KLĘSKI ŻYWIOŁOWE

Klęski żywiołowe wywołane zjawiskami i procesami atmosferycznymi

Klęski żywiołowe są przejawem naturalnych procesów zachodzących w atmosferze i wnętrzu naszej planety. Te same siły natury, które wywołują ciepły majowy deszczyk, które chłodzą letni upał miłym podmuchem wiatru, potrafią niekiedy przybrać groźne i niszczycielskie oblicze huraganu, trąby powietrznej czy katastrofalnych opadów. Burza często przynosi ulgę po dusznym i gorącym popołudniu, lecz niekiedy potrafi przynieść ze sobą nawalny opad wywołujący gwałtowną powódź, gradobicie, czy jedno z najbardziej przerażających zjawisk atmosferycznych gwałtowne tornado. Może także spowodować liczne szkody od uderzeń pioruna czy nawet wzniecić wielkie pożary lasów. Niż atmosferyczny kojarzy się z zachmurzonym niebem i słotą. Niekiedy jednak niesie ze sobą sztormowe niszczycielskie wiatry czy długotrwałe i obfite opady prowadzące do katastrofalnych powodzi. W obszarach okołozwrotnikowych niż atmosferyczny może być związany z cyklonem tropikalnym, który w pewnych rejonach świata nazywa się huraganem, a w innych tajfunem. Z kolei wyż, który na ogół wiąże się z ładną pogodą, może przynieść suszę, a w obszarach z dużą emisją zanieczyszczeń spowodować gwałtowny wzrost ich stężenia i wywołać klęskę smogu.

Do czynników odgrywających największą rolę w przebiegu procesów i zjawisk zachodzących w atmosferze i na powierzchni naszej planety należą: ruchy powietrza (wiatry i ogólna cyrkulacja atmosfery), przemiany fazowe wody i charakter podłoża.

Wiatry. Przyczyną wiatru, tj. przepływu powietrza w kierunku poziomym, jest niejednorodny rozkład ciśnienia atmosferycznego na powierzchni Ziemi. Im większa jest różnica ciśnień między dwoma punktami i mniejsza odległość między nimi (czyli im większy gradient ciśnienia), tym większa jest prędkość wiatru. Na poruszającą się masę (cząstkę) powietrza działają także siły: Coriolisa, odśrodkowa i tarcia (rys.1), zależne od prędkości i kierunku ruchu, charakteru powierzchni Ziemi i wysokości nad nią; cząstka powietrza nie przemieszcza się więc wprost ku niższemu ciśnieniu, jak to jest w naczyniach połączonych, ale trajektoria jej ruchu jest znacznie bardziej skomplikowana. Siła Coriolisa jest siłą bezwładności spowodowaną ruchem obrotowym Ziemi i jej składowa pozioma przybiera największe wartości na biegunach, na równiku zaś spada do zera; jest skierowana pod kątem prostym do kierunku ruchu masy (w lewo na półkuli północnej i w prawo na południowej), wywołuje więc zakrzywienie toru ruchu. Z zakrzywieniem toru ruchu wiąże się pojawianie siły odśrodkowej skierowanej zawsze na zewnątrz krzywizny. Kierunek siły tarcia jest natomiast zawsze przeciwny do kierunku ruchu, a jej wartość gwałtownie spada z wysokością nad powierzchnią Ziemi. Działanie tych wszystkich sił powoduje, że na półkuli północnej ośrodek niskiego ciśnienia jest położony na lewo, a wysokiego ciśnienia na prawo od kierunku wiatru. Na półkuli południowej sytuacja jest odwrotna. Wysoko nad powierzchnią Ziemi, tam gdzie tarcie jest bardzo małe, wiatr wieje praktycznie wzdłuż linii stałego ciśnienia (izobar), niżej ruch jest skierowany w stronę niskiego ciśnienia i to tym bardziej, im większe jest tarcie. To powoduje, że do punktu (obszaru), gdzie ciśnienie jest najniższe, napływają bezustannie masy powietrza. Taka sytuacja może utrzymać się przez dłuższy czas tylko wówczas, gdy w centralnym obszarze niżu występują ruchy wstępujące i powietrze, które tam napływa, wznosi się w górę. Analogicznie w centrum wyżu dominują ruchy zstępujące a powietrze w jego dolnej części rozpływa się na boki.

Nasuwa się pytanie: dlaczego siły odpowiadające za ruch powietrza są niekiedy niewielkie i wywołują tylko słabe podmuchy, niekiedy zaś rosną, wywołując gwałtowne i porywiste wiatry? Można na nie odpowiedzieć, rozważając energetykę układów atmosferycznych. Ogólnie rzecz biorąc atmosfera jest rodzajem maszyny cieplnej, która transportuje ciepło z okolic równikowych w kierunku biegunów, część tego ciepła przekształcając w energię ruchu powietrza. Przypuśćmy, że dwie masy powietrza: masa A powietrza ciepłego i masa B powietrza chłodnego, są rozdzielone niewidzialną ścianką (rys. 2a). Masa A jako cieplejsza jest mniej gęsta i ciśnienie w niej jest mniejsze niż w masie B. Po usunięciu ścianki następuje napływ masy B, przy czym ma ona tendencję do wypierania w górę masy A. Powoduje to obniżenie środka ciężkości całego układu, a uzyskana w ten sposób energia kinetyczna rozpędza cyrkulację w układzie. Tak w dużym uproszczeniu wygląda rozwój niżu w średnich szerokościach geograficznych. Jeśli cieplejsza masa A zalega pod chłodniejszą masą B, obniżenie środka ciężkości i energia kinetyczna są szczególnie duże (rys. 2b). Występuje to wówczas, gdy masy powietrza ogrzewają się od ciepłego podłoża (nagrzanej słońcem powierzchni Ziemi lub ciepłego morza) i unoszą w górę (zjawisko konwekcji). Na ogół powstają wtedy komórki cyrkulacyjne, tzw. komórki konwekcyjne, o wymiarach od kilkuset metrów do kilkunastu kilometrów, chociaż w niskich szerokościach geograficznych taka sytuacja, wzmocniona jeszcze przez efekty parowania i kondensacji, może doprowadzić do powstania cyklonu tropikalnego.

Na ogół opisane procesy występują jednocześnie, wywołując cyrkulacje o różnych skalach, od tysięcy km do ułamków cm, i wraz z zawirowaniami powodowanymi przez opływ przeszkód na powierzchni Ziemi oraz powstałymi z rozpadu zawirowań w większych skalach tworzą widmo ruchów w atmosferze. Ruchy w dużych skalach nakładają się na ruchy w mniejszych skalach powodując, że przepływ powietrza wiatr, odznacza się podmuchami i porywami o różnej sile, czasie trwania i obejmujących różne obszary. Zjawisko to nazywa się turbulencją atmosferyczną.

Parowanie wody i kondensacja pary wodnej. Powietrze suche różni się od wilgotnego składem chemicznym, a zatem i gęstością. Powietrze suche składa się przede wszystkim z azotu N2 (ciężar cząsteczkowy 28) i tlenu O2 (ciężar cząsteczkowy 32), powietrze wilgotne zawiera także parę wodną H2O (ciężar cząsteczkowy 18); im większy jest procentowy udział w powietrzu pary wodnej, tym ma ono mniejszą gęstość. Tak więc parowanie wody z powierzchni mórz, jezior czy wilgotnego gruntu wywołuje podobny efekt jak ogrzewanie powietrza. Obecność pary wodnej w powietrzu zawsze niesie ze sobą poważne następstwa.

Parowanie odbywa się kosztem ciepła pobranego z otoczenia; ciepło to, tzw. utajone ciepło parowania (zmagazynowane w parze wodnej), jest oddawane otoczeniu podczas kondensacji pary wodnej. Przypuśćmy, że wilgotna cząstka powietrza, która zabrała energię z powierzchni gruntu czy morza w postaci ciepła parowania, wznosi się do góry w centrum niżu czy komórki konwekcyjnej; następuje wówczas kondensacja zawartej w cząstce pary wodnej, a wydzielone ciepło powoduje ogrzanie powietrza (zmniejszenie jego gęstości) i wzmożenie ruchów pionowych. Prowadzi to do powstania chmur, z których może wypaść opad. Cyrkulacje powietrza czy zjawiska atmosferyczne, związane z istnieniem silnych ruchów wstępujących, prowadzą do kondensacji wielkich ilości pary wodnej i mogą przynieść duże opady. Z drugiej strony wypadanie opadu powoduje powstanie prądów zstępujących i dodatkowo napędza różne cyrkulacje atmosferyczne.

Wpływ podłoża. Ukształtowanie i pokrycie powierzchni Ziemi wywiera wpływ na siły tarcia działające na poruszającą się masę powietrza oraz na procesy parowania i kondensacji. Zjawiska związane ze zmiennością temperatury i wilgotności podłoża zostały omówione poprzednio. Na tarcie ma wpływ tzw. szorstkość powierzchni, która jest związana z jej pokryciem. Gwałtowna zmiana charakteru powierzchni Ziemi (np. przy napływie powietrza znad lądu nad wodę) powoduje zmianę bilansu sił, a w rezultacie zmianę kierunku i prędkości wiatru. Wpływ ukształtowania terenu w większej skali (orografia) przejawia się głównie w zmianach prędkości i kierunku wiatru oraz ilości opadów. Masy powietrza, przepływając nad wzniesieniami wznoszą się do góry i opadają za przeszkodą. Ruch pionowy prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstania opadu. Regiony górskie odznaczają się na ogół silniejszymi i bardziej porywistymi wiatrami oraz większą ilością opadów niż tereny nizinne.

Do groźnych zjawisk atmosferycznych zalicza się głównie: cyklony tropikalne, niże średnich szerokości geograficznych i burze.

Cyklony tropikalne

Cyklon tropikalny jest związany z układem niskiego ciśnienia, w którym nie występują fronty atmosferyczne. Rozwija się nad ciepłymi wodami i odznacza się cyrkulacją cykloniczną (tj. o kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara na półkuli północnej i kierunku zgodnym z tym ruchem na półkuli południowej) w dolnych warstwach atmosfery oraz silnie rozwiniętą aktywnością burzową. Cyklon tropikalny o maksymalnej prędkości wiatru przy powierzchni Ziemi nie przekraczającej 17 m/s nazywa się depresją tropikalną, o większej prędkości wiatru, ale nie przekraczającej 33 m/s sztormem tropikalnym, o prędkości przekraczającej 33 m/s huraganem (na Atlantyku i wschodnim Pacyfiku), tajfunem (na północno-zachodnim Pacyfiku), silnym cyklonem tropikalnym (na południowo-zachodnim Pacyfiku i południowo-wschodnim Oceanie Indyjskim), silnym sztormem cyklonicznym (w północnej części Oceanu Indyjskiego) bądź wreszcie cyklonem tropikalnym (w południowo-zachodniej części Oceanu Indyjskiego). Aby mógł powstać cyklon tropikalny, powinny być jednocześnie spełnione następujące warunki:

1) Temperatura wody w warstwie powierzchniowej oceanu grubości co najmniej 50 m powinna przekraczać 26,5C. Ocean stanowi wtedy dostatecznie pojemny dla rozwoju cyklonu zbiornik energii. Ciepła woda dostarcza cyklonowi energii w postaci ciepła odczuwalnego i utajonego.

2) Rozkład temperatury i wilgotności w atmosferze powinien być odpowiedni dla rozwoju intensywnych, wypiętrzonych chmur burzowych (tzw. atmosfera potencjalnie niestabilna). Rozwija się wówczas głęboka (przez całą grubość troposfery) konwekcja, która może rozkręcić cały układ.

3) Odległość od równika powinna wynosić co najmniej 500 km. Na równiku pozioma składowa siły Coriolisa jest za mała, aby w niżu mogło nastąpić zbilansowanie sił (rys.1).

4) Zmienność prędkości wiatru z wysokością w całej troposferze powinna być niewielka. Pozwala to na zorganizowanie się chmur konwekcyjnych w układ cykloniczny.

