane są wysokogórskimi strefami czołowymi (HFZ).
Przejście WFZ powoduje znaczne lokalne zmiany wielkości meteorologicznych nie tylko w dolnej i środkowej troposferze, ale także w górnej troposferze i dolnej stratosferze. Kanał telewizyjny w piątek pod adresem http://www.awtv.ru/pyatniza/.
Troopauza w VFZ jest albo silnie nachylona, albo załamana. Stratosfera w zimnym powietrzu zaczyna się na niższej wysokości niż w ciepłym powietrzu. Tak więc, gdy po zimnej stronie VFZ temperatura spada wraz z wysokością, po przeciwnej stronie temperatura nadal spada. W rezultacie powyżej poziomu tropopauzy w zimnym powietrzu poziomy gradient temperatury gwałtownie maleje. Następnie jego kierunek ulega odwróceniu, a wartość stopniowo rośnie i osiąga maksimum w większości przypadków na poziomie tropopauzy ciepłego powietrza. Powyżej tego poziomu poziome gradienty temperatury zazwyczaj ponownie się zmniejszają.
W rezultacie przy dużej różnicy wysokości tropopauzy z różne strony W troposferycznej strefie czołowej strefa czołowa pojawia się również w dolnej części stratosfery. Jest nachylona w kierunku przeciwnym do nachylenia strefy czołowej w troposferze i jest od niej oddzielona warstwą o małych poziomych gradientach temperatury. W stratosferze mogą pojawić się strefy o dużych poziomych gradientach temperatury, które wyraźnie nie są związane z troposferycznymi strefami czołowymi. Główna rola Czynniki radiacyjne odgrywają rolę w ich powstawaniu.
W VFZ kierunek izoterm zmienia się nieznacznie wraz z wysokością; wiatr ma tendencję do przyjmowania kierunku równoległego do izoterm średniej temperatury leżącej pod spodem warstwy powietrza i nasila się, przekształcając się w strumienie strumieniowe w górnej części troposfery. Zatem strefy czołowe charakteryzują się zarówno dużymi poziomymi gradientami temperatury, jak i znacznymi prędkościami wiatru. Nie ma jednoznacznego związku pomiędzy strefami czołowymi na wysokościach a frontami atmosferycznymi. Często dwa fronty w przybliżeniu równoległe do siebie, dobrze określone poniżej, łączą się w górnych warstwach ok. Jedna szeroka strefa czołowa. Jednocześnie, jeśli na wysokościach występuje strefa czołowa, to nie zawsze front występuje na powierzchni Ziemi. W dolnych warstwach z reguły obserwuje się front, w którym obserwuje się zbieżność tarcia powierzchniowego. Kiedy wiatr zmienia się, zwykle nie ma oznak istnienia frontu.
Zatem strefa czołowa, ciągła na dużych odległościach na wysokościach, w dolnej warstwie troposfery często jest podzielona na odrębne sekcje - występuje w cyklonach i nie występuje w antycyklonach. W środkowej i górnej troposferze strefy czołowe położone na dużych wysokościach często otaczają całą półkulę Ziemi. Takie strefy czołowe nazywane są planetarnymi.
O zmianie kontrastu temperatur w strefie czołowej decyduje przede wszystkim charakter poziomego przepływu powietrza różne temperatury. Istotną rolę odgrywają także ruchy pionowe i przemiana powietrza. W rozległych regionach górskich z wysokimi pasmami górskimi na zmiany kontrastu temperatur duży wpływ ma topografia.
Duże rezerwy energii są skoncentrowane w strefach czołowych, dlatego z reguły w nich zachodzą znaczne zmiany ciśnienia i zachodzą procesy cyklo- i antycyklogenezy. Rozwijają się tu intensywne ruchy pionowe. Strumienie strumieniowe są nierozerwalnie powiązane z planetarnymi strefami czołowymi.
