Planétové vysokohorské frontálne zóny. Atmosférické fronty (ich klasifikácia, vysokohorské frontálne zóny, priestorová štruktúra)
Medzi hlavné charakteristiky vysokohorských frontálnych zón patria relatívne veľké gradienty teploty, tlaku a rýchlosti vetra. V systéme vysokohorských frontálnych zón maximálne rýchlosti vetra veľmi často prekračujú 100 km/h, teda spĺňajú akceptované kritériá pre rýchlosti prúdového prúdu.
Podľa definície tryskového prúdu navrhnutej Aerologickou komisiou Svetovej meteorologickej organizácie v roku 1957 je tryskový prúd silný úzky prúd s kvázi-horizontálnou osou, ktorý sa nachádza v hornej troposfére alebo stratosfére, charakterizovaný veľkými vertikálnymi a bočnými strih vetra s prítomnosťou jednej alebo viacerých maximálnych rýchlostí vetra. Tryskové prúdy sú tisíce kilometrov dlhé, stovky kilometrov široké a niekoľko kilometrov hrubé. Vertikálny strih vetra je 5-10 m/s. o 1 km a bočný posun 5 m/sec. na 100 km. Spodná hranica rýchlosti vetra pozdĺž osi je 30 m/s.
Rozmery tryskových prúdov sú rádovo: jednotky vertikálne, stovky kilometrov široké a tisíce kilometrov dlhé.
So všetkou rozmanitosťou štruktúry prúdové prúdy sú vetrom charakteristickým pre dobre definované vysokohorské frontálne zóny. V systéme frontálnych zón hraničia tryskové prúdy, rozprestierajúce sa na mnoho tisíc kilometrov Zem. Vzťah mierky ukazuje, že prúd prúdu predstavuje sploštenú, relatívne úzku zónu vysokých rýchlostí vetra v relatívne pokojnej okolitej atmosfére.
IN povojnové roky Kvôli požiadavkám letectva sa prúdové prúdy študovali s neustálym záujmom. Venovali sa im stovky štúdií. Študujú sa také charakteristiky tryskových prúdov ako priestorová štruktúra, podmienky ich vzniku a pohybu, súvislosť s atmosférickými frontami a tlakovými útvarmi, vertikálne a horizontálne strihy vetra, vertikálne pohyby a zmeny výšky tropopauzy, zlomy tropopauzy, vplyv orografie na štruktúru. tryskových prúdov, oblačnosti a turbulencie v prúdových prúdoch atď.
Tento záujem o tryskové prúdy sa vysvetľuje nielen požiadavkami letectva, ale aj skutočnosťou, že vysokohorské frontálne zóny s prúdovými prúdmi zaujímajú dôležité miesto v systéme všeobecnej atmosférickej cirkulácie. Tu dochádza k najintenzívnejšiemu horizontálnemu transportu a vertikálnemu pohybu vzduchu. Vysokohorské frontálne zóny a tryskové prúdy, neustále sa transformujúce v dôsledku cyklo- a anticyklonálnej aktivity, zabezpečujú zonálnu a meridionálnu výmenu vzduchu v planetárnom meradle.
Ešte pred objavením tryskových prúdov sa zistilo, že silné vetry v troposfére zvyčajne pozorujeme v baroklinických zónach. V rokoch 1046-1947 Zistilo sa, že mesačné priemerné teplotné kontrasty v troposfére medzi nízkymi a vysokými zemepisnými šírkami sú sústredené v úzkych zónach vysokorýchlostných západných vetrov. Následne sa tiež veľakrát potvrdilo, že rýchlosti prúdenia vzduchu vo výškach závisia najmä od charakteru teplotného poľa podložných vrstiev vzduchu. Čím väčšie sú horizontálne teplotné gradienty v systéme vysokohorskej frontálnej zóny, tým silnejší je tryskový prúd, ktorý charakterizuje veterný režim v tejto zóne.
Z teórie termického vetra, ako aj údajov z pozorovaní balónov bolo známe, že v súlade s rozložením teplôt vo výškach až po úroveň tropopauzy sa rýchlosť vetra zvyčajne zvyšuje a znižuje v spodnej stratosfére, t.j. vzdušné prúdy sa nachádzajú na úrovni 9-12 km v blízkosti tropopauzy. Gradientný vietor na akejkoľvek úrovni možno považovať za súčet dvoch zložiek: tlakového gradientu na nižšej úrovni a prírastku vetra úmerného horizontálnemu teplotnému gradientu podložnej vrstvy. Na základe analýzy 290 prípadov prúdových prúdov v stredných zemepisných šírkach, objavených v roku 1956 s maximálnymi rýchlosťami vetra v rozmedzí 150-300 km/h, K. Ugarová zostrojila tabuľku. 18.
Ako vyplýva z tabuľky. 17, najčastejšie sa zvyšuje priemerná rýchlosť vetry s výškou sa vyskytujú v 2-4-násobnej veľkosti, čo predstavovalo 71% študovaných tryskových prúdov. V 29 % prípadov sa rýchlosť vetra zvýšila z úrovne 850 mb na úroveň 300 mb 4 a viacnásobne. Veľkosť nárastu rýchlosti vetra v troposfére sa teda značne líšila od dvojnásobného, dosahujúceho 18 %, až po desaťnásobok alebo viac, čo predstavuje 10 % celkový počet prípadoch.
Pre rovnakých 290 prípadov tryskových prúdov boli stanovené hodnoty tlakového gradientu na zemskom povrchu vyjadrené v dkm/1000 km pre porovnateľnosť (tabuľka 18).
Od stola 18 vyplýva, že v 86 % prípadov je gradient povrchového tlaku pod tryskovými prúdmi pozitívny av 14 % prípadov negatívny. V prípadoch len dvojnásobného nárastu rýchlosti vetra s výškou bol tlakový gradient na zemskom povrchu kladný a dosahoval asi 40 % gradientu na úrovni 300 mb. Z tabuľky tiež vyplýva, že hodnota gradientu povrchového tlaku je pomerne malá. Preto by nemal výrazne ovplyvňovať rozloženie vetra v zóne jet stream.