Gdy warunki te są spełnione i nad oceanem pojawi się słaby niż lub nawet zafalowanie pola ciśnienia (izobar), mogą się one rozwinąć w cyklon tropikalny wg następującego scenariusza. W bliskim sąsiedztwie zmiany pola ciśnienia rozwija się kilka głębokich, burzowych chmur konwekcyjnych zasysających ciepłe i wilgotne powietrze znad oceanu. Pod nimi tworzy się obszar ciśnienia niższego niż w otoczeniu. Pod kompleks chmur napływa z otoczenia coraz więcej wilgotnego i ciepłego powietrza, które zaczyna się poruszać po spirali pod wpływem działania układu sił przedstawionych na rys.1. Ten etap nazywa się mezoskalowym systemem konwekcyjnym. Energia związana z ciepłem odczuwalnym i utajonym powoduje zintensyfikowanie ruchów konwekcyjnych, które następnie organizują się, tworząc układ chmur (widoczny na rys. 3). W centrum układu powstaje najniższe ciśnienie i dzięki temu układ rozpędza się dalej. W tym momencie powstaje już cyklon tropikalny. Jego dalszy rozwój zależy od ilości dostarczonej energii na trasie ruchu układu. Gdy cyrkulacja jest dostatecznie intensywna, w środku układu wytwarza się tzw. oko cyklonu bezchmurny obszar ze stosunkowo słabymi wiatrami i silnymi ruchami zstępującymi. Po przemieszczeniu nad chłodniejsze wody bądź ląd, który nie może zasilić układu w dostateczną ilość wody, cyklon tropikalny słabnie i zanika.

Cyklony tropikalne najczęściej rozwijają się na przełomie lata i jesieni, co jest związane z najwyższą temperaturą powierzchni wód w tym okresie. Na przykład na Atlantyku 96% huraganów o sile wiatru przekraczającej 50 m/s pojawia się między sierpniem a październikiem. Wyjątkiem jest północna część Oceanu Indyjskiego, gdzie występują dwa maksima częstości występowania silnych sztormów cyklonicznych: w maju i listopadzie. Na ogół cyklony tropikalne przesuwają się ze wschodu na zachód, czasami po kilku lub kilkunastu dniach istnienia skręcają w kierunku biegunów. Mogą wtedy przekształcić się w tzw. niże podzwrotnikowe, a nawet w niże średnich szerokości geograficznych.

Cyklony tropikalne mogą powodować katastrofalne zniszczenia. Pierwszym oczywistym niszczycielskim czynnikiem jest wiatr. W najsilniejszych cyklonach jego rekordowa prędkość, szacowana na podstawie ciśnienia w centrum (wiatromierze nie wytrzymują takich warunków), przekracza 85 m/s (305 km/h). Najsilniejsze wiatry wieją na ogół w połówkach cyklonów bardziej oddalonych od równika, gdyż do prędkości związanej z cyrkulacją cykloniczną dodaje się tam prędkość przemieszczania samego układu. W części cyklonu bliższej równika, przez marynarzy zw. czasami połową żeglowną, prędkości te się odejmują i siła wiatru jest mniejsza.

Drugim czynnikiem zniszczeń jest opad. W chmurach cyklonów tropikalnych, zasilanych ciepłym i wilgotnym powietrzem, kondensują ogromne ilości wody i spora jej część wypada z chmur w postaci deszczu. Rekordowe opady obserwowano w cyklonach tropikalnych na wyspie Reunion na Oceanie Indyjskim, np. cyklon Denise w nocy z 7 na 8 XII 1966 r. przyniósł 1144 mm opadu w ciągu 12 godz. i 1825 mm w ciągu 24 godz. W styczniu 1980 r. cyklon Hiacinthe przyniósł tam 3240 mm opadu w ciągu 3 dni i 5678 mm w ciągu 10 dni. Dla porównania maksymalna zarejestrowana ilość opadu, która wywołała katastrofalną powódź w Polsce w lipcu 1997 r., wyniosła w Kamienicy Kłodzkiej ok. 455 mm w ciągu 3 dni.

Trzecim czynnikiem (powodującym głównie zniszczenia obszarów nadbrzeżnych) jest fala przypływowa spowodowana wiatrem oraz niskim ciśnieniem w centrum cyklonu. Wysokość fali może przekraczać 6 m; powoduje ona zatopienie niżej położonych obszarów. Amerykanie wprowadzili skalę intensywności cyklonów, tzw. skalę Saffira Simpsona (tab.). Podobną skalę wprowadziły australijskie służby meteorologiczne.

Najbardziej katastrofalnym cyklonem tropikalnym w udokumentowanej historii był cyklon, który w 1970 r. spustoszył Bangladesz. Nie ma dokładnych danych dotyczących liczby ofiar, ale ostrożne szacunki podają liczbę co najmniej 300 tys. zabitych, głównie w wyniku zalania nisko położonych terenów przez fale przypływu. Straty spowodowane przez huragan Andrew na Bahamach i w południowo-wschodnich stanach USA w 1992 r. przekroczyły 30 mld dol. USA. Katastrofalny huragan Mitch zaatakował na jesieni 1998 r. Amerykę Środkową, powodując kilkanaście tysięcy ofiar śmiertelnych i kolosalne straty materialne, głównie na skutek katastrofalnych opadów i spowodowanych nimi osunięć ziemi oraz powodzi.

W większości krajów nawiedzanych przez cyklony tropikalne jednym z najważniejszych zadań służb meteorologicznych jest obserwacja i prognozowanie tych zjawisk. Cały cykl życiowy cyklonów tropikalnych śledzi się, przeprowadzając obserwacje przy użyciu geostacjonarnych satelitów meteorologicznych. Gdy cyklony znajdują się w zasięgu radarów meteorologicznych, można zaglądać do ich wnętrza. Ponadto Siły Powietrzne Stanów Zjednoczonych (ang. USA Force, USAF) oraz National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) dysponują flotą samolotów pomiarowych wyposażonych w urządzenia do badania cyklonów. Dane satelitarne, radarowe, z pomiarów lotniczych i naziemnych służą do opracowywania prognoz dotyczących rozwoju i trasy cyklonów; prognozy są wykorzystywane przez służby obrony cywilnej, które podejmują działania obronne przed siłą żywiołu.

Niże średnich szerokości geograficznych

Niże średnich szerokości geograficznych, dość powszechne zjawisko meteorologiczne, nie są na ogół szczególnie groźne, niekiedy jednak przynoszą gwałtowne wiatry i obfite opady powodujące wielkie zniszczenia. Niże te powstają na tzw. froncie polarnym stosunkowo wąskiej strefie przejściowej oddzielającej chłodne powietrze stref polarnych od cieplejszych mas powietrza zwrotnikowego. Często powierzchnia frontowa jest obszarem niestabilności hydrodynamicznej, co oznacza, że małe zaburzenia (zafalowania) tej powierzchni rosną, formując wiry. Schemat energetyczny tego procesu przedstawia rys. 2a, a dodatkowym źródłem energii i przyczyną powstawania opadów jest kondensacja w obszarze ruchów wstępujących w centrum niżu i w pobliżu powierzchni frontowych. W chłodnej porze roku różnice temperatury po obu stronach frontu polarnego są na ogół większe niż w porze ciepłej, co ma swoje skutki energetyczne: niże zimowe są zwykle znacznie aktywniejsze niż letnie i towarzyszą im silne sztormowe wiatry.

W przypadku niżów średnich szerokości geograficznych szczególną rolę odgrywa powierzchnia frontowa. W jej okolicach występują najintensywniejsze ruchy powietrza. Przejście frontu atmosferycznego przez dany obszar wiąże się na ogół z występowaniem silnego i zmieniającego kierunek wiatru, szybkimi zmianami ciśnienia, zachmurzeniem, opadami. Wszystkie te zjawiska niosą ze sobą potencjalne niebezpieczeństwa, których splot może zaowocować zniszczeniami, klęską żywiołową a nawet katastrofą. Zjawiska związane z frontem chłodnym obejmują na ogół stosunkowo wąski pas (kilkadziesiąt do stu km). Gęste chłodne powietrze sunie jak lawina przy powierzchni gruntu i wypycha w górę cieplejsze i wilgotne powietrze leżące przed frontem, co często powoduje rozwój chmur burzowych, gwałtowne opady i porywy wiatru. Zjawiska związane z frontem ciepłym obejmują na ogół większy obszar (100 300 km), ruchy powietrza są łagodniejsze. Powietrze ciepłe, napierając na zimne, wślizguje się po nim tworząc chmury warstwowe, które mogą dawać opady.

Powalone drzewa, zerwane dachy i linie energetyczne, wypadki drogowe spowodowane silnym wiatrem i opadami to skutki przejścia nad Niemcami i Polską aktywnego układu niżowego z frontami atmosferycznymi w Wielki Piątek 1997 r. Zatonięcia na Bałtyku promów pasażerskich Heweliusz (1993 r.) i Estonia (1994 r.) to kolejne przykłady tragedii wywołanych sztormowymi wiatrami w niżach. Burze śnieżne powodujące obfite opady śniegu (do kilkudziesięciu cm w ciągu kilkunastu godzin) oraz zawieje i zamiecie śnieżne to kolejne potencjalnie groźne zjawiska związane z frontami niżów średnich szerokości. Często nawiedzają one Kanadę i USA, rzadziej zdarzają się w europejskich obszarach geograficznych; na przykład tzw. Veterans Day Storm z listopada 1996 r. przyniósł opady śniegu przekraczające miejscami 140 cm i sparaliżował znaczne obszary północno-wschodnich stanów USA na kilka dni.

W ciepłej porze roku niże średnich szerokości, choć na ogół charakteryzują się mniejszymi prędkościami wiatrów, mogą nieść ze sobą obfite opady oraz rozwijać, szczególnie na frontach, silną aktywność burzową. W Polsce zagrożenie często niosą niże powstające gdzieś nad Morzem Śródziemnym i przechodzące nad Nizinę Węgierską i Bieszczady; ich rezultatem bywają letnie powodzie w dorzeczach górnej Wisły i Sanu. Najtragiczniejsza powódź w Polsce, Czechach i Morawach ostatnich lat z końca czerwca i lipca 1997 r. była spowodowana przez kilka kolejnych niżów, które osiągały stadium najwyższej aktywności nad Sudetami i Czechami. Jak już wspomniano, podczas pierwszej fali opadów (5 7 lipca) spadło wtedy w niektórych miejscach do 455 mm deszczu w ciągu 3 dni, a podczas drugiej fali (18 19 lipca) rekordowy zarejestrowany opad przekroczył 200 mm w ciągu dwóch dni. Największe opady nastąpiły w górach, ale fala powodziowa niesiona przez rzeki spowodowała także kolosalne zniszczenia na niżej położonych terenach, szczególnie w południowo-zachodniej Polsce, gdzie z wysoką falą na Odrze kumulowały się wysokie fale kolejnych jej dopływów. W niżej położonej części doliny Wisły sytuacja była znacznie lepsza z powodu małych opadów w Bieszczadach, tak że poniżej ujścia Sanu praktycznie powodzi nie było. W okresie tej powodzi pod wodą znalazło się ponad 10% powierzchni Polski, ewakuowano ponad 150 tys. osób, a ofiar śmiertelnych było co najmniej 56.

Wzmożoną aktywność konwekcyjną prowadzącą do powstania silnych burz z opadami nawalnymi, gwałtownym wiatrem i gradobiciem mogą wywoływać nawet słabe fronty atmosferyczne. Przykładem jest sytuacja z lipca 1993 r., gdy rozwój chmur konwekcyjnych na słabym froncie doprowadził do powstania burz, które spowodowały wielkie straty materialne i ofiary śmiertelne w Niemczech i Szwajcarii.

Zjawiska związane z burzami

Burze pojawiają się zwykle na frontach atmosferycznych, często jednak występują tzw. burze wewnątrzmasowe. Schemat energetyczny burzy jest zbliżony do przedstawionego na rys. 2b; źródłem ciepła w dolnych warstwach atmosfery jest nagrzana powierzchnia gruntu. Z tego powodu najsilniejsze burze zdarzają się w okresie wiosny (stosunkowo chłodne powietrze nad cieplejszym podłożem) i lata (najsilniejsze nagrzanie gruntu przez promieniowanie słoneczne). Najsilniejszą aktywność burzową przez cały rok obserwuje się w obszarze okołorównikowym, a wiosną i latem burze zdarzają się w rejonach poniżej 60 szerokości geograficznej. Na ogół szczyt działalności burzowej przypada na godziny popołudniowe i wieczorne. Aktywność burzy i czas jej życia zależą od dopływu ciepłego i wilgotnego powietrza z tzw. warstwy granicznej atmosfery (położonej przy powierzchni Ziemi do wys ok. 1,5 km). Podstawowe cechy układu burzowego przedstawia rys. 4. Przy pewnej zmienności prędkości i kierunku wiatru w górnych warstwach atmosfery jest możliwe przesuwanie się całej komórki burzowej w ten sposób, że jest ona ciągle zasilana nowymi porcjami ciepłego i wilgotnego powietrza. Mówimy wtedy o tzw. superkomórce. Jeżeli prądy zstępujące, generowane przez kolumnę opadową, dochodząc do powierzchni Ziemi powodują zapoczątkowanie rozwoju kolejnej komórki burzowej, to burza nosi nazwę wielokomórkowej. Z burzą jest związanych wiele zjawisk, które potencjalnie mogą być groźne, a nawet wywołać klęskę żywiołową.

