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温暖前線の形成メカニズム。ヨット。天気。大気前線 - 形成と浸食。地理的な大気の違い

)、かなり狭い遷移ゾーンによって互いに分離されており、地球の表面(1°未満)。フロントは、異なる物理的特性を持つものの間の分割です。前線と地表の交点を前線といいます。すべての物件が正面にあります気団- 気温、風向と風速、湿度、降水量 - は劇的に変化します。前線が観測地点を通過する際には、多かれ少なかれ急激な変化が伴います。

低気圧と気候前線に関連する前線があります。

低気圧では、暖かい空気と冷たい空気が出会うときに前線が形成され、通常、前線系の上部は中央に位置します。冷たい空気は暖かい空気と出会うと必ず底に行きます。温かいものの下を流れ、上に押し上げようとします。逆に、暖かい空気は冷たい空気の上に流れ、冷たい空気に押し付けられると、それ自体が界面に沿って上昇します。どの空気の活動がより活発であるか、前線がどの方向に移動するかに応じて、空気は暖かいまたは寒いと呼ばれます。

温暖前線は冷たい空気に向かって移動し、暖かい空気の到来を知らせます。冷たい空気をゆっくりと押し返します。軽いので、冷気のくさびに流れ込み、界面に沿って緩やかに上昇します。この場合、前線の前に広大な雲の帯が形成され、そこから大量の雨が降ります。温暖前線の前方の降水量は300kmに達し、寒い時期には400kmにも達します。前線の後ろでは、降水は止まります。冷たい空気が暖かい空気に徐々に置き換えられると、圧力が低下し、風が増加します。前線が通過した後は、急激な天候の変化が見られます。上昇したり、方向を約90度変えて弱まり、視界が悪化したり、霧雨が発生したり、霧雨が発生する可能性があります。

寒冷前線は暖かい空気に向かって移動します。この場合、より高密度で重い冷たい空気が地表に沿ってくさびの形で移動し、暖かい空気よりも速く移動し、いわば、その前の暖かい空気を持ち上げて、勢いよく上向きに押し上げます。前線の上やその前方には大きな積乱雲が形成され、そこから集中豪雨が降ったり、発生したりして観測されています。強い風。前線の通過後は、降水量と曇りが大幅に減少し、風向きが約90度変わり、やや弱くなり、気温が低下し、湿度が低下し、透明度や視程が高まります。成長しています。

北極（南極）フロントは北極（南極）の空気と空気を分離します温帯緯度, 2つの温帯（極）前線が温帯の空気と熱帯の空気を分けています。熱帯前線は、熱帯の空気と、温度ではなく温度の異なる空気が出会う場所で形成されます。夏にはすべての前線がベルトの境界とともに極に向かって移動し、冬には極に向かって移動します。それらは、遠く離れた場所に広がる別々の枝を形成することがよくあります。熱帯前線は常に夏である半球にあります。

大気前線、または単に前線は、2 つの異なる気団の間の移行ゾーンです。移行帯は地球の表面から始まり、気団間の差異がなくなる高度まで上向きに伸びます (通常は対流圏の上部境界まで)。地球の表面の遷移帯の幅は100 kmを超えません。

移行ゾーン（気団の接触ゾーン）では、突然の変化気象パラメータ（温度、湿度）の値。ここではかなりの曇りがあり、降水量が最も多く、気圧、風速、風向の最も激しい変化が発生します。

移行帯の両側に位置する暖気団と寒気団の移動方向に応じて、前線は暖気と寒気に分けられます。位置がほとんど変わらない前線は座りがちと呼ばれます。特別な位置は、温暖前線と寒冷前線が出会うときに形成される閉塞前線によって占められています。閉塞フロントは、コールドフロントまたはウォームフロントのいずれかになります。天気図では、前線は色付きの線で描かれるか、シンボル(図4を参照)。これらの各面については、以下で詳しく説明します。

2.8.1. 温暖前線

前線が、冷たい空気が後退して暖かい空気に道を譲るような動きをする場合、そのような前線は温暖前線と呼ばれます。前進する暖かい空気は、冷たい空気が存在していた空間を占めるだけでなく、遷移領域に沿って上昇します。上昇すると冷却され、それに含まれる水蒸気が凝縮します。その結果、雲が形成されます（図13）。

図 13. 鉛直断面図と天気図上の温暖前線。

図は最も典型的な曇り、降水量、気流を示しています。温暖前線。温暖前線が近づく最初の兆候は、巻雲 (Ci) の出現です。圧力が下がり始めます。数時間後、巻雲は厚くなり、巻層雲 (Cs) のベールになります。巻層雲の後にはさらに密度の高い高層雲が続きます。層雲（として）月や太陽によって徐々に不透明になります。同時に、気圧がより強く低下し、わずかに左に曲がる風が強くなります。特に冬には途中で蒸発する時間がないため、高層雲から降水量が降ることがあります。

しばらくすると、これらの雲は乱層雲 (Ns) に変わり、その下には通常、乱層雲 (Frob) と層雲 (Frst) があります。層層雲からの降水量はより激しくなり、視界は悪化し、気圧は急速に低下し、風が強まり、突風になることもよくあります。前線が通過すると、風は急激に右に向きを変え、気圧の低下が止まるか減速します。雨が止むこともありますが、通常は弱まり、霧雨に変わります。気温も湿度も徐々に上がっていきます。

