GROŹNE ZJAWISKA POGODY-GWAŁTOWNE

DESZCZE, CYKLONY, TAJFUN

PLAN REFERATU:

1. Wprowadzenie

2. Gwałtowne deszcze-burze

a. powstawanie burzy

b. struktura chmur burzowych

c. rodzaje burz
d.

rodzaje błyskawic i zagrożenia podczas burzy

3. Wiry powietrzne:

a. trąby powietrzne

b. cyklony-rodzaje

-cyklony tropikalne ( rozwój, geneza i struktura )

4. Podsumowanie

Wprowadzenie

Cyklony tropikalne i pokrewne im tornada każdego roku przyczyniają

się do wielu strat. Największe szkody wyrządzają na wybrzeżach morskich. Niszczą

wiatrem, falami morskimi i masami wody opadowej. Wiatr stanowi

najprawdopodobniej największe niebezpieczeństwo. Maksymalna prędkość

huraganu, jaką udało się zanotować, przekraczała 460 km/h. Huragan, przechodząc

nad lądem, burzy domy, niszczy uprawy, łamie i wyrywa drzewa z korzeniami,

zrywa mosty, przenosi w powietrzu samochody oraz przyczynia się do ofiar

śmiertelnych. Wzburzone huraganowym wiatrem morze staje się niezwykle groźne,

szczególnie na nizinnych wybrzeżach. W efekcie działania wiatru w połączeniu z

niskim ciśnieniem powstają kilkunastometrowe fale, mogące podnieść powierzchnię

morza o kilka metrów. Taka fala wywołana cyklonem była przyczyną ogromnych

szkód w mieście Galveston w Teksasie we wrześniu 1900 r. Zniszczyła 3600

budynków, a śmierć poniosło 6000 ludzi. Ogromne są również szkody wywołane

ulewami z chmur związanych z cyklonami. Powodują one powodzie. W lipcu 1911 r.

w Baguio na Filipinach podczas przemieszczania tajfunu w ciągu czterech dni spadło

2233 mm deszczu. Cyklon, który nawiedził w 1970 r. Bangladesz, zebrał okrutne

żniwo – śmierć poniosło wówczas prawie pół miliona ludzi. We wrześniu 1988 r. nad

Zatoką Meksykańską ogromnego zniszczenia dokonał huragan Gilbert. Prędkość

wiatru wiejącego dookoła oka cyklonu wynosiła 320 km/h. W ciągu kilku godzin

spadło nawet 380 mm deszczu. Zginęło 380 osób.

Również burze połączone z gwałtownymi ulewami są jednymi z

najniebezpieczniejszych, a zarazem najbardziej widowiskowych zjawisk w

przyrodzie. Oślepiające błyskawice rozcinające niebo to widok zapierający dech w

piersiach, ale mogący powodować znaczne zniszczenia.

W tej pracy przedstawimy dlaczego te zjawiska występują i co przyczynia się

do ich powstawania.

BURZE
POWSTAWANIE BURZY
Burza jest rezultatem silnych procesów konwekcyjnych, które wiążą się z

unoszeniem powietrza i gwałtownym uwalnianiem ciepła kondensacji na dość

ograniczonym obszarze. Pierwszą oznaką zachodzącej konwekcji są chmury
pionowe Cumulus, a następnie Cumulonimbus. Chmurom kłębiastym deszczowym

towarzyszą zazwyczaj krótkotrwałe, przelotne opady o dużym natężeniu. Są one

połączone z wyładowaniami elektrycznymi o charakterze iskrowym, zwanymi

błyskawicami. Z burzą związane są zmiany innych parametrów stanu atmosfery, np.

nagłe wzmocnienie siły wiatru, skokowy spadek ciśnienia.

W rozwoju chmury burzowej wydziela się trzy fazy:

Faza wzrostu. Początkowo chmura Cumulus rozbudowuje się ku górze
wskutek unoszenia kolejnych bąbli ciepłego powietrza. Przeważają w niej prądy

wstępujące. Rosną cząstki chmurowe – kropelki wody i kryształki lodu. Znaczna

część bąbli osiąga wymiary do 1500 m średnicy. Unoszone ku górze zwiększają

jeszcze bardziej swoją objętość. Każdy nowy bąbel przemieszcza się tą samą drogą,

co jego poprzednik, dlatego ponosi mniejsze straty ciepła na rzecz powietrza

otaczającego i wyprzedza swojego poprzednika. W ten sposób chmura rozbudowuje
się do góry i powstaje Cumulonimbus. Wokół jej brzegów parowanie zawartych w niej

kropelek wody obniża temp powietrza. W rezultacie ruchy turbulencyjne oraz

konwekcja w części brzeżnej stają się coraz słabsze – pojawiają się ruchy zstępujące.