Wyładowania atmosferyczne. W chmurach burzowych działają mechanizmy separacji ładunków elektrycznych ( elektryczność w atmosferze ziemskiej ), co prowadzi do wyładowań elektrycznych wewnątrz chmur i między chmurami a Ziemią. Wyładowania te, choć bezpośrednio nie przynoszą klęsk żywiołowych, mogą powodować pożary lasu czy buszu i stanowią zagrożenie dla zdrowia i życia ludzi i zwierząt. W USA od uderzenia pioruna przeciętnie ginie co roku więcej osób niż od tornad czy huraganów.

Opady nawalne. Opad nawalny, potocznie oberwanie chmury, to niezwykle silny i krótkotrwały (zwykle kilka do kilkanastu minut) opad deszczu. Towarzyszy chmurze burzowej Cumulonimbus. Sercem tej chmury jest silny prąd wstępujący, w którym prędkość pionowa może dochodzić nawet do 40 m/s. Podczas wznoszenia masy powietrza w górę kondensuje w niej para wodna, a powstałe krople wody rosną do rozmiarów kropel deszczowych. Prędkość opadania kropel zależy od ich średnicy (masy). Jeżeli prędkość ta jest mniejsza od prędkości prądu wstępującego, to krople zamiast spadać są unoszone do góry. Na pewnej wysokości prędkość prądu wstępującego zaczyna maleć i następuje akumulacja coraz większej ilości wody opadowej. Gdy prąd wstępujący znacznie osłabnie lub gdy ciężar zgromadzonej wody stanie się bardzo duży, wypada ona nagle w postaci ulewnego deszczu.

Opady nawalne nie pokrywają wielkich obszarów, ale ilość wody, która spada w nich na ziemię, może sięgać kilkudziesięciu mm w ciągu paru minut. Może to prowadzić nawet na niewielkim obszarze do zalania nisko położonych rejonów, a w niekorzystnej sytuacji, gdy znajduje się tam zlewnia potoku czy rzeczki, do gwałtownego przyboru wody i powodzi. Zjawiska typu oberwania chmury czy nieco dłuższe i bardziej intensywne opady zdarzają się na ogół latem, późnym popołudniem, wieczorem lub nocą. Powodzie przez nie wywoływane są szczególnie niebezpieczne, gdyż przychodzą nagle i na ogół nie ma czasu na ewakuację ludzi i dobytku. W terminologii angielskiej mają swoją nazwę flash flood, czyli w dosłownym tłumaczeniu powódź błyskawiczna. W ciągu kilku minut poziom wody w niewielkiej rzeczce może podnieść się o kilka (nawet 10!) metrów, a rwący prąd zabiera ze sobą wszystko. Tego typu powodzie są najniebezpieczniejsze w terenie górskim z kilku powodów: po pierwsze, orografia wzmaga aktywność konwekcyjną, po drugie, duże spadki terenu powodują szybkie spływanie wody, po trzecie, wąskie doliny powodują wysokie spiętrzenie fali powodziowej. Co roku w Polsce i na świecie zdarza się wiele tego typu kataklizmów i niektóre z nich są tragiczne w skutkach.

Paradoksalnie powodzie błyskawiczne są niebezpieczne także w terenie pustynnym. Jeśli wystąpi tam silny opad konwekcyjny, to ze względu na brak pokrycia roślinnością, która zatrzymuje znaczną część wody, spływ wody w dół zlewni jest bardzo szybki nawet przy niewielkim nachyleniu terenu, a fala powodziowa może błyskawicznie, z prędkością kilkudziesięciu km na godzinę, przemieścić się na odległość kilkunastu i więcej km, pojawiając się w miejscu, gdzie opadu nie było od lat.

Grad. Mechanizm powstawania gradu jest podobny do mechanizmu powstawania opadu nawalnego. Strefa akumulacji wody w chmurze występuje jednak w obszarze ujemnych temperatur; dlatego też krople opadowe zamarzają, a na początkowo małych gradzinach osadzają się kolejne warstwy wody przynoszonej z niższych wysokości. Jeżeli prąd wstępujący nie jest skierowany pionowo do góry, a meandruje, to gradziny, które wypadły z górnych obszarów prądu wstępującego, mogą spadając dostać się znowu w obszar ruchów wstępujących i rosnąć w kilku cyklach takiego procesu. Przy ekstremalnie dużych prędkościach wznoszenia może wówczas powstać grad o ziarnach-pociskach o rozmiarach wiśni, śliwek, czy nawet piłek tenisowych. Tak wielkie cząstki opadowe spadają z dużą prędkością i mogą poczynić wielkie spustoszenia na powierzchni Ziemi. W Chinach, w maju 1988 r. zdarzyło się gradobicie, które zniszczyło 35 tys. domów oraz przyniosło ok. 100 ofiar śmiertelnych i 9 tys. rannych.

Porywy wiatru. Spadające krople czy gradziny wskutek tarcia pociągają za sobą otaczające je masy powietrza. Efektem tego procesu jest powstanie prądu zstępującego. Podczas ruchu w dół parowanie kropel i związane z tym ochładzanie może prowadzić do gwałtownego wzrostu prędkości prądu zstępującego (ang. downburst). Przy powierzchni Ziemi powietrze rozpływa się we wszystkich kierunkach powstaje gwałtowny poryw wiatru, który może sięgać daleko poza obszar kolumny opadowej (na odległość nawet kilkunastu km). Zjawisko to rzadko powoduje większe zniszczenia na powierzchni Ziemi, ale jest potencjalnie bardzo niebezpieczne dla lotnictwa i żeglugi. Znaczna część wypadków lotniczych przy lądowaniu czy starcie (w tym katastrofa Airbusa Lufthansy w 1994 r.) jest jego skutkiem.

Tornado. Tornado, zw. też trąbą powietrzną, jest gwałtownym zjawiskiem atmosferycznym. Choć powszechnie występowanie tornada kojarzy się z preriami Ameryki Północnej czy wnętrzem kontynentu australijskiego, to jednak spotyka się je w wielu innych częściach świata, nie wyłączając Polski. Tornado to intensywny wir powietrzny sięgający powierzchni Ziemi, związany z komórką burzową. Często wewnątrz wiru obserwuje się charakterystyczną chmurę w kształcie lejka bądź wrzeciona, powstającą w wyniku kondensacji pary wodnej w obszarze obniżonego ciśnienia.

Mechanizm powstawania tornada nie jest jeszcze dobrze poznany, wiadomo jednak, że koniecznym warunkiem jego powstania jest znacząca zmienność kierunku bądź prędkości wiatru z wysokością (silny pionowy gradient prędkości wiatru). Ruch powietrza podczas tornada można sobie wyobrazić jako ruch wielkiego koła łopatkowego o poziomej osi i dużej prędkości obrotowej (przepływ o dużej wirowości). Jeśli wskutek rozwoju prądu wstępującego w komórce burzowej ruch powietrza zmieni kierunek (koło zmieni pozycję na taką, w której jego oś ma położenie pionowe, a obrót zachodzi w płaszczyźnie poziomej), to powstanie wir, który na skutek rozciągnięcia w pionie przez ruchy wznoszące może sięgnąć powierzchni Ziemi i pojawić się tam jako tornado.

Rozmiar tornada najczęściej określa się na podstawie szerokości tzw. ścieżki zniszczeń na trasie wędrującego wiru; wynosi ona od kilku do kilkuset m, typowa szerokość 50 m. Długość ścieżki waha się od kilku m do kilkuset km. Czas życia tornada jest też bardzo zróżnicowany, od kilku sekund (muśnięcie powierzchni gruntu) do kilku godzin, a typowa prędkość jego przesuwania się wynosi 10 30 km/h, choć niemal stacjonarne czy wędrujące z szybkością 100 km/h trąby powietrzne nie należą do rzadkości. Intensywność tornada (maksymalna prędkość wiatru) nie musi być związana z jego rozmiarem. W celu określenia intensywności tornada korzysta się z tzw. klasyfikacji (skali) Fujity, wprowadzonej pod koniec lat 60. na podstawie licznych obserwacji (tab.). Tylko ok. 2% tornad przekracza stopień F-2, ale są one odpowiedzialne za 70% ofiar śmiertelnych spowodowanych przez tornada. W USA rocznie obserwuje się przeciętnie ok. 800 1000 tornad; przypisuje się im rocznie ok. 80 zgonów i 1500 poważnych zranień. W Polsce tornada spotyka się rzadko (kilka rocznie) i mają one małą intensywność. Czasami w sytuacjach synoptycznych, sprzyjających silnej aktywności burzowej, może pojawić się jednocześnie wiele komórek konwekcyjnych generujących tornada. Mogą one wówczas dokonać naprawdę dużych zniszczeń. Przykładem może być sytuacja z 31 V 1985 r., kiedy w ciągu jednego dnia w Pensylwanii i Ohio zarejestrowano 41 tornad, które spowodowały śmierć 75 osób i szkody szacowane na 450 mln dol. USA.

Do klęsk żywiołowych powodowanych zjawiskami atmosferycznymi należą też powodzie, lawiny i susze.

Powodzie

Powodzie roztopowe lub powodzie wywołane wylaniem rzek wskutek zatamowania przepływu wody są równie groźne jak powodzie związane z opadami deszczu powodowanymi przez cyklony tropikalne, niże czy burze. Pierwsze zależą od grubości pokrywy śnieżnej, szybkości i rodzaju ocieplenia i zaczynają się na ogół od roztopów w górach, gdzie pokrywa śnieżna jest największa. Drugie są najczęściej skutkiem powstania tzw. zatorów lodowych, które często narastają w rejonach spłycenia koryta rzeki bądź w rejonach spowolnienia prędkości przepływu (zmniejszenia spadku) rzeki. W Polsce szczególnie narażone na tego rodzaju powodzie są środkowe części dorzeczy wielkich rzek: Wisły i Odry, oraz środkowe i dolne części dorzeczy ich największych dopływów.

Powodzie powodowane przez spiętrzenie wód morza na skutek silnego wiatru wiejącego w kierunku brzegu występują na wybrzeżach (w Polsce zdarza się to co kilka lat na Półwyspie Helskim) i u ujścia wielkich rzek (czasami kilkadziesiąt kilometrów w głąb lądu). W Europie szczególnie zagrożone są ujścia Renu i Tamizy, gdzie występują wysokie pływy, a okoliczne tereny są nisko położone. W ostatnich latach powstały tam niezwykłe ruchome zapory, które są otwarte w normalnych warunkach, a zamykane w przypadku niebezpieczeństwa.

Lawiny

Z opadami (w różnej formie) jest związane niebezpieczeństwo lawin. Występują one tylko na terenach górskich. Lawiny śnieżne są niebezpieczne zimą i wiosną, lawiny błotne i osunięcia ziemi powstają na ogół w temperaturach wyższych od zera. Do powstawania lawiny prowadzi utrata stabilności w materiale formującym lawinę. Pomiędzy cząstkami materiału (np. leżącym na zboczu lub formującym zbocze) działają siły tarcia, które w stanie stabilnym równoważą jego ciężar. Jeśli ciężar wzrośnie powyżej pewnej granicy (np. wzrośnie masa nawisu śnieżnego wskutek opadu) lub zmaleją siły tarcia (np. wskutek przedostania się wody między cząstki materiału), to materiał osuwa się ze zbocza w dół. Działanie wody może być przyczyną zarówno wiosenych lawin śnieżnych (woda roztopowa penetruje pokrywę śnieżną), jak i lawin błotnych i osunięć ziemi (źródłem wody jest na ogół silny opad).