Z analýzy tryskových prúdov sa zistilo, že veľkosti teplotných kontrastov v °/1000 km v dolnej a hornej troposfére sú približne rovnaké. Podobné výsledky už dosiahli G.D.Zubyan a ďalší. Ukázalo sa, že pri dvojnásobnom zvýšení rýchlosti vetra s výškou pod prúdom nedosahujú teplotné kontrasty významné hodnoty. V týchto prípadoch sú vo vrstve 500 nad 1000 mb teplotné kontrasty v rozsahu 4-16 0 /1000 km a vo vrstve 300 nad 500 mb - 4-15 0 /1000 km. S viacnásobným zvýšením rýchlosti vetra s výškou spodná vrstva kontrasty dosahujú 10-22 0 /1000 km, a v hornej vrstve 8-19 0 /1000 km.
Príspevok povrchového tlakového poľa k intenzifikácii tryskových prúdov je zvyčajne významný v systéme hlbokých cyklónov, ktoré strácajú teplotnú asymetriu. Navyše v tej časti mohutných, ale už napĺňajúcich sa cyklónov, s malými horizontálnymi teplotnými gradientmi v troposfére blízko zemského povrchu, sú pozorované veľké gradienty tlaku a rýchlosti vetra, ktorých smer sa zhoduje s poľom tlaku a vetra v blízkosti zemského povrchu. os tryskových prúdov.
V tabuľke Obrázok 19 ukazuje vzťah medzi hodnotami horizontálneho kontrastu priemerná teplota medzi izobarickými povrchmi 300 a 1000 mb, medzi studenou a teplou časťou nadmorskej výšky frontálna zóna a rýchlosti na osi tryskových prúdov.
Od stola 19 vyplýva, že vo väčšine prípadov platí, že čím väčšie teplotné kontrasty, tým väčšie sú maximálne rýchlosti vetra na osi prúdu. Len v jednom prípade zo 68 dosiahla maximálna rýchlosť na osi prúdu 130 km/h s kontrastom priemernej teploty vrstvy 4°.
Pri vytváraní tryskových prúdov má teda charakter teplotného poľa podložnej vrstvy atmosféry primárny význam.
Napriek očividnosti termálneho základu pre vznik a vývoj tryskových prúdov existujú rôzne hypotézy ich vzniku. J. Nemayes a F. Clapp v roku 1949 navrhli advektívnu takzvanú teóriu zlučovania. Podľa tejto teórie k vzniku vysokohorských frontálnych zón a tryskových prúdov dochádza najmä v dôsledku advektívnej konvergencie vzdušných hmôt s rôznymi tepelnými vlastnosťami. Táto pozícia je jedným zo základných princípov advektívno-dynamickej analýzy, formulovanej na začiatku štyridsiatych rokov. Ďalšie štúdie však ukázali, že neadvektívne faktory teplotných zmien zohrávajú úlohu pri transformácii termobarického poľa a vývoji tryskových prúdov v určitých oblastiach vysokohorskej frontálnej zóny. dôležitá úloha, hoci úloha advekcie pri formovaní a vývoji vysokohorských frontálnych zón a tryskových prúdov je hlavná.
Podľa teórie laterálneho miešania K. Rossbyho má horizontálna cirkulácia v stredných zemepisných šírkach charakter vlnovitých porúch s hrebeňmi a korytami, cyklónmi a anticyklónami. Transportujú teplý vzduch na sever a studený vzduch na juh. Narušenie zonálneho transportu, ku ktorému dochádza v dôsledku straty stability vĺn, vedie k zvýšenému horizontálnemu miešaniu a v subtropické pásmo vzniká vysokohorská frontálna zóna s veľkými teplotnými kontrastmi a tryskovým prúdom.
Podľa Rossbyho teórie možno vysvetliť vznik len subtropického tryskového prúdu a potom s výhradami. Subtropický tryskový prúd by mal mať rovnakú intenzitu po celej zemeguli. Medzitým, podľa údajov z pozorovania, tryskový prúd, najmä v zime, má rôznu intenzitu nielen nad kontinentmi a oceánmi, ale aj v rôznych častiach oceánov. Rossbyho teória vôbec nevysvetľuje tryskové prúdy extratropických zemepisných šírok a ich súvislosť s cyklónmi a anticyklónami.
Teória sezónnych výkyvov vo všeobecnej cirkulácii atmosféry, navrhnutá autorom v roku 1947, vysvetľuje vznik polí teploty, tlaku, vetra a planetárnych vysokohorských frontálnych zón v rôznych ročných obdobiach neadvektívnymi faktormi zmien teploty a , predovšetkým tepelný tok z podkladového povrchu.
Myšlienka predložená R. F. Usmanovom o vytvorení prúdového prúdu distribúciou celkového tepelného toku má s ňou veľa spoločného. Všimnite si, že v decembri a januári je stredná čiara maximálne rýchlosti vietor je blízko čiare nulovej radiačnej bilancie, Usmanov sa domnieva, že pri štúdiu atmosférických procesov je potrebné brať do úvahy celkový tepelný tok, t.j. všetky zložky tepelná bilancia. Teoretické určenie sezónnej polohy tryskových prúdov teda autor v podstate redukuje na výpočet zložiek tepelnej bilancie atmosféry. Úspešné hydrodynamické riešenie úlohy by umožnilo teoreticky získať kvantitatívnu zhodu medzi vypočítanými a skutočnými poľami meteorologických prvkov.
Výskum v posledných rokoch umožnil získať priemerné mesačné teploty pozdĺž meridiánov, ktoré sú blízke realite, ako aj asymetrické rozloženie teplôt vzhľadom na geografický rovník. Na základe vykonaných výpočtov bolo získané priemerné ročné rozdelenie zónovej rýchlosti vetra a maximálnej rýchlosti presahujúcej 30 m/sec. Vo výške 10-12 km okolo 40° s. sh., teda subtropický tryskový prúd. Podľa výpočtov, Západný vietor s rýchlosťami nad 15 m/s. zachytáva najviac troposféra strednej šírky. V januárovej zóne silné vetry nachádza pozdĺž 40° severnej šírky. w. s maximálnymi hodnotami rýchlosti vo výškach 10-12 km rádovo 40 m/cej. V júli sa táto oblasť nachádza v blízkosti 50° severnej šírky. sh. a rýchlosti sú znížené na 20 m/s. Južne od 25° s. w. objavuje sa pásmo východných vetrov, ktorých rýchlosť vo výške 12 km je približne 15 m/sec.
