Фронтогенез

Фронтогенез - это метеорологический процесс сужения горизонтальных температурных градиентов с образованием фронтов . В итоге образуются два типа фронтов: холодные и теплые . Холодный фронт - это узкая линия, на которой температура быстро падает. Теплый фронт - это узкая полоса более высоких температур, в основном там, где выпадает много осадков. Фронтогенез происходит в результате развивающейся бароклинной волны. Согласно Хоскинсу и Бретертону (1972, с. 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 горизонтальной деформации и сдвига.

Кинематика [ править ]

Горизонтальная деформация в циклонах средних широтконцентрирует температурные градиенты - холодный воздух с полюсов и теплый воздух с экватора. Горизонтальный сдвиг оказывает на воздушную посылку два эффекта; он имеет тенденцию вращать посылку (представьте себе, что колесо помещается в точку в пространстве, и когда дует ветер, колесо вращается) и деформирует посылку путем растяжения и сжатия. В конце концов, это также может уменьшить температурный градиент, но, что наиболее важно, это поворачивает концентрированный температурный градиент, например, от оси x к направлению y. В среднеширотном циклоне эти две ключевые особенности играют важную роль в фронтогенезе. На западной стороне типичного среднеширотного циклона дуют северные ветры (N / H) или южные ветры (S / H) (связанные с холодным воздухом), а к востоку от циклона - южные ветры (N / H) или северные ветры. ветры (S / H) (связанные с теплым воздухом);что приводит к деформации горизонтального сдвига. В конце концов, это приводит к концентрации циклонического сдвига вдоль линии максимального сдвига (что в данном случае является рождением холодного фронта). На восточной стороне циклона наблюдается горизонтальная деформация, переходящая в слияние (результат поступательного движения + деформации). Горизонтальная деформация на низких уровнях является важным механизмом развития как холодного, так и теплого фронтов (Holton, 2004).

Элементы фронтогенеза [ править ]

Горизонтальный сдвиг и горизонтальная деформация направляют концентрацию градиента температуры полюс-экватор в большом синоптическом масштабе (1000 км). В квазигеострофических уравнения терпят неудачу в динамике фронтогенеза , потому что это явление погоды в меньшем масштабе по сравнению с радиусом Россби ; поэтому используется полугеострофическая теория. Как правило, число Россби- отношение инерциальных членов к членам Кориолиса - используется для формулирования условий геострофического потока. 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 мы не можем игнорировать инерционный член (необходимо учитывать агеострофический ветер). Вдоль фронта число Россби имеет порядок udv / dx / fu = (10 м / с) / (1000 км) * (1e-4 s-1) * (10 м / с) = 0,01, что означает он находится в балансе геострофического и теплового ветра. Наконец, если посмотреть на поперечное сечение (yz) сливающегося потока, используя Q-векторы (Q указывает в сторону восходящего движения), на теплой стороне (нижняя часть схемы сливающегося потока) наблюдается движение вверх, а с другой стороны, холодный сторона (верхняя часть схемы слияния) наблюдается движение вниз.Поперечное сечение указывает на схождение (стрелки указывают друг на друга), связанное с ужесточением горизонтального градиента температуры. И наоборот, наблюдается расхождение (стрелки указывают друг от друга), связанное с растяжением горизонтального градиента температуры. Поскольку сила агеострофического потока пропорциональна градиенту температуры, тенденции агеострофического затягивания быстро нарастают после начальной геострофической интенсификации.

Развитие фронтогенетического кровообращения [ править ]

Во время фронтогенеза температурный градиент сужается, и в результате термический ветер становится несбалансированным. Для поддержания баланса геострофический ветер наверху и внизу регулируется таким образом, что образуются области расхождения / конвергенции. Непрерывность массы потребует вертикального переноса воздуха вдоль холодного фронта, где есть дивергенция (пониженное давление ). Хотя эта циркуляция описывается серией процессов, на самом деле они происходят одновременно, что можно наблюдать 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 [ править ]

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 направлении $x$

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

в направлении $y$

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

и в направлении $z$

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

Уравнение также включает условия горизонтальной и вертикальной деформации ; в направлении $x$

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

и в направлении $y$

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

и в вертикальном направлении $z$

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

Заключительные члены - член наклона и член вертикального расхождения ; откидная термин представлена в трехмерном уравнении фронтогенеза в и направлениях $x$ $y$

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

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

и член вертикальной дивергенции представлен как

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

См. Также [ править ]

Фронтолиз

Ссылки [ править ]

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

2. Хоскинс, Б. Дж., И Бретертон, Ф. П. (1972). Модели атмосферного фронтогенеза: математическая формулировка и решение. J. Atmos. Sci., 29, 11-13.

3. Мартин, Дж. Э. (2006). Атмосферная динамика на средних широтах. (1-е изд., С. 189–194). Англия: Вайли.

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

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

[Carl-2] Карлсон, Тоби Н. (1991). Метеорологические системы средних широт . HarperCollins Academic. п. 435. ISBN 978-0-04-551115-0.

[1]