GROŹNE ZJAWISKA POGODY-GWAŁTOWNE DESZCZE,
CYKLONY, TAJFUN

1

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.

2

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

3

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.

4

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

5

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

6

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.

7

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);

8

•

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

9

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,

10

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.

11

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

12

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:

13

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.

14