Získané výsledky sa približujú realite. Výpočet vzniku a vývoja jednotlivých tryskových prúdov však stále naráža na značné ťažkosti.
Zaujímavé nápady nominovaný v rokoch 1956-1957. E. P. Borisenkov na základe štúdie energie atmosférických procesov. Vychádza z pozície, ktorá sa mení atmosferický tlak, ktorá určuje vývoj tlakového poľa, je spôsobená dynamickými príčinami a súvisí s odchýlkou vetra od geostrofického. Medzi jeho hlavné závery patria nasledovné: a) zmena tlaku bude nerovnomerná, ak rozdelenie ageostrofických odchýlok rýchlostí vetra bude nerovnomerné; b) pri priemernej energetickej hladine je ageostrofická zložka rýchlosti vetra jednoznačne určená prostredníctvom teplotnej advekcie a priemerná energetická hladina sa zhoduje s izopyknálnou hladinou a nachádza sa v nadmorskej výške asi 7 km; c) tvorba ohnísk Kinetická energia v atmosfére a ich vývoj je determinovaný nerovnomerným charakterom rozloženia celkovej teplotnej advekcie a pod.
Napriek rozdielom v prístupoch k vysvetľovaniu tryskových prúdov u viacerých autorov stále niet pochýb o tom, že prúdové prúdy kauzálne spojené s vysokohorskými frontálnymi zónami vznikajú, zosilňujú alebo oslabujú ako priamy dôsledok procesov vzniku a deštrukcie týchto zón. . V procese výskytu sa v dôsledku konvergencie studených a teplých vzduchových hmôt zvyšujú horizontálne gradienty teploty, tlaku a rýchlosti vetra. V procese ničenia v dôsledku odstránenia chladu a teplý vzduch teplotné a tlakové gradienty klesajú, vetry slabnú.
Zóny relatívne zvýšených horizontálnych teplotných (a tlakových) gradientov, vyznačené na mapách tlakovej topografie, sa nazývajú vysokohorské frontálne zóny (HFZ).
Prechod WFZ spôsobuje výrazné lokálne zmeny meteorologické veličiny nielen v dolnej a strednej troposfére, ale aj v hornej troposfére a spodnej stratosfére. Piatkový televízny program na http://www.awtv.ru/pyatniza/.
Troopauza vo VFZ je buď silne naklonená alebo zlomená. Stratosféra v studenom vzduchu začína v nižšej nadmorskej výške ako v teplom vzduchu. Keď sa teda na studenej strane VFZ pokles teploty s výškou zastaví, na jeho opačnej strane teplota stále klesá. Výsledkom je, že nad úrovňou tropopauzy v studenom vzduchu horizontálny teplotný gradient rýchlo klesá. Potom sa jeho smer obráti a hodnota sa postupne zvyšuje a dosahuje maximum vo väčšine prípadov na úrovni tropopauzy teplého vzduchu. Nad touto úrovňou sa horizontálne teplotné gradienty zvyčajne opäť znižujú.
V dôsledku toho s veľkým rozdielom vo výškach tropopauzy s rôzne strany V troposférickej frontálnej zóne sa objavuje frontálna zóna aj v spodnej časti stratosféry. V porovnaní so sklonom frontálnej zóny v troposfére je sklonená v opačnom smere a je od nej oddelená vrstvou s malými horizontálnymi teplotnými gradientmi. V stratosfére sa môžu objaviť zóny veľkých horizontálnych teplotných gradientov, ktoré zjavne nesúvisia s troposférickými frontálnymi zónami. Hlavná rola Na ich vzniku sa podieľajú radiačné faktory.
Vo VFZ sa smer izoterm s výškou mení málo; vietor má tendenciu naberať smer rovnobežný s priemernými teplotnými izotermami spodnej vrstvy vzduchu a zosilňuje, pričom sa v hornej časti troposféry mení na tryskové prúdy. Frontálne zóny sa teda vyznačujú tak veľkými horizontálnymi teplotnými gradientmi, ako aj výraznými rýchlosťami vetra. Medzi frontálnymi zónami vo výškach a atmosférickými frontami neexistuje jednoznačná súvislosť. Často sa dve predné strany približne navzájom rovnobežné, dobre definované nižšie, spájajú v horných vrstvách c. Jedna široká predná zóna. Zároveň, ak existuje frontálna zóna vo výškach, nie je vždy front na povrchu Zeme. Spravidla sa pozoruje predná časť v spodných vrstvách, kde sa pozoruje konvergencia povrchového trenia. Keď sa vietor rozchádza, zvyčajne nie sú žiadne známky existencie frontu.
Frontálna zóna, súvislá na veľkú vzdialenosť vo výškach, v spodnej vrstve troposféry je teda často rozdelená na samostatné úseky – existuje v cyklónach a chýba v anticyklónach. V strednej a hornej troposfére vysokohorské frontálne zóny často obopínajú celú pologuľu Zeme. Takéto predné zóny sa nazývajú planetárne.
Zmena teplotného kontrastu vo frontálnej zóne je určená predovšetkým charakterom horizontálneho prenosu vzduchu z rozdielne teploty. Významnú úlohu zohrávajú aj vertikálne pohyby a premena vzduchu. V rozsiahlych horských oblastiach s vysokými pohoriami sú zmeny teplotného kontrastu výrazne ovplyvnené topografiou.
Veľké zásoby energie sa sústreďujú vo frontálnych zónach, preto sa v nich spravidla výrazne mení tlak a dochádza k procesom cyklo- a anticyklogenézy. Rozvíjajú sa tu intenzívne vertikálne pohyby. Prúdové prúdy sú neoddeliteľne spojené s planetárnymi frontálnymi zónami.