Chmura nadal jest cieplejsza prawie o 2

º

C od otaczającego ją powietrza i w dalszym

ciągu się unosi. Prędkości prądów wstępujących wynoszą w dolnej części chmury
1,5-3,0 m

x

s

-1

i około 5-8 m

x

s

-1

w górze. Duże chmury Cb mogą zawierać 250 km

3

powietrza, z czego mniej więcej połowa pochodzi z dolnych warstw troposfery. Faza

trwa zwykle 10-15 minut i wymaga pokaźnych zapasów ciepłego powietrza w

warstwach przyziemnych. Mimo że chmura odznacza się dużą wodnością, nie
występują jeszcze opady w warstwie powietrza pod chmurą.

Faza dojrzała. Z mieszaniny przechłodzonych kropelek wody i kryształków

lodu w środkowych warstwach chmury mogą tworzyć się krople deszczu i z chmury

zaczyna padać deszcz lub grad. Jeśli nawet nie osiągnie powierzchni gruntu, to

wewnątrz chmury i pod nią wystąpi silny prąd zstępujący, będący częściowo

wynikiem działania siły tarcia między spadającymi kroplami i otaczającym

powietrzem (krople pociągają za sobą powietrze w dół), a częściowo efektem tego, że

spadające krople parują, obniżając temperaturę w otaczającym powietrzu i powodują

ruch zimniejszego, cięższego powietrza w dół. Prędkość prądu zstępującego przy

podstawie chmury dochodzi do 8 m

x

s

-1

. Powoduje on wewnątrz chmury, szczególnie

w jej najniższych partiach, poziome różnice temperatury sięgające 4-5ºC, co zwiększa

prędkość prądu wstępującego, która może przekroczyć nawet 25 m

x

s

-1

. Chmura

rośnie w górę następne 3000 m lub więcej i równocześnie zwiększa się jej objętość.

Bąbel chmurowy objętości 250 km

3

osiąga 420 km

3

, a jednocześnie w jego górnych

warstwach leżących na wysokości powyżej 10 km, w temperaturze poniżej -50ºC,

następuje zlodzenie kropelek wody. W strefie pod chmurą chłodny prąd zstępujący

tuż przy powierzchni Ziemi tworzy lokalny front chłodny kształtem

przypominającym but. Jego przód zaznacza się silnymi porywami wiatru i

poprzedza najczęściej chmurę burzową, dostarczając do góry ciepłe powietrze z

dołu. Prędkość szkwału burzowego może przekraczać wówczas 25 m

x

s

-1

. Chmura

burzowa rozwija się tak długo, jak długo unosi się ciepłe powietrze. Ta faza trwa

15-30 minut i odznacza się mocno zróżnicowanymi warunkami w chmurze oraz

typowymi zjawiskami elektrycznymi.

Faza rozpadu. Gdy chmura ma taką samą temperaturę, jak otaczające ją

powietrze, zanikają ruchy wstępujące. Jej górne partie są całkowicie zlodzone. Wiatr

wynosi do przodu pewną ilość kryształków lodu i przyczyni się do utworzenia
chmury As. Z dolnych warstw chmury nadal spadają krople deszczu, ale nie dłużej

niż pół godziny. Zanikają jej aktywne ruchy wstępujące, a stratyfikacja

termodynamiczna upodabnia się do stratyfikacji w otaczającym powietrzu. W ten
sposób następuje stopniowy rozkład chmury burzowej Cb.

RODZAJE BURZ

Ze względu na genezę burze dzielą się na wewnątrzmasowe, powstające z
reguły nad silnie rozgrzanym lądem w lecie, oraz frontowe towarzyszące często
frontom chłodnym, a w porze letniej niekiedy również frontom ciepłym. Warunkiem

koniecznym do ich rozwoju jest stan dużej chwiejności mas powietrznych. Burze

związane z frontami chłodnymi rozwijają się wówczas, gdy napływające dołem

powietrze chłodniejsze wypiera w górę ciepłe i wilgotne powietrze o chwiejnej

równowadze. Jeśli podłoże jest dostatecznie ciepłe, to w chłodnej masie powietrznej

za frontem mogą powstawać burze wewnątrzmasowe. Ogrzane powietrze o

chwiejnej równowadze termodynamicznej przedostające się nad chłodne może

również sprzyjać rozwojowi procesów burzowych. Burze i opady związane z

ciepłym frontem są trudne do przewidzenia, gdyż zachmurzenie warstwowe,

właściwe frontom ciepłym, zasłania powstające chmury burzowe. Burze frontowe

nadciągają ze strefami frontowymi i wobec tego mogą pojawiać się o każdej porze

doby. Burze wewnątrzmasowe, uwarunkowane termicznie, powstają w jednorodnej

masie powietrznej pod wpływem silnego, miejscowego nagrzania podłoża i

związanego z nim lokalnego wzrostu chwiejności w atmosferze. Występują one w

pogodny dzień najczęściej w godzinach popołudniowych nad obszarami lądowymi,

a w godzinach nocnych nad wodą, która o tej porze bywa cieplejsza niż zalegające

nad jej powierzchnia powietrze.

ELEKTRYCZNA STRUKTURA CHMUR BURZOWYCH
Atmosfera ziemska pod wpływem jonizacji wykazuje przewodność elektryczną.

