โซนหน้าผากที่สูงของดาวเคราะห์ แนวหน้าบรรยากาศ (การจำแนกประเภท, โซนหน้าผากระดับสูง, โครงสร้างเชิงพื้นที่)
ลักษณะสำคัญของโซนส่วนหน้าในพื้นที่สูง ได้แก่ อุณหภูมิ ความดัน และความเร็วลมที่ค่อนข้างมาก ในระบบโซนส่วนหน้าที่มีระดับความสูงสูง ความเร็วลมสูงสุดมักจะเกิน 100 กม./ชม. กล่าวคือ เป็นไปตามเกณฑ์ที่ยอมรับสำหรับความเร็วลมเจ็ตสตรีม
ตามคำนิยามของกระแสน้ำเจ็ตที่เสนอโดยคณะกรรมการการบินแห่งองค์การอุตุนิยมวิทยาโลก เมื่อปี พ.ศ. 2500 กระแสน้ำเจ็ตเป็นกระแสน้ำแคบที่แข็งแกร่งและมีแกนกึ่งแนวนอน ตั้งอยู่ในโทรโพสเฟียร์ตอนบนหรือสตราโตสเฟียร์ มีลักษณะเป็นแนวตั้งและด้านข้างขนาดใหญ่ กรรไกรลมที่มีความเร็วลมสูงสุดตั้งแต่หนึ่งความเร็วขึ้นไป เจ็ตสตรีมมีความยาวนับพันกิโลเมตร กว้างหลายร้อยกิโลเมตร และหนาหลายกิโลเมตร แรงเฉือนลมแนวตั้งอยู่ที่ 5-10 ม./วินาที 1 กม. และมีการเคลื่อนตัวด้านข้าง 5 เมตร/วินาที ต่อ 100 กม.
ขีดจำกัดล่างของความเร็วลมตามแนวแกนคือ 30 เมตร/วินาที
ขนาดของกระแสน้ำพุ่งนั้นจัดลำดับความสำคัญ: หน่วยในแนวตั้ง กว้างหลายร้อยกิโลเมตร และยาวหลายพันกิโลเมตร ด้วยความหลากหลายของโครงสร้างกระแสเจ็ท เป็นลักษณะลมของโซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงที่กำหนดไว้อย่างดี ในระบบโซนหน้าผา กระแสน้ำเจ็ตสตรีมแผ่ขยายออกไปหลายพันกิโลเมตร ชายแดนโลก
- ความสัมพันธ์ตามขนาดแสดงให้เห็นว่ากระแสน้ำเจ็ตสตรีมแสดงถึงเขตที่มีความเร็วลมสูงค่อนข้างแคบและราบเรียบในบรรยากาศโดยรอบที่ค่อนข้างเงียบสงบ ในปีหลังสงคราม
ความสนใจในกระแสน้ำเจ็ตนี้ไม่เพียงอธิบายได้จากข้อกำหนดด้านการบินเท่านั้น แต่ยังรวมถึงความจริงที่ว่าโซนส่วนหน้าที่มีระดับความสูงสูงซึ่งมีกระแสน้ำเจ็ตครอบครองสถานที่สำคัญในระบบการไหลเวียนของบรรยากาศทั่วไป ด้วยเหตุนี้ทั้งการเคลื่อนตัวในแนวนอนที่รุนแรงที่สุดและการเคลื่อนที่ของอากาศในแนวตั้งจึงเกิดขึ้น โซนส่วนหน้าระดับความสูงสูงและกระแสน้ำเจ็ต ซึ่งเปลี่ยนแปลงอย่างต่อเนื่องเนื่องจากฤทธิ์ของไซโคลและแอนติไซโคลน ทำให้เกิดการแลกเปลี่ยนอากาศแบบโซนและเมอริเดียนในระดับดาวเคราะห์
แม้กระทั่งก่อนที่จะมีการค้นพบกระแสน้ำเชี่ยว ก็พบว่าลมแรงในชั้นโทรโพสเฟียร์มักพบเห็นได้ในเขตบาโรคลินิก ในปี 1046-1947 พบว่าความแตกต่างของอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนในชั้นโทรโพสเฟียร์ระหว่างละติจูดต่ำและละติจูดสูงนั้นกระจุกตัวอยู่ในเขตแคบของลมตะวันตกที่มีความเร็วสูง ต่อมาได้รับการยืนยันหลายครั้งว่าความเร็วของกระแสลมที่ระดับความสูงนั้นขึ้นอยู่กับธรรมชาติของสนามอุณหภูมิของชั้นอากาศที่อยู่ด้านล่างเป็นหลัก ยิ่งการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนในระบบของโซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงยิ่งมากเท่าใด เจ็ตสตรีมก็จะยิ่งแข็งแกร่งขึ้นซึ่งบ่งบอกถึงลักษณะของลมในโซนนี้
จากทฤษฎีลมร้อนตลอดจนข้อมูลจากการสำรวจด้วยบอลลูน เป็นที่ทราบกันว่าตามการกระจายอุณหภูมิที่ระดับความสูงจนถึงระดับโทรโพพอส ความเร็วลมมักจะเพิ่มขึ้นและลดลงในสตราโตสเฟียร์ตอนล่าง กล่าวคือ ความเร็วสูงสุด กระแสอากาศอยู่ที่ระดับ 9-12 กม. ใกล้โทรโพพอส ลมไล่ระดับที่ระดับใด ๆ ถือได้ว่าเป็นผลรวมของสององค์ประกอบ: การไล่ระดับความดันที่ระดับล่างและการเพิ่มขึ้นของลมตามสัดส่วนของการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนของชั้นที่อยู่ด้านล่าง จากการวิเคราะห์กระแสน้ำเจ็ต 290 กรณีในละติจูดกลาง ซึ่งค้นพบในปี 1956 ด้วยความเร็วลมสูงสุดในช่วง 150-300 กม./ชม. K. Ugarova ได้สร้างโต๊ะขึ้นมา 18.
ดังต่อไปนี้จากตาราง 17 ส่วนใหญ่มักจะเพิ่มขึ้น ความเร็วเฉลี่ยลมที่มีความสูงเกิดขึ้นเป็น 2-4 เท่าของขนาด ซึ่งคิดเป็น 71% ของกระแสลมที่ศึกษา ใน 29% ของกรณี ความเร็วลมเพิ่มขึ้นจากระดับ 850 mb เป็นระดับ 300 mb คูณ 4 หรือมากกว่า ดังนั้น ขนาดของความเร็วลมที่เพิ่มขึ้นในชั้นโทรโพสเฟียร์จึงแปรผันอย่างมากตั้งแต่สองเท่า คิดเป็น 18% ถึงสิบเท่าหรือมากกว่านั้น คิดเป็น 10% ของความเร็วลมที่เพิ่มขึ้น จำนวนทั้งหมดกรณี
สำหรับกระแสเจ็ต 290 กรณีเดียวกัน ค่าของการไล่ระดับความดันที่พื้นผิวโลกถูกกำหนด โดยแสดงเป็น dkm/1,000 km สำหรับการเปรียบเทียบ (ตารางที่ 18)
จากโต๊ะ 18 ตามมาด้วยว่าในกรณี 86% การไล่ระดับความดันพื้นผิวใต้กระแสไอพ่นนั้นเป็นค่าบวก และใน 14% ของกรณีนั้นเป็นค่าลบ ในกรณีที่ความเร็วลมเพิ่มขึ้นเพียงสองเท่าตามความสูง การไล่ระดับความดันที่พื้นผิวโลกจะเป็นค่าบวกและมีค่าประมาณ 40% ของการไล่ระดับที่ระดับ 300 MB จากตารางยังตามมาว่าค่าของการไล่ระดับความดันพื้นผิวค่อนข้างน้อย ดังนั้นจึงไม่ควรส่งผลกระทบอย่างมีนัยสำคัญต่อการกระจายลมในบริเวณกระแสลมเจ็ตสตรีม
จากการวิเคราะห์กระแสเจ็ตสตรีม พบว่าขนาดของความเปรียบต่างของอุณหภูมิในหน่วย °/1,000 กม. ในโทรโพสเฟียร์ตอนล่างและตอนบนมีค่าเท่ากันโดยประมาณ G.D. Zubyan และคนอื่น ๆ ได้รับผลลัพธ์ที่คล้ายกันแล้ว ปรากฎว่าด้วยความเร็วลมที่เพิ่มขึ้นสองเท่าพร้อมความสูงใต้ไอพ่น ความแตกต่างของอุณหภูมิไม่ถึงค่าที่มีนัยสำคัญในกรณีเหล่านี้ ในเลเยอร์ 500 ที่สูงกว่า 1,000 mb ความแตกต่างของอุณหภูมิจะอยู่ในช่วง 4-16 0 /1,000 กม. และในเลเยอร์ 300 ที่สูงกว่า 500 mb - 4-15 0 /1,000 กม. ด้วยความเร็วลมที่เพิ่มขึ้นหลายเท่าด้วยความสูง ชั้นล่างสุด ความแตกต่างถึง 10-22 0 /1,000 กม.