Ľudský potenciál Udmurtskej republiky
Počet obyvateľov v roku 2010 bol 1 526 304 a Udmurtia je z hľadiska počtu obyvateľov na 29. mieste. Hustota obyvateľstva - 36,3 ľudí/km², špecifická hmotnosť mestské obyvateľstvo – 67,8 %. Národné zloženie V republike žijú predstavitelia viac ako sto národností. Pre cezhraničné...
Demografická situácia v Rusku
Podľa počtu obyvateľov (142,2 milióna ľudí k 1. januáru 2007) Ruská federácia je na siedmom mieste na svete po Číne, Indii, USA, Indonézii, Brazílii a Pakistane. Tabuľka 1.1. Obyvateľstvo Roky Celkový počet obyvateľov, milión ľudí vrátane B celkový počet počet obyvateľov, percentá...
Koloseum
Amfiteáter postavili za troch cisárov. Cisár Vespasianus začal s výstavbou v roku 72 nášho letopočtu. silami zajatých Židov privezených z Jeruzalema, ktoré dobyl jeho syn Titus. Na výstavbu amfiteátra si Vespasianus vybral územie umelého jazera, kedysi vykopaného v záhradách Zlatého domu, veľkého...
Medzi hlavné patria atmosférické fronty, ktoré majú veľký horizontálny (niekoľko tisíc kilometrov) a vertikálny (niekoľko kilometrov) rozsah. Hlavné fronty oddeľujú vzduchové hmoty, ktoré sa výrazne líšia svojimi vlastnosťami a dajú sa vysledovať na povrchových a vysokohorských meteorologických mapách. Teplotný kontrast v pásme hlavného frontu na mape povrchového počasia presahuje 3...5°C na 100 km, na mape AT-850 5...8°C na 500 km. Fronty definované podľa geografický základ(arktický, mierny, polárny, IBD) patria medzi hlavné.
Na mapách tlakovej topografie sa hlavný front odráža ako zóna kondenzácie izohyps a izoterm - vysokohorská frontálna zóna (AFZ). Intenzita VFZ závisí od teplotného rozdielu medzi narazenými vzduchovými hmotami. Tieto oblasti sa sústreďujú obrovské rezervy energie. Keď je pohyb nestály, najväčší atmosférické víry- cyklóny a anticyklóny. WFZ teda zohrávajú obrovskú úlohu vo vývoji procesov formovania počasia.
Centrálny izohypsum izohypsovej kondenzačnej zóny sa nazýva axiálny. Časť VFZ vľavo od osi (v smere presunu) sa nazýva cyklonálna periféria VFZ a vpravo od osi - anticyklonálna periféria VFZ. Časť VFZ, kde je pozorovaná konvergencia izohyps v smere prúdenia, sa nazýva vchod VFZ, časť, kde je pozorovaná divergencia izohyps v smere prúdenia, sa nazýva delta VFZ.
Jednotlivé VFZ, navzájom splývajúce, tvoria planetárnu vysokohorskú frontálnu zónu (PHFZ). PVFZ na veľkých plochách sa nachádza prevažne zonálne, ale môže mať vlny veľkej amplitúdy poludníkový smer. Existujú dve hlavné PVFZ. Jedna oddeľuje arktické vzduchové hmoty a vzduchové hmoty miernych zemepisných šírkach- obopína severnú pologuľu pozdĺž okraja arktickej panvy. Druhá rozdeľuje vzduchové masy miernych zemepisných šírok a trópov a vedie pozdĺž severnej periférie subtropických anticyklón.
Medzi vysokohorskými frontálnymi zónami a atmosférickými frontami neexistuje jednoznačná súvislosť. Často sa dva približne rovnobežné fronty, dobre definované nižšie, spájajú vo vyšších vrstvách atmosféry do jednej širokej frontálnej zóny. Zároveň v prítomnosti frontálnej zóny vo výškach blízko Zeme front nie vždy existuje. Front v spodnej atmosfére sa pozoruje, keď sa pozoruje konvergencia povrchového toku (v korytách a cyklónoch). Počas divergencie vetra (v hrebeňoch a anticyklónach) sú známky existencie frontu slabo vyjadrené alebo úplne chýbajú. Súvislý VFZ na veľkú vzdialenosť v spodnej vrstve troposféry je často rozdelený na samostatné úseky - existuje v cyklónach a chýba v anticyklónach.
Sekundárne atmosférické fronty sú fronty, ktoré existujú iba v nižšia troposféra- blízko povrchu Zeme a nie nad AT-850 a v teplotnom poli vo vysokých nadmorských výškach nie sú detekované. Sú to spravidla fronty vnútri nehomogénne vzduchová hmota, rozdeľujúc ho na dve vzduchové hmoty rovnakého pôvodu. Väčšina bežný prípad sekundárny front - front vo vnútri horizontálne nehomogénnej masy studeného vzduchu (arktický alebo mierny vzduch), za ktorý vpáda „čerstvejší“ a „čerstvejší“ studená časť rovnakú vzduchovú hmotu. Sekundárne fronty sú často pozorované v zadnej časti cyklónu za hlavným frontom (od 1 do 3 sekundárnych frontov). Sekundárne fronty netrvajú dlhšie ako 1-2 dni a zvyčajne nepresahujú cyklón, s ktorým sú spojené.
Horné fronty sú fronty, ktoré chýbajú na zemskom povrchu, ale sú výrazné vo výškach. Môžu vzniknúť v dôsledku erózie prednej časti pri povrchu Zeme, ale jej pretrvávania vo výškach. Fronty sa môžu vytvárať aj nezávisle vo výškach bez toho, aby dosiahli Zem. Keď sa teplý front v zime pohybuje nad povrchovou vrstvou veľmi ochladeného vzduchu, stáva sa maskovaný a v teplotnom poli na zemskom povrchu ho takmer nie je vidieť. Za horný front možno považovať aj UFZ, ktoré nie sú spojené s atmosférickými frontami v blízkosti Zeme. Často pred aktívnym teplý front(najmä v chladnom polroku) paralelne s hlavným frontom (vo vzdialenosti 150-200 km od seba) sú 1-2 pásy hustej oblačnosti a intenzívne zrážky, nazývané „horné úseky“ - v podstate tieto sú tiež horné predné strany.
