Pogody frontalne

Pogody frontalne

Andrzej A. Marsz (wszelkie prawa autorskie zastrzeżone) materiał pierwotnie przygotowany dla studentów nawigacji AM w Gdyni

Front ciepły
Fronty chłodne (mało aktywny, średnio aktywny, aktywny, bardzo aktywny; zmiany pogody wzdłuż linii frontu)
Fronty zokludowane

Chwilowy stan atmosfery nad danym obszarem określa się mianem pogody. Każdy rodzaj działalności człowieka następuje w warunkach istnienia nad danym obszarem konkretnych warunków pogodowych. Dotyczy to również żeglugi. Meteorologia synoptyczna dzieli wszystkie występujące w naturze pogody na dwie podstawowe grupy - pogody frontalne i pogody wewnątrzmasowe.
Pogody frontalne występują w strefach granicznych między dwoma różnymi masami atmosferycznymi, z których każda charakteryzuje się określonymi właściwościami termodynamicznymi i optycznymi oraz zróżnicowaną dynamiką. Takie warunki występowania skontrastowanych termicznie mas powietrza (chłodnego i ciepłego), z których jedna masa wypiera drugą występują wyłącznie w szerokościach umiarkowanych i wysokich w układach niskiego ciśnienia. W rezultacie wypierania jednej masy przez drugą powstaje strefa nieciągłości elementów meteorologicznych o specyficznym rozkładzie występujących pogód, zwana strefą frontalną. Dla określenia pogody występującej pod określonym fragmentem strefy frontalnej niezbędna jest identyfikacja rodzaju frontu meteorologicznego i znajomość trójwymiarowej jego budowy. Istotne pojęcia, którymi dalej się operuje to: powierzchnia frontalna, linia frontu i strefa frontalna.

       Powierzchnia frontalna to trójwymiarowa powierzchnia oddzielająca obie masy atmosferyczne. Ma ona miąższość od kilkuset metrów do ponad 1000 metrów i jest nachylona pod pewnym kątem w stosunku do powierzchni ziemi. Przecinając powierzchnię frontalną na pewnej wysokości nad powierzchnią ziemi zauważamy gwałtowną zmianę temperatury powietrza na tej odległości (czyli znacznie większy poziomy gradient termiczny niż w obrębie masy powietrza przed- i zafrontalnego).
       Linia frontu to linia styku powierzchni frontalnej z powierzchnią ziemi. Na linii frontu dochodzi do załamania w przebiegu izobar, co traktować można jako słabiej lub silniej zaznaczającą się zatokę niskiego ciśnienia. Załamanie izobar we frontach dolnych zależy od różnic temperatury powietrza między masą wypieraną a wypierającą i gradientu barycznego. Im te są większe, tym załamanie izobar na linii frontu jest silniejsze. W przypadku frontów górnych, na przykład frontu zokludowanego neutralnego, linie frontu oznacza się na mapach synoptycznych jako rzut na powierzchnię ziemi najniższego położenia powierzchni frontalnej oddzielającej masę powietrza chłodnego (przy powierzchni ziemi) od masy powietrza ciepłego (na pewnej wysokości nad powierzchnią ziemi). W przypadku frontów górnych załamania izobar w dolnym polu ciśnienia (SLP) nie obserwuje się lub jest ono bardzo słabe (kilku-kilkunastostopniowe).
       Strefą frontalną nazywamy strefę, w której warunki pogodowe określone są przez procesy zachodzące na powierzchni (powierzchniach) frontalnych. Może ona, w zależności od rodzaju frontu, rozciągać się w obu kierunkach od linii frontu, w rzadkich przypadkach może rozwijać się tylko w jednym kierunku od linii frontu.

Rodzaj frontu oznaczony jest na mapie synoptycznej. W zależności od tego, która z sąsiadujących ze sobą mas atmosferycznych wypiera drugą, to takie wyróżniamy rodzaje frontów. Jeżeli masą wypierającą jest powietrze ciepłe, to fronty takie określamy mianem frontów ciepłych. Odwrotnie, w przypadku gdy masa powietrza chłodnego wypiera masę powietrza ciepłego, front taki określa się mianem frontu chłodnego. W pewnych warunkach, gdy sąsiadują ze sobą masy powietrza ciepłego i chłodnego, ale nie dochodzi do wypierania jednej masy przez drugą, mówimy o wystąpieniu frontu stacjonarnego. Fronty takie tworzą się najczęściej w sytuacji, gdy w strefie granicznej obu mas ruchy (ruch) poziomy powietrza jest przeciwbieżny (na przykład, gdy w masie powietrza chłodnego, zalegającej na północ od masy ciepłej, ruch powietrza odbywa się ze wschodu na zachód, a w masie powietrza ciepłego ruch z zachodu na wschód). W takim przypadku ze względu na kształtowanie się powierzchni minimalnego tarcia między oboma rodzajami mas powietrza dochodzi do stopniowego rozwoju zafalowania na granicy obu mas powietrza, co w zależności od procesów zachodzących w środkowej troposferze, prowadzi następnie do rozwoju procesów cyklonogenezy. Rozwój zafalowania w obrębie frontu stacjonarnego prowadzi do jego przekształcenia we front ciepły (w obrębie przedniej części fali) i frontu chłodnego (w obrębie tylnej części fali).

