Frontul atmosferic, fronturile troposferice - o zonă de tranziție în troposferă între masele de aer adiacente cu diferite proprietăți fizice.

Un front atmosferic apare atunci când masele de aer rece și cald se apropie și se întâlnesc în straturile inferioare ale atmosferei sau în întreaga troposferă, acoperind un strat de până la câțiva kilometri grosime, cu formarea unei interfețe înclinate între ele.

Tipuri :

front cald - frontul atmosferic deplasarea către aer mai rece (se observă advecția la căldură). O masă de aer cald se deplasează în regiunea din spatele unui front cald.

Pe harta vremii, un front cald este marcat cu roșu sau ca semicercuri negre îndreptate în direcția mișcării față. Pe măsură ce linia caldă a frontului se apropie, presiunea începe să scadă, norii se îngroașă și cade precipitații abundente. În timpul iernii, când trece frontul, apar de obicei nori cu strat joasă. Temperatura și umiditatea aerului cresc încet. Când trece un front, temperatura și umiditatea cresc de obicei rapid, iar vântul crește. După trecerea frontului, direcția vântului se schimbă (vântul se întoarce în sensul acelor de ceasornic), căderea de presiune se oprește și începe creșterea sa slabă, norii se risipesc, iar precipitațiile se opresc. Câmpul tendințelor barice este reprezentat după cum urmează: o zonă închisă de cădere de presiune este situată în fața frontului cald, iar în spatele frontului există fie o creștere a presiunii, fie o creștere relativă (o scădere, dar mai mică decât în fata fata).

În cazul unui front cald, aerul cald, care se deplasează spre un front rece, curge într-o pană de aer rece și efectuează o alunecare în sus de-a lungul acestei pane și este răcit dinamic. La o anumită altitudine, determinată de starea inițială a aerului în creștere, se atinge saturația - acesta este nivelul de condensare. Peste acest nivel, se formează nori în aerul care se ridică. Răcirea adiabatică a aerului cald care alunecă de-a lungul panei rece este sporită de dezvoltarea mișcărilor ascensionale din nestationaritate cu o cădere dinamică de presiune și din convergența vântului în stratul inferior al atmosferei. Răcirea aerului cald în timpul unei alunecări în sus pe suprafața frontului duce la formarea unui sistem caracteristic de nori stratus (nori de alunecare ascendentă): cirrus-stratus - high-stratus - nimbostratus (Cs-As-Ns).

Când se apropie de un punct al unui front cald cu nebulozitate bine dezvoltată, norii cirus apar mai întâi sub formă de benzi paralele cu formațiuni sub formă de gheare în față (prevestitorii unui front cald), alungite în direcția curenților de aer la nivelul lor. (Ci uncinus). Primii nori cirus sunt observați la o distanță de multe sute de kilometri de linia frontului în apropierea suprafeței Pământului (aproximativ 800-900 km). Norii cirro trec apoi în nori cirrostratus (Cirrostratus). Acești nori sunt caracterizați de fenomene de halo. Norii de la nivelul superior - cirrostratus și cirrus (Ci și Cs) sunt formați din cristale de gheață, iar precipitațiile nu cad din ele. Cel mai adesea, norii Ci-Cs sunt un strat independent, a cărui limită superioară coincide cu axa curentului cu jet, adică aproape de tropopauză.

Apoi norii devin mai densi: norii altostratus (Altostratus) se transformă treptat în nori nimbostratus (Nimbostratus), încep să cadă precipitații abundente, care slăbesc sau se opresc complet după ce trec de linia frontului. Pe măsură ce ne apropiem de linia frontului, înălțimea bazei Ns scade. Valoarea sa minimă este determinată de înălțimea nivelului de condensare în aerul cald în creștere. Foarte stratificat (As) sunt coloidale și constau dintr-un amestec de picături mici și fulgi de zăpadă. Puterea lor verticală este destul de semnificativă: începând de la o înălțime de 3-5 km, acești nori se extind până la înălțimi de ordinul a 4-6 km, adică au o grosime de 1-3 km. Precipitațiile care cad de pe acești nori vara, trecând prin partea caldă a atmosferei, se evaporă și nu ajung întotdeauna la suprafața Pământului. În timpul iernii, precipitațiile din As sub formă de zăpadă ajung aproape întotdeauna la suprafața Pământului și, de asemenea, stimulează precipitațiile din St-Sc subiacent. În acest caz, zona largă de precipitații poate atinge o lățime de 400 km sau mai mult. Cel mai apropiat de suprafața Pământului (la o înălțime de câteva sute de metri, iar uneori 100-150 m sau chiar mai jos) este limita inferioară a norilor nimbostratus (Ns), din care cad precipitații abundente sub formă de ploaie sau zăpadă; norii nimbus se dezvoltă adesea sub nori nimbus (St fr).

Norii Ns se extind la inaltimi de 3...7 km, adica au o putere verticala foarte importanta. Norii constau, de asemenea, din elemente de gheață și picături, iar picăturile și cristalele, în special în partea inferioară a norilor, sunt mai mari decât în ​​As. Baza inferioară a sistemului cloud As-Ns în in termeni generali coincide cu suprafața frontului. Deoarece limita superioară a norilor As-Ns este aproximativ orizontală, cea mai mare grosime a acestora este observată în apropierea liniei frontale. În apropierea centrului ciclonului, unde sistemul de nori de front cald este cel mai dezvoltat, lățimea zonei de nori Ns și a zonei de precipitații vizibile este în medie de aproximativ 300 km. În general, norii As-Ns au o lățime de 500-600 km, lățimea zonei de nori Ci-Cs este de aproximativ 200-300 km. Dacă este proiectat acest sistem pe o hartă de suprafață, atunci totul va fi în fața liniei calde a frontului la o distanță de 700-900 km. În unele cazuri, zona de nebulozitate și precipitații poate fi mult mai largă sau mai îngustă, în funcție de unghiul de înclinare a suprafeței frontale, de înălțimea nivelului de condensare și de condițiile termice ale troposferei inferioare.