Vysokohorské frontálne zóny
Zóny relatívne zvýšených horizontálnych teplotných (a tlakových) gradientov, vyznačené na mapách tlakovej topografie, sa nazývajú vysokohorské frontálne zóny (HFZ).
Prechod WFZ spôsobuje výrazné lokálne zmeny meteorologických veličín nielen v dolnej a strednej troposfére, ale aj v hornej troposfére a spodnej stratosfére.
Troopauza vo VFZ je buď silne naklonená alebo zlomená. Stratosféra v studenom vzduchu začína v nižšej nadmorskej výške ako v teplom vzduchu. Keď sa teda na studenej strane VFZ pokles teploty s výškou zastaví, na jeho opačnej strane teplota stále klesá. Výsledkom je, že nad úrovňou tropopauzy v studenom vzduchu horizontálny teplotný gradient rýchlo klesá. Potom sa jeho smer obráti a hodnota sa postupne zvyšuje a dosahuje maximum vo väčšine prípadov na úrovni tropopauzy teplého vzduchu. Nad touto úrovňou sa horizontálne teplotné gradienty zvyčajne opäť znižujú.
Výsledkom je, že pri veľkom rozdiele vo výškach tropopauzy na rôznych stranách troposférickej frontálnej zóny vzniká frontálna zóna aj v spodnej časti stratosféry. V porovnaní so sklonom frontálnej zóny v troposfére je naklonená v opačnom smere a je od nej oddelená vrstvou s malými horizontálnymi teplotnými gradientmi. V stratosfére sa môžu objaviť zóny veľkých horizontálnych teplotných gradientov, ktoré zjavne nesúvisia s troposférickými frontálnymi zónami. Pri ich vzniku zohrávajú hlavnú úlohu radiačné faktory.
Vo VFZ sa smer izoterm s výškou mení málo; vietor má tendenciu naberať smer rovnobežný s priemernými teplotnými izotermami spodnej vrstvy vzduchu a zosilňuje, pričom sa v hornej časti troposféry mení na tryskové prúdy. Frontálne zóny sa teda vyznačujú tak veľkými horizontálnymi teplotnými gradientmi, ako aj výraznými rýchlosťami vetra. Medzi frontálnymi zónami vo výškach a atmosférickými frontami neexistuje jednoznačná súvislosť. Často sa dve predné strany približne navzájom rovnobežné, dobre definované nižšie, spájajú v horných vrstvách c. Jedna široká predná zóna. Zároveň, ak existuje frontálna zóna vo výškach, nie je vždy front na povrchu Zeme. Spravidla sa pozoruje predná časť v spodných vrstvách, kde sa pozoruje konvergencia povrchového trenia. Keď sa vietor rozchádza, zvyčajne nie sú žiadne známky existencie frontu.
Frontálna zóna, súvislá na veľkú vzdialenosť vo výškach, v spodnej vrstve troposféry je teda často rozdelená na samostatné úseky – existuje v cyklónach a chýba v anticyklónach. V strednej a hornej troposfére vysokohorské frontálne zóny často obopínajú celú pologuľu Zeme. Takéto predné zóny sa nazývajú planetárne.
Zmena teplotného kontrastu vo frontálnej zóne je daná predovšetkým charakterom horizontálneho transportu vzduchu s rôznymi teplotami. Významnú úlohu zohrávajú aj vertikálne pohyby a premena vzduchu. V rozsiahlych horských oblastiach s vysokými pohoriami sú zmeny teplotného kontrastu výrazne ovplyvnené topografiou.
Veľké zásoby energie sa sústreďujú vo frontálnych zónach, preto sa v nich spravidla výrazne mení tlak a dochádza k procesom cyklo- a anticyklogenézy. Rozvíjajú sa tu intenzívne vertikálne pohyby. Prúdové prúdy sú neoddeliteľne spojené s planetárnymi frontálnymi zónami.
Priestorová štruktúra atmosférických frontov
Atmosférický front nie je geometrický povrch, ktorý nemá hrúbku, ale predstavuje určitú prechodovú vrstvu, v ktorej dochádza k zmene hlavných meteorologických veličín (teplota, vietor, vlhkosť, tlak), ktorá je významná pre dynamiku atmosféry.
Ryža. 1
Na akejkoľvek úrovni nie je predná línia línia, ale určitá prechodová zóna a podmienená predná línia sa nachádza v strede tejto zóny.
Prechodová zóna pri zemskom povrchu je široká niekoľko desiatok kilometrov a hrúbka prechodovej vrstvy vo vertikálnej rovine je niekoľko stoviek metrov. Horizontálna dĺžka frontovej línie je stovky a tisíce kilometrov. Pri analýze synoptické mapy predná strana je nakreslená vo forme jednej čiary. Len vo veľkorozmerných vertikálnych úsekoch atmosféry je niekedy možné oddeliť spodnú a Horná hranica prechodová vrstva. Uhol sklonu čelnej plochy k horizontu je približne 1°. Zistilo sa, že dotyčnica uhla predného sklonu je rádovo 0,01 - 0,03 a pre katafróny je to asi 0,001.
Známe teoretické vzorce pre sklon čelného povrchu nie sú použiteľné pre hraničnú vrstvu atmosféry, pretože pri ich získaní sa nebrali do úvahy zvláštnosti rozloženia vetra v tejto vrstve: tu, ak sú ostatné veci rovnaké, profil na studených frontoch je strmší ako na teplých.
O silné vetry V dôsledku turbulentného miešania nie je čelná plocha v blízkosti prednej línie povrchu jasne vyjadrená a je ťažké určiť jej sklon.