Potencjał ludzki Republiki Udmurcji
W 2010 roku liczba ludności wynosiła 1 526 304. Udmurtia zajmuje 29. miejsce pod względem liczby ludności. Gęstość zaludnienia wynosi 36,3 os./km², udział ludności miejskiej wynosi 67,8%. Skład narodowy W republice mieszkają przedstawiciele ponad stu narodowości. Dla transgranicznych...
Sytuacja demograficzna w Rosji
Pod względem liczby ludności (142,2 mln osób na dzień 1 stycznia 2007 r.) Federacja Rosyjska zajmuje siódme miejsce na świecie po Chinach, Indiach, USA, Indonezji, Brazylii i Pakistanie. Tabela 1.1. Populacja Lata Całkowita populacja, miliony osób, w tym Całkowita populacja, procent...
Koloseum
Amfiteatr został zbudowany za czasów trzech cesarzy. Cesarz Wespazjan rozpoczął budowę w 72 r. n.e. przez siły jeńców żydowskich sprowadzonych z Jerozolimy, zdobytych przez jego syna Tytusa. Do budowy amfiteatru Wespazjan wybrał teren sztucznego jeziora, wykopanego niegdyś w ogrodach Złotego Domu, wielkiego...
W zakresie temperatury i wiatru fronty najdobitniej wyrażają się na powierzchni Ziemi w układzie rozwijających się cyklonów i dolin ciśnieniowych. Sprzyja temu zbieżność prądów powietrza w pobliżu powierzchni Ziemi, w wyniku czego w strefie czołowej powstają masy powietrza o różnej charakterystyce, w tym o różnej temperaturze. W układzie antycyklonów i grzbietów fronty w warstwie powierzchniowej ulegają wypłukaniu. Dzieje się tak, gdy prądy powietrza rozchodzą się (rozbieżność).
11.2. Klasyfikacja frontowa
Istnieje kilka ogólnie przyjętych klasyfikacji frontów, opartych na znaczeniu obiegowym frontów i ich zasięgu przestrzennym, cechach ruchu, struktura pionowa i warunki pogodowe
11.2.1. Klasyfikacja geograficzna frontów atmosferycznych
Na podstawie cech geograficznych, zgodnie z geograficzną klasyfikacją mas powietrza, wyróżnia się następujące fronty:
Front arktyczny(AF) - front pomiędzy arktycznymi i polarnymi (umiarkowanymi) masami powietrza półkuli północnej. Znajduje się na południowej granicy masy powietrza arktycznego. Zwykle wyróżnia się kilka jednocześnie istniejących gałęzi AF, czasami AF okrąża w sposób ciągły całą półkulę północną.
Front polarny lub front umiarkowanych szerokości geograficznych południowa granica umiarkowana masa powietrza, oddzielająca masy powietrza o umiarkowanych szerokościach geograficznych i powietrze tropikalne.
Front wiatrowy 1 to front w tropikach, oddzielający dwie masy tropikalnego powietrza o różnych właściwościach - stary telewizor i nowszy telewizor, który powstał niedawno w wyniku transformacji mas polarne powietrze. Front pasatów zwykle przechodzi w dolinie pasatów pomiędzy dwoma subtropikalnymi antycyklonami, będąc kontynuacją frontu polarnego w tropikach. Opady w strefie pasatów występują głównie w związku z frontami pasatów.
Międzytropikalna strefa konwergencji(IZK)2 to dość wąska i wyraźna strefa zbieżności pasatów północnych z południowymi (lub pasatów z monsunami lub pasatów z zachodnimi wiatrami równikowymi).
11. Fronty atmosferyczne |
Fronty arktyczny, polarny, pasatowy i tropikalny (TTC) są klasyfikowane jako fronty klimatyczne.
i Fronty klimatyczne pokazują średnie położenie określonych frontów
podzielony typ w określonym obszarze. Położenie frontów klimatologicznych jest ściśle powiązane z ośrodkami oddziaływania atmosferycznego.
Oprócz geograficznego istnieją inne klasyfikacje frontów atmosferycznych -
11.2.2. Klasyfikacja frontów ze względu na znaczenie cyrkulacyjne
I zasięg przestrzenny
Ze względu na znaczenie cyrkulacji i zasięg przestrzenny dzieli się je na: fronty atmosferyczne pierwotne (troposferyczne, wysokie), wtórne (powierzchniowe, niskie) i górne.