Noaptea, răcirea radiativă a limitei superioare a sistemului de nori As-Ns și scăderea temperaturii în nori, precum și amestecarea verticală crescută atunci când aerul răcit coboară în nor, contribuie la formarea unei faze de gheață în norii, creșterea elementelor norilor și formarea precipitațiilor. Pe măsură ce te îndepărtezi de centrul ciclonului, mișcările ascendente ale aerului slăbesc, iar precipitațiile se opresc. Norii frontali se pot forma nu numai deasupra suprafeței înclinate a frontului, ci în unele cazuri - pe ambele părți ale frontului. Acest lucru este tipic mai ales pentru etapa inițială a ciclonului, când mișcările ascensionale captează regiunea din spatele frontului - atunci precipitațiile pot cădea și de pe ambele părți ale frontului. Dar în spatele liniei frontale, nebulozitatea frontală este de obicei foarte stratificată, iar în spatele precipitațiilor frontale sunt mai des sub formă de burniță sau boabe de zăpadă.

În cazul unui front foarte plat, sistemul cloud poate fi deplasat înainte de la linia frontului. În sezonul cald, mișcările ascensionale în apropierea liniei frontului devin convective, iar norii cumulonimbus se dezvoltă adesea pe fronturi calde și se observă averse și furtuni (atât ziua, cât și noaptea).

Vara, în timpul zilei, în stratul de suprafață din spatele liniei calde a frontului, cu acoperire semnificativă de nori, temperatura aerului de pe uscat poate fi mai scăzută decât în ​​fața frontului. Acest fenomen se numește mascarea frontală caldă.

Nebulozitatea vechilor fronturi calde poate fi, de asemenea, stratificată pe toată lungimea frontului. Treptat, aceste straturi se risipesc și precipitațiile se opresc. Uneori, un front cald nu este însoțit de precipitații (mai ales vara). Acest lucru se întâmplă atunci când conținutul de umiditate al aerului cald este scăzut, când nivelul de condens se află la o înălțime considerabilă. Când aerul este uscat, și mai ales în cazul stratificării sale stabile vizibile, alunecarea în sus a aerului cald nu duce la dezvoltarea unor nori mai mult sau mai puțin puternici - adică nu există deloc nori sau o bandă de se observă nori ai nivelurilor superioare și mijlocii.

front rece - un front atmosferic (o suprafață care separă masele de aer cald și rece) care se deplasează spre aer cald. Aerul rece avansează și împinge aerul cald: se observă advecția rece, o masă de aer rece vine în regiunea din spatele frontului rece.

Pe harta vremii, un front rece este marcat cu albastru sau ca triunghiuri negre îndreptate în direcția mișcării față. La trecerea liniei unui front rece, vântul, ca și în cazul unui front cald, se întoarce spre dreapta, dar virajul este mai semnificativ și mai ascuțit - dinspre sud-vest, sud (în fața frontului) spre vest , nord-vest (în spatele frontului). Aceasta crește viteza vântului. Presiunea atmosferică dinaintea frontului se modifică lent. Poate cădea, dar poate și crește. Odată cu trecerea unui front rece, începe o creștere rapidă a presiunii. În spatele frontului rece, creșterea presiunii poate ajunge la 3–5 hPa/3 h și uneori la 6–8 hPa/3 h sau chiar mai mult. O modificare a tendinței barice (de la o scădere la o creștere, de la o creștere lentă la una mai puternică) indică trecerea unei linii frontale de suprafață.

Înainte de front, se observă adesea precipitații și adesea furtuni și furtună (mai ales în jumătatea caldă a anului). Temperatura aerului după trecerea frontului scade (advecție la rece) și uneori rapid și brusc - cu 5 ... 10 ° C sau mai mult în 1-2 ore. Punctul de rouă scade odată cu temperatura aerului. Vizibilitatea tinde să se îmbunătățească pe măsură ce aerul mai curat și mai puțin umed de la latitudinile nordice invadează în spatele frontului rece.

Natura vremii pe un front rece diferă semnificativ în funcție de viteza deplasării față, de proprietățile aerului cald în fața frontului și de natura mișcărilor ascensionale ale aerului cald deasupra panei rece.

Există două tipuri de fronturi reci:

front rece de primul fel, când aerul rece înaintează încet,

front rece de al doilea fel, însoțit de o apariție rapidă a aerului rece.

Fața ocluziei - un front atmosferic asociat cu o creastă de căldură în troposfera inferioară și mijlocie, care provoacă mișcări de aer ascendente la scară largă și formarea unei zone extinse de nori și precipitații. Adesea, frontul de ocluzie apare din cauza închiderii - procesul de deplasare a aerului cald în sus în ciclon datorită faptului că frontul rece „prinde din urmă” cu frontul cald care se deplasează înainte și se contopește cu acesta (procesul de ocluzie a ciclonului). Fronturile de ocluzie sunt asociate cu precipitatii intense, vara - averse abundente si furtuni.

Datorită mișcărilor în jos în aerul rece din spatele ciclonului, frontul rece se mișcă mai repede decât frontul cald și îl depășește în timp. În etapa de umplere cu ciclon, apar fronturi complexe - fronturi de ocluzie, care se formează atunci când fronturile atmosferice reci și calde se întâlnesc. În sistemul frontului de ocluzie interacționează trei mase de aer, dintre care cea caldă nu mai intră în contact cu suprafața Pământului. Aerul cald sub formă de pâlnie se ridică treptat, iar locul lui este luat de aerul rece care vine din lateral. Interfața care apare atunci când fronturile rece și calde se întâlnesc se numește suprafața frontală de ocluzie. Fronturile de ocluzie sunt asociate cu precipitații intense și cu furtuni puternice vara.

Masele de aer care se închid în timpul ocluziei au de obicei temperaturi diferite - una poate fi mai rece decât cealaltă. În conformitate cu aceasta, se disting două tipuri de fronturi de ocluzie - fronturi de ocluzie de tip front cald și fronturi de ocluzie de tip front rece.

ÎN banda de mijlocÎn Rusia și CSI, fronturile calde de ocluzie predomină iarna, deoarece apa mării intră în spatele ciclonului. aer temperat, care este semnificativ mai cald decât aerul temperat continental din partea din față a ciclonului. Vara, fronturile reci de ocluzie sunt observate în principal aici.