Front ciepły

We frontach ciepłych powietrzem wypierającym jest masa powietrza ciepłego. Wobec mniejszej gęstości tego powietrza wślizguje się ona po powierzchni powietrza chłodnego. Nacisk powietrza ciepłego, leżącego powyżej powierzchni frontalnej, powoduje wypieranie zalegającego poniżej powietrza chłodnego w kierunku zgodnym z ruchem linii frontu. We frontach ciepłych nachylenie powierzchni frontalnej do powierzchni ziemi jest w przybliżeniu równe 1:100. To ostatnie oznacza, że w odległości 100 km od linii frontu ciepłego powierzchnia frontalna leży na wysokości około 1000 m, 200 km od linii frontu – na wysokości około 2000 m, etc. W zależności od aktywności frontu ciepłego, czyli od różnicy temperatury między powietrzem ciepłym i chłodnym oraz szybkości napływu powietrza ciepłego, procesy wznoszenia powietrza ciepłego po powierzchni frontalnej sięgają określonej wysokości. Gdy intensywność ta jest duża, procesy wślizgiwania się powietrza ciepłego sięgnąć mogą do poziomu tropopauzy, co czyni, że strefa frontalna frontu ciepłego w szerokościach umiarkowanych rozciągać się może od linii frontu na odległość 600-700 km w okresie zimowym, do nawet 900 km latem. W takich sytuacjach dość często strugi powietrza ciepłego przemieszczające się powyżej powierzchni frontalnej dają w masie powietrza chłodnego chmury Cirrus (najczęściej Cirrus uncinus), które informują o nadciąganiu frontu ciepłego. Przy mniejszej aktywności napływu powietrza ciepłego strefa frontalna oczywiście może być węższa.

Poglądowy przekrój poprzeczny przez front ciepły z powierzchnią frontalną (PF), pełnym układem chmur i strefą opadów atmosferycznych
(na podstawie Szczeciński – „Meteorologia dla wszystkich”, 1962)

Niewielkie nachylenie powierzchni frontalnej we froncie ciepłym powoduje, że w trakcie ruchu powietrza ciepłego wzdłuż powierzchni frontalnej występuje słaba składowa pionowa ruchu powietrza. W rezultacie, powietrze ciepłe wznoszące sie po powierzchni frontalnej, stopniowo i powoli ochładza się w wyniku rozprężania. Stwarza to dogodne warunki do zachodzenia procesów kondensacji pary wodnej zawartej w powietrzu ciepłym. Efektem tego jest tworzenie się w strefie frontalnej rozległego, jednolitego masywu chmur warstwowych. Ponieważ prężność maksymalna jest funkcją temperatury, to najwyższym poziomem chmur warstwowych jest chmura Cirrostratus (Cs). Wraz ze zmniejszeniem się wysokości i wzrostem zawartości pary wodnej, która ulega kondensacji, wodność chmury stopniowo rośnie i Cirrostratus stopniowo gęstnieje i przechodzi w Altostratus (As), a następnie wraz z dalszym obniżaniem wysokości powierzchni frontalnej w Stratus (St) i Nimbostratus (Ns).

Poglądowy przekrój poprzeczny przez front ciepły z pełnym układem chmur i opadów. Obszar całkowicie zabarwiony na zielono oznacza strefę ciągłego opadu: mżawka, drobny deszcz lub śnieg – zależnie od pory roku (na podstawie Szczeciński – „Meteorologia dla wszystkich”, 1962)

