温暖前線、その特徴、雲。冬と夏の温暖前線

大気フロントの概念は、通常、異なる特性を持つ隣接する気団が出会う遷移ゾーンとして理解されます。大気の前線は、暖かい気団と冷たい気団が衝突したときに発生します。それらは数十キロメートル伸びることができます。

気団と前線

大気の循環は、さまざまな気流の形成によるものです。下層大気の気団は互いに結合することができます。この理由は、これらの質量または同一の起源の一般的な特性です。

気象条件の変化は、気団の動きのために正確に発生します。暖かいものは温暖化を引き起こし、冷たいものは寒波を引き起こします。

気団にはいくつかの種類があります。それらは、発生の焦点によって区別されます。これらの気団は、北極、極、熱帯、赤道気団です。

異なる気団が衝突すると、大気の前線が発生します。衝突領域は、正面または遷移と呼ばれます。これらのゾーンは即座に現れ、またすぐに崩壊します-それはすべて衝突する塊の温度に依存します。

このような衝突によって発生する風は、地表から10kmの高度で200km / kの速度に達する可能性があります。サイクロンと高気圧は、気団の衝突の結果です。

暖かい前線と寒冷前線

温暖前線とは、冷気に向かって移動する前線です。暖かい気団はそれらと一緒に移動します。

温暖前線が近づくと、気圧の低下、雲の圧密、大雨が見られます。前線を通過すると、風向が変わり、風速が下がり、気圧が徐々に上がり始め、降水が止まります。

温暖前線は、冷たい気団に暖かい気団が流入し、それがそれらの冷却を引き起こすことを特徴としています。

また、大雨や雷雨を伴うこともよくあります。しかし、空気に十分な水分が含まれていない場合、降水量は減少しません。

寒冷前線は、暖かい気団を動かして移動させる気団です。第1種の寒冷前線と第2種の寒冷前線は区別されます。

最初の属は、暖かい空気の下で気団がゆっくりと浸透することを特徴としています。このプロセスは、最前線の背後と内部の両方で雲を形成します。

前面の上部は、層雲の均一な覆いで構成されています。寒冷前線の形成と崩壊の期間は約10時間です。

第二の種類は、高速で移動する寒冷前線です。暖かい空気は即座に冷たい空気に置き換わります。これにより、積乱雲領域が形成されます。

そのような前線の接近の最初の信号は、視覚的にレンズ豆に似ている高い雲です。彼らの形成は彼が到着するずっと前に起こります。寒冷前線は、これらの雲が現れた場所から200キロ離れた場所にあります。

夏の第2種の寒冷前線は、雨、雹、スコールの形で大量の降水を伴います。このような天候は、数十キロメートルに及ぶ可能性があります。

冬には、第2種の寒冷前線が吹雪、強風、でこぼこを引き起こします。

ロシアの大気前線

ロシアの気候は、主に北極海、大西洋、太平洋の影響を受けています。

夏には、南極の気団がロシアを通過し、北コーカサスの気候に影響を及ぼします。

ロシアの領土全体がサイクロンの影響を受けています。ほとんどの場合、それらはカラ、バレンツ、オホーツク海の上に形成されます。

ほとんどの場合、私たちの国には北極と極の2つの正面があります。彼らは異なる気候期間で南または北に移動します。

極東南部は熱帯前線の影響を受けています。ロシア中部の豊富な降雨は、7月に稼働する極地のダンディの影響によって引き起こされます。

温暖前線は、前進する暖かい空気と後退する冷たい空気の間を移動するセクションです。

ご存知のように、前線自体のように、大量の暖かい空気の「圧力」の下で、前面は冷たい空気に向かって移動します。暖かい空気は軽く、冷たい空気に流れ込み、前面全体に沿って徐々に強制的に上昇します。上昇すると断熱的に冷却され、その結果、その中の水蒸気が凝縮して雲のシステムを形成します。前面の急峻な部分に沿って暖かい空気の上昇が発生する前線のすぐ近くに、低層の雨雲（N8）が形成され、そこから暖かい季節に大雨が降り、寒い季節に雪が降りますシーズン。温暖前線前線の降水域の幅は大きく異なりますが、平均して300〜400kmです。

前面が高く平坦になるゾーンのさらに後ろでは、層雲が徐々に高層雲（Ab）に変わり、そこから軽い降水量が降ります。夏は気温が高いため、Aeから落ちた雨滴は蒸発して地面に届きません。冬になると、小雪が降ります。