Câmpul baric al frontului de ocluzie este reprezentat de un jgheab bine delimitat cu izobare în formă de V. În fața frontului pe harta sinoptică există o zonă de cădere de presiune asociată cu suprafața frontului cald, în spatele frontului de ocluzie există o zonă de creștere a presiunii asociată cu suprafața frontului rece. Punctul de pe harta sinoptică de la care diverg secțiunile deschise rămase ale fronturilor cald și rece din ciclonul de ocluzie este punctul de ocluzie. Pe măsură ce ciclonul se oclude, punctul de ocluzie se deplasează la periferia sa.

În partea anterioară a frontului de ocluzie se observă nori cirus (Ci), cirrostratus (Cs), altostratus (As), iar în cazul fronturilor active de ocluzie, nimbostratus (Ns). Dacă un front rece de primul fel este implicat în ocluzie, atunci o parte a sistemului de nori a frontului rece poate rămâne deasupra frontului cald superior. Dacă este implicat un front rece de al doilea fel, atunci are loc o defrișare în spatele frontului cald superior, dar un puț de nori cumulonimbus (Cb) se poate dezvolta în apropierea frontului rece inferior deja în aerul rece din față, deplasat de o pană din spate mai rece. . Astfel, precipitațiile din Stratoclouds Altostratus și Doge (As-Ns), dacă apar, pot începe înainte de apariția averselor, fie concomitent cu, fie după trecerea unui front rece inferior; Precipitațiile pot cădea pe ambele părți ale frontului inferior, iar trecerea de la precipitații abundente la averse, dacă apar, nu are loc înaintea frontului inferior, ci în imediata apropiere a acestuia.

Sistemele de nori care se apropie de fronturi calde și reci constau în principal din As-N. Ca rezultat al abordării, un puternic sistem de nor Cs-As-Ns apare cu cea mai mare grosime în frontul rece superior. În cazul unui front de ocluzie tânăr, sistemul cloud începe cu Ci și Cs, care se schimbă în As, apoi în Ns. Uneori, Ns poate fi urmat de Cb, urmat din nou de Ns. O alunecare slabă în sus a aerului din spate de-a lungul suprafeței de ocluzie poate duce la formarea de nori stratus și stratocumulus (St-Sc) de-a lungul acesteia, care nu ating nivelul nucleelor ​​de gheață. Dintre acestea, precipitațiile burnițe vor cădea în fața frontului cald inferior. În cazul unui vechi front cald de ocluzie, sistemul de nori este format din nori cirrostratus (Cs) și altocumulus (Ac), uneori uniți prin altostratus (As); precipitațiile pot fi absente.

Front staționar

1. Un front care nu își schimbă poziția în spațiu.

2. Un front de-a lungul căruia masele de aer se deplasează orizontal; fata fara alunecare.

32) cicloni și anticicloni. Etape ale dezvoltării lor, sisteme de vânturi și nori în ele.

Anticiclon- suprafata crescuta presiune atmosferică cu izobare concentrice închise la nivelul mării și cu o distribuție corespunzătoare a vântului. Într-un anticiclon scăzut - frig, izobarele rămân închise doar în straturile cele mai de jos ale troposferei (până la 1,5 km), iar în troposfera medie, presiunea crescută nu este detectată deloc; este posibilă și prezența unui ciclon de mare altitudine deasupra unui astfel de anticiclon.

Încălzirea neuniformă a suprafeței pământului și a aerului în troposferă, așa cum am văzut, este cauza apariției gradientelor orizontale de temperatură și presiune și a formării curenților de aer. Ca urmare a transferului, masele de aer cu proprietăți diferite se pot apropia unele de altele sau se pot îndepărta. Când masele de aer cu proprietăți fizice diferite se apropie unele de altele, gradienții orizontale de temperatură, umiditate, presiune și alte elemente meteorologice cresc, iar viteza vântului crește. Dimpotrivă, pe măsură ce se îndepărtează unul de celălalt, gradienții scad. Acele zone în care există o convergență a diferitor masele de aer, de exemplu, rece relativ uscat și cald umed, sunt numite zone de tranziție sau frontale. În zonele frontale, parcă, există o luptă între masele de aer rece și cele calde. Ca urmare a acestei lupte, masele de aer rece pătrund în zonele în care se află masele calde, iar masele calde pătrund în zonele în care se află masele reci. Ca urmare a acestor procese, acele și alte mase de aer dobândesc treptat proprietățile inerente aerului unei anumite zone geografice.
Zonele frontale ale troposferei pot fi întâlnite zilnic în domeniul temperaturii și presiunii, în principal la latitudini extratropicale, unde afluxul de energie solară este diferit în nord și sud. zonă temperată. Mărimile temperaturii orizontale și ale gradienților de presiune sunt mai mari aici decât oriunde altundeva în lume. globul. Zonele frontale apar continuu, se agravează și se prăbușesc. Cu toate acestea, ele sunt diferite ca intensitate, ceea ce depinde de diferența de temperatură a maselor de aer care se apropie.
În straturile inferioare ale atmosferei, la traversarea zonelor frontale în direcția de la aer cald la aer rece, în conformitate cu gradiente orizontale mari, are loc o scădere rapidă a temperaturii, presiunii și umidității și se observă viteze mari ale curentului de aer. La latitudini medii, la altitudini de 10-12 km în aceste zone, vânturile ating adesea puterea uraganului, adică 200 km/h sau mai mult. După cum vom vedea mai jos, zonele frontale joacă un rol principal în dezvoltarea proceselor atmosferice.
Deoarece masele de aer rece și cald au densități diferite, ele sunt situate una față de alta nu vertical, ci oblic. Aerul rece, fiind mai dens și mai greu, înfundat sub aer cald, mai ușor. În această zonă de frontieră, între mase de aer de diferite proprietăți, se ridică de obicei cicloni și anticicloni, aducând vreme nefavorabilă și bună.
Dimensiunile zonelor de tranziție sunt mici în comparație cu masele de aer. În zona frontala Există interfețe între masele de aer rece și cald, care se numesc fronturi atmosferice. Suprafețele frontale sunt întotdeauna înclinate spre aerul rece, care se află sub aerul cald sub forma unei pane înguste (Fig. 52). Unghiul de înclinare al suprafeței frontale față de orizont este foarte mic: este mai mic de 1°, iar tangenta unghiului variază între 0,01-0,02. Aceasta înseamnă că dacă ne depărtăm la 200 km de linia frontului de lângă suprafața pământului spre aer rece, atunci suprafața frontală se va afla la o înălțime de 1-2 km. La o distanță de 500 km pe direcție orizontală, suprafața frontală se află la o înălțime de 2,5-5,0 km. Deoarece unghiurile de pantă ale fronturilor sunt foarte mici, pentru a reprezenta mai clar fronturile în plan vertical, scara orizontală se ia de obicei de multe ori mai mică decât cea verticală. Pe schema frontală prezentată, scara verticală este mărită de aproape 50 de ori.