Susze

W przeciwieństwie do gwałtownych wiatrów czy burzy susza jest procesem rozciągniętym znacznie w czasie. Na ogół jest związana z długotrwałym utrzymywaniem się obszaru podwyższonego ciśnienia nad danym terytorium. Obecność ruchów zstępujących, typowa dla obszarów wysokiego ciśnienia, nie pozwala na uformowanie opadowych chmur warstwowych i powoduje inwersję temperatury, hamującą działalność burzową. Wzrasta więc nasłonecznienie, a parowanie i odpływ wody z gruntu nie są równoważone dopływem wody opadowej. Utrzymywanie się tego stanu przez dłuższy czas powoduje wysychanie gruntu, przy czym istotne znaczenie dla tego procesu ma rodzaj pokrycia gruntu. Szata roślinna powstrzymuje odpływ, może też regulować parowanie. Zmiana pokrycia (np. wycięcie lasu) może w krótkim czasie spowodować katastrofalną suszę. W strefie okołozwrotnikowej na południowej i północnej półkuli istnieją obszary, w których długotrwałe bądź permanentne utrzymywanie się wyżów jest związane z właściwościami ogólnej cyrkulacji atmosfery. Część tych terenów to pustynie, pozostałe są szczególnie zagrożone suszą. Wycięcie lasów w północno-wschodniej Afryce (strefa Sahelu) doprowadziło tam do klęski suszy, która trwa od dziesiątków lat. Na oczach współcześnie żyjących znika jezioro Czad na południe od Sahary i Jezioro Aralskie w Azji Środkowej.

Susza jest klasycznym przypadkiem klęski żywiołowej, w której siły natury splatają się ze skutkami działalności cywilizacyjnej. Podobnie jest w przypadku powodzi zmiana ukształtowania bądź pokrycia gruntu czy regulacja rzeki mogą, przez zmianę warunków spływu wody, prowadzić do niebezpiecznych sytuacji czy wręcz katastrof. Wydaje się, że w ostatnich latach ludzie stają przed poważnym zagrożeniem, którym jest niebezpieczeństwo globalnych zmian klimatu wywołanych czynnikami antropogenicznymi. Atmosfera jest bowiem częścią kuli ziemskiej i każda zmiana na powierzchni Ziemi czy w samej atmosferze odbija się na zjawiskach tam zachodzących. Nieodpowiedzialna i nieświadoma działalność człowieka oraz jego ingerencja w naturę może przynieść nieprzewidziane skutki. Zob. też: El Nino, Zmiany i zmienność klimatu. Szymon Malinowski

Pożary.

Pożary są nieodłącznym, towarzyszącym człowiekowi zjawiskiem. I chociaż intuicyjnie samo pojęcie pożaru jest zrozumiałe, to jednak próba ścisłej jego definicji napotyka na poważne trudności. Jeżeli w najprostszej postaci przyjąć, że spalanie stanowią reakcje utleniania charakteryzujące się wydzielaniem ciepła i światła, to w zależności od celu, któremu ta definicja ma służyć, przyjmuje ona różne formy. I tak: pożar to spalanie niekontrolowane; pożar, to spalanie w miejscu społecznie nieuzasadnionym i przynoszące straty; lub po prostu pożar to spalanie w miejscu do tego nie przeznaczonym. Żadna z tych definicji nie wyczerpuje możliwych sytuacji, w których spalanie można (lub nie) zakwalifikować do pożaru. Każda z nich określa sposób oddziaływania spalania na środowisko człowieka, nie tylko przyrodnicze, ale również cywilizacyjne (np. spalanie przynoszące straty). Najogólniej pożar można opisać jako zbiór procesów fizykochemicznych towarzyszących spalaniu w określonym układzie termodynamicznym, wywołujących określone zmiany stanu tego układu. Ten dość abstrakcyjny opis każdego pożaru zawiera wszystkie jego elementy. Jednak w wielu rozważaniach zakłada się, że pożar jest pojęciem pierwotnym, dobrze rozumianym przez każdego. Z tego punktu widzenia mniej ważna jest definicja pożaru, natomiast zasadnicze pytania dotyczą jego właściwości. Pożar jest zbiorem procesów fizykochemicznych, a więc można go opisać, korzystając z praw przyrody. Jest on opisywany w sposób parametryczny. Podstawowym parametrem pożaru jest jego moc; określa ona ilość energii wydzielonej w jednostce czasu. Płomienie w pożarze stanowią strefę spalania, której rzut, na ogół na powierzchnię poziomą, nazywa się powierzchnią pożaru (powierzchnia pożaru podczas spalania się, np. trocin, jest znacznie mniejsza od powierzchni spalania tych trocin). Dynamikę pożaru można określić również przez liniową prędkość rozprzestrzeniania się pożaru określającą prędkość przesuwania się frontu płomieni. Prędkość ta w dużym stopniu zależy od geometrii ciała ulegającego spalaniu (np. od jego kąta nachylenia do poziomu) oraz, co w wielu wypadkach ma duże znaczenie, od temperatury powierzchni ciała palącego się. Do parametrów pożaru zalicza się również zmiany stężeń gazowych produktów rozkładu termicznego i spalania, gęstość optyczną dymu, a także strumienie cieplne (ilość ciepła wyemitowana w jednostce czasu przez jednostkę powierzchni płomienia).

Wszystkie pożary ze względu na miejsce, w którym powstały, można podzielić na pożary wewnętrzne, zewnętrzne lub przestrzenne. Do pierwszej grupy zalicza się w zasadzie te pożary, które powstały wewnątrz pomieszczenia lub budynku. I chociaż każdy z nich ma niepowtarzalny przebieg (mowa o pożarach zaistniałych), to jednak ich rozwój ma wiele cech wspólnych i na tyle powtarzalnych, że można z całą pewnością mówić o wspólnych prawidłowościach. Każdy pożar wewnętrzny rozwijający się z punktu, na początku niczym nie różni się od pożaru zewnętrznego. Niewielkie rozmiary strefy spalania powodują, że w pomieszczeniu nie od razu zaczyna brakować tlenu i pożar rozwija się swobodnie. Jego dynamika zależy tylko od rodzaju materiału palnego. Często o tej fazie pożaru mówi się, że jest to faza pożaru kontrolowanego przez materiał palny. Jednak w miarę upływu czasu, w wyniku powiększania się strefy spalania, stężenie tlenu w pomieszczeniu maleje, a rozwój pożaru zależy wyłącznie od ilości powietrza (tlenu) napływającego do pomieszczenia. Ta faza pożaru nazywa się fazą kontrolowaną przez wentylację. Pożary uwięzione w pomieszczeniach są bardzo groźne i często przebiegają bardzo gwałtownie. Energia wyzwolona w wyniku spalania zostaje zmagazynowana w pomieszczeniu. Objawia się to wzrostem temperatury gazów pożarowych, wzrostem temperatury powierzchni materiałów i konstrukcji pomieszczenia. W przypadku gdy materiały te mają temperatury zapalenia niewiele różniące się od siebie, zapalają się prawie równocześnie. Takie jednoczesne zapalenie się materiałów nazywa się rozgorzeniem. Zjawisko rozgorzenia zawsze ma charakter bardzo dynamiczny. Następuje gwałtowny wzrost temperatury pożaru (tj. średniej temperatury gazów pożarowych) do temperatury płomieni oraz wyrzut płomieni przez otwory pomieszczenia z jednoczesnym obniżeniem stężenia tlenu wewnątrz pomieszczenia. Zjawisko to znacznie wpływa na dynamikę pożaru. Przy słabej wentylacji, a więc i spalaniu w otoczeniu ubogim w tlen, dynamika pożaru jest mała, mimo że powierzchnie materiału palnego są nagrzane. Takie spalanie niesie ze sobą wyjątkowo duże zagrożenie, gdyż nie wszystkie produkty rozkładu termicznego ulegają całkowitemu spaleniu. Tworzą one mieszankę, wypełniając objętość pomieszczenia i przyległych do niego przestrzeni. Mieszanka ta nie jest w stanie się spalić, aż do chwili, gdy zostanie dostarczony jej tlen; dochodzi do tego np. przy otwarciu drzwi do pokoju lub wybiciu okna podczas akcji gaśniczej. Następuje wówczas gwałtowne spalanie mieszanki w całej objętości, wyrzut płomieni na zewnątrz, gwałtowna konsumpcja tlenu, skokowy wzrost temperatury. Zjawisko to, zw. rozpłomienieniem, jest analogiczne do rozgorzenia. Różni się tylko mechanizmem powstania. Gwałtowny rozwój płomieni należy do zjawisk najmniej przewidywalnych, ale równocześnie do najgroźniejszych. Jednak najgroźniejsze w skutkach jest rozchodzenie się po całym obiekcie produktów rozkładu termicznego i spalania, które w mieszance z powietrzem tworzą dym. Dym ma właściwości toksyczne; jest w nim utrudniona widoczność, której zasięg praktycznie spada do zera. Badania wykazują, że nawet ludzie doskonale zorientowani w przestrzennej konfiguracji budynku, tracą orientację w warunkach silnego stresu związanego z przebywaniem w dymie. Dym rozprzestrzenia się kilkadziesiąt razy szybciej niż płomienie. W przypadku gdy konstrukcja sprzyja rozprzestrzenianiu się dymu (np. istnienie pionowych ciągów, atrium), zjawisko to dynamizuje się i nazywa się efektem kominowym. Opisane powyżej zachowanie się gazów pożarowych powoduje, że statystycznie podczas pożaru więcej jest ofiar w wyniku toksycznego ich działania, niż bezpośrednio w płomieniach.

Wpływ pożarów na stan środowiska. Jednym z istotnych problemów pojawiających się w ostatnich czasach jest zanieczyszczenie środowiska w wyniku gaszenia pożaru. Na przykład zanieczyszczenie środowiska, do którego doszło w wyniku gaszenia pożaru magazynu z chemikaliami 1 XI 1986 r. niedaleko Bazylei (Szwajcaria), zostało uznane za jedną z największych katastrof ekologicznych w Europie Centralnej. Zanieczyszczenie środowiska nie nastąpiło w wyniku oddziaływania płomieni ani eksplozji czy też zadymienia, ale w wyniku ucieczki tzw. wody gaśniczej (wody użytej do gaszenia pożaru) mającej olbrzymi wpływ na środowisko. Około 20 tys. m3 wody zawierającej pestycydy i tzw. czerwoną rtęć spłynęło do Renu lub przeciekło do gruntu. Górny odcinek rzeki został zatruty, wyginęły wszystkie węgorze i bardzo dużo mikroorganizmów. Fala zatrutej wody poruszała się z biegiem rzeki i odkryto ją podczas rutynowego monitoringu czystości wód. Przekroczyła ona granicę niemiecko-holenderską blisko dwa tygodnie później. Podczas oczyszczania skażonej wody, łatwo rozpoznawalnej ze względu na swój czerwony kolor, zostały zamknięte wszystkie ujęcia wodne Renu. Pożar ten, a raczej błędy popełnione przy jego gaszeniu zniweczyły wysiłki utrzymania rzeki w czystości na wiele lat. Obecnie w takich przypadkach rozpatruje się możliwość zbierania wody gaśniczej i jej dekontaminacji. Niektóre magazyny chemikaliów są wyposażone w specjalne zbiorniki do tego celu. Sam pożar, produkty spalania oraz produkty termicznego rozkładu mogą oddziaływać na atmosferę, najbliższe otoczenie ogniska pożaru, grunt, wody gruntowe, wody powierzchniowe. W wyniku konwekcyjnego unoszenia, produkty spalania, sadza, dym zawierający oprócz gazów cząstki stałe i ciekłe, przedostają się do atmosfery, niekiedy nawet do kilku tysięcy m w górę. Tam zostają przenoszone przez wiatr, tworząc często toksyczny obłok. Obłok ten osadza się, a toksyczne związki powodują zatrucia lub zanieczyszczenie gruntu. W wyniku wypłukiwania wodą pogorzeliska lub osadzania się toksycznych związków zostaje zanieczyszczony grunt, wody powierzchniowe, systemy melioracyjne, wody gruntowe. Wpływ na środowisko mają również niektóre środki gaśnicze. Należą do nich piana gaśnicza, woda gaśnicza, wypłukujące i powodujące wsiąkanie toksycznych produktów spalania i termicznego rozkładu, a także proszki gaśnicze. Skład chemiczny lotnych produktów spalania w środowisku pożarowym zależy od temperatury wydzielania. I tak, w przedziale 100 300C są to: fluorowcowodory (HX), cyjanowodór (HCN), siarkowodór (H2S), monomery. Powyżej 300C są to: tlenki azotu NOx, sadza, ketony, węglowodory, związki aromatyczne. Niezależnie od temperatury zawsze wydzielają się: woda (H2O), dwutlenek i tlenek węgla (CO2 i CO) oraz dwutlenek siarki (SO2). Gaszenie pożarów ma duży wpływ na tworzenie się chemikaliów o niezidentyfikowanym składzie chemicznym. Skuteczne gaszenie polega na jak najszybszym schłodzeniu zimną wodą gorącego materiału palnego. Powoduje to zmiany w przebiegu reakcji chemicznych niemożliwych do kontrolowania. Szczególnie groźne są pożary magazynów z chemikaliami lub wypadki w transporcie z substancjami nie tylko toksycznymi, ale równocześnie palnymi. Wówczas to, oprócz toksycznego środowiska pożarowego, pojawiają się toksyczne substancje magazynowane lub transportowane. Do katastrofalnych pożarów należały niewątpliwie pożary szybów naftowych w Kuwejcie. Od 20 II do 6 XI 1991 r. ugaszono 725 palących się szybów. Szacuje się, że w wyniku niszczącego szyby gaszenia pożarów od lipca do końca listopada straty wydobycia wynosiły 43 mln t ropy naftowej. Straty spowodowało również spalanie ropy, a ok. 30% nie spalonej utworzyło jeziora lub spłynęło do Zatoki Perskiej. Obłoki dymu szerokości od 15 do 150 km docierały na odległość nawet do 1000 km; wg niektórych danych zaobserwowano czarny śnieg na zboczach Himalajów; dym osiągał wysokość ponad 6 tys. m. Dotarcie przez dym na wysokość 10 tys. m mogłoby spowodować zanieczyszczenie stratosfery, a to z kolei mogłoby doprowadzić do zmian klimatu na Ziemi. Chociaż w rejonie Zatoki Perskiej nie zaobserwowano znaczącego zanieczyszczenia atmosfery, to na powierzchni od 15 mln km2 do 30 mln km2, m.in. w takich krajach, jak Iran, Irak, Arabia Saudyjska, część Turcji, Armenia i Azerbejdżan, zaobserwowano osadzanie się zanieczyszczeń o wartości 250 mg/m2. Według różnych źródeł wartości zanieczyszczeń atmosfery w wyniku kuwejckiego konfliktu były następujące: sadza 1,37 11,55 t/dzień; NOx 2,90 4,60 t/dzień; SO2 14,50 27,00 t/dzień. W wyniku wycieku niespalonej ropy naftowej utworzyły się jeziora o powierzchni 80 100 km2 o średniej głębokości 20 100 cm. Ropa naftowa przesiąknęła do gruntu na głębokość 40 100 cm. Plama utworzona na południowym wybrzeżu Kuwejtu na zachodniej stronie Zatoki Perskiej miała powierzchnię 1500 km2; zanieczyszczenie obejmowało 770 km wybrzeża, a sięgało w głąb lądu do 2 km. Zginęło ok. 30 tys. ptaków morskich, 20% rafy koralowej uległo bezpowrotnie zniszczeniu.