最前線からさらに離れると、すでに高高度にある高層雲は徐々に巻層雲（Ce）に変わり、後者は巻雲（Ci）に変わります。これらの雲は、温暖前線から80P-1000 km（水平方向）の距離に現れます。

したがって、温暖前線の曇ったシステムは完全に規則的な交代を持っています。温暖前線がこの地点に近づくと、雲は次の順序で交互になります：Ci、Ce、Av、N8。

温暖前線の移動速度が異なります。平均して、時速25〜30 km（最大時速50〜60 km）です。温暖前線が現れた瞬間から、20〜30時間で観測点に到達し、10〜15時間で降水帯に到達することができます。

温暖前線の背後では、大量の暖かい空気が移動し、それらに特徴的な気象特性を運びます。顕著な、時には突然の温暖化、降水の停止、移流霧の出現です。正面が通過する瞬間、風は層の中でその方向を変えます-SEからSEとSWに（右に曲がります）。

しかし、通常のテンロフロイト雲の前面で相互作用する気団の乾燥のために、天候の顕著な変化なしに形成および通過しないそのような温暖前線（表現が不十分）もあります。温暖前線は、気温のわずかな上昇と風向の変化によってのみ制限されます。曇りで乾燥した温暖前線は、南部大陸地域で最も頻繁に見られます。

したがって、ほとんどの場合、ナビゲーターの観点から見た温暖前線は、長引く（表土）降水量、視界不良、および風の増加の可能性など、悪天候をもたらします。

温暖前線の接近の兆候として、雲量の変化と圧力の漸進的な低下における上記のシーケンスが役立つ可能性があります。

シノプティックマップでは、温暖前線は赤い線と1色の印刷で示され、楕円形の歯が前線の動きの方向を向いている黒い線で示されます。

温暖前線は、前線の動きに向けられた赤または黒の半円でマークされています。温暖前線が近づくと、気圧が下がり始め、雲が凝縮し、大雨が降ります。冬に前線が通過すると、通常、低い層雲が現れます。温度と湿度はゆっくりと上昇します。前線が通過すると、通常、気温と湿度が急激に上昇し、風が強くなります。前線が通過すると、風向が変わり（風が時計回りに向きを変えます）、圧力損失が止まり、弱い成長が始まり、雲が消え、降水が止まります。気圧傾向の分野は次のように表されます：圧力降下の閉じた領域は温暖前線の前にあり、前線の後ろには圧力の増加または相対的な増加があります（降下しますが、前線の前よりも少ない）。

温暖前線の場合、暖かい空気は冷たい空気に向かって移動し、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スライドし、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定される特定の高度で、飽和に達します-これは凝縮のレベルです。このレベルを超えると、上昇する空気の中で雲が形成されます。コールドウェッジに沿って滑る暖かい空気の断熱冷却は、動的な圧力降下を伴う不安定性から、および下層大気での風の収束からの上昇運動の発達によって強化されます。前面の表面に沿った上昇滑走中の暖かい空気の冷却は、層雲（上昇する滑りの雲）の特徴的なシステムの形成につながります：巻層雲-高層雲-乱層雲（Cs-As-Ns）。

温暖前線の雲が発達した温暖前線の地点に近づくと、最初に巻雲が平行な縞模様の形で現れ、前線部分（温暖前線の前駆体）に爪のような形をして、気流の方向に伸びます。レベル（Ci uncinus）。最初の巻雲は、地球の表面の最前線から数百キロメートルの距離（約800-900 km）で観測されます。その後、巻雲は巻層雲（巻層雲）に入ります。これらの雲はハロー現象が特徴です。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、それらから降水が落ちることはありません。ほとんどの場合、Ci-Cs雲は独立した層であり、その上部境界はジェット気流の軸と一致します。つまり、対流圏界面に近いです。