ก
ในชั้นบน 8-19 0 /1000 กม. การมีส่วนร่วมของสนามความดันพื้นผิวต่อการเพิ่มความเข้มข้นของกระแสน้ำพุ่งมักจะมีความสำคัญในระบบของไซโคลนระดับลึกที่ทำให้อุณหภูมิไม่สมดุลลดลง ยิ่งไปกว่านั้น ในส่วนของพายุไซโคลนที่ทรงพลังแต่เต็มไปด้วยพายุไซโคลนแล้ว โดยมีการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนเล็กน้อยในโทรโพสเฟียร์ใกล้พื้นผิวโลก มีการสังเกตการไล่ระดับความดันและความเร็วลมขนาดใหญ่ ทิศทางที่สอดคล้องกับสนามความดันและลมใกล้ แกนของกระแสน้ำเจ็ตในตาราง รูปที่ 19 แสดงความสัมพันธ์ระหว่างค่าคอนทราสต์แนวนอน อุณหภูมิเฉลี่ยระหว่างพื้นผิวไอโซบาริก 300 ถึง 1,000 MB ระหว่างส่วนที่เย็นและอบอุ่นของระดับความสูง
โซนหน้าผาก
และความเร็วบนแกนกระแสน้ำ
แม้ว่าพื้นฐานทางความร้อนของการเกิดขึ้นและวิวัฒนาการของกระแสน้ำจะเห็นได้ชัดเจน แต่ก็มีสมมติฐานหลายประการสำหรับการกำเนิดของกระแสน้ำเหล่านี้ J. Nemayes และ F. Clapp ในปี 1949 ได้เสนอแนวคิดที่เรียกว่าทฤษฎีการควบรวมกิจการ ตามทฤษฎีนี้ การก่อตัวของโซนส่วนหน้าในพื้นที่สูงและกระแสน้ำเจ็ตเกิดขึ้นส่วนใหญ่เป็นผลมาจากการบรรจบกันของมวลอากาศที่มีคุณสมบัติทางความร้อนที่แตกต่างกัน ตำแหน่งนี้เป็นหนึ่งในหลักการพื้นฐานของการวิเคราะห์เชิง advective-dynamic ซึ่งกำหนดขึ้นในวัยสี่สิบต้นๆ อย่างไรก็ตาม การศึกษาเพิ่มเติมแสดงให้เห็นว่าปัจจัยที่ไม่ก่อให้เกิดการเปลี่ยนแปลงของอุณหภูมิมีบทบาทในการเปลี่ยนแปลงของสนามเทอร์โมบาริกและวิวัฒนาการของกระแสน้ำเจ็ตในบางพื้นที่ของโซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูง บทบาทที่สำคัญแม้ว่าบทบาทของการเคลื่อนตัวในการก่อตัวและวิวัฒนาการของโซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงและลำน้ำเจ็ตสตรีมจะเป็นบทบาทหลักก็ตาม
ตามทฤษฎีการผสมด้านข้างโดย K. Rossby การไหลเวียนในแนวนอนในละติจูดกลางมีลักษณะของการรบกวนคล้ายคลื่นโดยมียอดและร่อง พายุไซโคลนและแอนติไซโคลน พวกมันขนส่งอากาศอุ่นไปทางเหนือและอากาศเย็นไปทางทิศใต้ การหยุดชะงักของการขนส่งแบบโซนซึ่งเกิดขึ้นจากการสูญเสียความเสถียรของคลื่น นำไปสู่การผสมแนวนอนที่เพิ่มขึ้น และใน เขตกึ่งเขตร้อนโซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงซึ่งมีความแตกต่างของอุณหภูมิอย่างมากและมีกระแสไอพ่นเกิดขึ้น
ตามทฤษฎีของรอสบี สามารถอธิบายการก่อตัวของกระแสเจ็ตกึ่งเขตร้อนได้เท่านั้น จากนั้นจึงอธิบายด้วยการจอง เจ็ตสตรีมกึ่งเขตร้อนควรมีความเข้มเท่ากันทั่วโลก ในขณะเดียวกัน ตามข้อมูลเชิงสังเกต กระแสน้ำเจ็ตโดยเฉพาะในฤดูหนาว มีความแตกต่างกันไปไม่เพียงแต่ในทวีปและมหาสมุทรเท่านั้น แต่ยังในส่วนต่างๆ ของมหาสมุทรด้วย ทฤษฎีของรอสบีไม่ได้อธิบายกระแสเจ็ตสตรีมของละติจูดนอกเขตร้อนและความเกี่ยวข้องกับพายุไซโคลนและแอนติไซโคลนเลย
ทฤษฎีความผันผวนตามฤดูกาลในการไหลเวียนทั่วไปของชั้นบรรยากาศ เสนอโดยผู้เขียนในปี พ.ศ. 2490 อธิบายการก่อตัวของเขตข้อมูลอุณหภูมิ ความดัน ลม และโซนหน้าผากระดับความสูงสูงของดาวเคราะห์ในฤดูกาลต่างๆ โดยปัจจัยที่ไม่แปรผันของการเปลี่ยนแปลงอุณหภูมิและ เหนือสิ่งอื่นใดคือความร้อนที่ไหลเข้ามาจากพื้นผิวด้านล่าง
แนวคิดที่เสนอโดย R.F. Usmanov เกี่ยวกับการก่อตัวของการไหลของไอพ่นโดยการกระจายความร้อนที่ไหลเข้ามาทั้งหมดนั้นมีอะไรเหมือนกันมาก สังเกตว่าในเดือนธันวาคมและมกราคมจะมีเส้นมัธยฐาน ความเร็วสูงสุดลมอยู่ใกล้กับเส้นสมดุลของการแผ่รังสีเป็นศูนย์ Usmanov เชื่อว่าเมื่อศึกษากระบวนการในชั้นบรรยากาศจำเป็นต้องคำนึงถึงการไหลเข้าของความร้อนทั้งหมดนั่นคือ ส่วนประกอบทั้งหมด สมดุลความร้อน- ดังนั้นผู้เขียนจึงลดการกำหนดทางทฤษฎีของตำแหน่งตามฤดูกาลของกระแสน้ำเจ็ตลงเป็นการคำนวณส่วนประกอบของสมดุลความร้อนของบรรยากาศ การแก้ปัญหาอุทกพลศาสตร์ที่ประสบความสำเร็จจะทำให้สามารถบรรลุข้อตกลงเชิงปริมาณในทางทฤษฎีระหว่างสาขาที่คำนวณได้กับสาขาจริงขององค์ประกอบอุตุนิยมวิทยา
การวิจัยในช่วงไม่กี่ปีที่ผ่านมาทำให้สามารถได้รับอุณหภูมิเฉลี่ยรายเดือนตามเส้นเมอริเดียนที่ใกล้เคียงกับความเป็นจริง รวมถึงการกระจายอุณหภูมิที่ไม่สมมาตรสัมพันธ์กับ เส้นศูนย์สูตรทางภูมิศาสตร์- จากการคำนวณที่ได้ดำเนินการ จะได้การกระจายความเร็วลมตามโซนโดยเฉลี่ยต่อปีและความเร็วสูงสุดที่เกิน 30 ม./วินาที ที่ระดับความสูง 10-12 กม. ประมาณ 40° N sh. คือกระแสไอพ่นกึ่งเขตร้อน ตามการคำนวณลมตะวันตก ด้วยความเร็วมากกว่า 15 เมตรต่อวินาที จับส่วนใหญ่ โทรโพสเฟียร์ละติจูดกลาง ในโซนเดือนมกราคมลมแรงตั้งอยู่บริเวณ 40° N ว. โดยมีค่าความเร็วสูงสุดที่ระดับความสูง 10-12 กม. ระยะ 40 ม./ซีอี
j. ในเดือนกรกฎาคม พื้นที่นี้ตั้งอยู่ใกล้กับอุณหภูมิ 50° N sh. และความเร็วลดลงเหลือ 20 เมตร/วินาที ทางใต้ของ 25° N ว. ปรากฏโซนลมตะวันออก โดยมีความเร็วประมาณ 12 กม. อยู่ที่ประมาณ 15 เมตรต่อวินาที