Zachodzi w niej ciągłe krążenie ładunków. Prąd elektryczny przepływa między

jonosferą a powierzchnią Ziemi, która przejmuje część ładunków elektrycznych,

redukując pole elektryczne jonosfery. Wynikłe stąd straty chmury burzowe, które

stanowią ośrodki tworzenia się elektryczności atmosferycznej. Duże krople deszczu,

gradziny, kryształki i bryłki lodowe, przemieszczając się w chmurze, zderzają się, a

rozpadając i obłamując wytwarzają ładunki elektryczne. Prądy wznoszące przenoszą

słupki lodowe naładowane dodatnio ku wierzchołkowi chmury i tam je

pozostawiają, prądy zstępujące oraz opad gradzin lub topniejących bryłek lodu

transportują ładunki ujemne w kierunku podstawy chmury. Powietrze przy

powierzchni Ziemi ma zazwyczaj dodatnie ładunki przestrzenne. Unoszą się one w

wyniku wstępujących ruchów powietrza, docierają do chmury i tam umiejscawiają

się zależnie od struktury pola elektrostatycznego. Na temat mechanizmów
rozdzielających ładunki elektryczne w chmurze Cb istnieje wiele często sprzecznych

ze sobą poglądów. Większość uczonych uważa, że rozdzielenie to następuje wskutek

wzajemnego oddziaływania cząstek lodu i przechłodzonych kropel wody. Inni

sądzą, że separacja ładunków zachodzi wskutek selektywnego wychwytywania i

przenoszenia przez chmurowe kropelki maleńkich dodatnich i ujemnych jonów

zawartych w atmosferze. Zgodność, jak dotąd, panuje jedynie co do przestrzennego

rozmieszczania ładunków elektrycznych w chmurze. Górna jej część, znajdująca się

na obszarze ujemnych temperatur, zawiera kryształki lodu z ładunkiem

elektrycznym dodatnim. W środkowych i niższych partiach naładowana jest ujemnie

głównie za sprawą opadających względnie dużych kryształków lodowych. W

pobliżu podstawy przeważają dodatnio naelektryzowane ładunki elektryczne –

występują one tylko w strefie prądów wznoszących. Sortowanie ładunków w

chmurze burzowej prowadzi do różnicy napięć między odmiennie naładowanymi jej

częściami. Gdy wytworzy się potencjał elektryczny rzędu miliona woltów na metr,

wówczas rozpoczyna się proces powstawania błyskawicy. Od chmury w kierunku
powierzchni Ziemi przemieszcza się strumień elektronów, który jonizuje wąski kanał

powietrza i tworzy w nim lawinowo dodatnie i ujemne ładunki. Kanał szerokości

kilku centymetrów staje się przewodnikiem elektrycznym i za jego pośrednictwem

elektryczność chmury osiąga Ziemię z prędkością 100 km

x

s

-1

. Jest to wstępne

wyładowanie, zwane liderem. Gdy dotrze ono do powierzchni terenu, z dołu tym
samym kanałem zaczyna biec ku górze wyładowanie z tak zwanymi dodatnimi
ładunkami powrotnymi. Gdy lider dochodzi do powierzchni Ziemi, tą samą drogą
przebiega wyładowanie główne, które obserwuje się jako błyskawicę. Po pierwszym

wyładowaniu w ciągu ułamka sekundy tym samym zjonizowanym kanałem

następują kolejne, aż ładunki w chmurze zostaną zupełnie zneutralizowane przez

wyładowania powrotne.

Przeciętne natężenie prądu płynącego w błyskawicy wynosi około 20 000A.

Przepływ prądu przez powietrze w czasie wyładowania powoduje wydzielenie

dużej ilości ciepła. Temp w kanale sięga 30 000ºC – jest pięciokrotnie wyższa od

temperatury powierzchni Słońca. Szybkie i nagłe ogrzanie powietrza w kanale

powoduje jego gwałtowne rozszerzenie z prędkością ponaddźwiękową i z siłą 10 –

100 razy większą niż ciśnienie atmosferyczne. Powstaje fala uderzeniowa słyszana

jako trzaski, dudnienia i tym podobne, określane wspólną nazwą grzmotu. Grzmot
może być wywołany nie tylko nagłym rozszerzeniem i kurczeniem powietrza w

kanale. W warunkach jego gwałtownego nagrzania para wodna rozpada się na tlen i

wodór, tworząc mieszankę, która wybucha pod wpływem iskry elektrycznej.

Grzmot rozchodzi się w powietrzu z prędkością dźwięku, czyli 332m

x

s

-1

.

Światło błyskawicy osiąga prędkość 300 000 km

x

s

-1

i wyprzedza grzmot. Wystarczy

policzyć czas od błyskawicy do grzmotu, aby ustalić odległość do chmury burzowej.

Grzmot słyszany po upływie na przykład 6 s oznacza, że burza znajduje się w

odległości około 2 km . W przeciętnych warunkach atmosferycznych słychać go

nawet z odległości około 25 km .