その後、雲の密度が高くなります。高層雲（Altostratus）が徐々に乱層雲（Nimbostratus）に変わり、大量の降水が降り始め、最前線を通過すると弱くなるか、完全に停止します。フロントラインに近づくと、ベースの高さNsが減少します。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。高層（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。高度3〜5 kmから始まり、これらの雲は4〜6 kmのオーダーの高さまで伸びます。つまり、1〜3kmの厚さです。夏にこれらの雲から降り、大気の暖かい部分を通過する降水は蒸発し、常に地球の表面に到達するとは限りません。冬には、雪の形でAsからの降水がほとんどの場合地球の表面に到達し、下にあるSt-Scからの降水も刺激します。この場合、表土ゾーンの幅は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（高度数百メートル、時には100〜150 m、さらにはそれより低い）層雲（Ns）の下部境界であり、そこから大量の降水が雨や雪の形で降ります。乱層雲の下では、破れた雨滴（St fr）がしばしば発生します。

Ns雲は、3〜7 kmの高さまで伸びています。つまり、それらは非常に重要な垂直方向の厚さを持っています。雲も氷のような元素と液滴で構成されており、特に雲の下部にある液滴と結晶は、Asよりも大きくなっています。 As-Nsクラウドシステムの下部ベースは、前面とほぼ一致しています。 As-Ns雲の上部はほぼ水平であるため、最前線付近で最大の厚さが観察されます。温暖前線の雲システムが最も発達しているサイクロンの中心付近では、雲のゾーンNsとその上にある降水のゾーンの幅は平均して約300kmです。一般に、As-Ns雲の幅は500〜600 km、Ci-Cs雲帯の幅は約200〜300kmです。このシステムをサーフェスマップに投影すると、すべてが700〜900kmの距離で温暖前線の前に配置されます。場合によっては、前面の傾斜角、凝縮レベルの高さ、および下部対流圏の熱条件に応じて、曇りと降水ゾーンがはるかに広くなったり狭くなったりすることがあります。

夜間には、As-Ns雲システムの上部境界の放射冷却と雲の温度の低下、および冷却された空気が雲に降りるときの垂直混合の増加が、氷相の形成に寄与します。雲の中で、雲の要素の成長と降水量の形成。サイクロンの中心からの距離が遠くなると、上昇する空気の動きが弱まり、降水が止まります。正面の雲は、正面の傾斜面の上だけでなく、場合によっては正面の両側に形成される可能性があります。これは、サイクロンの初期段階で特に典型的であり、上昇する動きが前線領域を捉えます。その後、降水量が前線の両側に落ちる可能性があります。しかし、最前線の背後では、通常、前線の曇りは強く層状になっており、前線の降水量は、霧雨や霧雪の形で現れることがよくあります。

非常に浅い前線の場合、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。温暖前線では、最前線付近の上昇運動が対流性を帯び、温暖前線に積乱雲が発達することが多く、大雨や雷雨が観測されます（昼夜を問わず）。

夏の日中、温暖前線の後ろの表層では、かなりの曇りがあり、陸地の気温は前線よりも低くなる可能性があります。この現象は、温暖前線マスキングと呼ばれます。

古い温暖前線の雲も、前線の全長に沿って成層化することができます。徐々にこれらの層は消散し、降水は止まります。温暖前線が降水を伴わない場合があります（特に夏）。これは、暖かい空気の含水率が低く、凝縮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スライドは、多かれ少なかれ強力な曇りの発生につながりません-つまり、雲がまったくないか、上部のストリップがあります雲の中間層が観測されます。

ウィキメディア財団。 2010年。

Levi Civita、Tullio
ボンダー、ニコライ・セミオノビッチ

他の辞書で「温暖前線」が何であるかを確認してください。

咬合の正面-閉塞前線は、対流圏の下部と中部の熱の頂上に関連する大気の前線であり、大規模な上昇する空気の動きと、雲と降水の拡張ゾーンの形成を引き起こします。多くの場合、咬合の最前線......ウィキペディア

フロント大気

フロント大気-空気間の遷移ゾーン（数十キロメートルの幅）。物理的に異なる質量。プロパティ。北極圏を区別します。前線（北極と中緯度の空気の間）、極（中緯度と熱帯の空気の間）、熱帯（熱帯と等式の間）.....。自然科学。百科事典の辞書百科事典「航空」

大気圧前線- 米。 1.垂直断面の温暖前線の図。前線は気団間の遷移帯であり、地球の大気（対流圏）の下層の一部であり、その水平方向の寸法は大陸の大部分と釣り合っています... ... 百科事典「航空」

カタフロント-大気前線（他のギリシャのατμός蒸気、σφαῖραボールおよびラテン前線の前線、前線から）、対流圏前線、異なる物理的特性を持つ隣接する気団間の対流圏の遷移帯。大気圧前線は次の場合に発生します......ウィキペディア