ผลลัพธ์ที่ได้ใกล้เคียงกับความเป็นจริง อย่างไรก็ตาม การคำนวณการก่อตัวและวิวัฒนาการของกระแสน้ำเจ็ตแต่ละตัวยังคงประสบปัญหาอย่างมากความคิดที่น่าสนใจ ได้รับการเสนอชื่อเข้าชิงในปี พ.ศ. 2499-2500 E. P. Borisenkov จากการศึกษาพลังงานของกระบวนการบรรยากาศ เขาดำเนินการต่อจากตำแหน่งที่เปลี่ยนแปลงความดันบรรยากาศ ซึ่งกำหนดวิวัฒนาการของสนามความดัน มีสาเหตุจากเหตุผลแบบไดนามิกและสัมพันธ์กับการเบี่ยงเบนของลมจากธรณีสัณฐาน ข้อสรุปหลักมีดังต่อไปนี้: ก) การเปลี่ยนแปลงของความดันจะไม่สม่ำเสมอหากการกระจายตัวของการเบี่ยงเบนตามอายุของความเร็วลมไม่สม่ำเสมอ; b) ที่ระดับพลังงานเฉลี่ย องค์ประกอบอายุของความเร็วลมจะถูกกำหนดโดยไม่ซ้ำกันผ่านการพาความร้อนของอุณหภูมิ และระดับพลังงานเฉลี่ยสอดคล้องกับระดับไอโซพิกนัล และตั้งอยู่ที่ระดับความสูงประมาณ 7 กม. c) การก่อตัวของจุดโฟกัสในบรรยากาศและวิวัฒนาการถูกกำหนดโดยธรรมชาติของการกระจายตัวของอุณหภูมิรวมที่ไม่สม่ำเสมอ ฯลฯ จากการวิจัย E.P. Borisenkov เสนอวิธีการทำนายกระแสน้ำ
แม้จะมีความแตกต่างในแนวทางในการอธิบายกระแสเจ็ตสตรีมในหมู่ผู้เขียนจำนวนหนึ่ง แต่ก็ยังไม่มีข้อสงสัยเลยว่ากระแสเจ็ตสตรีมที่เกี่ยวข้องเชิงสาเหตุกับโซนส่วนหน้าที่มีระดับความสูงสูงเกิดขึ้น ทำให้รุนแรงขึ้นหรืออ่อนลงอันเป็นผลโดยตรงจากกระบวนการเกิดขึ้นและการทำลายโซนเหล่านี้ . ในกระบวนการเกิดขึ้น เนื่องจากการบรรจบกันของมวลอากาศเย็นและอุ่น อุณหภูมิ ความดัน และความเร็วลมในแนวนอนจะเพิ่มขึ้น อยู่ในกระบวนการทำลายล้างเนื่องจากการกำจัดความเย็นและ อากาศอุ่นการไล่ระดับอุณหภูมิและความดันลดลง ลมอ่อนลง
โซนที่มีการไล่ระดับอุณหภูมิ (และความดัน) ในแนวนอนค่อนข้างสูง ตามแผนที่ภูมิประเทศแบบบาริก เรียกว่า โซนหน้าผากระดับความสูงสูง (UFZ)
การผ่านของ WFZ ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในท้องถิ่นที่สำคัญ ปริมาณอุตุนิยมวิทยาไม่เพียงแต่ในโทรโพสเฟียร์ตอนล่างและตอนกลางเท่านั้น แต่ยังอยู่ในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่างด้วย
ช่องรายการทีวีวันศุกร์ที่ http://www.awtv.ru/pyatniza/
tropopause ใน VFZ มีความโน้มเอียงอย่างรุนแรงหรือแตกหัก สตราโตสเฟียร์ในอากาศเย็นเริ่มต้นที่ระดับความสูงต่ำกว่าในอากาศอุ่น ดังนั้น เมื่ออยู่ที่ด้านเย็นของ VFZ อุณหภูมิจะลดลงเมื่อความสูงหยุดลง แต่ในด้านตรงข้ามอุณหภูมิจะยังคงลดลงต่อไป เป็นผลให้เหนือระดับโทรโพพอสในอากาศเย็น การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนจะลดลงอย่างรวดเร็ว จากนั้นทิศทางจะกลับกัน และค่าจะค่อยๆ เพิ่มขึ้นและถึงค่าสูงสุดในกรณีส่วนใหญ่ที่ระดับของโทรโพพอสของอากาศอุ่น เหนือระดับนี้ การไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนมักจะลดลงอีกครั้ง ส่งผลให้มีความสูงโทรโพพอสต่างกันมากด้วยด้านที่แตกต่างกัน ในโซนหน้าผากโทรโพสเฟียร์ โซนหน้าผากจะปรากฏที่ส่วนล่างของสตราโตสเฟียร์ด้วย มันเอียงไปในทิศทางตรงกันข้ามเมื่อเปรียบเทียบกับความเอียงของโซนหน้าผากในโทรโพสเฟียร์และถูกแยกออกจากมันด้วยชั้นที่มีการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนขนาดเล็ก โซนที่มีการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนขนาดใหญ่ซึ่งไม่เกี่ยวข้องกับโซนหน้าผากโทรโพสเฟียร์อย่างชัดเจนอาจปรากฏในสตราโตสเฟียร์บทบาทหลัก
ใน VFZ ทิศทางของไอโซเทอร์มจะเปลี่ยนไปเล็กน้อยตามความสูง ลมมีแนวโน้มที่จะมีทิศทางขนานกับอุณหภูมิไอโซเทอร์มเฉลี่ยของชั้นอากาศที่อยู่เบื้องล่างและทวีความรุนแรงขึ้นจนกลายเป็นกระแสน้ำพุ่งในส่วนบนของชั้นโทรโพสเฟียร์ ดังนั้น โซนส่วนหน้าจึงมีลักษณะทั้งการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนขนาดใหญ่และความเร็วลมที่สำคัญ ไม่มีการเชื่อมต่อที่ชัดเจนระหว่างโซนหน้าผากที่ระดับความสูงและแนวหน้าบรรยากาศ บ่อยครั้งที่ส่วนหน้าสองด้านขนานกันโดยประมาณ ซึ่งมีการกำหนดไว้อย่างชัดเจนด้านล่าง ผสานเข้ากับชั้นบนของ c โซนหน้าผากกว้างหนึ่งอัน ในเวลาเดียวกัน หากมีบริเวณส่วนหน้าที่ระดับความสูง ก็ไม่จำเป็นต้องมีพื้นที่ด้านหน้าที่พื้นผิวโลกเสมอไป ตามกฎแล้วจะสังเกตด้านหน้าในชั้นล่างซึ่งสังเกตการบรรจบกันของแรงเสียดทานที่พื้นผิว เมื่อลมพัดผ่าน มักจะไม่ปรากฏร่องรอยของการมีอยู่ของแนวหน้า
ดังนั้นโซนด้านหน้าซึ่งต่อเนื่องกันในระยะทางไกลที่ระดับความสูงในชั้นล่างของโทรโพสเฟียร์มักจะถูกแบ่งออกเป็นส่วนต่าง ๆ - มันมีอยู่ในพายุไซโคลนและไม่มีในแอนติไซโคลน ในชั้นกลางและชั้นโทรโพสเฟียร์ โซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงมักจะล้อมรอบซีกโลกทั้งหมด โซนหน้าผากดังกล่าวเรียกว่าดาวเคราะห์
การเปลี่ยนแปลงของความเปรียบต่างของอุณหภูมิในโซนด้านหน้าถูกกำหนดโดยธรรมชาติของการถ่ายเทอากาศในแนวนอนเป็นหลัก อุณหภูมิที่แตกต่างกัน- การเคลื่อนไหวในแนวตั้งและการเปลี่ยนแปลงของอากาศก็มีบทบาทสำคัญเช่นกัน ในพื้นที่ภูเขาอันกว้างใหญ่ซึ่งมีเทือกเขาสูง การเปลี่ยนแปลงของความแตกต่างของอุณหภูมิได้รับอิทธิพลอย่างมากจากภูมิประเทศ
พลังงานสำรองจำนวนมากกระจุกตัวอยู่ในโซนด้านหน้าดังนั้นตามกฎแล้วความดันจะเปลี่ยนแปลงอย่างมากในสิ่งเหล่านี้และกระบวนการของไซโคลและแอนติไซโคลเจเนซิสเกิดขึ้น การเคลื่อนไหวในแนวตั้งอย่างเข้มข้นเกิดขึ้นที่นี่ เจ็ตสตรีมเชื่อมโยงกับโซนหน้าผากของดาวเคราะห์อย่างแยกไม่ออก
ศักยภาพของมนุษย์ของสาธารณรัฐอุดมูร์เทีย
ประชากรภายในปี 2553 อยู่ที่ 1,526,304 คน Udmurtia อยู่ในอันดับที่ 29 ในแง่ของจำนวนประชากร ความหนาแน่นของประชากร - 36.3 คน/กม. ² ความถ่วงจำเพาะประชากรในเมือง - 67.8% องค์ประกอบแห่งชาติตัวแทนจากมากกว่าหนึ่งร้อยสัญชาติอาศัยอยู่ในสาธารณรัฐ สำหรับการข้ามแดน...