Wyładowania elektryczne mogą zachodzić także między poszczególnymi

fragmentami jednej chmury lub między kilkoma chmurami burzowymi. Te, które

zachodzą między chmurą i powierzchnią Ziemi, noszą nazwę piorunów. Według
powszechnej opinii piorun stanowi wielkie zagrożenie dla życia ze względu na

napięcie prądu elektrycznego wynoszące setki tysięcy, a nawet miliony wolt.

Okazuje się jednak, że czynnik decydujący to natężenie. Prąd o wysokim nawet

napięciu – wielu milionów wolt – jest zupełnie nieszkodliwy dla człowieka, jeśli tylko

będzie mieć bardzo małe natężenie. W czasie badań nad piorunami zetknięto się już z

natężeniem prądu dochodzącym do 500 000 A, dla porównania żarówka 75-watowa

pobiera prąd o natężeniu 1/3 A. Moc pioruna sięga setek tysięcy megawatów (oblicza

się ją, mnożąc przez siebie napięcie i natężenie prądu piorunu). Niestety, nie można

jej wykorzystać w szerszym zakresie. Czyni się próby zutylizowania mocy

piorunów. W Szwajcarii rozpięto między dwoma szczytami górskimi w rejonie

Monte Generoso przewód metalowy izolowany na obu końcach długimi łańcuchami

izolatorów elektrycznych. Nawet w czasie słonecznej pogody elektryczność

atmosferyczna ładuje go do napięcia setek tysięcy wolt. W czasie burzy z łatwością

uzyskuje się napięcie kilkunastu milionów wolt, które wykorzystuje się w fizyce

jądrowej do przyspieszania elementarnych cząstek materii, a także do różnych

doświadczeń elektrycznych.

W momencie uderzenia piorunu w wysokie drzewo temperatura błyskawicy

powoduje nagłe wrzenie soków drzewa i gromadząca się para wodna rozsadza z

hukiem pień.

Piorun uderza nie tylko w wysokie budynki, maszty, drzewa. Błyskawica

przebiega najkrótszą i, co równie ważne, najlepiej prowadzącą elektryczność drogą

do powierzchni gruntu. Częściej razi glebę gliniastą niż piaszczystą. Jeśli piasek

przykrywa glinę, należy się spodziewać piorunu raczej w miejscu, w którym

warstwa piasku jest najcieńsza, chociaż może znajdować się ono w zagłębieniu

terenu.

Rodzaje błyskawic. Wyładowania atmosferyczne mogą przybierać różne

formy. Ze względu na kształt wyróżnia się błyskawice: płaskie, liniowe, wstęgowe

oraz kuliste.

Błyskawica płaska. Jej błysk sprawia, że płonie cała powierzchnia chmury.

Wyładowanie zachodzi w postaci bardzo szybko następującego po sobie iskrzenia.

Tworzy się, gdy w chmurze został osiągnięty potencjał umożliwiający wyładowanie,

a nowe ładunki elektryczne dopływają bardzo powoli. Zapas elektryczności

wystarcza do wyładowania, choć jest mniejszy niż przy błyskawicy liniowej. Burze z

błyskawicami płaskimi nie należą do silnych, a w umiarkowanych szerokościach

geograficznych odnotowuje się je wczesną wiosną i późną jesienią.

Błyskawica liniowa. Iskra atmosferyczna występuje w postaci sfalowanej linii z

licznymi nieraz odgałęzieniami. Główne wyładowanie uderza w powierzchnię

lądową lub w wodę. Trafiając w zabudowania, prawie zawsze wznieca pożar.

Rzadką odmianą błyskawicy liniowej jest błyskawica perełkowa. Biegnie zwykle

drogą, wzdłuż której przemieszczało się wcześniej wyładowanie liniowe. Składa się z

oddzielnych świecących punktów, pojawiających się w niewielkich odstępach.

Wyładowania przypominają sznur pereł sięgający podłoża. Można to wyjaśnić

przesunięciami kanału piorunu.

Błyskawica wstęgowa. Składa się z błysków biegnących równolegle. Właściwe

wyładowanie przebiega po środku słabszych iskier. Może wzniecić kilka pożarów

naraz.

Błyskawica kulista. Jest to prawdziwy fenomen wśród wyładowań. Tworzy ją

świecąca kula o rozmiarach od piłki tenisowej do piłki futbolowej. Daje jasne światło

koloru czerwonego, pomarańczowego, żółtego lub białego, a nawet zielonego.

Porusza się w bardzo dziwny sposób. Przy gruncie i w pobliżu pomieszczeń

zamkniętych przemieszcza się względnie wolno – z prędkością około 2 m

x

s

-1

. Nagle i

przypadkowo zmienia kierunki, zdarza się, że na krótki czas nieruchomieje. Często

przedostaje się do mieszkań przez otwarte okna i drzwi. Bywa, że wchodzi

przewodem kominowym i tą samą drogą opuszcza pomieszczenie, nie wyrządzając

większych szkód.

