Фронтогенез

Фронтогенез — метеорологический процесс сужения горизонтальных градиентов температуры с образованием фронтов . В конечном итоге образуются два типа фронтов: холодные фронты и теплые фронты . Холодный фронт – это узкая линия, где температура быстро снижается. Теплый фронт — это узкая линия более высоких температур, где выпадает большая часть осадков. Фронтогенез происходит в результате развивающейся бароклинной волны. Согласно Хоскинсу и Бретертону (1972, стр. 11), существует восемь механизмов, влияющих на температурные градиенты: горизонтальная деформация , горизонтальный сдвиг , вертикальная деформация, дифференциальное вертикальное движение, скрытое тепловыделение, поверхностное трение, турбулентность и перемешивание, а также излучение. Теория полугеострофического фронтогенеза фокусируется на роли горизонтальных деформаций и сдвигов.

Кинематика

Горизонтальная деформация в циклонах средних широт концентрирует температурные градиенты — холодный воздух с полюсов и теплый воздух с экватора.

Горизонтальный сдвиг оказывает на воздушный пакет два воздействия: он имеет тенденцию вращать посылку (представьте, что вы поместили колесо в определенную точку пространства, и когда дует ветер, колесо вращается) и деформирует посылку путем растяжения и сжатия. В конце концов, это также может усилить температурный градиент, но, что наиболее важно, это поворачивает концентрированный температурный градиент, например, от оси X к направлению Y.

В циклоне средних широт эти две ключевые особенности играют важную роль в фронтогенезе. В типичном среднеширотном циклоне наблюдается

На западной стороне северные ветры (С/В) или южные ветры (Ю/В) (связанные с холодным воздухом) и
к востоку от циклона — южные ветры (С/В) или северные ветры (Ю/В) (связанные с теплым воздухом); что приводит к горизонтальной сдвиговой деформации.

В конечном итоге это приводит к концентрации циклонического сдвига вдоль линии максимального сдвига (что в данном случае является рождением холодного фронта).

На восточной стороне циклона видна горизонтальная деформация, переходящая в слияние (в результате трансляции + деформации).

Горизонтальная деформация на низких уровнях является важным механизмом развития как холодных, так и теплых фронтов (Холтон, 2004).

Элементы фронтогенеза

Горизонтальный сдвиг и горизонтальная деформация способствуют концентрации полярно-экваториального температурного градиента в большом синоптическом масштабе (1000 км).

Квазигеострофические уравнения не подходят для динамики фронтогенеза, потому что это погодное общество имеет меньший масштаб по сравнению с радиусом Россби ; поэтому используется полугеострофическая теория.

В общем случае число Россби - отношение силы инерции к силе Кориолиса.

используется для формулирования условия геострофического течения.

Спереди число Россби имеет порядок udu/dx/fv = (10 м/с)^2/(1000 км)/(1e-4 с-1)/(1 м/с) = 1; это показывает, что нельзя игнорировать инерционный член (необходимо учитывать агеострофический ветер).
Вдоль фронта число Россби имеет порядок udv/dx/fu = (10 м/с)/(1000 км)*(1e-4 с-1)*(10 м/с) = 0,01, что означает находится в геострофическом и термическом ветровом балансе.

Наконец, если посмотреть на поперечное сечение (yz) сливающегося потока с использованием Q-векторов (Q указывает на движение вверх), на теплой стороне (нижняя часть схемы сливающегося потока) наблюдается восходящее движение, а с другой стороны, холодное. сторона (верхняя часть сливающейся схемы) имеет движение вниз.

На поперечном разрезе отмечена конвергенция (стрелки направлены друг к другу), связанная с ужесточением горизонтального градиента температуры.

И наоборот, наблюдается расхождение (стрелки направлены друг от друга), связанное с растяжением горизонтального градиента температуры. Поскольку сила агеострофического потока пропорциональна градиенту температуры, тенденции агеострофического сжатия быстро нарастают после первоначальной геострофической интенсификации.