大気前線-大気前線（他のギリシャのατμός蒸気、σφαῖραボールおよびラテン前線の前線、前線から）、対流圏前線、異なる物理的特性を持つ隣接する気団間の対流圏の遷移帯。大気圧前線は次の場合に発生します......ウィキペディア

時々、暖かい気流と冷たい気流の巨大な流れが互いに近づく場合、天気図、または気象学者が言うように、最前線でそれらの間に明確な境界線を引くことができます。

このような前線は、悪天候、大雨、降雪に直接関係しています。

暖かい気団と冷たい気団の境界は表面です。この表面はほぼ水平で、ほんのわずかに、完全に気付かないうちに、最前線まで下降します。

冷気は前面の下にあります。それは斧の刃のような形をしていて、暖かい空気がこの表面の上にあります。前面が地面自体に下がる場所、つまり「斧の刃」に沿って、前線があります。

気団は常に動いているので、それらの間の境界は暖かい空気または冷たい空気のどちらかにシフトします。

どの天気図でも、非常に重要で特徴的な特徴が1つあります。前線は必然的に低気圧の中心を通過し、逆に、前線は高気圧の中心を通過することはありません。

温暖前線

前線が暖かい空気から冷たい方向に移動する、つまり冷たい空気が後退し、その後暖かい空気が進む場合、そのような前線は温暖前線と呼ばれます。最も頻繁に私たちに最も長い雨をもたらすのはこの温暖前線です。温暖前線がある領域を移動すると、そこで温暖化が発生します。つまり、暖かい気団が冷たい気団に置き換わります。

暖かい空気は冷たい空気よりも速く移動し、それに追いつきます。そして、いわば、後退する冷たい空気の「後ろに登る」必要があります。そして、空気の上昇はその冷却につながります。したがって、雲は前面の上の暖かい空気の中で形成されます。温暖前線は非常にゆっくりと徐々に上昇するため、温暖前線の曇りは巻層雲と高層雲の滑らかなシートのように見えます。このシュラウドは、前線に沿って幅数百メートル、時には数千キロメートルの幅の広い帯状に伸びています。最前線の前にあるほど、雲は地球より高く、薄くなります。最高の雲は巻雲と呼ばれます。それらは7-9kmの高度に位置し、氷の結晶で構成されています。

巻層雲も氷の結晶で構成されていますが、やや低く、正面に近い位置にあります。高層雲はさらに低く、高さは2〜4 m、正面から100〜400kmの距離にあります。最前線には層雲があります。「悪天候」の低く引き裂かれた雲は、わずか100〜200 mの高度で地上を掃引します。それらは、丘の頂上、電波塔の頂上、場合によっては工場の煙突の頂上を覆います。

正面を通過した後、風の方向が変わり、常に右に曲がります。正面の前の風が南東から吹いている場合、正面を通過した後、それはすでに南から吹いています。風が南なら南西か西になります。

温暖前線の800〜900 km先を移動する透明度の高い雲は、悪天候の開始についてずっと前に私たちに警告する、前方に送られた「メッセンジャー」です。夏の雨の始まりや冬の降雪を10〜14時間前に予測できるのはその外観です。

降水の形成を調べました。これは通常、長期的な悪天候を引き起こします。

寒冷前線

多くの場合、晴れた日は嵐の土砂降り、雷雨、スコールに変わり、その後に寒波が続きます。この天気は寒冷前線に関連しています。暖かい空気が後退し、その後に冷たい空気が広がる場合、そのような前線は寒冷前線と呼ばれます。暖かい気団が冷たい気団に置き換わるため、この前線の到着は常に寒波を引き起こします。

寒冷前線の下部は、地表との摩擦により、上部よりもゆっくりと移動し、遅れをとっています。したがって、上部では、寒冷前線の表面が前方に「膨らみ」、寒冷前線の「頭」の冷気が落下し、前面がローリングシャフトの凸状になります。このシャフトは、後退する暖かい空気よりも速く動き、それを追い越して、激しく真っ直ぐ上に移動します。渦巻く暗い雲（積乱雲）のうねりは、土砂降り、雷雨と雹（夏）、または風花と吹雪（冬）で形成されます。