W styczniu 1984 r. ognista kula wleciała do rosyjskiego samolotu

pasażerskiego, przeleciała bezgłośnie nad głowami przerażonych pasażerów i

wyleciała z drugiej strony samolotu. Odnotowano przypadek przemieszczania się

piorunu kulistego we wnętrzu namiotu, kiedy ognista kula kilkakrotnie ocierała się o

leżących w śpiworach. Zdarzało się, że błyskawica dotykała bezpośrednio ciała

człowieka. Na ogół pozostawiała ślady w postaci poparzeń, lecz czasem nie czyniła

żadnych szkód. Chociaż uważa się za mniej niebezpieczną dla człowieka niż

pozostałe rodzaje błyskawic, to bywa, że kontakt z nią kończy się tragicznie. Potrafi

też eksplodować w pomieszczeniu, niszcząc je zupełnie.

Od ponad 150 lat podejmuje się próby wytłumaczenia niecodziennego zjawiska

atmosferycznego. Najczęściej przyjmuje się, że piorun kulisty jest kulą rozżarzonego

gazu znajdującego się w ruchu obrotowym, która powstała w przestrzeni między

dwoma błyskawicami biegnącymi blisko siebie w przeciwnych kierunkach. Wir

podtrzymuje równowaga sił między ciśnieniem zewnętrznym wywieranym przez

powietrze i siłą odśrodkową ruchu obrotowego gazów. Równowaga utrzymuje się

dopóty, dopóki do środka świecącej kuli gazowej nie przeniknie powietrze z

zewnątrz. Gdy to nastąpi, wówczas piorun kulisty rozpada się z hukiem. Według

jednego z najnowszych modeli teoretycznych piorun kulisty jest kulą gorącego,

zjonizowanego powietrza, które nie może się z niej wydostać, bo jest zamknięte w

swoistym magnetycznym węźle i krąży po magnetycznych pętelkach.

WIRY POWIETRZNE
Przestrzeń atmosferyczną cechuje duża zmienność koncentracji potencjału

energetycznego (termodynamicznego). Łańcuch przemian energetycznych,

zainicjowany dostawą słonecznej energii promienistej, buduje kolejne, już

ziemskie i atmosferyczne, regionalnie zróżnicowane ogniwa związane między

innymi z przemianami fazowymi (parowaniem, kondensacją). Burzę
atmosferyczną związaną z chmurami Cumulonimbus można uznać za przejaw

energetycznego „odreagowania” atmosfery – za objaw krótkotrwały,

gwałtowny, często o lokalnym zasięgu, choć w niektórych regionach Ziemi

występujący prawie co dziennie, a nawet wielokrotnie w ciągu doby. Po

przejściu burzy atmosfera może przyjąć następne porcje energii.

TRĄBY POWIETRZNE

Trąba powietrzna jest wirem atmosferycznym o małej średnicy, lecz

wyjątkowo dużej sile. Wir ten o pionowej osi umiejscawia się u podstawy chmury
burzowej Cb. Ma przeważnie kształt lejka złączonego szerszym końcem z chmurą.

Dolna jego część w postaci trąby może sięgać podłoża. Jeśli dochodzi do powierzchni

wody, nosi nazwę trąby wodnej. Przeciętna jej średnica wynosi 200-250 m, chociaż
czasami sięga ponad2000 m. Wirujące w trąbie powietrze osiąga ogromną prędkość,

przekraczającą niekiedy 400 km/h. Cały układ obraca się w kierunku przeciwnym

ruchowi wskazówek zegara. W europie trąby powietrzne występują niezmiernie

rzadko. Najczęściej są odnotowywane w środkowych stanach USA oraz Australii. W

Ameryce nazwano je tornadami.

Obszar, nad którym często pojawiają się silne tornada, to środkowe rejony

Stanów Zjednoczonych, zwłaszcza pas od stanu Kansas do stanu Indiana. Rocznie

występuje tam około 150 trąb powietrznych. Rekordową ich liczbę odnotowano 19

lutego 1894 r. – ponad 60.

Trąba powietrzna rozwija się najczęściej z nisko leżącej podstawy chmury

burzowej Cb, której towarzyszy zjawisko mamma. Początkowo lej tornada

przypomina wirujący wisiorek, który zwęża się ku dołowi. Podczas tego zjawiska

można usłyszeć szczególny dźwięk, spowodowany falami akustycznymi,

związanymi z silnym gradientem wiatru. Gdy taki układ cyrkulacyjny osiągnie

podłoże, powoduje olbrzymie szkody. Na ogół niszczy pas szerokości około 300 m i

długości 3-7 km.

Tornado nie zawsze bywa tragiczne w skutkach. Przykładem może być

przypadek odnotowany w maju 1986 r. we wschodnich Chinach. Silne wiry

powietrzne uniosły w górę 13 dzieci, przeniosły je na znaczną odległość, po czym

łagodnie opuściły na piaszczyste wydmy i zarośla.

Intensywność tornada ocenia się, biorąc pod uwagę prędkość wiatru, którą

wzbudza. W tym celu korzysta się z 6-stopniowej skali opracowanej przez Tetsuya

Fujita.