       Tworzy to charakterystyczną sekwencję pogód w strefie frontalnej frontu ciepłego. Nadciągający front ciepły manifestuje się pojawianiem się na niebie chmur Cirrostratus. Początkowo rozbielają one błękit nieba, następnie stając się coraz grubsze, zmieniają barwę nieba z bladobłękitnej do białej, przechodząc w chmurę Altostratus. Początkowo grubość (gęstość optyczna) połączonych warstw chmur Cs i As jest jeszcze niewielka, co może manifestować się występowaniem chmur Altostratus translucidus, które gęstniejąc zmieniają barwę nieba na jasnoszarą i przekształcają się w chmurę Altostratus opacus. Dolnym pułapem chmur średnich jest 2000 m. Chmury średnie As z reguły nie dają opadów dochodzących do powierzchni Ziemi. Również chmury Cs nie dają opadów. W efekcie, w strefie odległej o więcej niż około 200-300 km od linii frontu ciepłego opady nie występują, a widzialność pozioma określona jest przez stopień przezroczystości zalegającej pod powierzchnią frontalną masy chłodnej.
       Chmury niskie mają pułap mniejszy od 2000 m i mogą one dać opady dochodzące do powierzchni Ziemi. Zbliżając się do linii frontu ciepłego pierwsze opady najpierw opady mżawki o różnym natężeniu, zmniejszające w umiarkowany sposób widzialność poziomą. Wraz z przybliżeniem się do linii frontu barwa chmur staje się coraz ciemniejsza, pułap chmur się obniża, a opad może osiągać coraz większe natężenie. Jeżeli temperatura powietrza w masie chłodnej, w warstwie przypowierzchniowej o grubości 1000-1500 m jest wyższa od 0°C, to mżawka przechodzi w deszcz drobnokroplisty, a następnie średniokroplisty. Dalsze obniżanie pułapu chmur powoduje ich ciemnienie i chmura Stratus przechodzi w chmurę Nimbostratus dającą na ogół umiarkowanie intensywny lub intensywny opad deszczu średniokroplistego. Barwa nieba jest wtedy na ogół ołowianoszara. Natężenie opadu nieznacznie rośnie w miarę zbliżania się do linii frontu. W porze zimowej opady te przybierają postaci kolejno bardzo słabego opadu śniegu (rzadko spadające pojedyncze śnieżynki), następnie gęstniejące śnieżynki, potem śnieg w płatkach, do opadu gęstego śniegu w dużych płatkach pod Nimbostratusem. W przypadku, gdy dolna warstwa powietrza chłodnego o grubości 300-500 m ma temperaturę wyższą od 0°C, może występować opad mieszany – mokry śnieg w płatkach z deszczem. Wystąpienie opadów śniegu, bądź śniegu z deszczem bardzo silnie zmniejsza zasięg widzialności poziomej, ograniczając ją w strefie bliskiej linii frontu do 100 lub nawet mniej metrów.
       Opisany układ chmur i stref opadów stanowi pewnego rodzaju schemat. Przy niewielkiej różnicy temperatury powietrza między oboma masami i/lub mało intensywnym ruchu powietrza ciepłego przedstawiony układ chmur może być niekompletny, a opady osiągną znacznie mniejszą intensywność lub może ich nie być. Wystąpienie opadów i rodzajów chmur związanych z frontem ciepłym zależy od wilgotności masy powietrza ciepłego i wysokości poziomu kondensacji.

Przekroje poprzeczne przez front ciepły z powierzchnią frontalną (PF) i niepełnym frontowym układem chmur (na podstawie Szczeciński – „Vademecum nawigatora lotniczego", 1956)

Przy dużej suchości masy powietrza ciepłego poziom kondensacji pary wodnej znajduje się wysoko – powyżej 4 km. W takiej sytuacji aby osiągnąć poziom kondensacji pary wodnej masa powietrzna musi wznieść się powyżej 4 km (schemat lewy powyżej). Dolna granica chmur znajduje się wtedy powyżej 4 km, występują tylko chmury wysokie Cirrostratus i średnie Altostratus, a jeżeli nawet wystąpią opady, to nie docierają one do powierzchni ziemi.Gdy poziom kondensacji pary wodnej i inwersja temperatury w powietrzu ciepłym występują nisko (schemat środkowy powyżej), to niska inwersja w powietrzu ciepłym przeszkadza dalszemu wznoszeniu się prądów wstępujących i zalega niżej poziomu kryształków lodu. Wtedy na frontowy układ chmur składają się tylko chmury niskie kropelkowe (Stratus) bez domieszki składników stałych. Przejście takiego frontu przez dany obszar zaznacza się w większości przypadków tylko pojawieniem się niskich chmur o nieznacznej grubości bez opadów. Gdy w powietrzu ciepłym o bardzo małej wilgotności względnej inwersja temperatury występuje nisko a poziom kondensacji pary wodnej wysoko (schemat prawy powyżej), to przy słabym ruchu wstępującym powietrza ciepłego wzdłuż powierzchni frontalnej wznosząca się ciepła masa powietrza nie osiąga poziomu kondensacji. W takiej sytuacji przejściu frontu nie towarzyszą żadne chmury.