Ešte dôležitejším dôsledkom odchýlky prízemného vetra od geostrofického je konvergencia vetra pozdĺž prednej línie. Vplyvom konvergencie sa spomaľuje pohyb frontu a zväčšuje sa pohyb teplého vzduchu smerom nahor po čelnej ploche. Z rovnakého dôvodu v skutočnosti neexistujú absolútne stacionárne fronty. Ak je predná línia rovnobežná s izobarami, potom sa stále vyskytuje aspoň mierny pohyb prednej línie. Pre dostupnosť pohyby nahor najmä pozdĺž povrchov pomaly sa pohybujúcich frontov naznačujú tu pozorované oblasti oblačnosti a zrážok.
Priemerné relatívne topografické mapy ukazujú, že oblasti s najväčšími horizontálnymi teplotnými gradientmi ohraničujú stredné zemepisné šírky severnej a južnej pologule. Na severnej pologuli sa v dôsledku rozloženia kontinentov a oceánov a zodpovedajúcej premeny vzdušných hmôt pohybujúcich sa zo západu na východ zdá byť zóna najväčších gradientov rozdelená na dve časti tvoriace dve veľké frontálne zóny troposféry. Toto delenie je najzreteľnejšie viditeľné tak na priemerných mesačných relatívnych topografických mapách, ako aj na mapách povrchových izoterm v zimnej polovici roka. Arktická oblasť troposférického chladu sa v dôsledku premeny vzdušných hmôt pohybujúcich sa nad severnými časťami kontinentov šíri v zime do vnútrozemia kontinentov Ázie a Ameriky a spôsobuje tu nárast horizontálnych teplotných gradientov. Jedna z týchto zón pokrýva východ Ázie a priľahlú časť Tichého oceánu, druhá - východnú polovicu Severná Amerika a priľahlá časť Atlantiku. Na západ od oblastí najväčších teplotných kontrastov sa priemerné teplotné izotermy vrstvy spodnej polovice troposféry zbiehajú a na východ rozchádzajú.
V súlade so štruktúrou tepelných a tlakových polí v troposfére severnej pologule sú vyznačené dve hlavné frontálne zóny, ktorých hranice sú určené polohou hrebeňov. vysoký tlak. Rozloženie teplotných kontrastov charakteristických pre troposférické frontálne zóny v posudzovanom prípade nie je spôsobené len konvergenciou izoterm na kontinentoch a divergenciou na oceánoch. Závisí to aj od všeobecných podmienok žiarenia, ktoré určujú existujúci teplotný rozdiel medzi kontinentmi a oceánmi v rovnakých zemepisných šírkach. Tento rozdiel v stredných zemepisných šírkach je oveľa väčší ako v nízkych zemepisných šírkach.
Hoci štruktúra priemerného vysokohorského barického poľa vo svojich hlavných črtách opakuje štruktúru priemerného teplotného poľa zodpovedajúcej vrstvy troposféry, úplne sa nezhodujú v dôsledku skutočnosti, že tlak na hladine mora nie je konštantný. hodnotu. Z tohto dôvodu sa v troposfére transportujú studené a teplé vzduchové hmoty, teda advekcia.
Ak prekryť priemernú mesačnú mapu absolútnej topografie povrchu 500 mb (AT 500). stredná karta relatívna topografia 500 nad 1000 mb za január, potom je možné identifikovať oblasti s intenzívnou advekciou chladu a tepla v troposfére. Zvlášť treba poznamenať, že cez západných častiach V oceánoch studená advekcia zo severu na juh slabne v dôsledku zníženia teplotného rozdielu medzi pevninou a morom. Toto je hlavný dôvod sezónna zmena podmienky frontogenézy v termobarickom poli troposféry v týchto oblastiach.
Priemerné mesačné grafy zvyčajne odrážajú iba tie javy, ktoré sú spôsobené viac alebo menej trvalé dôvody, a preto sú prevládajúce. Predovšetkým sezónna výšková planetárna frontálna zóna odráža prevládajúcu polohu jednotlivých troposférických frontov a hlavné procesy rozvíjajúce sa v rôznych geografických oblastiach v rôznych ročných obdobiach. Hlavné klimatologické fronty objavené v extratropických zemepisných šírkach sa podľa S. P. Khromova vyrovnávajú najmä s vysokohorskými frontálnymi zónami zodpovedajúcich ročných období, čo naznačuje ich realitu.
Tie procesy frontogenézy, ktoré sú sporadické v rôznych geografických oblastiach, sa slabo odrážajú v priemernom termobarickom poli. Tento sporadický proces frontogenézy, ktorý sa prejavuje až pri vývoji meridionálneho transportu studených vzduchových hmôt zo severu na juh, prebieha napríklad v oblasti Stredozemného mora. Tento proces sa síce neodráža v rozložení teplotnej advekcie v priemernom termobarickom poli troposféry, no jeho realitu potvrdzujú aj tu zvýšené horizontálne teplotné gradienty.
Treba poznamenať, že v niektorých oblastiach sú pozorované malé gradienty teploty a tlaku, ako napríklad v severnej Európe a Ázii v zime alebo nad Východná Európa A Západná Sibír v lete. Malé hodnoty horizontálnych teplotných gradientov v týchto oblastiach nenaznačujú nízku intenzitu tu prebiehajúcich synoptických procesov, ale rôznorodosť ich typov. Okrem toho v dôsledku prudkého rozdielu v procesoch majú teplotné a tlakové gradienty rôzne smery. Keďže v takýchto prípadoch nie je možné určiť prevládajúcu polohu troposférickej frontogenézy, nie je možné určiť priemernú sezónnu polohu atmosférických frontov.
Troposférické fronty sú prechodové zóny medzi vzduchovými hmotami majúcimi rôzne vlastnosti. Väčšina dôležité má teplotu. Preto rozdelenie teplotných kontrastov na jednotku vzdialenosti v sezónnych termobarických poliach troposféry môže slúžiť ako základ pre určenie geografická poloha frontálne zóny a zodpovedajúce troposférické fronty v klimatologickom aspekte. Zároveň pod troposférickými frontami extratropických šírok máme na mysli fronty, ktoré spôsobujú náhle zmeny počasia. Keďže je vhodné reprezentovať prevládajúcu geografickú polohu mnohých frontov v sezóne, roztrúsených po celom území, nie ako frontovú líniu, ale ako určitú zónu, môžeme ju nazvať klimatologickou frontálnou zónou.