สถานการณ์ทางประชากรในรัสเซีย
ตามจำนวนประชากร (142.2 ล้านคน ณ วันที่ 1 มกราคม พ.ศ. 2550) สหพันธรัฐรัสเซียอันดับที่ 7 ของโลก รองจากจีน อินเดีย สหรัฐอเมริกา อินโดนีเซีย บราซิล และปากีสถาน ตารางที่ 1.1. ประชากร ปี จำนวนประชากรทั้งหมด ล้านคน รวมทั้ง ข จำนวนทั้งหมดประชากร, เปอร์เซ็นต์...
โคลีเซียม
อัฒจันทร์แห่งนี้สร้างขึ้นภายใต้จักรพรรดิ์ทั้งสามพระองค์ จักรพรรดิเวสปาเซียนเริ่มก่อสร้างในปีคริสตศักราช 72 โดยกองกำลังของชาวยิวที่เป็นเชลยซึ่งนำมาจากกรุงเยรูซาเล็มและพิชิตโดยทิตัสบุตรชายของเขา ในการสร้างอัฒจันทร์ Vespasian ได้เลือกอาณาเขตของทะเลสาบเทียม ซึ่งครั้งหนึ่งเคยขุดไว้ในสวนของ Golden House ซึ่งเป็นทะเลสาบขนาดใหญ่...
แนวหลัก ได้แก่ แนวชั้นบรรยากาศที่มีขอบเขตแนวนอนขนาดใหญ่ (หลายพันกิโลเมตร) และแนวดิ่ง (หลายกิโลเมตร) แนวรบหลักแยกมวลอากาศที่มีคุณสมบัติแตกต่างกันอย่างมีนัยสำคัญ และสามารถติดตามได้บนพื้นผิวและแผนที่สภาพอากาศในระดับความสูงสูง ความแตกต่างของอุณหภูมิในโซนแนวหน้าหลักในแผนที่สภาพอากาศบนพื้นผิวเกิน 3...5°C ต่อ 100 กม. ในแผนที่ AT-850 5...8°C ต่อ 500 กม. แนวรบที่กำหนดโดย พื้นฐานทางภูมิศาสตร์(อาร์กติก เขตอบอุ่น ขั้วโลก IBD) อยู่ในกลุ่มหลัก
ในแผนที่ภูมิประเทศที่มีแรงกดดัน ด้านหน้าหลักจะสะท้อนให้เห็นเป็นโซนของการควบแน่นของไอโซฮิปส์และไอโซเทอร์ม - โซนหน้าผากระดับความสูงสูง (AFZ) ความเข้มของ VFZ ขึ้นอยู่กับความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างมวลอากาศที่พบ พื้นที่เหล่านี้มีความเข้มข้น ทุนสำรองขนาดใหญ่พลังงาน. เมื่อการเคลื่อนไหวไม่มั่นคงจะใหญ่ที่สุด กระแสน้ำวนในชั้นบรรยากาศ- ไซโคลนและแอนติไซโคลน ดังนั้น WFZ จึงมีบทบาทอย่างมากในการพัฒนากระบวนการสร้างสภาพอากาศ
ไอโซฮิปซัมส่วนกลางของโซนการควบแน่นของไอโซฮิปซัมเรียกว่าแนวแกน ส่วนของ VFZ ทางด้านซ้ายของแกน (ในทิศทางของการถ่ายโอน) เรียกว่าขอบไซโคลนของ VFZ และทางด้านขวาของแกน - ขอบแอนติไซโคลนของ VFZ ส่วนของ VFZ ที่มีการบรรจบกันของไอโซฮิปส์ในทิศทางการไหลเรียกว่าทางเข้าของ VFZ ส่วนที่มีการสังเกตความแตกต่างของไอโซฮิปส์ในทิศทางการไหลเรียกว่า VFZ delta
VFZ ส่วนบุคคลเมื่อรวมเข้าด้วยกันจะก่อให้เกิดโซนหน้าผากระดับความสูงสูงของดาวเคราะห์ (PHFZ) PVFZ ตั้งอยู่ในโซนเป็นส่วนใหญ่เหนือพื้นที่ขนาดใหญ่ แต่สามารถมีคลื่นแอมพลิจูดขนาดใหญ่ได้ ทิศทางเที่ยง- PVFZ หลักๆ มีอยู่สองตัว หนึ่งแยกมวลอากาศอาร์กติกและมวลอากาศ ละติจูดพอสมควร- ล้อมรอบซีกโลกเหนือตามแนวขอบแอ่งอาร์กติก ส่วนที่สองแบ่งมวลอากาศของละติจูดเขตอบอุ่นและเขตร้อน และไหลไปตามขอบด้านเหนือของแอนติไซโคลนกึ่งเขตร้อน
ไม่มีการเชื่อมต่อที่ชัดเจนระหว่างโซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงและแนวหน้าบรรยากาศ บ่อยครั้งที่ส่วนหน้าขนานกันโดยประมาณสองหน้า ซึ่งกำหนดไว้อย่างชัดเจนด้านล่าง จะผสานชั้นบนของบรรยากาศเข้าด้วยกันเป็นโซนหน้าผากกว้างเดียว ในเวลาเดียวกัน เมื่อมีโซนหน้าผากที่ระดับความสูงใกล้โลก ส่วนหน้านั้นไม่ได้มีอยู่จริงเสมอไป ด้านหน้าในชั้นล่างของชั้นบรรยากาศจะสังเกตได้เมื่อสังเกตการบรรจบกันของการไหลของพื้นผิว (ในแอ่งน้ำและพายุไซโคลน) ระหว่างการเคลื่อนตัวของลม (ในสันเขาและแอนติไซโคลน) สัญญาณของการมีอยู่ของแนวหน้าจะแสดงออกมาเพียงเล็กน้อยหรือหายไปเลย VFZ ต่อเนื่องในระยะทางไกลในชั้นล่างของโทรโพสเฟียร์มักถูกแบ่งออกเป็นส่วนต่าง ๆ - มันมีอยู่ในพายุไซโคลนและไม่มีในแอนติไซโคลน
แนวรบชั้นบรรยากาศรองคือแนวรบที่มีอยู่เฉพาะในเท่านั้น โทรโพสเฟียร์ตอนล่าง- ใกล้พื้นผิวโลกและไม่สูงกว่า AT-850 และตรวจไม่พบในสนามอุณหภูมิที่ระดับความสูงสูง ตามกฎแล้วสิ่งเหล่านี้คือส่วนหน้าภายในที่ไม่เป็นเนื้อเดียวกัน มวลอากาศโดยแบ่งเป็นมวลอากาศสองมวลที่มีจุดกำเนิดเดียวกัน ที่สุด กรณีทั่วไปด้านหน้ารอง - ด้านหน้าภายในมวลอากาศเย็นที่ไม่เป็นเนื้อเดียวกันในแนวนอน (อากาศอาร์กติกหรืออากาศเย็น) ด้านหลังซึ่ง "สดชื่น" มากขึ้น ส่วนที่เย็นมวลอากาศเดียวกัน แนวรบรองมักพบที่ด้านหลังของพายุไซโคลนด้านหลังแนวรบหลัก (ตั้งแต่ 1 ถึง 3 แนวรบรอง) แนวรบรองกินเวลาไม่เกิน 1-2 วัน และโดยปกติจะไม่เกินพายุไซโคลนที่เกี่ยวข้อง