       Średnia prędkość przemieszczania się frontów ciepłych wynosi około 25 km na godzinę. Oznacza to, że w pełni rozbudowany front ciepły, którego strefa frontalna przed linią frontu rozciąga się na 800 km, przemieszczać się będzie nad danym punktem przez ponad dobę (około 32 godziny), a strefa opadów ciągłych trwać może do 8 godzin.
       Pod powłoką chmur Cirrostratus i Altostratus opady nie występują. Kierunek wiatru i jego prędkość wynika z przebiegu izobar. Temperatura powietrza jest zależna od temperatury masy powietrza chłodnego i pory dnia. Widzialność pozioma jest taka jak w masie powietrza chłodnego. W miarę nachodzenia chmur, które możemy ocenić jako Stratus, zauważyć można słaby wzrost temperatury, prędkość wiatru nieznacznie rośnie, przy czym wiatr zachowuje kierunek wynikający z pola ciśnienia. Pod Nimbostratusem przeważnie zauważa się już 1-2°C wzrost temperatury powietrza, zmienia się również charakter wiatru. Staje się on porywisty. Maksymalną porywistość wiatr osiąga w czasie przechodzenia linii frontu. Przejście linii frontu zaznacza się dość wyraźną zmianą kierunku wiatru w prawo (na półkuli północnej) jeśli stoimy twarzą do wiatru. Ciśnienie atmosferyczne przestaje spadać lub wykazuje powolny wzrost. Oznaką przejścia linii frontu jest zmiana kierunku wiatru i jednoczesny wzrost temperatury powietrza o dalsze 1-3°C. Po przejściu linii frontu zachmurzenie się zmienia, pułap chmur (o ile występują) gwałtownie się podnosi. W przypadku gdy podłoże, na które nasuwa się masa ciepła jest bardzo silnie wychłodzone, a wiatr bardzo słaby, mogą bezpośrednio za linią frontu ciepłego utworzyć się mgły adwekcyjne. W przypadku większych prędkości wiatru, powyżej 3-5 m/s, mgły te podniosą się tworząc różnej grubości powłokę chmur Stratus o dolnym pułapie 50-100 m. Ta pogoda za linią frontu jest już pogodą wewnątrzmasową.
       Aktywność frontu ciepłego zmienia się wzdłuż linii frontu. Największa jest w centralnej części niżu. W miarę przesuwania się ku peryferii niżu różnice temperatury pomiędzy powietrzem ciepłym i chłodnym maleją i aktywność frontu zmniejsza się. Jeżeli odległość wzdłuż długości frontu ciepłego podzielić na trzy w przybliżeniu równe części, to w części najbliższej centrum niżu strefę opadów z obniżoną widzialnością poziomą można określić na około 200 km od linii frontu, od końca odcinka pierwszego do końca odcinka drugiego strefa opadów zmniejszać się będzie od 200 km do zera, a w ostatnim trzecim odcinku – przed linią frontu obserwuje się występowanie zredukowanej powłoki chmur wysokich i średnich, a chmury niskie i opady z reguły już nie występują.

Fronty chłodne

       Fronty chłodne powstają w sytuacji gdy masą wypierającą jest masa powietrza chłodnego, która wypiera powietrze ciepłe. O ile w podręcznikach „meteorologii dla geografów” i innych popularnych dziełach tego rodzaju, fronty chłodne dzieli się na dwa rodzaje według przyjętych kanonów logiki – fronty chłodne opóźnione i fronty chłodne przyspieszone („logika kolejowa”) lub fronty chłodne pierwszego rodzaju i fronty chłodne drugiego rodzaju („logika wojskowa”), to rzeczywistość jest trochę bardziej skomplikowana. W zależności od różnic temperatury powietrza między masą powietrza chłodnego i masą powietrza ciepłego fronty chłodne wykazują zróżnicowaną aktywność tworząc bardzo różne postaci frontów z typowymi dla nich ułożeniami powierzchni frontalnej i zróżnicowaną dynamiką oraz bardzo zróżnicowanym przebiegiem zjawisk pogodowych wzdłuż linii frontu.
W zależności od różnic temperatury powietrza przed- i zafrontalnego (ΔT) wyróżnia się 4 stopnie aktywności frontów chłodnych:
             a. mało aktywny front chłodny - ΔT w przedziale od 1°C do 4°C,
             b. średnio aktywny front chłodny - ΔT w przedziale od 4°C do 8°C
           c. aktywny front chłodny - ΔT w przedziale od 8°C do 12°C
           d. bardzo aktywny front chłodny   - ΔT większa od > 12°C, niekiedy nawet do 20°C.
       W zależności od ΔT nachylenie i kształt powierzchni frontalnej frontów chłodnych płynnie ewoluują. To powoduje, że podane granice między wymienionymi rodzajami frontów chłodnych są również płynne, w związku z czym wartości dzielące poszczególne stopnie aktywności frontów chłodnych nie są rozłączne.

Mało aktywny front chłodny

Powietrze chłodne ma większą gęstość od powietrza ciepłego, przy czym różnice gęstości stają się proporcjonalne do różnic temperatury powietrza przed- i zafrontalnego (ΔT). Napierające powietrze chłodne zajmuje położenie przy powierzchni ziemi. W przypadku gdy ΔT jest niewielka (1-4°C) chłodne powietrze tworzy klin przylegający do powierzchni ziemi powodujący wypieranie powietrza ciepłego ku górze (powietrze ciepłe inercyjnie „wślizguje się” po powierzchni powietrza chłodnego). Z reguły przy niewielkiej ΔT prędkość postępowa powietrza chłodnego jest niezbyt duża, zbliżona do prędkości przemieszczania się frontów ciepłych (około 25 km/godz.). Powierzchnia frontalna mało aktywnego frontu chłodnego od powierzchni ziemi do wysokości 500-1000 m ma nachylenie około 1:80, a powyżej tej wysokości takie samo nachylenie jak powierzchnia frontu ciepłego (1:100). Taki kształt powierzchni frontalnej powoduje, że układ chmur w mało aktywnym froncie chłodnym stanowi „odwrócenie” układu chmur we froncie ciepłym. Zasadnicza różnica w stosunku do frontu ciepłego zaznacza się tym, że strefa chmur warstwowych (Nimbostratus/Stratus/Altostratus/Cirrostratus) rozciąga się już 80 do 100 km przed linią frontu chłodnego. Za linią frontu pułap chmur się podnosi i występuje sekwencja chmur (patrząc z dołu) Nimbostratus, Stratus, Altostratus, Cirrostratus.