Aby sme sa vyhli subjektívnosti pri stanovovaní geografickej polohy klimatologických frontálnych zón v extratropických zemepisných šírkach, musíme vychádzať z podmienky, že klimatologické frontálne zóny sú súborom jednotlivých troposférických frontov spojených s troposférickými frontálnymi zónami, a teda so zónami so zvýšenou teplotou. kontrasty v troposfére. Na základe prijatej podmienky prejdeme k mapám priemerných teplotných kontrastov Severná hemisféra zostavené pre rôzne ročné obdobia (obr. 31-34).
Teplotné kontrastné mapy boli získané určením veľkosti teplotných rozdielov z priemerných mesačných máp OT 500 1000 na vzdialenosť 1000 km. Izoliary na týchto mapách charakterizujú rozloženie číselných hodnôt teplotných kontrastov na zemeguli.
Aktívna cyklo- a anticyklonálna aktivita je spojená s najväčšími teplotnými kontrastmi v dolnej troposfére. Súvislosť medzi zónou najväčšieho teplotného kontrastu a cyklónovou aktivitou, ktorá so sebou prináša prudké zmeny atmosférických procesov a počasia, je celkom jasná, pretože teplotné kontrasty sú vyjadrením energetických zásob atmosférickej cirkulácie. Teplotné kontrasty medzi rovníkom a pólmi na severnej aj južnej pologuli sú však rozložené nerovnomerne. Relatívne úzka zóna najväčších priemerných sezónnych kontrastov sa pozoruje v zemepisných šírkach okolo 40°, pričom dochádza k sezónnym posunom pozdĺž meridiánov. Posledné sú spôsobené sezónnym rozložením toku tepla. Ako je možné vidieť z obr. 31-34, významná časť všeobecných rovníkovo-pólových teplotných kontrastov na oboch hemisférach je obsiahnutá v tejto relatívne úzkej zóne - planetárnej frontálnej zóne troposféry. Zóny najväčších teplotných kontrastov (planetárne frontálne zóny) sa zhodujú so zónami nai vysoké rýchlosti vietor.
Konfigurácia frontálnych zón planét na severnej pologuli sa výrazne líši od tých na južnej pologuli. Na severnej pologuli v zime (obr. 31) nie je frontálna zóna planét súvislá, ale je rozdelená na dve časti západné pobrežia Európe a Severnej Amerike.
Prvá zóna sa nachádza nad Strednou a Východná Ázia, a priľahlá časť Tichého oceánu, druhá - nad Severnou Amerikou a priľahlou časťou Atlantiku. Maximálne teplotné kontrasty v planetárnych vysokohorských frontálnych zónach na oboch kontinentoch dosahujú 11 -12° vo vzdialenosti 1000 km. Všimnite si, že takéto výrazné teplotné kontrasty v iných častiach miernych a vysokých zemepisných šírok severnej pologule sú pozorované len zriedka. Prítomnosť výrazných teplotných kontrastov na priemernej mesačnej mape naznačuje, že v týchto oblastiach sa najčastejšie vyskytuje intenzívna troposférická frontogenéza a častejšie sú pozorované ostro ohraničené fronty. Ako ukazujú štúdie, oblasti maximálnych teplotných kontrastov pri východných pobrežiach Ázie a východných pobrežiach Severnej Ameriky sú totiž oblasťami maximálnej frekvencie výskytu nielen ostro ohraničených, ale takmer identicky orientovaných troposférických frontov. Pokles teplotných kontrastov v severovýchodnom smere od týchto oblastí naznačuje pokles
opätovný výskyt frontov a ich rastúci územný rozptyl. Celú severnú pologuľu zároveň pokrývajú planetárne vysokohorské frontálne zóny s relatívne veľkými kontrastmi priemernej teploty vrstiev v januári.
Približne v tých oblastiach, kde sa nachádzajú najväčšie teplotné kontrasty, sú na mapách AT 300 pozorované najvyššie rýchlosti vetra. Absolútna topografia mapuje viac vysoké úrovne ukazujú, že pásmo najvyšších rýchlostí vetra na severnej pologuli je zreteľnejšie vyjadrené vo výškach 8-12 km pod tropopauzou.
Na južnej pologuli je frontálna zóna planétovej nadmorskej výšky predĺžená pozdĺž zemepisných šírok počas všetkých ročných období. Najvyššie hodnoty teplotných kontrastov v nich nepresahujú 8-9°“ pozorované v decembri až februári medzi 40 a 50° južne. w.
Teplotné kontrastné mapy (obr. 31-34) ukazujú hodnoty 3°.0 alebo viac. Izolácia teplotných kontrastov na januárovej mape prebieha na oboch hemisférach približne pozdĺž 20° zemepisnej šírky. IN nízkych zemepisných šírkach kontrasty vo väčšine prípadov nepresahujú 0,5-1°.0 na akceptovanú jednotku vzdialenosti (1000 km). To naznačuje nízku intenzitu procesov zodpovedných za zmenu tlakového poľa.
Relatívne malé teplotné kontrasty sú pozorované aj vo vysokých zemepisných šírkach severnej pologule.
Na jar (obr. 32) planetárne frontálne zóny pri zachovaní všeobecnej konfigurácie izohyps zimy (obr. 31) na severnej pologuli a leta na južnej pologuli mierne menia svoju intenzitu. Nástupom rovnodennosti a ohrievaním kontinentov v nízkych zemepisných šírkach sa planetárna vysokohorská frontálna zóna na kontinentoch severnej pologule presúva o 800-1000 km na sever. Veľkosť kontrastov tu nepresahuje 8°. Na južnej pologuli je prechod na jeseň sprevádzaný poklesom teplôt v Antarktíde, čo vedie k zvýšeniu magnitúdy kontrastov na 9-10° a k miernemu posunu frontálnej zóny planetárnych výšok aj na sever. Pás malých teplotných kontrastov severne a južne od rovníka je v priemere obmedzený na zemepisnú šírku 20°.