Cea mai mare lungime a fronturilor în înălțime la latitudinile mijlocii este de 8-12 km. Adesea ajung la tropopauza. Conform studiilor lui E. Palmen, G. D. Zubyan și alții, fronturi sunt observate și în straturile inferioare ale stratosferei.
Pe fronturile troposferice se dezvoltă de obicei nori cu mai multe niveluri, din care cad precipitații. Fronturile sunt cel mai pronunțate la cicloane, unde predomină mișcarea ascendentă a aerului. În anticicloni, datorită mișcărilor de coborâre, nebulozitatea frontală se risipește.
Fronturile atmosferice sunt împărțite în reci și calde.
Un front rece este un front care se deplasează către temperaturi mai ridicate. După trecerea frontului rece, se instalează răcirea. Un front cald este un front care se deplasează în lateral temperaturi scăzute. După trecerea unui front cald, are loc încălzirea.
În domeniul temperaturii și vântului, fronturile sunt cel mai pronunțate lângă suprafața pământului într-un sistem de cicloni în curs de dezvoltare și jgheaburi barice. Acest lucru este facilitat de convergența curenților de aer în zona frontală de lângă suprafața pământului, deoarece datorită acestei convergențe în zona frontală există mase de aer cu mici și temperaturi mari. Pe fig. 53a prezintă câmpul de presiune, vânt și temperatură într-un jgheab de ciclon lângă suprafața pământului. Frontul este agravat, deoarece în nordul acestuia există o masă de aer rece cu temperaturi de 1-2 ° sub zero, iar la sud - o masă de aer cald cu temperaturi de până la 10-12 ° peste zero.

În anticicloane, fronturile de lângă suprafața pământului sunt spălate, deoarece sistemul de curenți de aer este divergent (Fig. 53 6). Aici, în prima parte a crestei, secțiunea rece a frontului de lângă suprafața pământului este spălată, deoarece fluxurile sunt îndreptate nu spre față, ci departe de față. În sistemul unui ciclon în curs de dezvoltare, aerul tinde să se ridice și, ca urmare a răcirii dinamice și a condensului, se formează nori și cade precipitații. În sistemul unui anticiclon în curs de dezvoltare, dimpotrivă, se efectuează o mișcare descendentă a aerului și, ca urmare a încălzirii dinamice, aerul se îndepărtează de starea de saturație, norii se dispersează și precipitațiile se opresc.
Viteza mișcării frontale depinde de valoarea componentei normale a vântului, care variază într-o gamă largă. În Europa în timpul anotimpurilor de tranziție ale anului viteza medie mișcarea fronturilor ajunge la aproximativ 30 km/h, adică aproximativ 700 km pe zi; dar adesea în sistemul cicloanelor fronturile parcurg o distanţă de peste 1200-1500 km pe zi. În aceste cazuri, frontul situat, de exemplu, în Europa de Vest, într-o zi se dovedește deja în regiunile centrale ale teritoriului european al URSS. Dacă curenții de aer sunt direcționați paralel cu frontul, atunci frontul rămâne inactiv. Deoarece gradienții de temperatură și presiune iarna sunt mult mai mari decât vara, iarna activitatea fronturilor este mai intensă.
Am spus deja că în zona frontului atmosferic, în special în sistemul unui ciclon în curs de dezvoltare, au loc urcări de aer, răcire adiabatică și formarea norilor și precipitațiilor. Creșterea aerului are loc nu numai în stratul de suprafață, ci și la înălțimi. Dar dacă în stratul de suprafață este cauzată de convergența vântului de suprafață, atunci creșterea aerului la înălțimi este cauzată de mișcarea instabilă și de diferența de viteză a aerului frontal și prefrontal.
În cazul unui front rece, aerul rece care se mișcă rapid în spatele frontului, care curge sub aerul cald, îl deplasează în sus. Ca urmare, dacă condițiile dinamice determină o creștere generală a aerului, aerul cald începe să alunece în sus de-a lungul suprafeței înclinate a frontului și se răcește adiabatic.
În cazul unui front cald, în aceleași condiții, se produce și o mișcare ascendentă a aerului cald peste o pană de aer rece. Cu cât diferența de temperatură dintre aerul rece și cel cald este mai mare, adică cu atât frontul este mai pronunțat nu numai lângă suprafața pământului, ci și la înălțimi, cu atât este mai intensă mișcarea ascendentă a aerului cald, condens, formarea norilor și precipitații sub aceleasi conditii.
Norii de toate nivelurile sunt prezenți pe un front bine definit. Norii caldi din față pot fi foarte puternici, se răspândesc foarte des pe orizontală perpendicular pe față timp de 500-700 km și pe verticală - până la 6-8 km sau mai mult. În acest caz, lungimea unui astfel de front poate ajunge la 1000-2000 km. Partea superioară a norilor frontali puternici, chiar și vara, este situată în zona de temperaturi negative, deci este formată de obicei din cristale de gheață. Pe fig. 54 într-o secțiune verticală, perpendiculară pe față, prezintă un sistem de nori caracteristic unui front cald. Acești nori aparțin unor forme stratificate și sunt localizați în principal în aer cald deasupra suprafeței frontale. Norii cei mai sus (cirrus și cirrostratus) sunt la altitudini de 6-8 km. Ei sunt prevestitorii unui front cald. Apariția acestor nori cu câteva ore înainte de apropierea zonei de precipitații indică înrăutățirea vremii. Norii Cirrostratus sunt înlocuiți cu nori altostratus, prin care soarele încă strălucește, totuși au o putere verticală mare. Urmează și alți nori nimbostratus mai denși, dând precipitații extinse care ajung la sol. Cel mai puțin dintre toți sunt norii stratus și ragged-nimbus, a căror înălțime a limitei inferioare, în funcție de conținutul de umiditate, poate varia de la zero la câteva sute de metri. În același timp, așa cum se vede în fig. 54, norii nivelului inferior se formează nu numai în aerul suprafrontal cald, ci și parțial în aer rece în imediata apropiere a suprafeței frontale. Săgețile din această figură arată direcția fluxului de aer în aer cald și rece cu un transfer general de la stânga la dreapta în planul diagramei prezentate aici.