温暖前線を通過するときに遭遇する可能性のある困難は、主に、幅が 150 海里から 200 海里の視界不良地帯に長時間滞在することに関連しています。一年の半分が寒い時期に温暖前線を通過する場合、温帯や北方の緯度での航行条件は、視界不良ゾーンの拡大と着氷の可能性により悪化することを知っておく必要があります。

2.8.2. 寒冷前線

寒冷前線は、暖かい気団に向かって移動する前線です。寒冷前線には主に 2 つのタイプがあります。

1) 第 1 種寒冷前線 - ゆっくりと移動または減速する前線。低気圧または高気圧の周辺で最もよく観察されます。

2) 2 番目のタイプの寒冷前線 - 急速に移動する、または加速して移動する; 高速で移動する低気圧や谷の内部で発生します。

第一種寒冷前線。前述したように、第 1 種寒冷前線はゆっくりと進む前線です。この場合、暖かい空気は、侵入する冷たい空気のくさびをゆっくりと上昇します（図14）。

その結果、まず境界層の上に乱層雲（Ns）が形成され、前線から少し離れたところで高層雲（As）と巻層雲（Cs）に変化します。降水量は前線付近から降り始め、前線通過後も降り続けます。前線後降水帯の幅は 60 ～ 110 NM です。暖かい季節、そんな前線の前部で、有利な条件雷雨を伴う強力な積乱雲 (Cb) の形成のため、そこから雨が降ります。

前線の直前の気圧が急激に低下し、気圧図上に特徴的な「雷雨の鼻」、つまり下向きの鋭いピークが形成されます。前線が通過する直前に、風は前線に向かって向きを変えます。左折します。前線が通過すると気圧が高まり始め、風は大きく右に変わります。前線が明確に定義された谷に位置する場合、風の向きが 180 度に達することがあります。たとえば、南風が北風に変わる場合があります。前線が通過すると寒さが本格化します。

米。 14. 垂直断面図および天気図上の第 1 種寒冷前線。

最初のタイプの寒冷前線を通過する際の航行条件は、降水帯での視界の悪化と吹く風の影響を受けます。

第二種寒冷前線。これは急速に動く前線です。冷たい空気の急速な移動により、前頭前部の暖かい空気が非常に激しく移動し、その結果、積雲が強力に発達します (C) (図 15)。

高高度の積乱雲は通常、前線から 60 ～ 70 NM 前方に伸びます。この雲系の前部は、巻層雲 (Cs)、巻積雲 (Cc)、レンズ状高積雲 (Ac) 雲の形で観察されます。

接近する前線の前方の気圧は下がりますが、風は弱く左に変わり、激しい雨が降ります。前線が通過した後、気圧は急速に増加し、風は急激に右に向きを変え、大幅に強まり、嵐の性質を帯びます。気温は1～2時間で10℃も下がることもあります。

米。 15. 垂直断面図および天気図上の第 2 種寒冷前線。

このような前線を横切るときの航行条件は、前線近くの強力な上昇気流自体が破壊的な風速の渦の形成に寄与するため、好ましくありません。このようなゾーンの幅は 30 NM に達する場合があります。

2.8.3. ゆっくりと動いている前線または停滞している前線

暖気団に向かっても寒気団に向かっても顕著な変位を経験しない前線は、静止と呼ばれます。停滞前線は通常、鞍部や深い谷、あるいは高気圧の周辺に位置します。停滞前線の雲系は、暖層前線に似た巻層雲、高層雲、虹層雲からなる雲系です。夏は前線に積乱雲が発生することが多いです。

このような前線の風向きはほとんど変わりません。冷気側の風速は低くなります（図16）。圧力には大きな変化はありません。狭い帯（30 NM）では激しい雨が降ります。

波の擾乱は停滞前線で発生する可能性があります (図 17)。波は、冷たい空気が左側、つまり等圧線の方向に残るように、静止前線に沿って急速に移動します。暖かい気団の中で。移動速度は30ノット以上に達します。

米。 16. 天気図上でゆっくりと動く前線。

米。 17. 動きの遅い前線での波の乱れ。

米。 18. 遅い前線に低気圧が発生。

波が過ぎた後、フロントは元の位置に戻ります。冷たい空気が後方から流入すると、通常、低気圧が形成される前の波の乱れの増加が観察されます（図18）。

春、秋、特に夏には、停滞した前線に波が通過することで、スコールを伴う激しい雷雨が発生します。

停滞前線を通過する際の航行条件は、視程の悪化や夏場は風が強まり荒風となるため複雑になります。

2.8.4. オクルージョンフロント

閉塞前線は、寒冷前線と温暖前線が閉鎖し、暖かい空気が上方に移動した結果として形成されます。閉鎖プロセスは、寒冷前線が移動するサイクロンで発生します。高速、暖かいものを追い越します。

