Pogody frontalne
Andrzej A. Marsz (wszelkie prawa autorskie zastrzeżone) materiał pierwotnie przygotowany dla studentów nawigacji AM w Gdyni
- Front ciepły
- Fronty chłodne
- 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 mało intensywnym ruchu powietrza ciepłego przedstawiony układ chmur może być niekompletny, a opady osiągną znacznie mniejszą intensywność lub może ich nie być.
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.