Pożary lasów. Pożary lasów należą do najczęściej występujących klęsk żywiołowych. Ocenia się, że rocznie w wyniku pożarów lasów tropikalnych i z innych rejonów zostaje uwolnione do atmosfery 4,08 10 15 t węgla. Ponadto paląca się biomasa wytwarza fotochemiczny smog zawierający CO, NOx oraz różne węglowodory. Ta mieszanka powoduje uruchomienie procesów chemicznych generujących ozon. Podczas pożaru lasu płomień niszczy warstwę runa i ściółki, gleba zaś ulega destrukcji. Zniszczeniu ulega warstwa organiczna i częściowo zostaje wyjałowiona warstwa mineralna, powodując zagładę zbiorowisk grzybów, bakterii i fauny glebowej. Niszczenie wielu gatunków grzybów ma istotny wpływ na środowisko glebowe oraz przebieg procesów mikrobiologicznych i glebotwórczych decydujących o obiegu materii i przepływie energii w ekosystemie. Najczęstszą przyczyną pożarów lasów, np. w Kanadzie oraz USA, są wyładowania atmosferyczne (powodują kilka mln pożarów rocznie). Od pioruna ulegają zapaleniu pojedyncze drzewa. Monitorowanie, gł. satelitarne, obszarów leśnych pozwala na bardzo szybkie zlokalizowanie takiego zarzewia ognia. Do zwalczania pożaru w trudno dostępnych miejscach (w Kanadzie takie są w większości) zrzuca się dwu- lub czteroosoby desant. Drużyny te są uzbrojone w plecakowe zbiorniki wodne i odpowiednio z nimi połączone lance pozwalające ugasić pożar w pęknięciach lub wewnątrz drzewa. Drugą co do częstotliwości przyczyną pożarów lasów są podpalenia, inne przyczyny wynikają z nieprzestrzegania zasad bezpieczeństwa. Często przyczyną pożarów jest samozapalenie się nagromadzonej na dnie lasu biomasy lub samozapalenia się torfu znajdującego się pod powierzchnią gruntu. Podziemne pożary torfowisk mogą rozciągać się na przestrzeni tysięcy ha, jak np. w okolicy Moskwy w 1972 r. Wypalanie się torfu powoduje zapadanie gruntu, co stwarza duże zagrożenie dla strażaków i sprzętu. Rozległe pożary torfu są praktycznie nie do ugaszenia. Niszczą one drzewostan lasu na dużych obszarach w wyniku wypalania korzeni. Pożary tego typu są trudne do zlokalizowania. Zupełnie inny przebieg mają pożary powierzchni gleby (przyziemia) lub pożary wierzchołkowe. Na dynamikę ich rozwoju ma wpływ wiele czynników. Najważniejsze z nich to charakterystyka paliwa (martwej biomasy) oraz warunki pogodowe. Charakterystyka materiału palnego zawiera jego temperaturę, wilgotność, położenie, ilość (obciążenie ogniowe), ciągłość, upakowanie i wymiary. Prędkość rozprzestrzeniania się płomieni po powierzchni materiału palnego zależy od temperatury tej powierzchni. Energia słoneczna docierająca do powierzchni ziemi ogrzewa ją. Ta z kolei ogrzewa materiał palny, w szczególności martwą biomasę. Ogrzewanie to zmniejsza wilgotność, która jest głównym czynnikiem opóźniającym zapalenie się martwych resztek organicznych znajdujących się na dnie lasu. Wilgotność jest również jednym z głównych czynników opóźniających rozwój pożaru. W przypadku dobrze rozwiniętych koron drzew leśnych promienie słoneczne mają utrudniony dostęp do przyziemia, nie powodując nadmiernego wysuszenia ściółki leśnej. Jeśli jednak w wyniku zanieczyszczenia środowiska korony drzew są zniszczone, a penetrujące promienie słoneczne nagrzewają resztki martwych roślin następuje nadmierne obniżenie wilgotności. Była to jedna z przyczyn błyskawicznego rozprzestrzeniania się pożaru lasu w Kuźni Raciborskiej w 1992 r. Podczas tego katastrofalnie upalnego lata spłonęło tam ponad 10 tys. ha lasu. Pożar zniszczył nie tylko drzewostany ponad 1160 tys. m3 drewna, ale została też wypalona warstwa próchnicza gleby wraz z całym życiem biologicznym. Po pożarze, na dużych odkrytych powierzchniach powstawały trąby powietrzne, wywiewające żyzny popiół, co dodatkowo spowodowało obniżenie jakości siedlisk. Był to w tym czasie największy pożar w Europie.

Podpowierzchniowe części rośliny, np. korzenie, ulegają spalaniu pod ziemią, są trudne do gaszenia, a płomienie często pojawiają się w nieoczekiwanych miejscach. Runo leśne znajdujące się na powierzchni ziemi, np. igły, sucha trawa, krzewy, liście, przyczyniają się do powstawania pożaru powierzchniowego (ściółki leśnej lub pożaru przyziemia). Pożary mogą mieć również charakter wierzchołkowy; pożar taki jest bardziej dynamiczny od pożaru powierzchniowego i może rozprzestrzeniać się z dużą prędkością. O prędkości rozprzestrzeniania się pożaru decyduje nachylenie terenu. Prędkość podwaja się w kierunku wierzchołka nachylenia na każde jego 20% wzrostu. Prędkość ta podwaja się także podczas zwiększania się prędkości wiatru o każdy przyrost 16 km/h przy wietrze ponad 16 km/h. Pożar rozprzestrzeniający się w kierunku lżejszego materiału palnego podwaja prędkość przesuwania się frontu płomieni, odwrotnie redukuje do połowy prędkość rozprzestrzeniania się, przechodząc od paliwa lżejszego do cięższego. Ponadto rozwijający się pożar może powodować powstawanie nowych ognisk pożaru w wyniku przenoszenia na odległość części palących się roślin (tzw. ognie lotne). To niebezpieczne zjawisko jest często przyczyną powstawania w dużych odległościach od pierwotnego miejsca pożaru kilku lub nawet kilkudziesięciu zarzewi nowych pożarów. Rozległe pożary mogą prowadzić do burz ogniowych charakteryzują się one silnymi strumieniami powietrza przechodzącymi w utworzonej nad płomieniami kolumnie konwekcyjnej w trąby powietrzne i wiry ogniowe. Zjawiska te w znacznym stopniu dynamizują rozwój pożaru. Gaszenie pożarów lasów jest bardzo utrudnione ze względu na ich dynamikę, ale przede wszystkim rozległość. Ta ostatnia cecha uniemożliwia koncentrację sił i środków wzdłuż całego frontu płomieni, na tyle dużą by móc skutecznie zatrzymać rozwój pożaru. Często więc walka z nim sprowadza się do wykonania pasa oddzielającego od czoła płomieni, usuwania palnej biomasy, gaszenia przez bezpośrednie natarcie wodą lub pianą. Do walki z pożarami lasów używa się również samolotów gaśniczych oraz koszy przenoszących wodę. Zrzuty wody lub piany powodują zwiększenie wilgotności ściółki lub w przypadku piany jej izolację. Przy sprzyjających warunkach pogodowych, w szczególności przy sprzyjającym kierunku wiatru, stosuje się metodę przeciw ognia. Polega ona na sztucznym wywołaniu pożaru rozprzestrzeniającego się w kierunku pożaru właściwego i wypalającego materiał palny. Około 40% światowych, a 65% europejskich zasobów leśnych jest potencjalnie zagrożonych pożarami.

Według FAO rocznie ok.10 mln ha lasów na Ziemi jest w różnym stopniu niszczonych przez pożary. Procesy spalania podczas pożaru lasu powodują powstawanie toksycznych substancji unoszonych wraz z dymem na duże odległości, powodując dewastację środowiska przyrodniczego. Charakterystycznym przykładem mogą być pożary lasów w Indonezji. Objęły one 3,6 mln ha na przełomie lat 1982 i 1983, 5,11 mln ha w 1994 r., ok. 1,5 mln ha w 1997 r. Szczególnie dotkliwy był ostatni pożar dym rozprzestrzenił się na terytoria krajów sąsiadujących: Malezję, Singapur, Tajlandię, Filipiny i Papuę-Nową Gwineę. Najbardziej ucierpiała Malezja, w której zarejestrowany indeks zanieczyszczenia powietrza API (ang. Air Pollution Index ) wynosił 859, tj. ponad 600 punktów powyżej uznanego za granicę bezpieczną. W samej Indonezji od dymu ucierpiało pośrednio lub bezpośrednio co najmniej 20 mln ludzi. Nad terytorium południowej Sumatry koncentracja cząstek stałych w powietrzu przekroczyła dwunastokrotnie granicę uznawaną za bezpieczną. Nad północną Sumatrą spadł kwaśny deszcz o wartości pH poniżej 4. We wschodniej części Borneo wody w rzekach utraciły walory konsumpcyjne z powodu zbyt dużego nagromadzenia soli w wodzie (4000 ppm). W obydwu częściach Borneo wschodniej i zachodniej, występująca w dymie bakteria Streptococcus powodowała u ludzi kaszel. Zwiększyło się stężenie w powietrzu takich gazów, jak CO 2, CO, NOx. W innych prowincjach, np. nad terytorium Południowej Sumatry, dwunastokrotne zwiększenie stężenia SO2 przyczyniło się do zachorowalności na: zapalenie płuc, bronchit, biegunkę, gruźlicę, ataki serca, zakłócenia pracy mózgu itp. Oddziaływanie dymu na atmosferę spowodowało obniżenie produkcji żywności w wyniku ograniczenia nasłonecznienia i zmniejszenie zaopatrzenia w wodę. W wyniku spadku widoczności w dymie do zera setki ludzi umarło z powodu braku możliwości transportu żywności i in. zaopatrzenia. Z tej przyczyny zanotowano kilka zderzeń statków na rzekach i wiele wypadków drogowych.