閉塞前線の形成には 3 つの気団 (2 つは寒気、もう 1 つは暖気) が関与しています。寒冷前線の後ろの寒気団が前線の前方の寒気団よりも暖かい場合、暖かい空気を上方に押しのけて、同時に前線のより冷たい空気団の上に流れ込みます。このようなフロントはウォームオクルージョンと呼ばれます（図19）。

米。 19. 鉛直断面図および天気図上の暖閉塞前線。

寒冷前線の後ろの気団が温暖前線の前の気団よりも冷たい場合、この後部の気団は暖気団と前線寒気団の両方の下を流れることになります。このようなフロントはコールドオクルージョンと呼ばれます（図20）。

オクルージョンフロントは、その発達においてさまざまな段階を経ます。閉塞前線における最も困難な気象条件は、熱前線と寒冷前線が閉じた最初の瞬間に観察されます。この間、図に示すようにクラウドシステムが構築されました。 20は、暖地と寒冷前線の雲が重なった雲です。乱層雲や積乱雲からは一面に雨が降り始め、前線ではにわか雨に変わります。

風は、閉塞の温暖前線の手前で強まり、通過後に弱まり、右に曲がります。

閉塞の寒冷前線の前では、風は嵐にまで強まり、通過後は弱くなり、急激に右に曲がります。暖かい空気がより高い層に移動するにつれて、オクルージョンフロントは徐々にぼやけ、雲システムの垂直方向の力が減少し、雲のない空間が現れます。虹層雲は層雲へ、高層雲は高積雲へ、そして巻層雲は鰓積雲へと徐々に変化していきます。降水が止まります。古い閉塞前線の通過は、7〜10ポイントの高積雲の流入として現れます。

米。 20. 垂直断面図と天気図上のコールドオクルージョンフロント。

発達の初期段階で閉塞前線のゾーンを泳ぐための条件は、それぞれ温暖前線または寒冷前線のゾーンを通過するときの泳ぎの条件とほとんど変わりません。

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大気前線、対流圏前線 - 物理的特性が異なる隣接する気団間の対流圏の移行帯。

大気前線は、寒気と暖気の塊が接近して合流するときに発生します。下位層大気圏または対流圏全体で、最大数キロメートルの厚さの層を覆い、それらの間に傾斜した界面が形成されます。

種類 :

温暖前線 - 大気前線がより冷たい空気に向かって移動します (熱移流が観察されます)。温暖前線の背後で、暖かい気団がこの地域に入ります。

天気図では、温暖前線は赤色でマークされるか、前線の進行方向に向けられた黒く塗られた半円でマークされます。温暖前線が近づくと気圧が下がり始め、雲が厚くなり、大量の雨が降り始めます。冬には、前線が通過するときに低い層雲が発生することがよくあります。気温も湿度も徐々に上がってきています。前線が通過すると、通常、気温と湿度が急速に上昇し、風が強くなります。前線が通過した後、風向きが変わり（風は時計回りに変わり）、気圧の低下が止まり、わずかに増加し始め、雲は消え、降水は止まります。気圧傾向の分野は次のように表されます。温暖前線の前には圧力降下の閉じた領域があり、前線の後ろには圧力の増加または相対的な増加（減少ですが、前線よりも小さい）があります。正面の）。

温暖前線の場合、冷たい空気に向かって移動する暖かい空気は、冷たい空気のくさびに流れ込み、このくさびに沿って上向きに滑り、動的に冷却されます。上昇する空気の初期状態によって決まる特定の高さでは、飽和が達成されます。これが凝縮のレベルです。このレベルを超えると、上昇気流で雲の形成が発生します。冷たい空気のくさびに沿って滑る暖かい空気の断熱冷却は、圧力の動的低下による不安定性と大気の下層での風の収束による上昇運動の発達によって強化されます。前線の表面に沿って上向きに滑る間に暖かい空気が冷却されると、特徴的な層雲システム (上向き滑雲)、すなわち、巻層雲 - 高層雲 - 乱層雲 (Cs-As-Ns) が形成されます。

雲がよく発達した温暖前線の地点に近づくと、巻雲は最初、前部にかぎ爪のような形をした平行な縞模様の形で現れ、その部分で気流の方向に長く伸びます（温暖前線の前兆）。レベル（Ci uncinus）。最初の巻雲は、地表近くの前線（約 800 ～ 900 km）から数百 km 離れた場所で観察されます。スピンドリフト雲その後、巻層雲 (Cirrostratus) に入ります。これらの雲はハロー現象によって特徴付けられます。上層の雲である巻層雲と巻雲 (Ci と Cs) は氷の結晶で構成されており、降水は生じません。ほとんどの場合、Ci-Cs 雲は独立した層を表し、その上部境界はジェット気流の軸と一致し、つまり対流圏界面に近くなります。