Sistemul de nori al unui puternic front rece este prezentat în fig. 55. După cum puteți vedea cu ușurință, profilele fronturilor cald (Fig. 54) și reci (Fig. 55) diferă semnificativ unul de celălalt. Acest lucru se datorează faptului că la mișcare, aerul cald din stratul inferior, din cauza frecării cu suprafața pământului, este întins în direcția opusă mișcării. Între timp, frontul rece devine mai abrupt din cauza frecării în stratul inferior de 1–2 km.

Prezentat în fig. Sistemele de nori 54 și 55 ale fronturilor calde și reci se referă la acele cazuri în care întinderea verticală a fronturilor este mare, contrastele de temperatură în față sunt semnificative și există o mișcare intensivă în sus a aerului. Masele de aer de pe ambele părți ale față sunt stabile. Dacă, în toate aceste condiții, aerul rece este stratificat instabil, atunci frontul rece este urmat nu de nori stratocumulus, ci de nori puternici cumulus și cumulonimbus. Dacă atât aerul rece, cât și aerul cald sunt stratificați instabil în același timp, atunci în fața frontului se formează nori puternici de furtună (Fig. 56), dând averse abundente, însoțite de furtuni și chiar grindină.

Sistemul de nor cu front cald are, de asemenea, variații. În cazul instabilității aerului cald se formează nori convectivi și cad averse. Aceasta presupune că conținutul de umiditate al aerului este suficient.
Cu toate acestea, întinderea verticală a fronturilor atmosferice nu este întotdeauna semnificativă, adesea nu depășește 1-3 km. În conformitate cu aceasta, nebulozitatea frontală se dezvoltă, de asemenea, într-o măsură limitată, cu excepția acelor cazuri în care, din cauza instabilității, se formează nebulozitatea convectivă, atingând o înălțime de 5-6 km sau mai mult. Chiar și cu o extindere verticală mare a frontului, nebulozitatea frontală nu reprezintă un mediu continuu, așa cum se arată în Fig. 54 și 55, dar constă dintr-un număr de straturi cu spații fără nori între ele (Fig. 57 a). Acest lucru se datorează faptului că în multe cazuri ascensiunea generală a aerului cald este perturbată, iar în zona frontală alternează straturi cu mișcări de aer ascendentă și descendentă. În acest caz, acestea din urmă provoacă distrugerea sistemului frontului de nor, până la disiparea completă a norilor. Când aerul este foarte uscat, formarea de nori în față fie nu are loc deloc, fie nori de putere redusă de mediu și nivelurile superioare, care nu dau precipitaţii (Fig. 57 6).

Există și alte tipuri de fronturi care apar atunci când fronturile reci și calde se întâlnesc. Închiderea fronturilor are loc ca urmare a faptului că acestea se deplasează cu viteze diferite. Într-un sistem ciclonic, de regulă, fronturile reci se mișcă cu viteze mari decât cald. Prin urmare, frontul rece, ajungând din urmă pe cel cald, se contopește cu acesta, formând un front de închidere, sau, așa cum se numește de obicei, un front de ocluzie. La început, sistemele de nori de pe ambele fronturi, fiind închise, persistă și dau precipitații abundente, în mare parte abundente. Cu toate acestea, treptat intensitatea frontului de ocluzie slăbește din cauza procesului deja existent de estompare a acestuia. În același timp, sistemele puternice de nori încep să se disipeze, iar frontul este detectat în câmpul vântului de suprafață de către resturile de nori. Pe fig. 58 arată schematic închiderea fronturilor reci și calde pe măsură ce se deplasează de la stânga la dreapta. Aerul rece, fiind mai dens, înfundat sub aerul cald.

Toate tipurile de fronturi, atunci când se confruntă cu obstacole de munte, lasă multă umezeală pe partea lor de vânt. Cu toate acestea, pe măsură ce un obstacol de munte înalt este depășit, sistemul de nori al fronturilor este rupt, iar pe partea sub vânt a munților norii se răspândesc, precipitațiile se opresc adesea. Abia după depășirea obstacolului, sistemul înnorat de fronturi este restabilit.
Studiul fronturilor atmosferice este dictat de necesitatea extinderii cunoștințelor în acest domeniu în legătură cu cerințele practicii, în special ale aviației, deoarece norii puternici, precum schimbările bruște ale vremii, sunt asociați cu fronturi. Prin urmare, studiul lor este una dintre cele mai importante sarcini ale meteorologilor.
În ciuda importanței sarcinii de a studia fronturile, cunoștințele despre condițiile de apariție a acestora sunt încă departe de a fi suficiente. Aceasta se referă în primul rând la formarea și evoluția norilor frontali. Diagramele de mai sus dau numai ideea generala despre norii frontali. De fapt, norii din zona fronturilor atmosferice constituie atât un mediu continuu, cât și straturi puternice, cu spații fără nori între ei.
Dificultățile în studierea fizicii formării norilor pe fronturi sunt asociate cu lipsa metodelor de studiu în masă și detaliat al tuturor caracteristicilor dezvoltării norilor în anumite condiții sinoptice, deoarece aceasta necesită o ședere lungă la înălțimi, ceea ce este dificil de implementat din punct de vedere tehnic.
Avioane cu adevărat moderne care zboară cu de mare viteză, vă permit să faceți observații și diverse măsurători de-a lungul traseului de zbor. Aerostatele sunt cele mai convenabile pentru studierea norilor. Dar nu pot intra întotdeauna în norul care ne interesează. În special, un balon nu poate intra în nori de tunete, deoarece poate fi aprins de un fulger.
S-a spus deja mai sus că formarea norilor este cauzată de condensarea vaporilor de apă din cauza ridicării aerului și a răcirii adiabatice a acestuia. Pentru a prezenta dificultățile studierii evoluției norilor, este suficient să spunem că mișcările verticale ale aerului, care determină formarea și distrugerea norilor, nu sunt încă susceptibile de măsurători directe. Calculele aproximative ale mișcărilor verticale se fac în prezent în principal din ipotezele teoretice ale modificărilor câmpurilor de presiune și vânt la diferite înălțimi.
Studiul fronturilor atmosferice și al sistemelor lor de nori atrage atenția multor oameni de știință atât din URSS, cât și din străinătate. Adesea, riscându-și viața, zboară în nori de tunete și, pas cu pas, își extind cunoștințele despre activitățile frontale. Prevederile privind trăsăturile structurale ale fronturilor, elaborate în principal de meteorologi norvegieni (T. Bergeron, S. Petersen și alții), au fost revizuite și perfecționate de oamenii de știință sovietici. Datorită lucrărilor lui A. F. Dyubyuk, N. L. Taborovsky, E. G. Zak, E. K. Fedorov, G. D. Zubyan, E. S. Selezneva și alții, cunoștințele noastre despre apariția și eroziunea fronturilor, natura mișcărilor verticale ale aerului și formarea norilor, precum și alte probleme legate de fronturi, s-au îmbogățit semnificativ. Și totuși mulți caracteristici importante formarea norilor și modificările formelor norilor în timpul evoluției fronturilor sunt încă necunoscute.
Nu există o unitate de vederi cu privire la problema întinderii verticale a fronturilor în troposferă și a formării fronturilor în stratosferă. Cu toate acestea, în anul trecut tot mai mulți oameni de știință ajung la concluzia că fronturile troposferice ajung în majoritatea cazurilor la tropopauză; mai înalt - în stratosferă - există și ele (G. D. Zubyan, R. Bergren), dar din cauza conținutului de umiditate neglijabil al aerului, norii nu se formează pe fronturile stratosferice.