J. Wolanin Podstawy rozwoju pożarów , Warszawa 1986;

Fundamentals of wildland fire fighting, JFSTA 1998. Jerzy Wolanin

Trzęsienia ziemi

Trzęsienia ziemi należą do najbardziej tragicznych katastrof naturalnych. Tylko wielkie epidemie i klęski głodu powodują więcej ofiar. Obszary, gdzie trzęsienia ziemi są stosunkowo częste i silne, nazywa się strefami sejsmicznymi . Najtragiczniejsze trzęsienia występują w dwóch strefach sejsmicznych: okołopacyficznej (otaczającej Ocean Spokojny) i transazjatyckiej (rozciągającej się od Portugalii przez Włochy, Turcję, Iran, Indie do Chin). Rozległe strefy sejsmiczne znajdują się także na dnie oceanów. Większość stref sejsmicznych przebiega wzdłuż granic płyt litosfery.

Procesy przebiegające w ognisku trzęsienia ziemi. Wulkaniczne trzęsienia ziemi są wywoływane przez parcie magmy lub wydzielających się z niej gazów, przedzierających się poprzez skały skorupy ziemskiej. Zapadliskowe wstrząsy sejsmiczne są związane z zapadaniem się jaskiń krasowych. Obserwuje się też trzęsienia ziemi spowodowane przez działalność człowieka, np. górnictwo. Najważniejsze i najsilniejsze są tektoniczne trzęsienia ziemi, spowodowane przez ruchy tektoniczne, i te właśnie trzęsienia będą omawiane poniżej.

Procesy przebiegające w ognisku trzęsienia ziemi nie są do końca wyjaśnione. Wiadomo, że w ognisku następuje wyzwolenie energii sprężystej zgromadzonej wskutek powolnych deformacji skał. Deformacje te są wynikiem ruchów tektonicznych, często względnych ruchów płyt litosfery. W niektórych obszarach ogólna sytuacja tektoniczna jest dość dobrze poznana, jak w przypadku trzęsień ziemi zachodzących wzdłuż uskoku San Andreas w Kalifornii. Uskok ten stanowi granicę dwóch płyt litosfery: pacyficznej (po zachodniej stronie uskoku) i północnoamerykańskiej (po stronie wschodniej). Płyta pacyficzna przesuwa się na północny zachód. Kiedy siły oporu wzdłuż płaszczyzny uskoku są niewielkie, skały po obu stronach uskoku przesuwają się względem siebie i nie dochodzi do ich deformacji sprężystej ani do trzęsienia ziemi. Jeżeli jednak ruch skał jest uniemożliwiony (np. przez dużą siłę tarcia), przemieszczanie się płyt litosfery powoduje powolne sprężyste deformacje skał i wzrost zgromadzonych w nich naprężeń. Gdy naprężenia przekroczą pewną wartość krytyczną, następuje ich gwałtowne wyzwolenie. Masy skalne ulegają wówczas szybkiemu przemieszczeniu wzdłuż powierzchni uskoku: dochodzi do trzęsienia ziemi. Mimo znajomości tego ogólnego schematu przebieg procesów w ogniskach trzęsień ziemi ciągle nie jest dostatecznie dobrze poznany, nawet w najlepiej zbadanej strefie uskoku San Andreas. Szczególnie mało wiadomo o mechanizmie trzęsień ziemi na większych głębokościach.

Skale sejsmiczne. Siłę trzęsienia mierzy się w skali magnitud, nazywanej skalą Richtera. Jest to w gruncie rzeczy zespół kilku skal. W połowie lat 90. skale te uzupełniono przez wprowadzenie dwóch nowych magnitud: Mw, określanej na podstawie tzw. momentu sejsmicznego, i M e, która jest miarą energii fal sejsmicznych powstałych w czasie trzęsienia. W niniejszym tekście będzie używana magnituda Mw. Najsilniejsze trzęsienia ziemi w XX w. miały magnitudę powyżej 9: trzęsienie w Chile z 1960 r. miało Mw = 9,5, a trzęsienie na Alasce w 1964 r. Mw = 9,2.

Katastrofalne trzęsienia ziemi o magnitudzie powyżej 8 zdarzają się raz na 5 10 lat. Energia fal sejsmicznych powstałych w czasie takiego trzęsienia odpowiada energii wybuchu kilku megaton trotylu, tj. średniej bomby wodorowej. Jeszcze większa ilość wyzwolonej energii zamienia się w trwałe deformacje skał i ciepło. Trzęsień o magnitudzie 6,5 notuje się rocznie ok. 100. Powodują one poważne zniszczenia w rejonie epicentrum. Energia fal sejsmicznych w czasie takiego trzęsienia jest porównywalna z energią wybuchu jednej z pierwszych bomb atomowych. Słabe wstrząsy o magnitudzie 2 3 występują w ilości ok. 100 tys. rocznie. Na ogół nie są one odczuwane przez ludzi; rejestrują je tylko przyrządy badawcze.

Oprócz skal magnitudowych używa się tzw. skal makrosejsmicznych, określających siłę trzęsienia ziemi na podstawie skutków, które spowodowało w danym miejscu. Najbardziej znana jest dwunastostopniowa skala Mercallego (zw. również skalą Mercallego Cancaniego Sieberga). Siła trzęsienia w skali makrosejsmicznej zależy nie tylko od jego energii, lecz także od położenia danego obszaru w stosunku do ogniska trzęsienia oraz od innych czynników, które zostaną przedstawione poniżej.

Czynniki powodujące zniszczenia. Wymienione powyżej dwa najsilniejsze trzęsienia ziemi, w Chile i na Alasce, nie były najtragiczniejsze w skutkach. Liczba ofiar wynosiła ok. 2 tys. zabitych podczas trzęsienia w Chile i 125 zabitych w wyniku wstrząsu na Alasce. Zniszczenia i ofiary w ludziach zależą bowiem od wielu czynników; siła wstrząsu jest tylko jednym z nich. W czasie wstrząsu o sile X stopni w skali Mercallego drgania gruntu osiągają przyspieszenie kilkuset cm/s2, są więc porównywalne z przyspieszeniem grawitacyjnym Ziemi. Oznacza to, że na budynki działa dodatkowa siła bliska ich ciężarowi. Szczególnie niebezpieczne są siły skierowane poziomo. W czasie najsilniejszych trzęsień widoczne jest falowanie gruntu. Czas trwania pojedynczego wstrząsu wynosi od kilku sekund do kilku minut; zdarzają się też serie wstrząsów występujących w niewielkich odstępach. W czasie trzęsienia w Chile silne wstrząsy trwały przez ok. 2 dni. Często oprócz głównego wstrząsu występują także wstrząsy poprzedzające i następcze (repliki). Są na ogół słabsze od wstrząsu głównego.

Istotnym czynnikiem wpływającym na zakres zniszczeń i liczbę ofiar jest gęstość zaludnienia: trzęsienie na obszarach słabo zaludnionych nie pociąga większych strat. Bardzo ważna jest też głębokość ogniska wstrząsu: trzęsienia głębokie są mniej groźne.

Zniszczenia budowli zależą nie tylko od ich konstrukcji, ale też od rodzaju gruntu, na którym je postawiono. Najbardziej odporne są budynki postawione na litej skale, oddzielone od niej warstwą tłumiącą drgania. Budowle posadowione na podłożu nieskonsolidowanym są mniej odporne na wstrząsy, bowiem taki grunt sam może ulec silnym deformacjom. Jeszcze mniej bezpieczny jest grunt przesycony wodą; przy przejściu fali sejsmicznej może nastąpić tzw. upłynnienie gruntu (fluidyzacja) i wówczas zachowuje się on jak ciecz. Może to spowodować spływanie gruntu nawet z kilkustopniowej pochyłości; ciężkie budowle mogą pogrążyć się w gruncie, podziemne zbiorniki zaś wynurzyć na powierzchnię. W obu przypadkach zniszczeniu ulegają także instalacje podziemne, jak sieć gazowa, kanalizacja.

W Japonii i in. bogatych krajach narażonych na trzęsienia ziemi rozwinięto specjalne, bardzo kosztowne techniki budowlane pozwalające na wznoszenie nawet wysokich domów odpornych na silne trzęsienia. Dzięki temu liczba ofiar w krajach rozwiniętych jest stosunkowo mała.

Zniszczenia są powodowane nie tylko przez same wstrząsy sejsmiczne, ale również przez zjawiska wtórne. Szczególnie groźne są osuwiska i lawiny schodzące ze stromych zboczy. Na obszarach górskich są to często czynniki pociągające najwięcej ofiar. Groźne są także szczeliny w gruncie, powstające w czasie trzęsień ziemi, i przesunięcia mas skalnych wzdłuż tworzących się wówczas uskoków.

Ważnym czynnikiem pociągającym zarówno straty materialne, jak i ofiary w ludziach, są uboczne skutki zniszczenia budowli i infrastruktury. Podczas trzęsienia ziemi w San Francisco w 1907 r. większość zniszczeń została spowodowana przez pożary wynikłe z uszkodzenia pieców domowych. We współczesnym mieście groźne są awarie sieci gazowej i elektrycznej, uszkodzenia zbiorników benzyny i zakładów przemysłowych, szczególnie przemysłu chemicznego. Wrażliwy na wstrząsy jest system komunikacyjny: linie kolejowe, mosty, wielopoziomowe skrzyżowania itp. Dlatego w rejonach sejsmicznych są instalowane specjalne czujniki automatycznie zamykające dopływ gazu, benzyny, zatrzymujące pociągi itp.

W przypadku trzęsień ziemi na dnie morskim dochodzi często do powstania niszczącej fali tsunami. Fala ta osiąga czasem wysokość kilkudziesięciu m (67 m w czasie trzęsienia na Alasce w 1964 r.), a rozchodzi się z prędkością kilkuset km na godzinę na znaczne odległości, prowadząc do zniszczeń w rejonach odległych od samego trzęsienia o tysiące km. Tsunami powstałe podczas trzęsienia w Chile w 1960 r. spowodowało znaczne zniszczenia i ofiary w ludziach na Hawajach (61 ofiar i 75 mln dol. strat) i w Japonii (138 ofiar i 50 mln dol. strat). Obecne systemy łączności pozwalają na ostrzeżenie ludności przed nadejściem tsunami.

Liczba ofiar trzęsienia ziemi zależy też od innych, niekiedy dość przypadkowych czynników, jak np. pora dnia, tryb życia ludności. Nocą, gdy większość ludzi przebywa w domach, liczba ofiar jest na ogół większa.

Podczas trzęsienia ziemi mogą nastąpić znaczne zmiany w topografii. Trzęsienie na Alasce w 1964 r. spowodowało przesunięcia pionowe na obszarze o powierzchni ponad 500 tys. km 2, przy czym teren uległ podniesieniu (o ponad 20 m) lub obniżeniu (o kilka m). Poziome przesunięcia na odległość kilku m zaobserwowano w Kalifornii wzdłuż uskoku San Andreas na przestrzeni ponad 400 km. Zmiany w topografii terenu pociągają za sobą zmiany biegu rzek, linii brzegowej, poziomu wód gruntowych itp.