その後、雲はますます濃くなり、高層雲（Altostratus）は徐々に虹層雲（Nimbostratus）に変わり、一面の降水量が降り始め、前線を通過した後は弱くなるか完全に止まります。前線に近づくにつれて、ベース Ns の高さが低くなります。その最小値は、上昇する暖かい空気の凝縮レベルの高さによって決まります。アルト層 (As) はコロイド状で、小さな液滴と雪片の混合物で構成されています。それらの垂直方向の厚さは非常に重要です。これらの雲は高度 3 ～ 5 km から始まり、高度 4 ～ 6 km 程度まで広がります。つまり、厚さは 1 ～ 3 km です。夏にはこの雲から降った雨が通過します暖かい部分大気中で蒸発し、必ずしも地表に到達するとは限りません。冬には、As からの降水が雪としてほぼ常に地表に到達し、その下にある St-Sc からの降水も促進されます。この場合、連続降水帯の幅は400km以上に達する可能性があります。地球の表面に最も近いところ（標高数百メートル、時には 100 ～ 150 メートル、さらにはそれより低いところ）には乱層雲 (Ns) の下境界があり、そこから降水量が雨や雪の形で降り注ぎます。乱層雲は、乱層雲 (St fr) の下で発達することがよくあります。

Ns の雲は 3 ～ 7 km の高さまで伸びており、垂直方向の厚さが非常に厚いです。雲も氷要素と水滴で構成されており、特に雲の下部では水滴と結晶がアスよりも大きくなります。 As-Ns クラウドシステムの下位ベース概要前面と一致します。 As-Ns 雲の上端はほぼ水平であるため、前線付近で最大の厚さが観測されます。温暖前線の雲体系が最も発達する低気圧の中心では、雲域Nsと多雨域の幅は平均約300kmである。一般に、As-Ns 雲の幅は 500 ～ 600 km、Ci-Cs 雲帯の幅は約 200 ～ 300 km です。このシステムを地上地図に投影すると、そのすべてが 700 ～ 900 km 離れた温暖前線の前に表示されます。場合によっては、前面の傾斜角、結露レベルの高さ、対流圏下部の熱状態に応じて、曇りや降水のゾーンが非常に広くなったり、狭くなったりすることがあります。

夜になると、As-Ns 雲系の上部境界が放射冷却され、雲内の温度が低下するとともに、気温が上昇します。垂直混合冷却された空気が雲に下降すると、雲内での氷相の形成、雲要素の成長、および降水の形成が促進されます。低気圧の中心から遠ざかるにつれて、上向きの空気の動きが弱まり、降水は止まります。前線雲は前線の傾斜面だけでなく、場合によっては前線の両側にも発生することがあります。これは特に低気圧の初期段階で典型的で、上向きの動きが前線領域を捉えると、降水量が前線の両側に降る可能性があります。しかし、前線の後ろでは、前線の雲は通常高度に層状になっており、前線後の降水量は霧雨や雪粒の形になることがよくあります。

非常に平坦な前線の場合、雲システムは前線から前方に移動する可能性があります。温暖な季節には、前線付近での上昇運動が対流性を帯び、温暖前線で積乱雲が発達することが多く、にわか雨や雷雨が（昼夜問わず）観察されます。

夏には、曇りの多い温暖前線の後ろの表層の日中は、前線の前線よりも陸上の気温が低くなることがあります。この現象は温暖前線のマスキングと呼ばれます。

古い温暖前線からの雲が前線全体に層状になることもあります。徐々にこれらの層は消失し、降水は停止します。温暖前線が降水量を伴わない場合もあります（特に夏）。これは、暖かい空気の水分含有量が低く、結露のレベルがかなり高い場合に発生します。空気が乾燥しているとき、特にその顕著な安定した成層の場合、暖かい空気の上方への滑りは多かれ少なかれ激しい曇りの発達にはつながりません。つまり、雲がまったく存在しないか、雲の帯が存在しません。上段と中段が観察されます。

寒冷前線 - 暖かい空気に向かって移動する大気前線 (暖気団と寒気団を隔てる表面)。冷たい空気が前進し、暖かい空気を押し戻す: 寒冷移流が観察され、寒冷前線の背後で寒気団がこの地域に流入します。

天気図では、寒冷前線は青色でマークされるか、前線の進行方向を示す黒く塗られた三角形でマークされます。寒冷前線の線を横切るとき、風は温暖前線の場合と同様に右に曲がりますが、その曲がりはより大きく、より鋭くなります - 南西、南（前線の前）から西へ、北西（正面の後ろ）。同時に風速も増加します。前線の前では気圧がゆっくりと変化します。下がることもありますが、上がることもあります。寒冷前線の通過に伴い、気圧が急激に上昇し始めます。寒冷前線の背後では、気圧の上昇が 3 ～ 5 hPa/3 時間、場合によっては 6～8 hPa/3 時間以上に達することがあります。圧力傾向の変化（低下から上昇、緩やかな成長からより強い成長へ）は、地表前線の通過を示します。

前線の前方では降水量が観測されることが多く、雷雨やスコールが発生することもよくあります（特に一年の暖かい半分）。前線が通過した後、気温は時々急速かつ急激に低下します（寒気の移流）。1〜2時間で5〜10℃以上低下します。露点は気温とともに下がります。通常、前線が寒冷前線の背後に移動すると、視界は良くなります。湿った空気北緯から。