Poglądowy przekrój poprzeczny przez mało aktywny front chłodny z powierzchnią frontalną (PF), pełnym układem chmur i strefą opadów atmosferycznych

Strefa opadów rozpoczyna się przed linią frontu. Są to opady średniokroplistego deszczu o umiarkowanym lub dużym natężeniu latem, intensywnego śniegu w zimie. W okresach przejściowych (wczesna wiosna, późna jesień) są możliwe opady mokrego śniegu lub śniegu z deszczem. W strefie opadów widzialność jest obniżona, szczególnie silnie jeśli występują opady śniegu lub opady mieszane. Po przejściu frontu opady zazwyczaj powoli słabną i rozciągają się w strefie około 100-150 km za linią frontu. Sekwencja natężenia i rodzaju opadów jest odwrotna w stosunku do tej jaką obserwuje się przy nasuwaniu się układu chmur frontu ciepłego. Przed linią mało aktywnego frontu chłodnego wiatr zachowuje się zgodnie z polem ciśnienia. W miarę zbliżania się do linii frontu porywistość wiatru rośnie, a maksymalną prędkość wiatr osiąga w momencie przejścia linii frontu. W tym samym momencie (kilka-kilkanaście minut) wiatr wyraźnie skręca w prawo (na półkuli północnej) i zauważa się słaby spadek temperatury powietrza. Za linią frontu wiatr staje się bardziej porywisty, a jego średnia prędkość jest taka, jaka wynika z pola ciśnienia (0,8 prędkości wiatru geostroficznego nad morzem, 0,6-0,5 prędkości wiatru geostroficznego nad lądem o średnim urozmaiceniu rzeźby terenu).

Średnio aktywny front chłodny

Gdy różnica temperatury między powietrzem ciepłym i chłodnym (ΔT) mieści się w przedziale od około 4 do około 8°C tworzy się średnio aktywny front chłodny. W tym rodzaju frontu chłodnego powierzchnia frontalna w dolnej jej części ulega odkształceniu tworząc tępy klin o nachyleniu 1:60 – 1:70, sięgający od powierzchni ziemi do 2500-3000 metrów. Dopiero powyżej nachylenie powierzchni frontalnej się zmniejsza i zbliża do 1:100. Przy takim nachyleniu powierzchni frontalnej w jej dolnej części, wypierane powietrze ciepłe w części wślizguje się wzdłuż powierzchni frontalnej ku górze, a w przedniej stromo nachylonej powierzchni frontalnej część tego powietrza jest wyrzucana ku górze, tworząc silne prądy o przeważającej składowej pionowej. W rezultacie, wewnątrz masywu chmur warstwowych występujących przed linią frontu (Nimbostratus, Stratus, Altostratus, Cirrostratus) rozciągających się na około 100-120 km przed linią frontu lokują się chmury Cumulonimbus (Cb), niewidoczne jako oddzielne ciała chmur. Występowanie wewnątrz masywu chmur warstwowych chmur burzowych (Cb) manifestuje się występowaniem wyładowań atmosferycznych. Za linią frontu pułap chmur bardzo szybko się podnosi. Główna strefa opadów o na ogół dużym natężeniu, z możliwością występowania krótkotrwałych opadów ulewnych (z chmur Cb), a w porach przejściowych (wczesna wiosna, późna jesień) intensywnych opadów krupy bądź śniegu, rozciąga się przed linią frontu. W tej strefie widzialność pozioma jest ograniczona, a w strefie intensywnych opadów spada do słabej (określenia stopnia widzialności – patrz skala widzialności poziomej). Po przejściu linii frontu opady szybko słabną i zanikają w odległości około 100-150 km za linią frontu. Wiatr w miarę zbliżania się linii frontu stopniowo się nasila i zwiększa porywistość. Porywy wiatru w momencie wystąpienia szkwałów burzowych mogą osiągać siłę 7-9°B. W miarę zbliżania się linii frontu ciśnienie nieregularnie spada (na czułym barografie dobowym widoczne są nieregularne spadki i wzrosty ciśnienia rzędu 1-2 mb spowodowane rosnącą turbulencją). Samo przejście linii frontu manifestuje się zazwyczaj wyraźnym spadkiem, a następnie wzrostem ciśnienia. Po przejściu linii frontu wiatr utrzymuje porywistość zmieniając zazwyczaj wyraźnie kierunek, skręca w prawo (na półkuli północnej). Już przed przejściem linii frontu odczuwa się spadek temperatury. Po przejściu linii frontu, po kilku-kilkunastu minutach temperatura stabilizuje się na nowym niższym poziomie. Wobec zwiększonej prędkości wiatru to niewielkie obniżenie temperatury daje odczucie silnego chłodu (ochładzanie wiatrowe). Przekrój przez front z charakterystycznym układem chmur opisany w podręczniku Szczecińskiego (1962) jako front chłodny opóźniony (rys. 110) jest najbliższy temu co określa się mianem średnio aktywnego frontu chłodnego.