Masele de aer se deplasează în jurul planetei ca întreg. Fronturile atmosferice, sau pur și simplu fronturile, sunt zone de tranziție între două mase de aer diferite. Se numesc zone de tranziție între masele de aer adiacente cu proprietăți diferite fronturi atmosferice. Acasă caracteristică fronturi atmosferice sunt valori mari ale gradientelor orizontale: presiune, temperatura, umiditateși altele.Aici se observă înnorărire semnificativă, cad cele mai multe precipitații, au loc cele mai intense schimbări de presiune, putere și direcție a vântului.

Un front atmosferic apare atunci când masele de aer rece și cald se apropie și se întâlnesc în straturile inferioare ale atmosferei sau în întreaga troposferă, acoperind un strat de până la câțiva kilometri grosime, cu formarea unei interfețe înclinate între ele.

Principala trăsătură caracteristică a fronturilor atmosferice este valorile mari ale gradienților orizontale: presiune, temperatură, umiditate etc. Zona frontului atmosferic este foarte îngustă în comparație cu masele de aer pe care le separă. În prezența mișcării, suprafața de tranziție devine înclinată, aerul mai dens (rece) formând o pană sub aer mai puțin dens (cald), iar aerul cald alunecând în sus de-a lungul acestei pane.

Grosimea verticală a suprafeței frontale este foarte mică - câteva sute de metri, ceea ce este mult mai mică decât lățimea maselor de aer pe care le separă. În troposferă, o masă de aer se suprapune pe alta. Lățimea zonei frontale pe hărțile meteo este de câteva zeci de kilometri, dar atunci când se analizează hărțile sinoptice, frontul este desenat sub forma unei singure linii. Numai pe secțiuni verticale la scară mare ale atmosferei este posibilă dezvăluirea limitelor superioare și inferioare ale stratului de tranziție.

Din acest motiv, pe hărțile sinoptice, fronturile sunt reprezentate ca o linie (linia frontului). La intersecția cu suprafața pământului, zona frontală are o lățime de aproximativ zece kilometri, în timp ce dimensiunile orizontale ale maselor de aer în sine sunt de aproximativ mii de kilometri.

În direcția orizontală, lungimea fronturilor, precum și a maselor de aer, este de mii de kilometri, pe verticală - aproximativ 5 km, lățimea zonei frontale până la suprafața Pământului - aproximativ o sută de kilometri, la altitudini - câteva sute de kilometri. . Zonele frontale se caracterizează prin modificări semnificative ale temperaturii și umidității aerului, direcțiilor vântului de-a lungul suprafeței orizontale, atât la nivelul solului, cât și deasupra.

Fronturile dintre masele de aer ale principalelor tipuri geografice de mai sus se numesc fronturi atmosferice principale. Fronturile principale sunt arctice (între aerul arctic și polar), polar (între aerul polar și tropical) și tropicale (între aerul tropical ecuatorial).

Conform proprietăților termodinamice, fronturile atmosferice dintre masele de aer de același tip geografic sunt împărțite în calde, reci și cu mișcare lentă (staționare), care pot fi primare, secundare și superioare, precum și simple și complexe (ocluzate). O poziție specială o ocupă fronturile de ocluzie formate la întâlnirea fronturilor calde și reci. Fronturile de ocluzie pot fi atât de tipul fronturilor reci, cât și ale celor calde. Pe hărțile meteo, fronturile sunt desenate fie ca linii colorate, fie ca simboluri.

Fronturi complexe complexe - fronturile de ocluzie sunt formate prin contopirea fronturilor reci și calde în timpul ocluziei cicloanelor. Există un front cald de ocluzie, dacă aerul din spatele frontului rece este mai cald decât aerul din fața frontului cald și un front rece de ocluzie, când aerul din spatele frontului rece este mai rece decât aerul din fața frontului rece. front cald.

Un front bine definit are o înălțime de câțiva kilometri, cel mai adesea - 3-5 km. Fronturile principale sunt asociate cu precipitații prelungite și abundente; în sistemul fronturilor secundare, procesele de formare a norilor sunt mai puțin pronunțate, precipitațiile sunt de scurtă durată și nu ajung întotdeauna pe Pământ. Există și precipitații intra-masă care nu sunt asociate cu fronturi.