寒冷前線の天気の性質は、前線の動きの速度、前線の前方の暖気の性質、寒冷前線の上の暖気の上向きの動きの性質によって大きく異なります。

寒冷前線には 2 つのタイプがあります。

第一種寒冷前線、冷たい空気がゆっくりと流入するとき、

寒気の急速な進行を伴う第二種寒冷前線。

咬合前部 - 対流圏下部および中部の熱尾根に関連する大気前線。これにより、大規模な上向き空気の移動と、雲と降水の広範囲にわたるゾーンの形成が引き起こされます。多くの場合、オクルージョンフロントは閉鎖によって発生します。これは、寒冷前線が前方を移動する温暖前線に「追いつき」、それに合流するという事実により、低気圧内で暖かい空気が上方に移動するプロセスです（低気圧オクルージョンのプロセス）。閉塞前線は激しい降水量、夏には激しい雨や雷雨に関連しています。

低気圧の後部の寒気は下降するため、寒冷前線は温暖前線よりも速く移動し、時間の経過とともに寒冷前線に追いつきます。低気圧が満たされる段階で、複雑な前線、つまり寒冷大気前線と暖かい大気前線が閉じるときに形成される閉塞前線が発生します。閉塞前線システムでは 3 つの気団が相互作用し、そのうち暖かい気団は地表に接触しなくなります。漏斗の形をした暖かい空気は徐々に上向きに上昇し、横から来る冷たい空気がその場所を占めます。寒冷前線と温暖前線が接触するときに生じる境界面は、閉塞前面と呼ばれます。閉塞前線は、夏の激しい降水と激しい雷雨に関連しています。

閉塞中に閉じる気団は通常、異なる温度- 一方が他方よりも寒い可能性があります。これに従って、2 つのタイプの閉塞フロント、つまり温暖前線タイプの閉塞フロントと寒冷前線タイプの閉塞フロントが区別されます。

で真ん中のレーンロシアと CIS では、冬には温暖な閉塞前線が優勢になります。これは、低気圧の後部に温帯の海の空気が入り、低気圧の前部の大陸の温帯空気よりもはるかに暖かいためです。夏には、主に閉塞寒冷前線がここで観察されます。

オクルージョンフロントの圧力フィールドは、V 字型の等圧線を持つ明確に定義された谷によって表されます。総観図の前線の前には、温暖前線の表面に関連する圧力降下の領域があり、閉塞前線の後ろには、寒冷前線の表面に関連する圧力増加の領域があります。閉塞低気圧の温暖前線と寒冷前線の残りの開いた部分が分岐する総観図上の点が閉塞点です。サイクロンが閉塞すると、閉塞点はその周辺に移動します。

咬合前線の前部には巻雲（Ci）、巻層雲（Cs）、高層雲（As）が観察され、活動的な咬合前線の場合は虹層雲（Ns）が観察されます。第 1 種の寒冷前線が閉塞に関与している場合、寒冷前線の雲システムの一部が上部温暖前線の上に残る可能性があります。 2 番目のタイプの寒冷前線が関与している場合、上部温暖前線の背後で晴天が発生しますが、下部寒冷前線では、前部の冷たい空気の中にすでに積乱雲 (Cb) の波が発生し、より冷たい後部のくさびによって置き換えられる可能性があります。したがって、高層雲および層状雲 (As-Ns) からの降水が発生する場合、降水が発生する前に降水が始まる可能性があります。降雨、下部寒冷前線の通過と同時に、または通過後に発生します。降水量は前線下部の両側に降る可能性があり、全面降水からにわか雨への移行が発生する場合、それは前線下部の前方ではなく、前線のすぐ近くで起こります。

温暖前線と寒冷前線の収束雲システムは主に As-N で構成されています。収束の結果、強力な Cs-As-Ns 雲システムが現れ、その厚さは上部寒冷前線近くに現れます。いつヤングフロントオクルージョンクラウドシステムは、Ci と Cs から始まり、As に変化し、次に Ns に変化します。場合によっては、N の後に Cb が続き、さらに N が続くことがあります。閉塞面に沿った後方空気の弱い上方滑りは、それに沿って氷床コアのレベルに達しない層雲や層積雲 (St-Sc) などの雲の形成につながる可能性があります。これらにより、温暖前線下部の前に霧雨が発生するでしょう。古い暖かい閉塞前線の場合、雲システムは巻層雲 (Cs) と高積雲 (Ac) で構成され、時には高層雲 (As) が加わります。降水がない可能性があります。

静止前線

1. 宇宙で位置を変えない前線。

2. 気団が水平に移動する前線。滑らずに前へ。

32)サイクロンと高気圧。それらの発達段階、風力システムとそれらの曇り。

高気圧- 面積の増加大気圧海面での閉じた同心等圧線と、対応する風の分布を示します。低高気圧 - 寒冷では、等圧線は対流圏の最下層（最大1.5 km）でのみ閉じたままであり、対流圏の中間部では圧力の上昇はまったく検出されません。このような高気圧の上に高高度低気圧が存在する可能性もあります。

天気の変化を見るのはとても楽しいです。太陽は雨に変わり、雨は雪に変わり、そして突風がこの多様性のすべてを吹き飛ばします。子供の場合、これは賞賛と驚きを引き起こしますが、高齢者では、プロセスのメカニズムを理解したいという欲求を引き起こします。天気がどのような形をしているのか、そして大気前線がそれにどのように関係しているのかを理解してみましょう。