Poglądowy przekrój przez średnio aktywny front chłodny z powierzchnią frontalną (PF), pełnym układem chmur i strefą opadów atmosferycznych (na podstawie Szczeciński – „Meteorologia dla wszystkich”, 1962)

W chłodnej porze roku nad obszarami morskimi napływ chłodnego powietrza (zafrontalnego) nad cieplejszą wodę powoduje niemal natychmiastowy rozwój konwekcji. W rezultacie tworzyć się mogą izolowane chmury Cumulus congestus (rozwój pionowy tych chmur ogranicza warstwa inwersyjna) lub nawet w większej odległości za linią frontu chmury Cumulonimbus dające przelotne opady. W strefach opadów zimą wykształconych w postaci obfitych opadów śniegu (zadymki) widzialność pozioma gwałtownie spada do kilkuset metrów. Jednym i drugim chmurom towarzyszyć mogą szkwały. W chłodnym powietrzu zafrontalnym, poza strefami opadów, widzialność pozioma jest zazwyczaj bardzo dobra lub dobra. Opisane występowanie chmur konwekcyjnych za linią frontu stanowi już przejaw kształtującej się pogody wewnątrzmasowej. Prędkość przemieszczania się średnio aktywnych frontów chłodnych jest silnie zróżnicowania i zawiera się przeciętnie w przedziale 30-50 km/godz.

Aktywny front chłodny

       Przejście aktywnego frontu chłodnego stwarza istotne zagrożenie dla żeglugi, a na obszarach lądowych przysparza wiele kłopotów, zwłaszcza dla transportu. W związku z tym przejście aktywnego frontu chłodnego należy traktować jako zagrożenie meteorologiczne.
       Przy dużej różnicy temperatury między powietrzem przed- i zafrontalnym (ΔT) mieszczącej się w granicach 8-12°C powierzchnia frontalna od powierzchni ziemi do wysokości 4000-5000 m jest ułożona prostopadle do powierzchni ziemi. Dopiero powyżej tej granicy odchyla się w kierunku przeciwnym do ruchu frontu mając nachylenie około 1:80 – 1:100. Taki kształt powierzchni frontalnej (oraz duża prędkość powietrza chłodnego) powoduje, że przebieg zjawisk pogodowych jest tu bardzo gwałtowny. W takich warunkach najpierw powietrze ciepłe jest wypierane pionowo, a dopiero powyżej 4000-5000 m część tego powietrza inercyjnie „wślizguje się” po powierzchni powietrza chłodnego.
       Główny masyw chmur występuje przed linią frontu i tworzą je połączone chmury Cumulonimbus, przed którymi mogą występować również chmury Cu, a wyżej Ac. Za linią frontu pułap chmur gwałtownie się podnosi i na niebie widoczne są chmury Altostratus, a następnie Cirrostratus. Strefa chmur Cumulonimbus przed linią frontu rozciąga się na odległość rzadko przekraczającą 100 km. Strefa opadów o silnie zróżnicowanym natężeniu, momentami bardzo gwałtownych, rozpostarta jest pod całą szerokością chmur Cumulonimbus. W strefie chmur Cumulonimbus występują częste i silne wyładowania atmosferyczne i z tego względu często aktywne fronty chłodne nazywane są frontami burzowymi.
       Na morzu, kiedy widoczność jest niczym nieograniczona zbliżający się aktywny front chłodny widoczny jest jako pionowa ściana chmur kłębiastych zwieńczona u góry chmurami Cirrus. W miarę zbliżania się tej „ściany” chmur do statku wiatr gwałtownie wzmaga się, jego porywistość rośnie, przy czym porywy jeszcze przed tym zanim statek znajdzie się pod chmurami, osiągają siłę sztormu (8°B, 17,2 m/s). Po nasunięciu się wału chmur nad statek rozpoczynają się opady silnie zmniejszające widzialność poziomą i powodujące silne zakłócenia radaru pracującego w paśmie S (3 cm). Wiatr przybiera średnie prędkości mieszczące się w przedziale 7-9°B z silniejszymi porywami. Temperatura powietrza obniża się, ciśnienie atmosferyczne nieregularnie spada. Przejście linii frontu manifestuje się gwałtownym wzrostem prędkości wiatru (często w porywach do siły huraganu), zmianą kierunku wiatru o 60-90° w prawo (na przykład przed frontem wiatr W, po przejściu linii frontu wiatr NNW lub N), osłabieniem lub ustaniem opadu, gwałtownym wzrostem ciśnienia i równie gwałtownym spadkiem temperatury. W przypadku gdy temperatura powietrza przed linią frontu jest dodatnia, ale bliska 0°C, po przejściu tego frontu należy liczyć się (w zależności od temperatury wody) z możliwością obladzania statku.
       Nad obszarami lądowymi najbardziej dokuczliwymi zjawiskami związanymi z przechodzeniem tego frontu jest występowanie silnego lub bardzo silnego wiatru powodującego uszkodzenia infrastruktury oraz w mniejszym stopniu występowanie krótkotrwałych podtopień. W okresie zimowym czynnikiem, który wraz z działaniem wiatru może sparaliżować komunikację może być intensywny opad śniegu dający w ciągu 1 do 1,5 godziny przyrost pokrywy śnieżnej od 0 do 30-50 cm.