V júli (obr. 33) sa situácia citeľne mení. Na severnej pologuli sa kontinenty výrazne zahrievajú a negatívne povrchové teploty v Arktíde takmer miznú. To vedie k všeobecnému poklesu horizontálnych teplotných gradientov na kontinentoch. K tomuto poklesu však do istej miery dochádza aj nad oceánmi, keďže povrchové vody oceánov sa do leta ešte nestihnú výrazne zohriať a na severe sa stred chladu v Arktíde stáva miernym. najväčšie teplotné kontrasty nepresahujú 6° Navyše v dôsledku silného otepľovania vzduchu v severnej Afrike na juhu západná Európa vytvorí sa malá uzavretá slučka
oblasť najväčších kontrastov. Druhá oblasť najväčších teplotných kontrastov sa nachádza v Ázii severne od 50° severnej šírky. zemepisnej šírky, konečne, tretia oblasť - v Tichom oceáne, medzi 40 a 50 ° s. w.
Na južnej pologuli v júni - auguste stúpajú teplotné kontrasty na 10-11°.
Jesenná mapa (obr. 34) predstavuje znaky zimného rozloženia frontálnych zón planetárnych výšok na severnej pologuli. V nich sa na jeseň zvýšia najväčšie teplotné kontrasty na 7-8° oproti 6° v lete. Na južnej pologuli, kde začína jar, teplotné kontrasty trochu slabnú a dosahujú iba 8°. oproti 10-11° v zime.
Frontálna zóna planét s najväčšími teplotnými kontrastmi na severnej pologuli teda prechádza sezónnym posunom na sever zo zimy do leta a na juh z leta do zimy. Konfigurácia tejto zóny sa v lete oproti iným ročným obdobiam výrazne mení. Vysvetľuje to prítomnosť obrovských kontinentov, ktoré prispievajú k rýchlemu otepľovaniu troposférického vzduchu. Z rovnakého dôvodu sa veľkosť najväčších teplotných kontrastov v planetárnej frontálnej zóne, ohraničujúcej zemeguľu od zimy do leta, znižuje takmer o polovicu.
Na južnej pologuli vďaka najväčšie veľkosti kontinenty, navyše v podstate obmedzené na 40° južnej šírky. w. (s výnimkou hrotitého výbežku Južnej Ameriky) zohrávajú malú úlohu nielen pri zmene konfigurácie planetárnej frontálnej zóny, ale aj v výrazná zmena veľkosť teplotných kontrastov. Preto je rozdiel medzi najväčšími teplotnými kontrastmi v frontálnych zónach planét v zime a v lete len asi 2-3°.
Planetárna frontálna zóna s najväčšími teplotnými kontrastmi na južnej pologuli sa zvyčajne nachádza nad Atlantickým a Indickým oceánom. Vyššie Tichý oceán Planetárna frontálna zóna je rozšírená a teplotné kontrasty v nej sú menšie. Vysvetlenie nájdete v umiestnení studená Antarktída, ktorá najviac vyčnieva smerom k Indickému oceánu. Podľa polohy Antarktídy, zvláštností orografie a západného chladu oceánsky prúd hranica plávajúci ľad v auguste až septembri siaha ďaleko za 60° južnej šírky. zemepisnej šírky a v Tichom oceáne túto zemepisnú šírku neprekračuje. Rozdiel v rozložení ľadu na sever dosahuje v priemere 1000 km. O niečo menší rozdiel v rozložení plávajúceho ľadu v Indickom a Tichom oceáne existuje vo februári až marci. Prirodzene, rozloženie teploty povrchové vody oceánov sa odráža v tepelnom poli troposféry a na horizontálnom teplotnom gradiente
vzduchu. Počas celého roka teplotné gradienty južne od 40 ° j. š. w. cez Ticho menej oceánu než nad Indickým oceánom a Atlantikom.
Vplyvom Antarktídy tak blízko hladiny vody, ako aj v nadmorských výškach južne od 40° j. w. nad Atlantickým a Indickým oceánom je teplota vzduchu pod priemernou zemepisnou šírkou a nad Tichým oceánom je nad ňou (pozri obr. 7).
Recenzované karty geografická poloha planetárne frontálne zóny a teplotné kontrasty, zostavené na základe priemerných mesačných máp OT 500 1000 pre rôzne ročné obdobia v sev. južných pologuli charakterizujú len spodné vrstvy atmosféry, do výšky 5-6 km. Prirodzene, nad touto vrstvou by v dôsledku nerovnakého teplotného režimu v rôznych zemepisných šírkach mali zóny najväčších teplotných kontrastov a silného vetra, a teda aj planetárne frontálne zóny, podliehať zmenám v intenzite aj geografickej polohe.
V stredných zemepisných šírkach je rozloženie kontrastných hodnôt v systéme vysokohorských frontálnych zón v dolnej a hornej troposfére približne rovnaké. V nízkych zemepisných šírkach je situácia iná. Tu sa v dôsledku intenzívneho zahrievania náporových hmôt studeného vzduchu zo stredných zemepisných šírok ničia teplotné rozdiely na zemskom povrchu a vo vrstvách do 4-6 km. Tieto rozdiely zároveň zostávajú v hornej troposfére až do nadmorských výšok 12-16 km. Preto sa frontálne zóny planét v subtrópoch nie vždy jasne odrážajú na mapách teplotných kontrastov. Najmä nad severnou Afrikou, Arábiou a severnou Indiou v zime dosahujú teplotné kontrasty, ako aj rýchlosti vetra veľké hodnoty v nadmorských výškach. Na daných mapách teplotných kontrastov (pozri obr. 31-34) nie sú všade zobrazené rovnako. Prirodzene, že poloha frontálnych zón planét, ako aj hodnoty teplotných kontrastov vo vyšších vrstvách troposféry, určené z máp OT 300 1000 alebo OT 200 1000, budú lepšie odrážať skutočný obraz.