気団境界

通常の認識では、「前線」は軍事用語です。ここは敵軍の衝突が起こる端です。そして、大気前線の概念は、地球の表面の広大な領域に形成される 2 つの気団間の接触の境界です。

自然の意志により、人間はあらゆるものを生き、進化させ、居住させる機会を得ました。広いエリア。対流圏 - 下部地球の大気 - 私たちに酸素を供給し、継続的に運動しています。それはすべて、共通の出来事と同様の指標によって統合された個々の気団で構成されています。これらの質量の主な指標には、体積、温度、圧力、湿度などがあります。運転中さまざまな大衆近づいてきて衝突する可能性があります。しかし、それらは決して境界を失うことはなく、互いに混ざり合うことはありません。 - これらは、急激な気象変化が接触して発生する地域です。

ちょっとした歴史

「大気前線」や「前線表面」という概念は、単独で生まれたものではありません。それらはノルウェーの科学者 J. Bjerknes によって気象学に導入されました。これは1918年に起こりました。ビヤークネスは、大気前線が高層と中層の主なつながりであることを証明しました。しかし、このノルウェー人が研究する前の 1863 年に、フィッツロイ提督は、激しい大気のプロセスは世界のさまざまな方向から来る気団の合流点で始まると示唆しました。しかしその時点では、科学界はこれらの観察に注意を払いませんでした。

ビャークネスが代表者だったベルゲン学派は、独自の観察を行っただけでなく、初期の観察者や科学者によって表明されたすべての知識と仮定をまとめ、それらを一貫した科学システムの形で提示しました。

定義上、異なる空気流間の移行領域を表す傾斜面は前面と呼ばれます。しかし、大気前線は気象地図上に前線の表面を表示したものです。通常、大気前線の遷移領域は地球の表面から始まり、気団間の違いが曖昧になる高さまで上昇します。ほとんどの場合、この高度のしきい値は 9 ～ 12 km の範囲にあります。

温暖前線

大気前線は異なります。それらは、暖かい塊と冷たい塊の移動方向に依存します。前線には、寒冷前線、温暖前線、閉塞前線の 3 種類があり、異なる前線の接合部で形成されます。温暖な大気前線と寒冷な大気前線とは何なのかを詳しく見てみましょう。

温暖前線とは、冷たい空気が暖かい空気に取って代わられる気団の動きです。つまり、空気が多くなります。高温は、前進して、寒気団が優勢な領域に位置しています。さらに、遷移ゾーンに沿って上向きに上昇します。同時に、気温が徐々に低下し、その中の水蒸気が凝結します。このようにして雲が形成されるのです。

暖かい大気前線を識別できる主な兆候は次のとおりです。

気圧が急激に低下します。
増加します。
気温が上昇します。
巻雲が現れ、次に巻層雲、そして高層雲が現れます。
風はわずかに左に変わり、強くなります。
雲は乱層雲になります。
さまざまな強さの降水量が降ります。

通常、降水が止んだ後は暖かくなりますが、寒冷前線の移動が非常に速く、温暖な大気前線に追いつくため、これは長くは続きません。

寒冷前線

温暖前線は常に進行方向に傾き、寒冷前線は常に逆方向に傾くという特徴が見られます。前線が移動すると、冷たい空気が暖かい空気の中に押し込まれ、上向きに押し上げられます。寒冷前線により気温が低下し、広い範囲で寒冷化が起こります。上昇する暖かい気団が冷えると、湿気が凝縮して雲になります。

寒冷前線を識別できる主な兆候は次のとおりです。

前線の前では気圧が低下し、大気前線の後ろでは急激に上昇します。
積雲が形成されます。
強風が発生し、時計回りに方向が急激に変わります。
大雨は雷雨またはひょうで始まり、降水時間は約2時間です。
気温は急激に下がり、すぐに10℃下がることもあります。
大気前線の背後には多数の空き地が観察されています。

旅行者にとって、寒冷前線を通過するのは簡単なことではありません。視界が悪い中でつむじ風やスコールを乗り越えなければならないこともあります。

咬合の前面

さまざまな大気前線が存在することはすでに述べられていますが、暖かい前線と寒い前線ですべてが多かれ少なかれ明らかであれば、閉塞の前線には多くの疑問が生じます。このような影響の形成は、寒冷前線と温暖前線が交わる場所で発生します。暖かい空気は上向きに押し出されます。主な活動は、より速い寒冷前線が温暖前線を追い越す瞬間に低気圧で発生します。その結果、大気前線が移動し、2 つの寒気と 1 つの暖気の 3 つの気団が衝突します。

咬合の前面を判断できる主な兆候は次のとおりです。

ブランケットタイプの雲と降水量。
速度の大きな変化を伴わない突然の変化。
スムーズな圧力変化。
急激な温度変化がないこと。
台風。

オクルージョンの前線は、その前方とその線の後方にある冷気団の温度に依存します。閉塞には冷たい前線と暖かい前線があります。最も困難な状況は、前線が直接閉鎖された瞬間に観察されます。暖かい空気が押し出されるにつれて、フロントが侵食されて改善されます。