Źródłem niszczycielskiej siły są:

•

Gwałtowne zmiany siły wiatru, którego prędkość dochodzi

najprawdopodobniej do 180 m

x

s

-1

(jakiekolwiek obserwacje instrumentalne są

nierealne ze względu na destrukcyjną siłę trąb);

•

Nagły spadek ciśnienia w środku wiru, nawet od 200 hPa, doprowadzający

do dużej różnicy ciśnienia między wnętrzem budynków, a ich otoczeniem,

który powoduje, że normalne ciśnienie w pomieszczeniu rozsadza je od

środka jak przy eksplozji;

•

Silne zasysanie skierowane ku górze, związane z pionową prędkością

niespotykaną w zwykłej chmurze burzowej.

Dopełnieniem zniszczeń jest rozrzucenie po okolicy unoszonych przedmiotów

(rumowisk) przez wirujący słup powietrza na skutek siły odśrodkowej.

Ze względu na pionowe pulsacje trąby (opadanie i podnoszenie) wysuwa

się teorie, że mechanizm powstania tego zjawiska musi znajdować się wyżej niż
u podstawy chmury Cb. Przypuszczalnie tornada tworzą się w środkowych

partiach chmury, w której zaznaczają się silne prądy wstępujące, duża

turbulencja, a także znaczne zmiany kierunku i prędkości wiatru. Prądy pionowe

tworzą w chmurze „rdzeń” o pionowej osi. Na półkuli północnej trąba

umiejscawia się głównie po prawej stronie chmury (patrząc w kierunku jej

ruchu), chociaż czasem obserwuje się jednocześnie kilka lejów wychodzących z

jej podstawy. Silne rozrzedzenie powietrza wewnątrz trąby prowadzi do jego

ochłodzenia i kondensacji pary wodnej. Dzięki temu pionowy wir kształtuje się

w postaci słupa zwisającego z chmury.

Przyczyn powstawania trąb nie udało się do końca wyjaśnić. Niektórzy

badacze atmosfery uważają, że aby mogło dojść do powstania tornada, musi być

spełnionych jednocześnie aż ponad 20 różnych warunków. Poza dyskusją jest

tylko to, że tornada rozwijają się w strefach kontaktu ciepłych i wilgotnych mas

powietrznych z masami chłodnymi.

SKALA INTENSYWNOŚCI TORNAD

F - skala

Prędkość wiatru

(km/h)

Kategoria

0

1

2

3

4

5

poniżej 116

117 – 180

181 – 253

254 – 332

333 – 419

powyżej 420

słabe

silne

gwałtowne

CYKLONY – RODZAJE
Pojęciem cyklon określamy nie tylko kształt pola ciśnienia (niż), ile określoną

wirową postać cyrkulacji atmosfery. Z tą postacią cyrkulacji związane są właściwości

poziomego i pionowego ruchu mas powietrza, właściwości rozdziałów między

różnymi masami powietrza i warunki pogody.

Każdy cyklon przechodzi w swoim rozwoju wiele stadiów, których poznanie

umożliwia określenie kierunku dalszego rozwoju tego układu. Na powstawanie i

rozwój układów ciśnienia istotny wpływ mają warunki geograficzne i pory roku.
Rodzaje cyklonów
Zależnie od geograficznych warunków powstawania i właściwości budowy

rozróżniamy:

1) cyklony pozazwrotnikowe,
2)

cyklony zwrotnikowe lub tropikalne

Natomiast zależnie od właściwości powstawania rozróżniamy:

1) cyklony frontowe, powstające na frontach atmosferycznych,

2) cyklony lokalne – zwykle nieduże i płytkie, powstające czasem bez wyrażnego

związku z frontami.

Decydujące znaczenie mają cyklony frontowe.

Zależnie od kierunku ruchu, rozróżniamy czasem:

1) cyklony „nurkujące”, przemieszczające się z północy lub północnego zachodu

na południe i południowy wschód,

2)

cyklony „zachodnie”, przemieszczające się na ogół z zachodu na wschód,

3) cyklony „południowe”, przemieszczające się z południowego zachodu,

południa i południowego wschodu na północny wschód, północ lub północny

zachód.

Stadia rozwojowe cyklonów
Rozróżniamy następujące stadia rozwojowe cyklonu frontowego:

1) stadium początkowe lub stadium powstania cyklonu – od pierwszych oznak

rozwoju niżu do pojawienia się pierwszej zamkniętej izobary, wielokrotnej 5,

2) stadium młodego cyklonu – od powstania niżu do rozpoczęcia procesu

okludowania się,

3) stadium największego nasilenia rozwoju cyklonu – od rozpoczęcia procesu

okludowania się do rozpoczęcia procesu wypełnienia się cyklonu,

4) stadium wypełnienia się cyklonu – od rozpoczęcia się procesu wypełnienia do

całkowitego zniknięcia niżu, jako samodzielnego układu ciśnienia na mapie

dolnej.

Stadium drugie i trzecie można połączyć w jedno – stadium pogłębiania się cyklonu.

Z punktu widzenia analizy frontologicznej rozróżniamy czasem:

1) falę,

2) cyklon młody i

3) cyklon zokludowany.