แผ่นหน้าด้านบนเป็นแผ่นหน้าที่ไม่มีอยู่ที่พื้นผิวโลก แต่จะเด่นชัดที่ระดับความสูง พวกมันสามารถก่อตัวได้เนื่องจากการกัดเซาะของด้านหน้าที่พื้นผิวโลก แต่การคงอยู่ของมันที่ระดับความสูง แนวรบยังสามารถก่อตัวได้อย่างอิสระที่ระดับความสูงโดยไม่ต้องถึงพื้นโลก เมื่อแนวร้อนเคลื่อนผ่านชั้นพื้นผิวที่มีอากาศเย็นจัดในฤดูหนาว แนวดังกล่าวจะถูกบดบังและแทบจะมองไม่เห็นในสนามอุณหภูมิที่พื้นผิวโลก UFZ ซึ่งไม่เกี่ยวข้องกับแนวชั้นบรรยากาศใกล้โลกก็ถือได้ว่าเป็นแนวรบด้านบนเช่นกัน บ่อยครั้งก่อนที่จะมีความกระตือรือร้น อบอุ่นหน้า(โดยเฉพาะในช่วงครึ่งปีหนาวเย็น) มีเมฆหนาทึบ 1-2 แถบและมีปริมาณฝนที่รุนแรงขนานกับแนวหน้าหลัก (ที่ระยะห่างจากกัน 150-200 กม.) เรียกว่า "ส่วนบน" - โดยพื้นฐานแล้วสิ่งเหล่านี้ เป็นแนวรบด้านบนด้วย
โซนหน้าผากที่สูง
โซนที่มีการไล่ระดับอุณหภูมิ (และความดัน) ในแนวนอนค่อนข้างสูง ตามแผนที่ภูมิประเทศแบบบาริก เรียกว่า โซนหน้าผากระดับความสูงสูง (UFZ)
การผ่านของ WFZ ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในท้องถิ่นอย่างมีนัยสำคัญในปริมาณทางอุตุนิยมวิทยา ไม่เพียงแต่ในโทรโพสเฟียร์ตอนล่างและตอนกลางเท่านั้น แต่ยังรวมถึงในโทรโพสเฟียร์ตอนบนและสตราโตสเฟียร์ตอนล่างด้วย
ช่องรายการทีวีวันศุกร์ที่ http://www.awtv.ru/pyatniza/
ด้วยเหตุนี้ ด้วยความสูงโทรโพพอสที่แตกต่างกันอย่างมากในด้านต่างๆ ของโซนหน้าผากโทรโพสเฟียร์ โซนหน้าผากจึงปรากฏในส่วนล่างของสตราโตสเฟียร์ด้วย มันเอียงไปในทิศทางตรงกันข้ามเมื่อเปรียบเทียบกับความเอียงของโซนหน้าผากในโทรโพสเฟียร์และถูกแยกออกจากมันด้วยชั้นที่มีการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนขนาดเล็ก โซนของการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนขนาดใหญ่ที่ไม่เกี่ยวข้องกับโซนหน้าผากโทรโพสเฟียร์อย่างชัดเจนอาจเกิดขึ้นในสตราโตสเฟียร์ ปัจจัยการแผ่รังสีมีบทบาทสำคัญในการก่อตัว
ใน VFZ ทิศทางของไอโซเทอร์มจะเปลี่ยนไปเล็กน้อยตามความสูง ลมมีแนวโน้มที่จะมีทิศทางขนานกับอุณหภูมิไอโซเทอร์มเฉลี่ยของชั้นอากาศที่อยู่เบื้องล่างและทวีความรุนแรงขึ้นจนกลายเป็นกระแสน้ำพุ่งในส่วนบนของชั้นโทรโพสเฟียร์ ดังนั้น โซนส่วนหน้าจึงมีลักษณะทั้งการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนขนาดใหญ่และความเร็วลมที่สำคัญ ไม่มีการเชื่อมต่อที่ชัดเจนระหว่างโซนหน้าผากที่ระดับความสูงและแนวหน้าบรรยากาศ บ่อยครั้งที่ส่วนหน้าสองด้านขนานกันโดยประมาณ ซึ่งมีการกำหนดไว้อย่างชัดเจนด้านล่าง ผสานเข้ากับชั้นบนของ c โซนหน้าผากกว้างหนึ่งอัน ในเวลาเดียวกัน หากมีบริเวณส่วนหน้าที่ระดับความสูง ก็ไม่จำเป็นต้องมีพื้นที่ด้านหน้าที่พื้นผิวโลกเสมอไป ตามกฎแล้วจะสังเกตด้านหน้าในชั้นล่างซึ่งสังเกตการบรรจบกันของแรงเสียดทานที่พื้นผิว เมื่อลมพัดผ่าน มักจะไม่ปรากฏร่องรอยของการมีอยู่ของแนวหน้า
ดังนั้นโซนด้านหน้าซึ่งต่อเนื่องกันในระยะทางไกลที่ระดับความสูงในชั้นล่างของโทรโพสเฟียร์มักจะถูกแบ่งออกเป็นส่วนต่าง ๆ - มันมีอยู่ในพายุไซโคลนและไม่มีในแอนติไซโคลน ในชั้นกลางและชั้นโทรโพสเฟียร์ โซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงมักจะล้อมรอบซีกโลกทั้งหมด โซนหน้าผากดังกล่าวเรียกว่าดาวเคราะห์
การเปลี่ยนแปลงของความเปรียบต่างของอุณหภูมิในโซนด้านหน้าถูกกำหนดโดยธรรมชาติของการเคลื่อนย้ายอากาศในแนวนอนที่มีอุณหภูมิต่างกันเป็นหลัก การเคลื่อนไหวในแนวตั้งและการเปลี่ยนแปลงของอากาศก็มีบทบาทสำคัญเช่นกัน ในพื้นที่ภูเขาอันกว้างใหญ่ซึ่งมีเทือกเขาสูง การเปลี่ยนแปลงของความแตกต่างของอุณหภูมิได้รับอิทธิพลอย่างมากจากภูมิประเทศ
พลังงานสำรองจำนวนมากกระจุกตัวอยู่ในโซนด้านหน้าดังนั้นตามกฎแล้วความดันจะเปลี่ยนแปลงอย่างมากในสิ่งเหล่านี้และกระบวนการของไซโคลและแอนติไซโคลเจเนซิสเกิดขึ้น การเคลื่อนไหวในแนวตั้งอย่างเข้มข้นเกิดขึ้นที่นี่ เจ็ตสตรีมเชื่อมโยงกับโซนหน้าผากของดาวเคราะห์อย่างแยกไม่ออก
โครงสร้างเชิงพื้นที่ของส่วนหน้าบรรยากาศ
ด้านหน้าของชั้นบรรยากาศไม่ใช่พื้นผิวทรงเรขาคณิตที่ไม่มีความหนา แต่เป็นตัวแทนของชั้นการเปลี่ยนแปลงที่ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในปริมาณอุตุนิยมวิทยาหลัก (อุณหภูมิ ลม ความชื้น ความดัน) ซึ่งมีความสำคัญต่อการเปลี่ยนแปลงของบรรยากาศ
ข้าว. 1
ในทุกระดับ แนวหน้าไม่ใช่เส้น แต่เป็นโซนเปลี่ยนผ่าน และแนวหน้าแบบมีเงื่อนไขจะอยู่ตรงกลางโซนนี้
เขตเปลี่ยนผ่านที่พื้นผิวโลกมีความกว้างหลายสิบกิโลเมตร และความหนาของชั้นเปลี่ยนผ่านในระนาบแนวตั้งคือหลายร้อยเมตร ความยาวแนวนอนของแนวหน้าคือหลายร้อยหลายพันกิโลเมตร เมื่อวิเคราะห์แล้ว แผนที่สรุปด้านหน้าวาดเป็นเส้นเดี่ยว เฉพาะในส่วนแนวตั้งขนาดใหญ่ของบรรยากาศเท่านั้น บางครั้งจึงเป็นไปได้ที่จะแยกชั้นบรรยากาศชั้นล่างและชั้นบรรยากาศออกจากกัน ขีด จำกัด บนเลเยอร์การเปลี่ยนแปลง มุมเอียงของพื้นผิวด้านหน้าถึงเส้นขอบฟ้าคือประมาณ 1° เป็นที่ยอมรับกันว่าค่าแทนเจนต์ของมุมเอียงด้านหน้ามีค่าประมาณ 0.01--0.03 และสำหรับคาทาฟรอนมีค่าประมาณ 0.001