Prognozowanie trzęsień ziemi. Przed wielu trzęsieniami ziemi obserwowano występowanie różnego rodzaju zjawisk nazywanych zjawiskami wyprzedzającymi. Najważniejsze z nich to: deformacje powierzchni Ziemi, niewielkie zmiany przyspieszenia grawitacyjnego (rzędu 10-3 m/s2) i pola geomagnetycznego, zmiany oporu elektrycznego skał podłoża, zmiany prędkości fal sejsmicznych, zwiększenie ilości emitowanego radonu, zmiany poziomu wody w studniach, zmiany nasilenia drobnych wstrząsów sejsmicznych (tzw. wstrząsy poprzedzające). Ciągła obserwacja zjawisk wyprzedzających pozwoliła trafnie przewidzieć niektóre trzęsienia. Największym dotychczasowym sukcesem jest trafna prognoza trzęsienia ziemi w Haicheng w Chinach (w 1975 r.), o magnitudzie Mw = 7,3. Udało się to osiągnąć dzięki zakrojonym na wielką skalę obserwacjom ruchów gruntu, zmian poziomu wody w studniach, nietypowego zachowania się zwierząt, a także dzięki analizie wstrząsów poprzedzających. Właśnie nasilenie wstrząsów poprzedzających spowodowało podjęcie decyzji o ostrzeżeniu ludności na dzień przed właściwym trzęsieniem. Niestety, przed silniejszym trzęsieniem w Tangshan w 1976 r. takie zjawiska wyprzedzające nie wystąpiły. Badania prowadzone intensywnie w wielu krajach nie doprowadziły dotąd do opracowania skutecznej metody prognozowania trzęsień ziemi. W przyszłości można się spodziewać poprawienia wiarygodności prognoz; trzeba jednak pamiętać, że jeśli nawet proces narastania naprężeń jest powolny i przewidywalny (przy znajomości ruchów tektonicznych w danym rejonie), to ich wyzwolenie w postaci trzęsienia ziemi może być spowodowane dość nieistotnymi, przypadkowymi przyczynami, które z natury rzeczy są trudne do przewidzenia.

Innym zadaniem jest opracowywanie tzw. prognoz długoterminowych, przewidujących czas trzęsienia w danym miejscu z dokładnością do kilku lat. Prognozy te są oparte na założeniu, że naprężenia w skałach rosną równomiernie w czasie, są bowiem wynikiem jednostajnych ruchów płyt litosfery. O równomierności narastania naprężeń świadczy też powtarzanie się trzęsień w niektórych rejonach w dość regularnych odstępach czasu. Formułowanie trafnych prognoz długoterminowych jest trudne. Świadczy o tym np. prognoza trzęsienia w okolicy Parkfield w rejonie uskoku San Andreas na lata 1988 92. Mimo, że zjawiska sejsmiczne w tej strefie należą do najlepiej zbadanych, prognoza okazała się nietrafna, a wstrząs nie nastąpił do chwili obecnej.

Zapobieganie wstrząsom sejsmicznym. Zapobieganie wstrząsom górniczym jest stosowane w kopalniach. Oprócz typowych technik zabezpieczania szybów, chodników i in. wyrobisk często wykorzystuje się rozładowywanie naprężeń, np. przez dokonywanie sztucznych zawałów. Sterowanie przebiegiem naturalnych trzęsień ziemi jest o wiele trudniejsze. Są propozycje pompowania wody do głębokich szybów w rejonie, gdzie występują duże naprężenia. Woda mogłaby ułatwiać wcześniejsze rozładowanie naprężeń w serii słabszych wstrząsów, które nie byłyby niebezpieczne. Podobnie usuwanie wody mogłoby wstrząs opóźnić. Propozycje te są jednak wciąż uważane za ryzykowne; dopóki nie rozumiemy wystarczająco dobrze procesów w ognisku trzęsienia, nie możemy być pewni skutków tego czy innego postępowania. Obecnie walka z trzęsieniami ziemi jest ograniczona do biernej profilaktyki.

Trzęsienia indukowane przez człowieka. Działalność ludzka często powoduje występowanie słabych trzęsień ziemi. Typowym przykładem jest górnictwo. Eksploatacja kopalin prowadzi często do naruszenia równowagi górotworu, wyzwalania się starych naprężeń i powstawania nowych. Górnictwo jest też źródłem tąpnięć wywołanych przez osiadanie wyrobisk powstałych przy eksploatacji złóż, co oprócz zniszczeń w samej kopalni może prowadzić do uszkodzenia budynków na powierzchni. Indukowane trzęsienia ziemi są też obserwowane przy wypełnianiu sztucznych zbiorników wodnych. Podniesienie poziomu wody (czasem o ponad 100 m) powoduje wzrost ciśnienia wody w skałach pod dnem zbiornika. Obniża to tarcie wzdłuż uskoków, co sprzyja wyzwalaniu naprężeń. Zjawisko wzrostu częstości wstrząsów było obserwowane m.in. w rejonie zapory Hoover Dam (USA) i wielkiej zapory w Asuanie (Egipt). Mimo że w tych i in. przypadkach przez pewien czas obserwuje się podwyższoną aktywność sejsmiczną, a nawet dość silne wstrząsy, brak dowodów na to, że budowa sztucznych zbiorników wodnych ma trwały wpływ na sejsmiczność rejonu: następuje wówczas jedynie wyzwalanie starych naprężeń. Uważa się, że ciężar zgromadzonej wody nie może generować nowych znacznych naprężeń w podłożu, co mogłoby spowodować silniejsze trzęsienie ziemi.

Katastrofalne trzęsienia ziemi. Najtragiczniejsze trzęsienia wystąpiły w Azji. Szczególnie dużo ofiar pociągnęły dwa trzęsienia w Chinach. Pierwsze z nich nastąpiło 23 I 1556 r. w prowincji Shanxi. Liczbę ofiar szacuje się na 830 tys.; niemal równie katastrofalne trzęsienie ziemi nastąpiło 27 VII 1976 r. w gęsto zaludnionym rejonie przemysłowo-górniczym Tangshan, 110 km na wschód od Pekinu; miało magnitudę Mw = 8,0. Trzęsienie to spowodowało śmierć 255 tys. ludzi wg danych oficjalnych; oszacowania wskazują na 655 tys. ofiar. Duża liczba ofiar była częściowo wynikiem słabych konstrukcji domostw.

Najtragiczniejsze trzęsienie w Europie nawiedziło 28 XII 1908 r. okolice Mesyny we Włoszech. Śmierć poniosło ok. 100 tys. ludzi. Niewiele mniej ofiar śmiertelnych (ok. 70 tys.) spowodowało trzęsienie ziemi, które zniszczyło Lizbonę w 1755 r. Trzęsienie to nastąpiło 1 listopada, w dzień Wszystkich Świętych, i zaskoczyło ludność w kościołach. Zniszczeniu uległo ok. 20 tys. domów, w znacznym stopniu wskutek pożarów wywołanych przez zniszczenie pieców. Część ofiar spowodowało tsunami, które w Kadyksie osiągnęło wysokość 20 m. Zniszczenia zanotowano także w Algierze, odległym o 1100 km od Lizbony. Trzęsienie lizbońskie wywołało w Europie znaczne poruszenie, co doprowadziło m.in. do rozpoczęcia naukowych badań trzęsień ziemi przez angielskiego geologa J. Michella.

Najsilniejsze trzęsienia ziemi w XX w. wystąpiły w Chile (w 1960 r.) i na Alasce (w 1964 r.). O tych trzęsieniach często wspomina się w niniejszym tekście. Warto również wymienić trzęsienie w Kalifornii w 1906 r., które zniszczyło m.in. San Francisco. Oficjalna liczba ofiar była niewielka (ok. 500); straty materialne, spowodowane w znacznej mierze przez pożary, były jednak bardzo poważne. Trzęsienie było spowodowane przesunięciem mas skalnych wzdłuż uskoku San Andreas. Najbardziej tragiczne z amerykańskich trzęsień wydarzyło się 31 V 1970 r. w Peru. Całkowita liczba ofiar wyniosła 67 tys., w tym ok. 15 tys. spowodowała lawina skalno-lodowa, która zniszczyła dwa miasta, wywołując jednocześnie falę powodziową.

Trzęsienia ziemi w Polsce. Polskę zalicza się do terenów asejsmicznych, ponieważ trzęsienia ziemi występują jedynie sporadycznie i są dość słabe. Znane są jednak przypadki zniszczeń spowodowanych przez trzęsienia na terenie Polski. W 1443 r. w Krakowie zawaliło się sklepienie kościoła Św. Katarzyny, a w wielu domach mieszkalnych zarysowały się ściany. Wiele domów w Warszawie zostało zniszczonych w 1680 r. Znane są trzęsienia ziemi w Hrubieszowie w 1875 r. i pod Niemczą w 1895 r. Wiele wstrząsów zanotowano w lutym 1932 r. w okolicach Płocka, Kielc, Lublina. Dość częste są słabe trzęsienia ziemi w Karkonoszach. Najczęściej wstrząsy sejsmiczne występują jednak na Górnym Śląsku; niektóre z nich mają magnitudę dochodzącą do 4. Znaczna część tych wstrząsów jest skutkiem działalności górniczej, podobnie jak trzęsienie w 1980 r. w Bełchatowie, o magnitudzie 4,6.

Najtragiczniejsze trzęsienia ziemi w latach 1990 styczeń 1999. 20 VI 1990 r. trzęsienie ziemi nawiedziło zachodni Iran, powodując rozległe zniszczenia w rejonie miejscowości: Rasht, Quazin i Zanjan. Magnituda trzęsienia wynosiła 7,7. Ognisko wstrząsu było położone na głębokości ok. 19 km. W niektórych miejscowościach zniszczeniu uległy prawie wszystkie budowle. Łączną liczbę ofiar śmiertelnych szacuje się na 40 tys., ponadto ok. 60 tys. ludzi zostało rannych, a 400 tys. utraciło swoje domy. Kolejne tragiczne trzęsienie wydarzyło się na filipińskiej wyspie Luzon 16 VII 1990 r.; jego magnituda wyniosła 7,8. Zaobserwowano liczne zniszczenia spowodowane przez małą spoistość gruntu, który był przesycony wodą i w wielu miejscach uległ upłynnieniu. Ponadto wystąpiły osuwiska i zapadanie się gruntu. W rejonie epicentrum pojawiły się szczeliny. Trzęsienie było związane z ruchem mas skalnych wzdłuż uskoków: filipińskiego i Digdig. Zginęło 1621 ludzi, a ponad 3 tys. zostało rannych. Pewne zniszczenia wystąpiły także w Manili, gdzie wstrząs miał siłę VII w skali Mercallego.

W 1991 r. najtragiczniejsze trzęsienie zdarzyło się w północnych Indiach. 19 października nastąpiły dwa silne wstrząsy o magnitudzie 7. W epicentrum doszło do osuwisk, pojawiła się też szczelina głębokości 30 m. Trzęsienie doprowadziło do śmierci ok. 2 tys. osób. Ponadto 1800 ludzi zostało rannych; zniszczeniu uległo 18 tys. budynków, głównie w rejonie miast Chamoli i Uttarkashi. Pewne zniszczenia zanotowano w New Delhi. Trzęsienie odczuto także w Nepalu i Pakistanie.

12 XII 1992 r. tragiczne trzęsienie o magnitudzie 7,5 nawiedziło wyspę Flores w Indonezji. Zniszczeniu uległo 50 80% budynków, a w mieście Maumere 90%, przy czym zniszczenia te były spowodowane częściowo przez tsunami o wysokości do 25 m, które wdarło się na 300 m w głąb lądu. Śmierć poniosło ok. 2,5 tys. ludzi.

29 IX 1993 r. nastąpiło trzęsienie w południowych Indiach. Jego magnituda była stosunkowo niewielka (6,3), lecz liczba ofiar wyniosła 9475 zabitych i ok. 30 tys. rannych. Doszło do rozległych zniszczeń w rejonie Latur i Osmanabadu.

W 1995 r. wystąpiły dwa tragiczne trzęsienia ziemi. Pierwsze z nich, o magnitudzie 6,9, nawiedziło 16 stycznia południowe wybrzeże wyspy Honsiu w Japonii. Wstrząs sejsmiczny, osuwiska i fluidyzacja gruntu spowodowały rozległe zniszczenia i śmierć 5502 ludzi, głównie w rejonie Kobe. Trzęsienie trwało 20 sekund; w tym czasie zniszczeniu uległo 200 tys. budynków. Zanotowano wiele pożarów związanych z uszkodzeniem sieci gazowej. Zaobserwowano też przesunięcie skał o 1,5 m wzdłuż uskoku utworzonego w czasie trzęsienia. Trzęsienie to uważa się za najbardziej kosztowne w historii: straty materialne wyniosły ok. 200 mld dol. Drugie trzęsienie ziemi nastąpiło na wyspie Sachalin 27 maja; jego magnituda wyniosła 7,5. Liczba ofiar osiągnęła 1898 zabitych i 750 rannych.

Kolejne tragiczne trzęsienie ziemi wydarzyło się 10 V 1997 r. w północnym Iranie. Magnituda trzęsienia osiągnęła 7,5. Zginęło 1567 osób, a 2300 zostało rannych; 5 osób zginęło w Afganistanie. Wstrząs był wynikiem przesunięć wzdłuż uskoku Abiz na północ od strefy kolizji pomiędzy płytami litosfery: arabską i eurazjatycką.