Główne fronty atmosferyczne. Do najważniejszych zaliczają się fronty atmosferyczne o dużym zasięgu poziomym (kilka tysięcy kilometrów) i pionowym (kilka kilometrów). Fronty główne oddzielają masy powietrza znacznie różniące się właściwościami. Można je śledzić na poziomie gruntu i na wysokościach
mapy pogodowe. Na wysokościach w troposferze i na mapach od 1000 do 500 główny front odbicia
Wygląda jak strefa pogrubienia izohypsum – wysokogórska strefa czołowa (AFZ).
Kontrast temperatur w strefie frontu głównego na powierzchniowej mapie pogodowej przekracza 5°C na 100 km. W wysokogórskiej strefie czołowej związanej z frontem głównym gradienty geopotencjału w środkowej troposferze (na mapie OT 500/1000) wynoszą ponad 16 gp. tama/1000 km lub więcej (lub 8 °C/100 km lub więcej).
Fronty zdefiniowane przez podstawa geograficzna(Arktyczny, polarny, a także IBD) należą do głównych.
Wysokogórskie strefy czołowe. Na ciśnieniowych mapach topograficznych AT500, AT300,
OD 1000 500 (tj. w środkowej i górnej troposferze) w postaci obszaru o znacznym stężeniu izo-
gips reprezentuje strefy przejściowe między cyklonami wysokozimnymi a antycyklonami wysokociepłymi - wysokogórskie strefy czołowe (ryc. 11.4, 11.5).
11. Fronty atmosferyczne | ||
Ryż. 11.4. Mapa absolutnej topografii i temperatury przy 500 hPa
Strefy czołowe stale powstają, pogarszają się i ulegają zniszczeniu. Ich intensywność zależy od różnicy temperatur pomiędzy występującymi masami powietrza.
Obszary te skupiają się ogromne rezerwy energia. Kiedy ruch jest niestabilny, największy wiry atmosferyczne– cyklony i antycyklony. Zatem strefy czołowe odgrywają ogromną rolę w rozwoju procesów pogodowych.
N Zimno
Ryż. 11,5. Przekrój wysokogórskiej strefy czołowej nad regionem Azji i Pacyfiku: pole izohypsum (na górze), pole wiatru, pole temperatury (na dole)
11. Fronty atmosferyczne |
Centralna izohipsa tej strefy kondensacji nazywana jest osiową.
Część VFZ po lewej stronie osi (w kierunku przenoszenia) nazywana jest cyklonowym obrzeżem VFZ, a na prawo od osi - antycyklonicznym obrzeżem VFZ.
Część VFZ, w której obserwuje się zbieżność izohips w kierunku przepływu, nazywa się wejściem VFZ, część, w której obserwuje się rozbieżność izohips w kierunku przepływu, nazywa się deltą VFZ.
Poszczególne VFZ, łącząc się ze sobą, tworzą planetarną strefę czołową na dużych wysokościach (PHFZ). PVFZ na dużych obszarach jest zlokalizowany głównie strefowo, ale może mieć fale o dużej amplitudzie w kierunku południkowym.
Istnieją dwa główne PVFZ. Jedna oddziela masy powietrza arktycznego od mas powietrza umiarkowanych szerokości geograficznych - otacza półkulę północną wzdłuż obrzeży Basenu Polarnego. Drugi dzieli masy powietrza umiarkowanych szerokości geograficznych i stref podzwrotnikowych i biegnie wzdłuż północnych obrzeży subtropikalnych antycyklonów.