สูตรทางทฤษฎีที่เป็นที่รู้จักสำหรับความชันของพื้นผิวด้านหน้าไม่สามารถใช้ได้กับชั้นขอบเขตของบรรยากาศเนื่องจากเมื่อได้รับแล้วลักษณะเฉพาะของการกระจายลมในชั้นนี้จะไม่นำมาพิจารณา: ที่นี่ สิ่งอื่น ๆ ที่เท่าเทียมกัน โปรไฟล์ ในหน้าหนาวจะชันกว่าหน้าที่อบอุ่น
ที่ ลมแรงเนื่องจากการผสมแบบปั่นป่วน พื้นผิวด้านหน้าใกล้กับแนวหน้าของพื้นผิวจึงไม่แสดงออกมาอย่างชัดเจน และการระบุความชันเป็นเรื่องยาก
ผลที่ตามมาที่สำคัญยิ่งกว่าของการเบี่ยงเบนของลมบนพื้นผิวจากธรณีสัณฐานธรณีสัณฐานคือการบรรจบกันของลมตามแนวแนวหน้า เนื่องจากการบรรจบกัน การเคลื่อนที่ของส่วนหน้าจะช้าลงและการเคลื่อนตัวของอากาศอุ่นขึ้นด้านบนตามแนวพื้นผิวด้านหน้าจะเพิ่มขึ้น ด้วยเหตุผลเดียวกัน ในความเป็นจริงไม่มีแนวรบที่หยุดนิ่งอย่างแน่นอน หากแนวหน้าขนานกับไอโซบาร์ อย่างน้อยก็ยังมีการเคลื่อนที่เล็กน้อยของแนวหน้าอยู่ เพื่อความพร้อมใช้งาน การเคลื่อนไหวที่สูงขึ้นโดยเฉพาะอย่างยิ่งตามพื้นผิวของแนวรบที่เคลื่อนตัวช้าๆ บ่งบอกถึงความขุ่นมัวและเขตปริมาณฝนที่สังเกตได้ที่นี่
แผนที่ภูมิประเทศสัมพัทธ์โดยเฉลี่ยแสดงให้เห็นว่าพื้นที่ที่มีการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนมากที่สุดนั้นอยู่ติดกับละติจูดกลางของซีกโลกเหนือและซีกโลกใต้ ในซีกโลกเหนือ เนื่องจากการกระจายตัวของทวีปและมหาสมุทร และการเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศที่เคลื่อนจากตะวันตกไปตะวันออก โซนที่มีการไล่ระดับสีมากที่สุดจึงดูเหมือนจะถูกแบ่งออกเป็นสองส่วน ทำให้เกิดโซนส่วนหน้าขนาดใหญ่สองโซนของโทรโพสเฟียร์ การแบ่งส่วนนี้ได้รับการเปิดเผยอย่างชัดเจนที่สุดทั้งบนแผนที่ภูมิประเทศสัมพัทธ์โดยเฉลี่ยรายเดือนและบนแผนที่ไอโซเทอร์มพื้นผิวในช่วงครึ่งฤดูหนาวของปี เนื่องจากการเปลี่ยนแปลงของมวลอากาศที่เคลื่อนไปทางตอนเหนือของทวีป ภูมิภาคอาร์กติกของความหนาวเย็นในชั้นโทรโพสเฟียร์จึงแพร่กระจายในฤดูหนาวไปสู่ด้านในของทวีปเอเชียและอเมริกา และทำให้เกิดการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนที่นี่เพิ่มขึ้น หนึ่งในโซนเหล่านี้ครอบคลุมพื้นที่ทางตะวันออกของเอเชียและส่วนที่อยู่ติดกันของมหาสมุทรแปซิฟิก โซนที่สอง - ครึ่งตะวันออกทวีปอเมริกาเหนือ
และส่วนที่อยู่ติดกันของมหาสมุทรแอตแลนติก ทางทิศตะวันตกของพื้นที่ที่มีความเปรียบต่างของอุณหภูมิมากที่สุด อุณหภูมิเฉลี่ยของไอโซเทอร์มของชั้นครึ่งล่างของโทรโพสเฟียร์จะมาบรรจบกัน และไอโซเทอร์มของอุณหภูมิเฉลี่ยจะแยกออกไปทางทิศตะวันออก ตามโครงสร้างของสนามความร้อนและความดันในโทรโพสเฟียร์ของซีกโลกเหนือจะมีการร่างโซนหน้าผากหลักสองโซนขอบเขตที่กำหนดโดยตำแหน่งของสันเขา- การกระจายตัวของลักษณะความแตกต่างของอุณหภูมิของโซนส่วนหน้าโทรโพสเฟียร์ในกรณีที่อยู่ระหว่างการพิจารณานั้น ไม่เพียงเกิดจากการบรรจบกันของไอโซเทอร์มในทวีปและความแตกต่างในมหาสมุทรเท่านั้น นอกจากนี้ยังขึ้นอยู่กับสภาวะการแผ่รังสีทั่วไปที่กำหนดความแตกต่างของอุณหภูมิที่มีอยู่ระหว่างทวีปและมหาสมุทรที่ละติจูดเดียวกัน
ความแตกต่างในละติจูดกลางนี้มากกว่าในละติจูดต่ำมาก
แม้ว่าโครงสร้างของสนามแบริกระดับความสูงเฉลี่ยในคุณสมบัติหลักจะทำซ้ำโครงสร้างของสนามอุณหภูมิเฉลี่ยของชั้นโทรโพสเฟียร์ที่สอดคล้องกัน แต่ก็ไม่ได้เกิดขึ้นพร้อมกันทั้งหมดเนื่องจากความดันที่ระดับน้ำทะเลไม่คงที่ ค่า. ด้วยเหตุนี้มวลอากาศเย็นและอุ่นจึงถูกขนส่งในชั้นโทรโพสเฟียร์ กล่าวคือ การพาความร้อน ถ้า ซ้อนทับแผนที่เฉลี่ยรายเดือนของภูมิประเทศพื้นผิวสัมบูรณ์ขนาด 500 mb (AT 500)การ์ดกลาง ภูมิประเทศสัมพัทธ์ 500 เหนือ 1,000 mb ในเดือนมกราคม จากนั้นจึงเป็นไปได้ที่จะระบุพื้นที่ที่มีการเคลื่อนตัวของความเย็นและความร้อนอย่างรุนแรงในชั้นโทรโพสเฟียร์ ควรสังเกตเป็นพิเศษว่ามากกว่านั้นส่วนตะวันตก ในมหาสมุทร การพาความเย็นจะอ่อนตัวลงจากเหนือจรดใต้ เนื่องจากความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างพื้นดินและทะเลลดลง นี่คือเหตุผลหลักการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาล
สภาวะของการเกิดส่วนหน้าในสนามเทอร์โมบาริกของโทรโพสเฟียร์ในพื้นที่เหล่านี้ แผนภูมิรายเดือนโดยเฉลี่ยมักจะสะท้อนถึงปรากฏการณ์ที่เกิดขึ้นไม่มากก็น้อยเท่านั้นเหตุผลถาวร