În stratul de suprafață, datorită convergenței fluxurilor de aer către axa jgheaburilor barice, aici se creează cele mai mari contraste de temperatură a aerului - prin urmare, fronturile din apropierea Pământului sunt situate exact de-a lungul axelor jgheaburilor barice. Fronturile nu pot fi amplasate de-a lungul axelor crestelor barice, unde fluxurile de aer diverg, ci pot traversa doar axa crestei la un unghi mare.

Odată cu înălțimea, contrastele de temperatură pe axa jgheabului baric scad - axa jgheabului se deplasează către temperaturi mai scăzute ale aerului și tinde să coincidă cu axa jgheabului termic, unde contrastele de temperatură sunt minime. Deci, odată cu înălțimea, frontul se îndepărtează treptat de axa jgheabului baric către periferia sa, unde se creează cele mai mari contraste.

În funcție de direcția de mișcare a maselor de aer cald și rece situate pe ambele părți ale zonei de tranziție, fronturile sunt împărțite în cald și rece. Fronturile care își schimbă puțin poziția sunt numite inactive. O poziție specială o ocupă fronturile de ocluzie formate la întâlnirea fronturilor calde și reci. Fronturile de ocluzie pot fi atât de tipul fronturilor reci, cât și ale celor calde. Pe hărțile meteo, fronturile sunt desenate fie ca linii colorate, fie ca simboluri.

Fronturile atmosferice se formează în zona de frontieră a 2 mase de aer învecinate. frontul atmosferic este o zonă de tranziție între două mase de aer cu proprietăți fizice diferite. Frontul atmosferic dintre masele de aer în mișcare se intersectează cu planul orizontului la un unghi mai mic de 1º, are o lățime în plan orizontal de zeci de kilometri și o grosime verticală de ordinul a sute de metri. Lungimea frontului atmosferic ajunge la mii de kilometri.

Fenomenele meteorologice speciale sunt asociate cu fronturi. Mișcările ascensionale ale aerului în zonele frontale duc la formarea unor vaste sisteme de nori, din care precipitațiile cad pe suprafețe mari. Valurile atmosferice uriașe care apar în masele de aer de pe ambele părți ale frontului duc la formarea unor perturbări atmosferice de natură vortex - cicloni și anticicloni, care determină regimul vântului și alte elemente meteorologice.

Fronturi climatice majore:

Arctica (Antarctica) - la granița dintre AB și SV.

Polar - la granița dintre SW și TV.

Intratropical - la granița dintre TV și EV.

În ceea ce privește orice suprafață de contact, limită, linia frontului atmosferic este caracterizată prin procese furtunoase, active de amestecare atmosferică, formarea de vârtejuri atmosferice și dezvoltarea aerului convectiv.

Ciclonii se formează de-a lungul liniilor arctice și în special a fronturilor polare. Acest proces se numește ciclogeneză.

Ciclon. Ciclonul (din grecescul kyklon - învârtire) este o perturbare atmosferică la scară largă de natură vortex, asociată cu o zonă de presiune atmosferică scăzută. Presiunea atmosferică minimă cade pe centrul ciclonului. Vânturile din ciclonul emisferei nordice sunt îndreptate în sens invers acelor de ceasornic, deviând spre centru în stratul inferior; în emisfera sudica- în sensul acelor de ceasornic, cu aceeași abatere în stratul inferior.

Diagrama ciclonului (Z).

Anticiclon. Un anticiclon este o zonă cu presiune atmosferică ridicată cu izobare concentrice închise la nivelul mării. Presiune maximă in centrul anticiclonului, la periferie scade. Aerul din anticiclon se deplasează în emisfera nordică, ocolându-se în jurul centrului în sensul acelor de ceasornic (adică deviând spre dreapta), în emisfera sudică - în sens invers acelor de ceasornic. În stratul inferior, liniile de curent de aer sunt sub formă de spirale divergente de la centru. Divergența curenților de aer în straturile inferioare atrage preponderența mișcărilor în jos (așezarea) aerului în anticiclon cu o componentă verticală de ordinul zecilor și sutelor de metri pe zi.

Diagrama unui anticiclon (Az).

Cicloni (A) și anticicloni (B) (în emisfera nordică)

Fronturile apar și dispar în mod constant (neclară) datorită anumitor caracteristici circulatie atmosferica. Împreună cu acestea se formează mase de aer și își schimbă proprietățile.

Fronturile în funcție de natura mișcării maselor de aer sunt împărțite în caldȘi rece. Partea frontală se deplasează către o masă de aer mai puțin activă. O masă de aer mai activă o deplasează pe una mai puțin activă din teritoriu. Mai activă este masa, unde gradientul baric este mai mare.

front cald

cald este un front care se deplasează spre aer rece, deoarece aerul cald este mai activ. Curge în aerul rece care se retrage, ridicându-se calm pe suprafața frontală. Are loc răcirea adiabatică, însoțită de condensarea umidității și formarea unui sistem puternic de nori, care duce la precipitații. Lungimea zonei ploioase ajunge la 600-700 km. În locul în care se ridică aerul cald, adică. se formează o zonă pe linia frontului presiune scăzută. Aerul rece se retrage încet. În general, un front cald aduce căldură și umezeală.

Rece Un front apare atunci când aerul rece împinge aerul cald dintr-o zonă. Masa de aer cald este împinsă în sus de o pană de aer rece. Trecerea frontului duce la o schimbare a masei de aer cald la una rece și, în consecință, la o scădere a temperaturii și la schimbări bruște ale altor elemente meteorologice. Suprafața frontală este mai abruptă decât cea a unui front cald.

front rece

În funcție de gradul de stabilitate a aerului cald, se disting fronturi reci de primul și al doilea fel.

Front rece de primul fel se mișcă relativ încet, aerul cald din fața lui se ridică calm. Panta frontului este ceva mai mare decât cea a frontului cald, iar zona de precipitații este mai mică. Sistemul de nori este dominat de nori nimbostratus (Ns), apoi altostratus (As) și apoi cirrostratus (Cs). Norii cumulonimbus (Cb) sunt observați înaintea frontului. Norii altocumulus (Ac) sunt vestigii frontului.