Przejście cyklonu od jednego stadium do drugiego wiąże się ze zmianą

pionowej budowy cyklonu oraz ze zmianami warunków pogody w obszarze

objętym przez niego.

CYKLONY TROPIKALNE

Są to głębokie niże powstające w szerokościach międzyzwrotnikowych.

Wyróżniają się dużymi wartościami gradientów ciśnienia i w związku z tym

przynoszą wiatry o wyjątkowej sile oraz ulewne deszcze. Jeśli prędkość wiatru

osiąga 120 km/h, noszą nazwę huraganów. Nazwy huraganu używa się w rejonie
Antyli oraz w Ameryce Środkowej i Północnej. W Indiach noszą nazwę cyklonów,
natomiast na wybrzeżach wschodniej i południowo-wschodniej Azji określane są

jako tajfuny. Mimo, że nie występują zbyt często (przeciętnie 40-50 razy w roku), to
każde pojawienie się cyklonu jest powszechnie odnotowywane w środkach przekazu

jako szczególne zjawisko, o trudno przewidywalnych skutkach (podaje się wtedy

prędkość towarzyszących mu wiatrów oraz przypuszczalną trasę przemieszczania).

Cyklony tropikalne to zaburzenia atmosferyczne o wirowym charakterze z

pionową osią symetrii, które powstają w zwrotnikowych szerokościach

geograficznych. Tworzą się nad obszarami morskimi, których powierzchnia wody

ma temperaturę powyżej 27º C i zalega nad nią gruba warstwa ciepłego i wilgotnego

powietrza. Nie występują bezpośrednio przy równiku, ale dopiero w pasie powyżej

5º szerokości północnej i południowej prawdopodobnie ze względu na zbyt małą

wirowość (brak efektu Coriolisa na równiku). Na mapach synoptycznych cyklon

tropikalny jest widoczny jako zagęszczenie prawie kolistych izobar, obejmujących

obszar o średnicy 160-650 km, a nieraz znacznie większej. Cyklon tropikalny sięga do

wysokości 11-13 km. Ciśnienie atmosferyczne w jego centrum wynosi ok. 950 hPa,

ale wielokrotnie notowano ciśnienia niższe nawet od 900 hPa, lecz w przeciwieństwie

do układów cyklonalnych pozazwrotnikowych szerokości ciśnienie w centrum

cyklonu nie jest jego przyczyną, a tylko skutkiem przepływu wirowego.

Najbardziej typową cechą struktury cyklonu tropikalnego jest jego centrum
pozbawione chmur, z bardzo słabym wiatrem, a nawet ciszą, zwane okiem. Ma ono
kształt kolisty lub owalny i średnicę 10-60 km. Bezpośrednio do niego przylega strefa
najsilniejszych wiatrów.

Stadia rozwoju cyklonów:
Tajfun utrzymuje się na ogół ok. 10-ciu dni, chociaż bywa, że ponad 20. O jego

rozwoju decydują pewne stadia.

Stadium powstawania. Rozpoczyna się, gdy w polu ciśnienia powstaje ośrodek
niskiego ciśnienia, a wokół niego powstaje cyrkulacja wirowa o charakterze

cyklonalnym. Ciśnienie na tym obszarze wynosi wtedy ok. 1000 hPa, silne prądy

wstępujące prowadzą z kolei do powstania wypiętrzonych chmur kłębiastych.

Pionowy zasięg tworzącego się cyklonu jest jeszcze wtedy niewielki.

Stadium dojrzewania. Ma właściwie charakter burzy zwrotnikowej. Ciśnienie
szybko spada i w krótkim czasie tworzy się oko cyklonu. Wokół niego powstaje

wąski pas o szerokości 40-50 km, charakteryzujący się wiatrami o huraganowych

prędkościach – ponad 33 m

x

s

-1

. Zwarty układ chmur tworzy wąskie pasma, zbliżające

się spiralnie do oka i otaczające je niemal pionową ścianą. Symetrycznie zbudowany

cyklon sięga już do wysokości 6-8 km.

Stadium dojrzałości. Ciśnienie przestaje się obniżać, chociaż wieją nadal
huraganowe wiatry, które stopniowo słabną. Obszar objęty cyklonem rozszerza się

do największych rozmiarów. Zanika symetria całego układu – strefa najgorszej

pogody jest, względem kierunku ruchu, większa po prawej niż po lewej stronie (na

półkuli południowej odwrotnie). W tym stadium cyklon sięga aż do tropopauzy.

Stadium zanikania. Kiedy już tajfun dostanie się nad ląd albo przemieści się nad
oceanem ku wyższym szerokościom geograficznym i znajdzie się nad chłodniejszą

powierzchnią wody, maleje jego intensywność, zanika oko huraganu i symetryczna

budowa układu. Na 20-30º zmienia swój kierunek na wyraźnie południkowy i

kieruje się w stronę wyższych szerokości geograficznych. Dociera do strefy

umiarkowanej i przekształca się zwykle w głęboki ośrodek niżowy umiarkowanych

szerokości geograficznych.