最も激しい雷雨とスコールは、常に寒冷前線に関連しています。

天気予報

気象現象の相互関係を知り、その変化を注意深く観察することで、悪天候の発生や天候の改善を予測することができます。気象変化の兆候は、他の気象現象とは別に使用できないことを覚えておく必要があります。大気中のある瞬間に起こっていることすべてを常に最初に明確に想像する必要があり、これに基づいてのみ、天候の変化を予測することができます。

天候の大幅な悪化は、高気圧に取って代わるサイクロンとそれに関連する前線の到来によるものであり、それらの動きは特別な総観地図を使用してのみ追跡できます。地域の天気予報では、前線とサイクロンの接近のいくつかの指標のみを使用できます。

夏の天気の良い日には、悪天候の可能性の兆候は、日中の気温の上昇と夜間の気温の低下、風の増加を特徴とする通常の毎日の天候のコースに違反します。日中は弱まり、夜は弱まり、日中は積雲が形成され、夜は露が降り、朝霧が発生します。

温暖前線、したがってサイクロンの接近は、常に夜間の温暖化によって示されます。サイクロンでは、通常、高気圧よりも風が強いため、サイクロンが近づくと、風が著しく増加します。昼間の風の増加が前日と比べて急激すぎるか、夜の風が弱すぎるということは、サイクロンが接近していることを示しています。夜に露や霧がないことも、サイクロンが近づいていることを示しています。日中の積雲の弱い発達は時々これを示します。

冬には、気象現象の日変化はほとんど表現されず、接近するサイクロンは通常、風の増加と気温の上昇によって感じられます。

これらの兆候はすべて、鋭く表現され、同時に観察されたとしても、悪天候の始まりに自信を与えるものではありません。ほぼ悪天候の最も確実な兆候は、空に巻雲と巻層雲が出現することです。これらの雲は、地平線の特定の部分（ほとんどの場合は西部）で厚くなります。この場合、風は、背を向けて立っている場合、雲の肥厚が左側にあり、やや前方にあるように吹く必要があります-低圧があるはずです。

悪天候の終わりの兆候：雨や雪の間の鋭い寒波。北西または北への風向の変化。降水の性質の変化; 曇りのある均一な雨から急激に変化するにわか雨への移行、時には雷雨と雹、継続的な降雪-別々の強い吹雪への移行。

暖かいサイクロンフロントを検討しました。それでは、寒冷前線に目を向けましょう。ヨットがそのアプローチの準備をすることを可能にする特徴と外部の兆候を調べてみましょう。比較的暖かい気団に向かって移動するメインフロントの領域は、コールドと呼ばれます。寒冷前線の後ろ冷気団が動いています。空気の流れが冷たい気団から暖かい気団に向けられている場合、そのような前線は冷たいと呼ばれます。地表との摩擦の影響下で下層が上層から遅れると、上層が落下して転がり軸の形をとることになります。真っ直ぐ上に移動した暖かい空気は急速に上昇し、暗い雲の尾根を形成します-積乱雲。空気の移動速度に応じて、第1種の寒冷前線（移動速度が小さい）と第2種の寒冷前線が区別されます。

寒冷前線構造。

寒冷前線の構造は、動きが速いか遅いかによって異なります。このため、次のように区別されます。
-第1種の寒冷前線-ゆっくりと移動します。雲と降水は主に最前線の後ろにあり、ヨットでの接近の検出が複雑になります。
-第2種の寒冷前線-動きが速く、主に前線の前に曇りと降水があります。

サイクロンの中央部には第2種の寒冷前線が、周辺部には第1種の寒冷前線が観測されています。

第一種の寒冷前線。

第1種の寒冷前線では、暖かい空気の塊は、その下に侵入する冷たい空気のくさびによって置き換えられます。ここで、曇りは曇りの鏡像です。寒い前線のすぐ前に積乱雲（CL）が現れ、そこから雷雨を伴う大雨が降ります。嵐の雲のゾーンの幅は数十キロメートルです。

降水量の多いMz-Az雲システムは、寒冷前線の背後にあります。曇り帯の幅、その厚さ、したがって降水帯の幅は、暖かいものの約半分です。したがって、第1種の寒冷前線の暖かい雲システムとは異なり、船員は船員が雲によってその接近を事前に検出することを許可しません。