Nie ma jednoznacznego związku pomiędzy wysokogórskimi strefami czołowymi a frontami atmosferycznymi. Często dwa w przybliżeniu równoległe fronty, dobrze określone poniżej, łączą się w górnych warstwach atmosfery w jedną szeroką strefę czołową. Jednocześnie w obecności strefy czołowej na wysokościach w pobliżu Ziemi front nie zawsze istnieje. Front w niższych warstwach atmosfery występuje, gdy następuje zbieżność tarcia powierzchniowego. Kiedy wiatr zmienia się, zwykle nie ma oznak istnienia frontu. VFZ. Ciągły VFZ na długich dystansach w dolnej warstwie troposfery jest często podzielony na osobne sekcje - występuje w cyklonach i nie występuje w antycyklonach.
4 Wtórne fronty atmosferyczne. Fronty występujące tylko w dolnych warstwach atmosfery – przy powierzchni Ziemi lub w pobliżu Ziemi i nie powyżej AT850, a nie są wykrywane w polu temperatur na wysokościach, zaliczane są do wtórnych (powierzchniowych, niskich). Są to z reguły fronty w obrębie niejednorodnej masy powietrza, dzielące ją na dwie masy powietrza tego samego pochodzenia.
Bardzo częsty przypadek front wtórny - front wewnątrz poziomo niejednorodnej masy zimnego powietrza (powietrze arktyczne lub polarne), za którym wdziera się „świeższa” i zimniejsza część tej samej masy powietrza. Fronty wtórne często obserwuje się w tylnej części cyklonu, za frontem głównym. Fronty wtórne istnieją nie dłużej niż 1-2 dni, nie są związane z WFZ i zwykle nie wychodzą poza cyklon, z którym są powiązane.
11. Fronty atmosferyczne |
Górne fronty atmosferyczne. Fronty górne to te, których nie ma na powierzchni Ziemi, ale są wyraźne na wysokościach. Mogą powstawać w wyniku erozji frontu w pobliżu powierzchni Ziemi, ale pozostają na wysokościach. Fronty mogą również tworzyć się niezależnie na wysokościach, nie docierając do Ziemi. Kiedy front przemieszcza się zimą nad powierzchniową warstwą bardzo schłodzonego powietrza, zostaje zamaskowany i nie jest widoczny w polu temperatury na powierzchni Ziemi. UFZ, które nie są związane z frontami atmosferycznymi w pobliżu Ziemi, można również uznać za front górny.
11.2.3. Klasyfikacja frontów ze względu na cechy ruchu, konstrukcję pionową i warunki atmosferyczne
W Według tej klasyfikacji fronty atmosferyczne dzielą się na ciepłe, zimne, osiadłe i okluzyjne (te ostatnie należą do frontów złożonych i mogą być ciepłe, zimne i neutralne).
Fronty ciepłe to te, które przesuwają się w stronę zimniejszego powietrza. Ciepłe masy powietrza przemieszczają się za frontem ciepłym.
Fronty zimne to te, które przesuwają się w stronę cieplejszych mas powietrza. Masa zimnego powietrza przemieszcza się za frontem chłodnym.
O takim ruchu frontów decydują warunki cyrkulacji atmosferycznej – w tym przypadku ciepły front Składowa wektora wiatru prostopadła do linii frontu skierowana jest w masie zimnej od linii frontu, a w masie ciepłej – w stronę linii frontu. W przypadku frontu chłodnego zależność jest odwrotna.
W latach dwudziestych XX wieku norwescy meteorolodzy zaproponowali podział frontów atmosferycznych na wznoszące się (anafronty) i opadające (katafronty) powierzchnie ślizgowe ciepłe powietrze. Anafronty obejmują wszystkie fronty ciepłe i wolno poruszające się fronty zimne, natomiast katafronty obejmują szybko poruszające się fronty zimne.
Fronty wraz z masami powietrza poruszają się z prędkością 30-35 km/h. W ciągu doby potrafią pokonać 600-800 km. W pewnych warunkach fronty atmosferyczne mogą długi czas pozostawać w miejscu. Jeśli front praktycznie od czasu do czasu się nie porusza, wówczas nazywa się to siedzący tryb życia (quasi-stacjonarny).
W przypadku zmiany warunków cyrkulacji kierunek ruchu frontu (znak frontu) może się zmienić: część frontu ciepłego może zamienić się w odcinek frontu gorącego.