Bardzo aktywny front chłodny

Przejście tego frontu nad obszarem morskim stanowi bardzo poważne zagrożenie dla żeglugi i pracy portów, a nad obszarem lądowym często ma znamiona katastrofy. Cechą charakterystyczną pola ciśnienia jest występowanie bardzo dużych gradientów barycznych zarówno w obrębie masy powietrza ciepłego (przed frontem) jaki i w masie powietrza chłodnego (za frontem). Na linii frontu izobary załamują się pod kątem 90° i więcej. Powoduje to, że zarówno przed frontem jak i za frontem występują wiatry o sile sztormu (8-10°B).
Bardzo duża różnica temperatury między powietrzem przed i zafrontalnym (ΔT) przekraczająca często 12°C, niekiedy dochodząca nawet do 20°C (na przykład przy wypływie zimowego powietrza Polarnego kontynentalnego znad wschodniej Kanady i Labradoru nad wody zachodniej części północnego Atlantyku – rejon 50°W i 45-60°N) powoduje, że powierzchnia frontalna do wysokości 5000-6000 metrów jest ustawiona pionowo do powierzchni ziemi, a w dolnej, przyziemnej/przywodnej warstwie powietrza jej nachylenie przybiera wartości ujemne, to jest odchyla się w stosunku do powierzchni ziemi /wody w kierunku przeciwnym do ruchu frontu. To ostatnie spowodowane jest działaniem siły tarcia zmniejszającej w warstwie przyziemnej prędkość napierającego powietrza chłodnego. Najwyższa część powierzchni frontalnej ma nachylenie 1:70 – 1:80. Przed pionowo ustawionym fragmentem powierzchni frontalnej ciepłe powietrze z bardzo dużą prędkością wyrzucane jest ku górze tworząc masywne chmury Cumulonimbus. Na najwyższej części powierzchni frontalnej (o mniejszym nachyleniu) ciepłe powietrze silnie ochładza się od zalegającego niżej powietrza chłodnego i spływa w dół po powierzchni frontalnej w kierunku ruchu frontu. W rezultacie, tworzy się tam strefa silnego niedosytu wilgotności, w której brak chmur. Kowadła chmur Cumulonimbus mogą rozwinąć się tylko w kierunku ruchu frontu. Przekrój przez front z charakterystycznym układem chmur opisany w podręczniku Szczecińskiego (1962) jako front chłodny przyspieszony (rys. 109) jest najbliższy temu co określa się mianem bardzo aktywnego frontu chłodnego.

Poglądowy przekrój przez bardzo aktywny front chłodny z powierzchnią frontalną (PF), pełnym układem chmur i strefą opadów atmosferycznych (na podstawie Szczeciński – „Meteorologia dla wszystkich”, 1962)

Szerokość strefy chmur Cumulonimbus przed bardzo aktywnym frontem chłodnym jest niewielka, najczęściej rzędu 60-80 km. Przed masywem chmur Cumulonimbus mogą występować w piętrze niskim fragmenty chmur Cumulus, a wyżej Altocumulus. Strefa zachmurzenia kończy się jeszcze przed przejściem linii frontu, a strefie tej towarzyszą bardzo silne wyładowania atmosferyczne (występujące niezależnie od pory roku) i bardzo silne opady o zmiennym natężeniu. W strefie opadów widzialność pozioma jest silnie ograniczona, na morzu dodatkowym czynnikiem ograniczającym widzialność jest niesiony przez wiatr pył wodny i płaty piany. Wiatr pod chmurami Cumulonimbus jest skrajnie porywisty, a maksymalne prędkości wiatru osiągają siłę wiatrów huraganowych (12°B, 32 m/s). Zbliżanie się linii frontu na barogramie uwidacznia się bardzo szybkim, nieregularnym spadkiem ciśnienia. Samo przejście frontu (który stanowi oś zatoki) manifestuje się wyraźnym „ząbkiem” spadku ciśnienia, a następnie szybkim wzrostem. Za linią frontu prędkość wiatru pozostaje bardzo duża, ale zmniejsza się jego porywistość.
W miarę zbliżania się do linii frontu temperatura powietrza spada, a po przejściu linii frontu zaznacza się dotkliwy spadek temperatury. Na morzu jeśli temperatura wody nie jest wyższa od 4-5°C za linią frontu należy liczyć się z możliwością wystąpienia intensywnego oblodzenia statku. Za linia frontu tworzą się i intensywne rozwijają izolowane chmury Cumulonimbus dające intensywne opady na ogół śniegu i krupy w obrębie których widzialność pozioma silnie spada. Tworzenie się chmur Cumulonimbus stanowi przejaw występującej pogody wewnątrzmasowej o bardzo silnej konwekcji. Nad lądem w przypadku gdy powietrze zimne jest silnie wychłodzonym i relatywnie suchym zimowym powietrzem Polarnym kontynentalnym (PPk) tworzenie się chmur Cb jest ograniczone, choć nie można wykluczyć występowania przelotnych opadów śniegu z chmur kłębiastych.