サイクロンと高気圧

オクルージョンフロントの説明に「サイクロン」という概念を使いましたので、これがどのような現象なのかを伝える必要があります。

表層の空気の不均一な分布により、高層と高層のゾーンが発生します。低圧。ゾーン高圧過剰な量の空気、低い量の空気が特徴です。ゾーン間（過剰から不十分へ）の空気の流れの結果、風が形成されます。サイクロンは、失われた空気や雲を、それらが豊富に存在する領域から漏斗のように引き込む低気圧の領域です。

高気圧 - のある地域高血圧、余分な空気を低圧領域に移動させます。雲もこのゾーンから移動するため、主な特徴は晴天です。

大気前線の地理的分離

状況に応じて、気候帯、その上に大気前線が形成され、それらは地理的に次のように分けられます。

北極、寒冷な北極気団と温帯気団を分離します。
温帯と熱帯の間に位置する極地。
熱帯（貿易風）。熱帯と赤道帯の境界を定める。

下地のサーフェスの影響

の上物理的特性気団は放射線と地球の外観の影響を受けます。このような表面の性質は異なる場合があるため、表面に対する摩擦は不均一に発生します。難しい地理的救済大気前線の線を変形させ、その影響を変える可能性があります。たとえば、山脈を越えるときに大気前線が破壊されるケースが知られています。

気団と大気前線は気象予報士に多くの驚きをもたらします。集団の移動方向と低気圧 (高気圧) の気まぐれさを比較および研究することによって、人々がどのように変化するかについて考えることなく毎日使用するグラフや予測が作成されます。多くの作業この後ろに。

私たちの国の天気は不安定です。これはロシアのヨーロッパ地域で特に顕著です。これは、暖かい気団と寒い気団の異なる空気団が出会うという事実によって起こります。気団は、温度、湿度、粉塵含有量、圧力などの特性が異なります。大気循環気団がある部分から別の部分に移動できるようにします。性質の異なる空気団が接触する場所では、 大気前線.

大気前線は地表に対して傾斜しており、その幅は500〜900km、長さは2000〜3000kmに達します。前線ゾーンでは、冷たい空気と暖かい空気の 2 種類の空気の境界面が現れます。このような曲面はと呼ばれます正面。原則として、この表面は冷たい空気に向かって傾斜しています - それは重いので、その下に位置します。そして、暖かい空気は、より軽く、前面の上に位置します (図1を参照)。

米。 1. 大気前線

前面と地球の表面との交線は次のようになります。 最前線、簡単にとも呼ばれます。 フロント.

大気前線- 2 つの異なる気団の間の移行ゾーン。

暖かい空気は軽いので上昇します。上昇すると冷却され、水蒸気が飽和します。その中に雲が発生し、雨が降ります。したがって、大気前線の通過には常に降水が伴います。

移動方向に応じて、移動する大気前線は温暖と寒冷に分けられます。 温暖前線暖かい空気が冷たい空気に流れ込むときに形成されます。前線は寒気に向かって進みます。温暖前線の通過後には温暖化が起こります。温暖前線は、長さ数百キロメートルにわたる雲の連続した列を形成します。霧雨が降り続き、温暖化が進んでいます。温暖前線の到着時の空気の上昇は、寒冷前線に比べてゆっくりと起こります。空高くに形成される巻雲と巻層雲は、温暖前線が近づく前兆です。 (図2を参照)。

米。 2.温暖前線（）

前線が暖かい空気に向かって移動し、暖かい空気が押し上げられる際に、冷たい空気が暖かい空気の下を流れるときに形成されます。通常、寒冷前線は非常に速く移動します。これにより、強風、雷雨を伴う大雨、冬には吹雪などが発生します。寒冷前線の通過後に寒冷化が起こる (図3を参照)。

米。 3.寒冷前線（）

大気前線は静止している場合もあれば、移動している場合もあります。気流が前線に沿って寒気または暖気のどちらかに向かって移動しない場合、そのような前線はと呼ばれます定常。気流が前線に垂直な移動速度を持ち、冷たい空気または暖かい空気に向かって移動する場合、そのような大気前線はと呼ばれます 移動中。大気前線は約数日で発生し、移動し、崩壊します。気候形成における前線活動の役割は温帯緯度でより顕著であるため、ロシアの大部分は不安定な天候によって特徴付けられます。最も強力な前線は、北極、温帯、熱帯といった主な種類の気団が接触するときに発生します。 (図4を参照)。

米。 4. ロシア領土における大気前線の形成

長期的なポジションを反映するゾーンは次のように呼ばれます。 気候前線。北極と温帯空気の境界、ロシア北部地域上空で、 北極前線。温帯緯度の気団と熱帯の気団は、主にロシア国境の南に位置する極温帯前線によって分けられています。主要な気候前線は連続した縞模様の線を形成せず、いくつかのセグメントに分かれています。長期的な観測により、北極と極前線が冬には南に移動し、夏には北に移動することが示されています。国の東では、冬には北極前線がオホーツク海の海岸に達します。その北東では、非常に冷たく乾燥した北極の空気が広がっています。ヨーロッパのロシアでは、北極前線はそれほど動いていません。ここでは北大西洋海流の温暖化効果が感じられます。極地気候前線の枝が広がっている南方領土私たちの国は夏だけで、冬には彼らは横たわります地中海そしてイラン、時には黒海を占領することもあります。