Huragany powstają przede wszystkim u wybrzeży Afryki w okolicy Zielonego

Przylądka i stamtąd przez Atlantyk zmierzają ku wybrzeżom Stanów

Zjednoczonych, następnie zmieniają swój kierunek na północno-wschodni i

przemieszczają się dalej ku Europie i Azji. Niektóre z nich docierają nawet na

Syberię.

GENEZA I STRUKTURA CYKLONÓW
Cyklony mają skomplikowaną naturę, o czym świadczy fakt, że tylko co

dziesiąty przypadek okoliczności sprzyjających powstaniu cyklonu doprowadza do

jego utworzenia. Opinie na temat ich genezy nie są w pełni zgodne. Uczeni

podkreślają rolę trzech procesów biorących udział w tworzeniu struktury tajfunu. Są

to: procesy konwekcyjne, ścieranie się różnych mas powietrza oraz oddziaływanie

wyższych warstw troposfery. Dołem do środka układu cyklonalnego napływa

wilgotne powietrze, które unosi się, a nastepnie w górze jest odprowadzane na

zewnątrz. W fazie początkowej ruch ten odchyla siła Coriolisa, inicjując wirowe

zakłócenie. Na dominującą rolę konwekcji i otaczanie oka cyklonu zwartą ścianą
potężnych chmur Cumulonimbus niezbity dowód stanowią silnie wypiętrzone

chmury i gwałtowne opady. W samym oku z kolei ruchy zstępujące nie dopuszczają

do powstawania chmur. Duży spadek ciśnienia w oku cyklonu teoria konwekcyjna

tłumaczy działaniem siły odśrodkowej wirującego powietrza, która wyrzuca je na

zewnątrz. Jednocześnie w warstwach dolnych dopływ jest na tyle skąpy, że nie

kompensuje ubytku w całości. Wznoszące się nad nagrzanym oceanem powietrze

według teorii frontowej musi dostać się do wyższych szerokości geograficznych,

gdzie zaczyna oddziaływać siła Coriolisa, zmuszająca masy powietrzne do ruchu po

spirali wokół zawirowania. Warunki takie istnieją w przemieszczającym się po obu

stronach równika pasie zbieżności (konwergencji) pasatów, zwanej niekiedy
frontem tropikalnym. Za teorią tą przemawia fakt, że w niskich szerokościach
geograficznych Atlantyku i Pacyfiku, gdzie front ten nie występuje, nie dochodzi

również do powstania wirów cyklonalnych. W tworzeniu tajfunów istotną rolę mogą

odgrywać wyższe warstwy troposfery. Gdy w jej środkowej części powstaje fala

wschodnia, która przemieszcza się na zachód (w polu ciśnienia) dochodzi do

poziomego zafalowania. Ugięcie linii sił pola, dające zatokę falową, przekształca się

powoli w wir, który daje początek cyklonowi tropikalnemu.

Mimo, że w strefie przylegającej do oka cyklonu prędkość wiatru jest olbrzymia,

cały układ przemieszcza się dość wolno – nie przekracza 25 km/h. Prędkość swoją

zwiększa w wyższych szerokościach geograficznych, dokąd zmierza. Na podstawie

wieloletnich obserwacji ustalono, że tajfuny poruszają się zwykle po trasie

parabolicznej, omijając obszar podwyższonego ciśnienia. Przemieszczają się ze

wschodu na zachód trasami przypominającymi pętle, części sinusoidy itp. Nieraz

cyklony tropikalne mają bardziej złożoną budowę – składają się z dwóch zawirowań:

głównego i wtórnego. Wir główny (o większej średnicy) powstaje nad

powierzchniami oceanicznymi w niskich szerokościach geograficznych. Natomiast

wir wtórny tworzy się na ogół na południe od wiru głównego wówczas, gdy ten

drugi przedostaje się na szlak polarny. Jego średnica nie przekracza 120-150 km.

Warunki sprzyjające formowaniu się cyklonów tropikalnych:

-

temperatura powierzchni wody morskiej powyżej 27ºC;

-

temperatura powietrza nieco niższa od temperatury wody;

-

duża ilość pary wodnej w powietrzu;

-

obecność zaburzenia tropikalnego, np. fali wschodniej,

charakteryzującego się prędkością nie przekraczającą 20 km/h;

-

istnienie antycyklonalnej (wyżowej) cyrkulacji powietrza w górnej

troposferze nad przyziemnym zaburzeniem;

-

słaby gradient pionowy prędkości wiatru, przy na ogół słabych

wiatrach w pobliżu poziomu morza.

Oznaki zbliżania się huraganu:

-

spadek ciśnienia;

-

charakterystyczna zbieżność chmur Ci wskazująca kierunek, z którego

nadchodzi cyklon;

-

intensywnie purpurowe i fioletowe zabarwienie nieba przy zachodzie

Słońca.

LITERATURA:

1). Tamulewicz J. „Wielka encyklopedia geografii Świata”; wyd. Kurpisz; s.198 – 211

2). Zwieriew A. S. „Meteorologia synoptyczna”; rozdz VII „Cyklony i antycyklony”;

s. 337 – 340.