Zmiany pogody wzdłuż linii frontu chłodnego

Fronty chłodne rozciągają się często na odległości przekraczające 2000 km. W związku z tym na jednej, tej samej linii frontu stopień aktywności frontu ulega płynnej zmianie wraz z malejącą temperaturą powietrza przed- i zafrontalnego. Największe różnice temperatury zaznaczają się w początkowej części frontu chłodnego – na ogół w centrum lub blisko centrum niżu (u wierzchołka wycinka ciepłego – na styku frontu chłodnego z frontem ciepłym lub zokludowanym). Tam powietrze chłodne przechodząc nad podłożem nie zdąży się jeszcze przetransformować (ogrzać). Im dalej od początku frontu chłodnego, tym różnice temperatury powietrza przed- i zafrontalnego stopniowo maleją kosztem zwiększonej transformacji powietrza chłodnego. W rezultacie aktywność frontu chłodnego płynnie zmienia się wraz z oddalaniem się od jego początku (od centrum niżu). Największa aktywność jest w początkowej części frontu, tam gdzie gradient baryczny w masie chłodnej jest największy. Przesuwając się w stronę niższych szerokości (na zewnątrz niżu) temperatura powietrza chłodnego stopniowo rośnie, a prędkość przemieszczania się tego powietrza stopniowo maleje. W rezultacie aktywność tego samego frontu chłodnego powoli się zmniejsza. Jako przykład może służyć sytuacja baryczna w atlantycko-europejskim sektorze cyrkulacyjnym przedstawiona na mapie poniżej (z 4 stycznia 2005 roku, godz. 00 UTC).

Mapa analizy (SLP) z dnia 4 stycznia 2005 roku, godz. 00 UTC wydana przez MetOffice (Bracknell)

Front chłodny rozciągający się od centrum niżu nad Islandią po Azory wykształcił się między powietrzem zwrotnikowym morskim (ciepły wycinek niżu) a powietrzem pierwotnie arktycznym kontynentalnym (PAk) i zimowym powietrzem polarnym kontynentalnym (PPk). Powietrze arktyczne kontynentalne napływa z północy znad Grenlandii omijając centrum niżu, porusza się stosunkowo szybko i przebywa stosunkowo krótki odcinek drogi nad relatywnie chłodnymi wodami morskimi. W rezultacie jego stopień transformacji (ogrzania) jest niewielki (stopień transformacji uzależniony jest w dużym stopniu od czasu, w którym transformacja ta zachodzi). Po transformacji masę tę można traktować jako powietrze arktyczne morskie (PAm). Ta masa powietrza stanowi masę chłodną wypierającą powietrze ciepłe w północnej części frontu. Na tym odcinku front chłodny ma charakter bardzo aktywnego lub aktywnego frontu chłodnego. W środkowej części frontu masy powietrza chłodnego napływają znad Zatoki Baffina i Morza Labrador. O ile Zatoka Baffina może być w początku stycznia już pokryta lodem morskim i procesy transformacji masy powietrza jeszcze nie zachodzą (powietrze arktyczne kontynentalne – PAk), to po wyjściu tego powietrza nad niezamarznięte wody Morza Labrador, a następnie wody NW Atlantyku w szerokościach 54-57°N powietrze to transformuje się w chłodne powietrze polarne morskie (PPm). Na tym odcinku frontu chłodnego różnica temperatury (ΔT) się zmniejsza, i zmniejsza się również aktywność frontu chłodnego (średnioaktywny front chłodny). Do południowej części frontu napływa powietrza chłodne znad Labradoru (PPk), które przechodząc powoli nad ciepłymi wodami NW Atlantyku w szerokościach 48-53°N ulega transformacji w zimowe powietrze polarne morskie (PPm). Różnica temperatury powietrza przed- i zafrontalnego (ΔT) staje się jeszcze mniejsza i aktywność frontu chłodnego dalej maleje (małoaktywny lub aktywny front chłodny).