และดังนั้นจึงมีความโดดเด่น โดยเฉพาะอย่างยิ่ง โซนส่วนหน้าของดาวเคราะห์ระดับความสูงตามฤดูกาลสะท้อนถึงตำแหน่งที่โดดเด่นของแนวรบชั้นโทรโพสเฟียร์แต่ละส่วนและกระบวนการหลักที่พัฒนาในพื้นที่ทางภูมิศาสตร์ที่แตกต่างกันในแต่ละฤดูกาล แนวภูมิอากาศหลักที่ค้นพบในละติจูดนอกเขตร้อนตามข้อมูลของ S.P. Khromov ส่วนใหญ่จะรับมือกับโซนส่วนหน้าที่มีระดับความสูงสูงของฤดูกาลที่สอดคล้องกันซึ่งบ่งบอกถึงความเป็นจริงของพวกเขา
ควรสังเกตว่าในบางพื้นที่มีการสังเกตอุณหภูมิและความกดดันเล็กน้อย เช่น ในยุโรปเหนือและเอเชียในฤดูหนาวหรือมากกว่านั้น ยุโรปตะวันออกและ ไซบีเรียตะวันตกในฤดูร้อน ค่าเล็กน้อยของการไล่ระดับอุณหภูมิแนวนอนในพื้นที่เหล่านี้ไม่ได้บ่งชี้ถึงความเข้มต่ำของกระบวนการสรุปที่เกิดขึ้นที่นี่ แต่เป็นความหลากหลายของประเภทของพวกมัน นอกจากนี้ เนื่องจากความแตกต่างอย่างมากในกระบวนการ การไล่ระดับอุณหภูมิและความดันจึงมีทิศทางที่แตกต่างกัน
เนื่องจากในกรณีเช่นนี้ มันเป็นไปไม่ได้ที่จะระบุตำแหน่งที่โดดเด่นของการเกิดส่วนหน้าของชั้นบรรยากาศโทรโพสเฟียร์ จึงเป็นไปไม่ได้ที่จะระบุตำแหน่งเฉลี่ยตามฤดูกาลของแนวหน้าชั้นบรรยากาศ แนวเขตโทรโพสเฟียร์คือโซนเปลี่ยนผ่าน ระหว่างมวลอากาศที่มีคุณสมบัติต่างๆ - ที่สุดสำคัญ มีอุณหภูมิดังนั้น การกระจายตัวของความแตกต่างของอุณหภูมิต่อหน่วยระยะทางในสนามเทอร์โมบาริกตามฤดูกาลของชั้นโทรโพสเฟียร์สามารถใช้เป็นพื้นฐานในการพิจารณา
ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์ โซนหน้าผากและแนวเขตโทรโพสเฟียร์ที่สอดคล้องกันในด้านภูมิอากาศในเวลาเดียวกัน หมายถึงแนวเขตโทรโพสเฟียร์ของละติจูดนอกเขตร้อน เราหมายถึงแนวหน้าที่ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงสภาพอากาศอย่างกะทันหัน เนื่องจากขอแนะนำให้แสดงตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ที่โดดเด่นของหลายแนวรบในหนึ่งฤดูกาล ซึ่งกระจัดกระจายไปทั่วอาณาเขต ไม่ใช่เป็นแนวหน้า แต่เป็นเขตใดเขตหนึ่ง เราจึงสามารถเรียกมันว่าเขตหน้าผากภูมิอากาศ
เพื่อหลีกเลี่ยงความเป็นส่วนตัวในการกำหนดตำแหน่งทางภูมิศาสตร์ของโซนหน้าผากภูมิอากาศในละติจูดนอกเขตร้อน เราต้องดำเนินการจากเงื่อนไขที่ว่าโซนหน้าผากภูมิอากาศเป็นชุดของส่วนหน้าโทรโพสเฟียร์แต่ละอันที่เกี่ยวข้องกับโซนหน้าผากโทรโพสเฟียร์ และตามด้วยโซนที่มีอุณหภูมิเพิ่มขึ้น ความแตกต่างในชั้นโทรโพสเฟียร์ ตามเงื่อนไขที่ยอมรับ เราจะหันไปใช้แผนที่ของความแตกต่างของอุณหภูมิโดยเฉลี่ย
ฤทธิ์ของไซโคลและแอนติไซโคลนแบบแอคทีฟสัมพันธ์กับความแตกต่างของอุณหภูมิที่ยิ่งใหญ่ที่สุดในเขตโทรโพสเฟียร์ตอนล่าง การเชื่อมต่อระหว่างโซนที่มีความเปรียบต่างของอุณหภูมิมากที่สุดและกิจกรรมไซโคลนซึ่งนำมาซึ่งการเปลี่ยนแปลงอย่างรวดเร็วในกระบวนการบรรยากาศและสภาพอากาศนั้นค่อนข้างชัดเจน เนื่องจากความแตกต่างของอุณหภูมิเป็นการแสดงออกของพลังงานสำรองของการไหลเวียนของบรรยากาศ อย่างไรก็ตาม ความแตกต่างของอุณหภูมิระหว่างเส้นศูนย์สูตรกับขั้วทั้งในซีกโลกเหนือและใต้มีการกระจายไม่เท่ากัน เขตที่ค่อนข้างแคบซึ่งมีความแตกต่างตามฤดูกาลโดยเฉลี่ยมากที่สุดจะสังเกตได้ที่ละติจูดประมาณ 40° โดยมีการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลไปตามเส้นเมอริเดียน หลังนี้เกิดจากการกระจายความร้อนที่ไหลเข้ามาตามฤดูกาล ดังที่เห็นได้จากรูป 31-34 ซึ่งเป็นส่วนสำคัญของความแตกต่างระหว่างอุณหภูมิของเส้นศูนย์สูตรและขั้วทั่วไปในซีกโลกทั้งสองนั้นอยู่ในโซนที่ค่อนข้างแคบนี้ - โซนหน้าผากดาวเคราะห์ของโทรโพสเฟียร์ โซนที่มีความแตกต่างของอุณหภูมิมากที่สุด (โซนหน้าผากดาวเคราะห์) ตรงกับโซนต่างๆ ครับความเร็วสูง
ยุโรปและอเมริกาเหนือ โซนแรกตั้งอยู่เหนือตรงกลางและเอเชียตะวันออก
การเกิดขึ้นอีกของแนวรบและการกระจายอาณาเขตที่เพิ่มขึ้น ในเวลาเดียวกัน โซนหน้าผากระดับความสูงสูงของดาวเคราะห์ที่มีความเปรียบต่างค่อนข้างมากในอุณหภูมิชั้นเฉลี่ยในเดือนมกราคม ครอบคลุมซีกโลกเหนือทั้งหมด
โดยประมาณในพื้นที่ที่มีความแตกต่างของอุณหภูมิมากที่สุด จะมีการตรวจวัดความเร็วลมสูงสุดบนแผนที่ AT 300 แผนที่ภูมิประเทศแบบสัมบูรณ์เพิ่มเติม ระดับสูงแสดงว่าแถบความเร็วลมสูงสุดในซีกโลกเหนือแสดงได้ชัดเจนยิ่งขึ้นที่ระดับความสูง 8-12 กม. ต่ำกว่าเส้นโทรโพพอส
ในซีกโลกใต้ โซนหน้าผากระดับความสูงของดาวเคราะห์จะขยายออกไปตามแนวละติจูดในทุกฤดูกาล ค่าความแตกต่างของอุณหภูมิสูงสุดจะต้องไม่เกิน 8-9°″ ซึ่งสังเกตได้ในเดือนธันวาคม - กุมภาพันธ์ ระหว่าง 40 ถึง 50° ทางใต้ ว.