気団の相互作用に参加する台風そして 高気圧- 大気の質量を輸送する大きく動く大気の渦。

低気圧の領域で、端から中心に向かって反時計回りに偏った特定の風が吹いています。

中心から端に向かって時計回りに偏った特定の風が吹く高気圧の地域。

サイクロンは印象的な大きさで、対流圏に伸びて高さは最大 10 km、幅は最大 3000 km になります。低気圧では圧力が上昇し、高気圧では圧力が低下します。北半球では、低気圧の中心に向かって吹く風は、地球の自転の力の影響で右に偏り（空気は反時計回りに回転します）、中心部では空気が上昇します。高気圧では、郊外に向かう風も右に偏り（空気は時計回りに渦を巻き）、中央部では大気の上層から下に向かって空気が降りてきます。 (図5、図6を参照)。

米。 5.サイクロン

米。 6.高気圧

低気圧や高気圧が発生する前線は真っ直ぐになることはほとんどなく、波のように曲がることが特徴です。 (図7を参照)。

米。 7. 大気前線（概観図）

その結果生じる暖かい空気と冷たい空気の湾の中で、回転する頂上が形成されます大気の渦 (図8を参照)。

米。 8. 大気渦の形成

徐々に前線から離れ、時速30〜40kmの速度で自ら移動して空気を運び始めます。

大気の渦は破壊されるまで 5 ～ 10 日間続きます。そして、それらの形成の強さは、下にある表面の特性（温度、湿度）によって異なります。対流圏では毎日いくつかの低気圧と高気圧が発生します。年間を通じて何百ものそれらが形成されます。私たちの国は毎日、何らかの大気の渦の影響下にあります。低気圧では空気が上昇するため、その到達は常に関連しています曇り降水量と風があり、夏は涼しく、冬は暖かい。高気圧の期間中は雲ひとつない乾燥した天候が続き、夏は暑く、冬は凍りつきます。これは、対流圏の上層からの空気のゆっくりとした降下によって促進されます。下降する空気は加熱され、水分の飽和度が低くなります。高気圧では風は弱く、その内側では完全に静けさが漂います。 落ち着いた(図9を参照)。

米。 9. 高気圧における空気の動き

ロシアでは、低気圧と高気圧は主な気候前線である極地と北極に限定されています。また、温帯緯度の海洋気団と大陸気団の境界にも形成されます。ロシア西部では、サイクロンと高気圧が発生し、一般的な航空輸送の方向に西から東に移動します。モンスーンの方向に従って極東で。西風輸送で東に移動すると、低気圧は北に逸れ、高気圧は南に逸れます。 (図10を参照)。したがって、ロシアのサイクロンの経路は、ほとんどの場合ロシアの北部地域を通過し、高気圧は南部地域を通過します。この点に関して、ロシアの北部では気圧が低く、何日も続けて悪天候になる可能性がありますが、南部ではより多くの天候が続きます。晴れの日, 乾いた夏そして雪の少ない冬。

米。 10. 西から移動する場合の低気圧と高気圧の偏り

激しい冬季低気圧が通過する地域：バレンツ海、カラ海、オホーツク海、ロシア平原の北西部。夏にはサイクロンが最も頻繁に発生します極東そしてロシア平原の西にある。ロシア平原の南部では、一年中高気圧の天気が続きます。西シベリアそして冬には全体的に東シベリア、アジアの最大圧力が確立されます。

気団、大気前線、低気圧、高気圧の動きと相互作用は天気を変化させ、影響を与えます。気象変化に関するデータは、さらなる分析のために特別な総観図にプロットされます気象条件我が国の領土内で。

大気の渦の動きは天気の変化につながります。彼女の毎日の状態は特別なカードに記録されます - 概要(図11を参照)。

米。 11. 総観マップ

気象観測は気象観測所の広範なネットワークによって行われます。観測結果は水文気象データセンターに送信されます。ここでそれらは処理され、気象情報が総観図上にプロットされます。地図には、気圧、前線、気温、風向と風速、雲量、降水量が表示されます。気圧の分布は低気圧と高気圧の位置を示します。大気プロセスのパターンを研究することで、天気を予測できます。正確な予測天気は非常に複雑な問題です。なぜなら、それらの絶え間ない発展において相互作用する要因の複合体全体を考慮するのは難しいからです。したがって、水文気象センターの短期予報であっても、必ずしも正当化されるわけではありません。

ソース）。）。

アラビア海の砂嵐（）。

サイクロンと高気圧 ()。

宿題

なぜ大気前線の領域で降水が起こるのでしょうか?
サイクロンと高気圧の主な違いは何ですか?

温暖前線の形成メカニズム。 ヨット。 天気。 大気前線 - 形成と浸食。 地理的な大気の違い