第2種の寒冷前線。

第2種の寒冷前線は、空気軸の急速な動きが、押しのけられた暖かい空気の前線の前で激しい上昇を引き起こし、気流の下降運動が雲システムの伝播を妨げるという事実によって区別されます。最前線のすぐ後ろ。新たに出現したクラウドシステムは、主に強力なCbクラウドのうねりです。それらが少量広がると、Cc、Ac、Scが形成される可能性があり、それらの下では、大雨のゾーンで、悪天候の壊れた積雲が通常観察されます。高度4〜5 kmで、断熱的に冷却された湿った空気の上昇流が、断熱的に加熱された乾燥空気の下降流と合流します。その結果、上部の二次前線が形成され、その下でCb雲の壁が前方に引っ張られます。 Azの特徴を持っているその前縁は、レンズ雲の尾根、Acに徐々に分割することができます。これらの雲は200〜300 km前進し、それらの検出は、第2種の寒冷前線の接近についてヨットに乗る際の信頼できる警告です。

下向きの空気の動きは、気団の冷たい大気前線の線の後ろで観察され、特にエアウェッジの前部で顕著です。したがって、ここでは質量内雲は発生しません。寒冷前線を通過した直後に、完了するまでの迅速な清算があります。数時間後、下向きの動きがなくなり、前面が十分に上昇すると、不安定な質量に特徴的な対流雲と大雨が現れる可能性があります。

第2種寒冷前線通過時の大雨は、降水域の幅が狭く、移動速度が大きいため、短命（数分から1時間）である。積乱雲の帯では、下層と中層のギャップや発達の遅れた曇りが時々見られます。一部の地域では、雷雨の活動が発生します。これは、一部の地域で減衰した後、隣接する地域に現れる可能性があります。

両属の寒冷前線通過時の風向は温暖前線の場合と同じように変化しますが、通過時の右（北半球）への曲がりはより顕著で鋭いです。同時に、風速が急激に上昇します。
寒冷前線が近づくと、短い、通常は弱いが、徐々に加速する圧力降下が観察されます。通過直後、温風が冷気に置き換わるため、圧力が上昇し始めます。

寒冷前線通過後の気温が下がります。温度の急上昇は、変化する質量の性質に依存します。

両方の属の寒冷前線は、特にヨットにとって危険な前頭前野のスコールによって特徴付けられます。寒冷前線の背後の空気は下向きの動きが特徴であり、これはウェッジの前部で特に激しくなり、摩擦によって前面の急な傾斜が生じます。落下する空気は、タンクの軌道のように前方に転がっているように見え、すべての場合において、その前進速度は、下層の温風の速度の対応する成分よりも大きいことがわかります。冷たい空気が崩壊すると、暖かい空気が上向きに移動し、水平軸を持つ渦が発生します。前頭スコールの現象は、この渦に関連しています。

特に激しい下向きの動きは、冷たい空気の頭の中で起こります。数キロメートルの高さから降りると、この空気は断熱的に熱くなり、これにより温度ジャンプがスムーズになります。場合によっては、二次寒冷前線がコールドウェッジの内側で発生し、「ヘッド」の加熱された空気を、下向きの動きによってそれほど捕捉されない、より遠くにある空気から分離します。

この2番目の寒冷前線は、侵食された主要な寒冷前線の数キロメートル後ろにあります。通過中、気温、風、スコールが急上昇しますが、雲のシステムはありません。この現象は寒冷前線分岐と呼ばれます。ヨットマンはこれを念頭に置いて、寒冷前線を通過した後にリラックスしないようにする必要があります。目に見えるクラウドシステムのないスコールは、ヨットで多くの問題を引き起こす可能性があります。彼らが言うように、彼は気づかれずに忍び寄った。

二次寒冷前線は通常、サイクロン後部のバリックトラフに形成されます。それらは第2種の寒冷前線の雲システムに似た雲システムを持っていますが、それらの中の雲の垂直範囲は主前線の雲の長さよりも短いです。場合によっては、いくつかの谷と二次前線があるかもしれません。

大きな動きがないメインフロントのサイトは、非アクティブ（静止）と呼ばれます。
サイクロンでは、寒冷前線は暖かい前線よりもいくらか速く移動します。時間が経つにつれて、それらは互いに接近し、次にサイクロンの中心近くから始まって合流します。寒さと暖かさが融合した結果として形成されたこのような前線は、閉塞前線（閉鎖）と呼ばれます。しかし、これについて。

密閉