Front rece de al 2-lea fel eliberat atunci când aerul rece invadează rapid și împinge activ masa de aer cald. Mișcarea în sus a aerului cald în fața frontului în partea inferioară se întâlnește cu mișcarea în jos de-a lungul suprafeței frontale. O inversare are loc în fața frontului la înălțime. În fața frontului se formează și un puternic sistem de nori, în principal din nori cumulonimbus (Cb), sunt caracteristice vânturile burbujene, averse cu furtună, adesea cu grindină. Dar frontul trece repede și vremea se îmbunătățește.

FRONTUL ATMOSFERIC (frontul troposferic), o zonă intermediară, de tranziție, între masele de aer din partea inferioară a atmosferei - troposfera. Zona frontală atmosferică este foarte îngustă în comparație cu masele de aer pe care le separă, de aceea este considerată aproximativ ca interfața (interfața) a două mase de aer de densitate sau temperatură diferită și se numește suprafață frontală. Din același motiv, pe hărțile sinoptice, frontul atmosferic este reprezentat ca o linie (linia frontului). Dacă masele de aer ar fi staționare, suprafața frontului atmosferic ar fi orizontală, cu aer rece dedesubt și aer cald deasupra, dar întrucât ambele mase se mișcă, acesta este înclinat față de suprafața pământului, iar aerul rece se află sub formă de o pană foarte blândă sub cea caldă. Tangenta pantei suprafeței frontale (panta frontală) este de aproximativ 0,01. Fronturile atmosferice se pot extinde uneori până la tropopauză, dar pot fi limitate și la kilometrii inferiori ai troposferei. La intersecția cu suprafața pământului, zona frontală atmosferică are o lățime de ordinul a zeci de kilometri, în timp ce dimensiunile orizontale ale maselor de aer în sine sunt de ordinul a mii de kilometri. La începutul formării fronturilor atmosferice și în timpul erodării acestora, lățimea zonei frontale va fi mai mare. Pe verticală, fronturile atmosferice sunt un strat de tranziție de sute de metri grosime, în care temperatura scade mai puțin decât de obicei odată cu înălțimea, sau crește, adică se observă inversarea temperaturii.

La suprafața pământului, fronturile atmosferice sunt caracterizate de gradienți orizontali crescuti de temperatură a aerului - într-o zonă îngustă a frontului, temperatura se schimbă brusc de la valorile caracteristice unei mase de aer la valorile caracteristice alteia, iar modificarea uneori depășește 10°C. Umiditatea aerului și transparența acestuia se modifică și în zona frontală. În câmpul baric, fronturile atmosferice sunt asociate cu jgheaburi presiune redusă(vezi sisteme barice). Pe suprafețele frontale se formează sisteme extinse de nori, dând precipitații. Frontul atmosferic se deplasează cu o viteză egală cu componenta normală față de viteza vântului, astfel trecerea frontului atmosferic prin locul de observare duce la o schimbare rapidă (în câteva ore) și uneori bruscă a elementelor meteorologice importante și a întregului regim meteorologic. .

Fronturile atmosferice sunt caracteristice latitudinilor temperate, unde principalele mase de aer ale troposferei se învecinează unele cu altele. La tropice, fronturile atmosferice sunt rare, iar zona de convergență intratropicală care este prezentă constant acolo diferă semnificativ de acestea, nefiind o diviziune de temperatură. Motivul principal pentru apariția unui front atmosferic (frontogeneza) este prezența unor astfel de sisteme de mișcare în troposferă, care duc la convergența (convergența) maselor de aer care au temperaturi diferite. Zona de tranziție inițial largă între masele de aer devine apoi un front ascuțit. În cazuri speciale, formarea unui front atmosferic este posibilă atunci când aerul curge de-a lungul unei limite ascuțite de temperatură pe suprafața subiacentă, de exemplu, deasupra marginii gheții din ocean (așa-numita frontogeneză topografică). În curs circulatie generalaÎn atmosferă între mase de aer din diferite zone latitudinale cu contraste de temperatură suficient de mari, apar fronturi principale lungi (mii de km) lungi (mii de km) alungite în principal la latitudine - arctice, antarctice, polare, pe care se formează cicloni și anticicloni. În acest caz, stabilitatea dinamică a frontului atmosferic principal este încălcată, este deformată și se deplasează în unele zone la latitudini mari, în altele - la latitudini joase. Pe ambele părți ale suprafeței frontului atmosferic apar componente verticale ale vitezei vântului de ordinul cm/s. Deosebit de importantă este mișcarea ascendentă a aerului deasupra suprafeței frontului atmosferic, ceea ce duce la formarea de sisteme de nori și precipitații.

În partea frontală a ciclonului, frontul atmosferic principal capătă caracterul unui front cald (figura, a), când înaintează spre latitudini mari, aerul cald ia locul aerului rece care se retrage. În partea din spate a ciclonului, frontul atmosferic capătă caracterul unui front rece (figura, b) odată cu înaintarea panei reci înainte și cu deplasarea aerului cald din fața acestuia în straturile înalte. Când un ciclon este blocat, un front atmosferic cald și rece se combină pentru a forma un front de ocluzie complex cu modificări corespunzătoare în sistemele de nori. Ca urmare a evoluției tulburărilor frontale, fronturile atmosferice în sine sunt spălate (așa-numita frontoliză). Modificările din domeniul presiunii atmosferice și ale vântului, create de activitatea ciclonică, duc însă la apariția condițiilor pentru formarea de noi fronturi atmosferice și, în consecință, la reluarea constantă a procesului de activitate ciclonică pe fronturi.

În partea superioară a troposferei, în legătură cu frontul atmosferic, așa-numitul curente cu jet. Din fronturile principale se disting fronturi atmosferice secundare, care apar în interiorul maselor de aer ale unuia sau altuia. zona naturala cu o parte din eterogenitatea lor; nu joacă un rol semnificativ în circulaţia generală a atmosferei. Sunt cazuri când frontul atmosferic este bine dezvoltat în atmosfera liberă (frontul atmosferic superior), dar este puțin pronunțat sau nu apare deloc în apropierea suprafeței terestre.

Lit.: Petersen S. Analysis and weather forecasts. L., 1961; Palmen E., Newton C. Sisteme de circulație atmosferică. L., 1973; Ocean - atmosferă: Enciclopedie. L., 1983.