Развитие фронтогенной циркуляции

В ходе фронтогенеза температурный градиент ужесточается, в результате чего тепловой ветер становится несбалансированным. Чтобы поддерживать баланс, геострофический ветер вверху и внизу корректируется, так что образуются области расхождения/конвергенции. Непрерывность массы потребует вертикального переноса воздуха вдоль холодного фронта, где есть расхождение (пониженное давление ). Хотя эта циркуляция описывается рядом процессов, на самом деле они происходят одновременно и наблюдаются вдоль фронта как термически прямая циркуляция. Есть несколько факторов, которые влияют на окончательную форму и наклон циркуляции вокруг фронта, в конечном итоге определяя тип и расположение облаков и осадков. ^[1]^[2]

Трехмерное уравнение

Трехмерная форма уравнения фронтогенеза имеет вид

{\begin{alignedat}{3}F={\frac {1}{|\nabla \theta |}}\cdot {\frac {\partial \theta }{\partial x}}\left\{{\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial x}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]-\left({\frac {\partial u}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)-\left({\frac {\partial w}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)\right\}\\+{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\left\{{\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial y}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]-\left({\frac {\partial u}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)-\left({\frac {\partial w}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)\right\}\\+{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\left\{{\frac {p_{\circ }^{\kappa }}{C_{p}}}\left[{\frac {\partial }{\partial z}}\left(p^{-\kappa }{\frac {dQ}{dt}}\right)\right]-\left({\frac {\partial u}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)-\left({\frac {\partial w}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)\right\}\end{alignedat}}

где каждое измерение начинается с диабатического термина; в $x$ направление

${\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial x}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]$

в $y$ направление

${\frac {1}{C_{p}}}\left({\frac {p_{\circ }}{p}}\right)^{\kappa }\left[{\frac {\partial }{\partial y}}\left({\frac {dQ}{dt}}\right)\right]$

и в $z$ направление

${\frac {p_{\circ }^{\kappa }}{C_{p}}}\left[{\frac {\partial }{\partial z}}\left(p^{-\kappa }{\frac {dQ}{dt}}\right)\right]$ .

Уравнение также включает члены горизонтальной и вертикальной деформации ; в $x$ направление

$-\left({\frac {\partial u}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)$

и в $y$ направление

$-\left({\frac {\partial u}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)$

и в вертикальном положении $z$ направление

$-\left({\frac {\partial u}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial x}}\right)-\left({\frac {\partial v}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial y}}\right)$ .

Последними членами являются термин наклона и член вертикальной дивергенции ; член наклона представлен в трехмерном уравнении фронтогенеза в $x$ и $y$ направления

$-\left({\frac {\partial w}{\partial x}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)$

$-\left({\frac {\partial w}{\partial y}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)$

а член вертикальной дивергенции представлен как

$-\left({\frac {\partial w}{\partial z}}{\frac {\partial \theta }{\partial z}}\right)$

См. также

Фронтолиз

Ссылки

1. Холтон, младший (2004). Введение в динамическую метеорологию. (4-е изд., т. 88, стр. 269–276). Сан-Диего, Калифорния: Academic Press.

2. Хоскинс Б.Дж. и Бретертон Ф.П. (1972). Модели атмосферного фронтогенеза: математическая формулировка и решение. Дж. Атмос. наук, 29, 11–13.

3. Мартин, Дж. Э. (2006). Динамика атмосферы средних широт. (1-е изд., стр. 189–194). Англия: Уайли.

^ Холтон, Джеймс Р. (2004). Введение в динамическую метеорологию . Академическая пресса. п. 277. ИСБН 978-0-12-354015-7 .
^ Карлсон, Тоби Н. (1991). Погодные системы средних широт . Академик ХарперКоллинз. п. 435. ИСБН 978-0-04-551115-0 .

[Holt-1] Холтон, Джеймс Р. (2004). Введение в динамическую метеорологию . Академическая пресса. п. 277. ИСБН 978-0-12-354015-7 .

[Carl-2] Карлсон, Тоби Н. (1991). Погодные системы средних широт . Академик ХарперКоллинз. п. 435. ИСБН 978-0-04-551115-0 .

[1]

[2]