แผนที่ความคมชัดของอุณหภูมิ (รูปที่ 31-34) แสดงค่า 3°.0 ขึ้นไป เส้นแบ่งความแตกต่างของอุณหภูมิบนแผนที่เดือนมกราคม เกิดขึ้นในซีกโลกทั้งสองตามแนวละติจูด 20° โดยประมาณ ใน ละติจูดต่ำความแตกต่างในกรณีส่วนใหญ่จะต้องไม่เกิน 0.5-1°.0 ต่อหน่วยระยะทางที่ยอมรับ (1,000 กม.) สิ่งนี้บ่งชี้ถึงความเข้มต่ำของกระบวนการที่ทำให้เกิดการเปลี่ยนแปลงในสนามความดัน
นอกจากนี้ ความแตกต่างของอุณหภูมิที่ค่อนข้างน้อยยังพบได้ที่ละติจูดสูงของซีกโลกเหนือ
ในฤดูใบไม้ผลิ (รูปที่ 32) โซนหน้าผากของดาวเคราะห์ในขณะที่ยังคงรักษาการกำหนดค่าทั่วไปของไอโซฮิปส์ของฤดูหนาว (รูปที่ 31) ในซีกโลกเหนือและฤดูร้อนในซีกโลกใต้ก็เปลี่ยนความเข้มเล็กน้อย เนื่องจากการเริ่มต้นของวิษุวัตและความร้อนของทวีปในละติจูดต่ำ โซนหน้าผากระดับความสูงของดาวเคราะห์ในทวีปของซีกโลกเหนือจึงเคลื่อนตัวไปทางเหนือ 800-1,000 กม. ขนาดของความแตกต่างตรงนี้ไม่เกิน 8° ในซีกโลกใต้ การเปลี่ยนผ่านสู่ฤดูใบไม้ร่วงจะมาพร้อมกับอุณหภูมิที่ลดลงในทวีปแอนตาร์กติกา ซึ่งนำไปสู่การเพิ่มขนาดของความแตกต่างเป็น 9-10° และโซนหน้าผากระดับความสูงของดาวเคราะห์ก็เปลี่ยนไปเล็กน้อยไปทางทิศเหนือด้วย แถบอุณหภูมิเล็กๆ ที่ตัดกันทางเหนือและใต้ของเส้นศูนย์สูตร โดยเฉลี่ยจะจำกัดอยู่ที่ละติจูด 20°
ในเดือนกรกฎาคม (รูปที่ 33) สถานการณ์เปลี่ยนแปลงอย่างเห็นได้ชัด ในซีกโลกเหนือ ทวีปต่างๆ กำลังร้อนขึ้นอย่างมาก และอุณหภูมิพื้นผิวติดลบในอาร์กติกก็เกือบจะหายไป สิ่งนี้นำไปสู่การลดลงโดยทั่วไปของการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอนทั่วทั้งทวีป อย่างไรก็ตาม การลดลงนี้เกิดขึ้นในระดับหนึ่งบนมหาสมุทรด้วย เนื่องจากผิวน้ำของมหาสมุทรยังไม่มีเวลาที่จะอุ่นขึ้นอย่างมีนัยสำคัญในฤดูร้อน และทางตอนเหนือ ศูนย์กลางของความหนาวเย็นในอาร์กติกจะมีระดับปานกลาง ในทวีปต่างๆ ความแตกต่างของอุณหภูมิสูงสุดจะต้องไม่เกิน 6° นอกจากนี้ เนื่องจากอากาศร้อนจัดในแอฟริกาตอนเหนือทางตอนใต้ ยุโรปตะวันตกเกิดวงปิดขนาดเล็กขึ้น
พื้นที่แห่งความแตกต่างที่ยิ่งใหญ่ที่สุด พื้นที่ที่สองที่มีความแตกต่างของอุณหภูมิมากที่สุดตั้งอยู่ในเอเชียทางตอนเหนือของ 50° N ละติจูดในที่สุดภูมิภาคที่สาม - บนมหาสมุทรแปซิฟิกระหว่าง 40 ถึง 50 ° N ว.
ในซีกโลกใต้ในช่วงเดือนมิถุนายน-สิงหาคม ความแตกต่างของอุณหภูมิจะเพิ่มขึ้นถึง 10-11°
แผนที่ฤดูใบไม้ร่วง (รูปที่ 34) แสดงถึงคุณลักษณะของการกระจายตัวในฤดูหนาวของโซนหน้าผากระดับความสูงของดาวเคราะห์ในซีกโลกเหนือ ในฤดูใบไม้ร่วง ความแตกต่างของอุณหภูมิที่ยิ่งใหญ่ที่สุดจะเพิ่มขึ้นเป็น 7-8° เทียบกับ 6° ในฤดูร้อน
ในซีกโลกใต้ ซึ่งเป็นจุดเริ่มต้นของฤดูใบไม้ผลิ ความแตกต่างของอุณหภูมิจะลดลงบ้าง โดยเหลือเพียง 8° เท่านั้น เทียบกับ 10-11° ในฤดูหนาว
ดังนั้น เขตส่วนหน้าของดาวเคราะห์ที่มีความเปรียบต่างของอุณหภูมิมากที่สุดในซีกโลกเหนือจึงมีการเปลี่ยนแปลงตามฤดูกาลไปทางเหนือจากฤดูหนาวสู่ฤดูร้อน และทางใต้จากฤดูร้อนสู่ฤดูหนาว โครงสร้างของโซนนี้จะเปลี่ยนแปลงอย่างมากในฤดูร้อนเมื่อเทียบกับฤดูกาลอื่นๆ สิ่งนี้อธิบายได้จากการมีอยู่ของทวีปขนาดใหญ่ซึ่งส่งผลให้อากาศชั้นบรรยากาศร้อนขึ้นอย่างรวดเร็ว ด้วยเหตุผลเดียวกัน ขนาดของความแตกต่างของอุณหภูมิที่ยิ่งใหญ่ที่สุดในโซนหน้าผากของดาวเคราะห์ซึ่งอยู่ติดกับโลกตั้งแต่ฤดูหนาวถึงฤดูร้อนลดลงเกือบครึ่งหนึ่ง ในซีกโลกใต้ต้องขอบคุณขนาดที่ใหญ่ที่สุด ทวีปต่างๆ ยิ่งกว่านั้น โดยพื้นฐานแล้วจำกัดอยู่ที่ 40° S ว. (ยกเว้นส่วนที่ยื่นออกมาแหลมของอเมริกาใต้) พวกเขามีบทบาทเล็ก ๆ ไม่เพียง แต่ในการเปลี่ยนการกำหนดค่าของโซนหน้าผากของดาวเคราะห์เท่านั้น แต่ยังรวมถึงในการเปลี่ยนแปลงที่สำคัญ
ขนาดความแตกต่างของอุณหภูมิ นั่นคือเหตุผลว่าทำไมความแตกต่างระหว่างความแตกต่างของอุณหภูมิที่ใหญ่ที่สุดในเขตหน้าผากของดาวเคราะห์ในฤดูหนาวและฤดูร้อนจึงอยู่ที่ประมาณ 2-3° เท่านั้น โซนหน้าผากของดาวเคราะห์ที่มีความเปรียบต่างของอุณหภูมิมากที่สุดในซีกโลกใต้ มักจะตั้งอยู่เหนือมหาสมุทรแอตแลนติกและอินเดียโซนหน้าผากของดาวเคราะห์ถูกขยาย และความแตกต่างของอุณหภูมิก็น้อยลง คุณสามารถดูคำอธิบายนี้ได้ในสถานที่ แอนตาร์กติกาเย็นซึ่งทอดตัวไปทางมหาสมุทรอินเดียมากที่สุด ตามที่ตั้งของทวีปแอนตาร์กติกา ลักษณะเฉพาะของ orography และความเย็นทางตะวันตก กระแสน้ำในมหาสมุทรชายแดน น้ำแข็งลอยน้ำในเดือนสิงหาคม-กันยายนจะขยายออกไปเกิน 60° S ละติจูดและในมหาสมุทรแปซิฟิกจะไม่ข้ามละติจูดนี้ ความแตกต่างของการกระจายน้ำแข็งไปทางเหนือมีค่าเฉลี่ย 1,000 กม. ความแตกต่างเล็กน้อยในการกระจายตัวของน้ำแข็งที่ลอยอยู่ในมหาสมุทรอินเดียและมหาสมุทรแปซิฟิกนั้นมีอยู่ในเดือนกุมภาพันธ์ - มีนาคม โดยธรรมชาติแล้วการกระจายของอุณหภูมิน้ำผิวดิน
มหาสมุทรจะสะท้อนให้เห็นในสนามความร้อนของชั้นโทรโพสเฟียร์และการไล่ระดับอุณหภูมิในแนวนอน อากาศ. ตลอดทั้งปี อุณหภูมิจะไล่ระดับไปทางใต้ที่ 40°S ว. เหนือความเงียบมหาสมุทรน้อยลง
มากกว่ามหาสมุทรอินเดียและแอตแลนติก
เนื่องจากอิทธิพลของทวีปแอนตาร์กติกาทั้งบริเวณใกล้ผิวน้ำและที่ระดับความสูงทางใต้ที่ 40° S ว. เหนือมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรอินเดีย อุณหภูมิอากาศต่ำกว่าละติจูดเฉลี่ย และเหนือมหาสมุทรแปซิฟิก อุณหภูมิอากาศอยู่เหนือละติจูดเฉลี่ย (ดูรูปที่ 7)ตรวจสอบการ์ดแล้ว ที่ตั้งทางภูมิศาสตร์โซนหน้าผากของดาวเคราะห์และความแตกต่างของอุณหภูมิสร้างขึ้นบนพื้นฐานของแผนที่รายเดือนเฉลี่ย OT 500 1,000 สำหรับฤดูกาลที่แตกต่างกันในภาคเหนือและ
ในละติจูดกลางการกระจายของค่าคอนทราสต์ในระบบของโซนหน้าผากที่มีระดับความสูงสูงในโทรโพสเฟียร์ตอนล่างและตอนบนจะใกล้เคียงกันโดยประมาณ ที่ละติจูดต่ำ สถานการณ์จะแตกต่างออกไป