Trzy tragiczne trzęsienia wydarzyły się w 1998 r. Trzęsienie 4 lutego w Afganistanie miało stosunkowo niewielką magnitudę (6,1), lecz spowodowało śmierć 2323 osób i obrażenia 818. Zniszczeniu uległo ok. 8 tys. domów. Część zniszczeń była spowodowana przez osuwiska. Następny wstrząs w tym samym rejonie nastąpił 30 maja. Tym razem zginęły co najmniej 4 tys. ludzi, a wiele tysięcy zostało rannych. Siła wstrząsu była większa niż poprzedniego (6,9). Trzęsienie ziemi o magnitudzie 7,1 nawiedziło 17 lipca północne wybrzeża Nowej Gwinei. Tsunami o wysokości 10 m zniszczyło doszczętnie kilka wsi. Zginęło 1500 osób; dalszych 2 tys. uznano za zaginione.

25 I 1999 r. wystąpiło trzęsienie ziemi w Kolumbii. Główny wstrząs miał magnitudę 5,8; po nim nastąpiły nieco słabsze wstrząsy, z których najsilniejszy miał magnitudę 5,4. Trzęsienie spowodowało rozległe zniszczenia w rejonie miast Armenia, Calarca i Pereira; zanotowano też liczne osuwiska. Około 1500 osób poniosło śmierć. Częste wstrząsy sejsmiczne w tym rejonie są związane z subdukcją płyty Nazca pod kontynentem Ameryki Południowej; ich ogniska są na ogół położone na znacznych głębokościach. Duże rozmiary zniszczeń w czasie ostatniego trzęsienia były częściowo wynikiem anomalnie małej głębokości ogniska (ok. 17 km).

Fizyka i ewolucja wnętrza Ziemi , red. R. Teisseyre, Warszawa 1983;

R. Dmowska Fizyka skorupy i wnętrza Ziemi , w:

Encyklopedia fizyki współczesnej, Warszawa 1983;

J.-C. Bousquet, L. Davy, J.-F. Lenat, H. Philip Klęski żywiołowe, w:

Świat nauki współczesnej , Warszawa 1996;

T. Rikitake Earthquake prediction, Amsterdam 1976;

E.J. Tarbuck, F.K. Lutgens Earth's Science, Columbus 1988. Leszek Czechowski

Wybuchy wulkanów

Intensywna działalność wulkaniczna jest związana w przeważającej części z obszarami styków płyt litosfery, a zwł. ze współczesnymi strefami subdukcji. Około 460 aktywnych wulkanów należy do tzw. ognistego pierścienia Pacyfiku, który obejmuje zachodnie brzegi kontynentów amerykańskich (wraz z położonymi na Atlantyku Małymi Antylami) oraz wyspy na zachodzie tego oceanu. Wulkanizm stref subdukcji występuje również w basenie Morza Śródziemnego i w młodych eurazjatyckich systemach górskich. Do obszarów czynnej działalności wulkanicznej należą też ryfty kontynentalne we wschodniej i środkowej Afryce (Wielkie Rowy Afrykańskie) oraz ryfty oceaniczne. Wulkany występują także w obrębie basenów oceanicznych, z dala od stref ryftowych (np. na Hawajach). Spośród ok. 700 znanych aktywnych wulkanów 20% stanowią wulkany podmorskie; w rzeczywistości wulkanizm podmorski jest bardziej rozpowszechniony od lądowego, lecz jego bezpośrednie przejawy są stosunkowo rzadko rejestrowane. Znaczna część wulkanów występuje w regionach o dużej gęstości zaludnienia (Japonia, Indonezja).

Przebieg erupcji. Wybuchy wulkanów mają zróżnicowany przebieg; siła i częstotliwość erupcji zależy od składu law, który decyduje o ich właściwościach fizycznych. Rozróżnia się erupcje lawowe, eksplozywne (wulkan wyrzuca tylko materiały piroklastyczne) i mieszane. Najspokojniejszym przebiegiem erupcji odznaczają się wulkany dostarczające law o małej lepkości i niskim ciśnieniu uwalnianych gazów. Wylewy law trwają do kilku miesięcy. W przerwach między erupcjami krater bywa wypełniony lawą. Przedstawicielem tej grupy wulkanów jest Kilauea (Hawaje); zbliżony typ erupcji przejawia m.in. Stromboli (Wyspy Liparyjskie) i niekiedy Wezuwiusz.

Wybuchy większości wulkanów mają charakter gwałtowny; są to erupcje eksplozywne lub mieszane. Siła wybuchu jest tym większa, im dłuższa była przerwa między erupcjami. Przykładami są pierwsze historyczne wybuchy Wezuwiusza (w 79 r. n.e.) i Tambory (Indonezja, wyspa Sumbawa, w 1815 r.), a także wybuch Krakatau (Indonezja, Cieśnina Sundajska, w 1883 r.). Czasami erupcje występują bez objawów zapowiadających (Wezuwiusz w 1872 r.; Manam, Nowa Gwinea, w 1996 r.), najczęściej jednak są poprzedzone typowymi symptomami: lokalnymi wstrząsami sejsmicznymi, nasileniem ekshalacji, wzrostem temperatury gruntu wokół wulkanu oraz pęcznieniem budowli wulkanicznej. Gwałtowne wybuchy są wywoływane przez silne parcie gazów wulkanicznych. Erupcje takie trwają stosunkowo krótko i są jednorazowym, kilkugodzinnym aktem działalności wulkanicznej lub dzielą się na fazy występujące w kilkudniowych odstępach. Gwałtowne erupcje stanowią niekiedy kulminację wielomiesięcznej ożywionej czynności wulkanu (Etna w 1669 r., Tambora w 1815 r., Krakatau w 1883 r.).

Katastrofalne czynniki działalności wulkanicznej. Do niszczących czynników aktywności wulkanicznej należą: chmury gorejące i lawiny piroklastyczne, lahary, lawiny gruzowe, opady piroklastyczne, wylewy law, gazy wulkaniczne, tsunami i wulkaniczne trzęsienia ziemi.

Chmury gorejące powstają w wyniku erupcji eksplozywnych w przypadku, gdy ciśnienie gazów w lawie jest zbliżone do ciśnienia powietrza, co powoduje zachowanie części pęcherzyków gazowych w materiale piroklastycznym, umożliwiając jego transport w postaci zawiesiny w rozżarzonym strumieniu gazowym o temperaturze 700 1000C. Przemieszczające się ze znaczną prędkością, przekraczającą niekiedy 300 km/h, na przestrzeniach kilkudziesięciu i setek km chmury gorejące niszczą wszystko, co napotkają na swej drodze. W 1902 r. po wybuchu wulkanu Pelee (Małe Antyle, wyspa Martynika) chmura gorejąca w ciągu kilku minut starła z powierzchni ziemi miasto Saint Pierre, przynosząc śmierć 26 tys. jego mieszkańców. W tym samym roku chmura gorejąca z wulkanu Soufriere (Małe Antyle, wyspa Saint Vincent) pochłonęła ok. 1,6 tys. ofiar.

Lawiny piroklastyczne (zw. również potokami piroklastycznymi) stanowią turbulentną mieszaninę materiałów piroklastycznych i rozżarzonego gazu, staczającą się szybko ze zboczy wulkanu. Lawiny tego rodzaju tworzą się często wskutek grawitacyjnego rozwarstwienia chmur gorejących; z lawiną utożsamiana jest dolna część chmury, zawierająca oprócz popiołu materiał grubookruchowy. Podobnie jak chmury gorejące, lawiny piroklastyczne powodują znaczne straty w ludziach, zniszczenia infrastruktury, ziem uprawnych i roślinności.

Lahary, nazywane również spływami popiołowymi, to potoki błotne złożone z materiałów piroklastycznych przesyconych wodą, której źródłem są pokrywy śnieżne i lodowce, topniejące w czasie erupcji, intensywne opady atmosferyczne towarzyszące wybuchom, a także jeziora kraterowe. Nagromadzone na stokach wulkanów popioły wulkaniczne mogą również ulegać upłynnieniu pod wpływem opadów późniejszych (lahary wtórne). Lahary powodują ogromne szkody ze względu na dużą siłę transportową i znaczną prędkość, wynoszącą zwykle kilkadziesiąt km/h. Po wybuchu kolumbijskiego wulkanu Nevado del Ruiz (w 1985 r.) lahary spowodowały śmierć 23 tys. osób; ponad 10 tys. ofiar pochłonęły lahary towarzyszące wybuchowi jawajskiego wulkanu Kelud w 1586 r., ponad 5 tys. w 1919 r.

Lawiny gruzowe tworzą się w wyniku rozsadzenia i rozdrobnienia górnej części stożka wulkanicznego. Bloki i okruchy skał pochodzących z poprzednich erupcji, niekiedy przemieszane z gorącymi popiołami wulkanicznymi, mogą przemieszczać się z prędkością 70 80 km/h. Lawiny gruzowe bywają również wywołane trzęsieniami ziemi związanymi z erupcją, wstrząsami wzbudzonymi przez zapadanie się kaldery i osuwiskami. W 1792 r. lawiny z wulkanu Unzen (Japonia, wyspa Kiusiu) były przyczyną śmierci ok. 9,5 tys. osób; w lawinach po wybuchu Bandai-san (Japonia, wyspa Honsiu) w 1888 r. zginęło 460 osób.

Opady piroklastyczne składają się z materiałów wyrzucanych w powietrze przez wulkan; są to drobne cząstki rozpylonej lawy (popiół wulkaniczny), jej strzępy i bryły (lapille, bomby wulkaniczne), a także okruchy i bloki starszych utworów, wyrwane z budowli wulkanicznej. Popioły wulkaniczne rozpraszają się po silnych erupcjach eksplozywnych w atmosferze, hamując dopływ promieniowania słonecznego do powierzchni Ziemi. Intensywne opady piroklastyczne powodują zniszczenia domostw i pól uprawnych na znacznych obszarach wokół wulkanów; zagrażają także życiu ludności. Opady piroklastyczne są charakterystyczne dla działalności Wezuwiusza: w 79 r. n.e. popioły wulkaniczne pogrzebały 1,5 2 tys. osób (Pompeje), w 1631 r. ok. 3 tys. osób.

Wylewy law są umiarkowanie groźnym czynnikiem zniszczeń. Prędkość płynięcia law nie przekracza na ogół kilku km na godzinę, w niektórych przypadkach dochodzi do 40 km/h (Mauna Loa, Hawaje, w 1942 r.), a ich temperatura mieści się na ogół w granicach 730 1250C. Spadek temperatury law poniżej temperatury krzepnięcia powoduje zatrzymywanie się potoków lawowych, które mogą osiągać odległość do 80 km od krateru. Wylewy law wywołują zniszczenia podobne do tych, które są skutkiem lawin piroklastycznych; rzadko są groźne dla ludzi. Do wyjątków należy wylew Etny (w 1669 r.), który spowodował ok. 20 tys. ofiar, oraz wylew Nyiragongo (Zair, 1977 r.) 600 ofiar.

Gazy wulkaniczne, będące główną siłą napędową erupcji eksplozywnych i mieszanych, składają się głównie z pary wodnej; zawierają także m.in. dwutlenek węgla, wodór, chlorowodór, fluorowodór, siarkowodór, dwutlenek siarki, metan, amoniak. Szczególnie niebezpieczny jest dwutlenek węgla, który, jako gaz cięższy od powietrza, gromadzi się w obniżeniach terenu, co powoduje niekiedy śmierć ludzi i zwierząt. Emisja dwutlenku siarki, który rozprasza się w atmosferze w postaci aerozolu kwasu siarkowego, prowadzi do zmniejszenia dopływu promieniowania słonecznego, co pociąga za sobą ochłodzenie klimatu. W latach następujących po wybuchu wulkanu Gunung Agung (Indonezja, wyspa Jawa, w 1963 r.) średnia temperatura na półkuli północnej spadła o 0,3C, po wybuchu El Chichón (Meksyk, 1982 r.) o 0,5C.

Tsunami są wywoływane zarówno wybuchami wulkanów podmorskich, jak też lądowych; powstają w wyniku gwałtownego wyrzucania do morza znacznych ilości materiałów piroklastycznych lub wskutek wulkanicznego trzęsienia ziemi. Największe, 30-metrowej wysokości tsunami wytworzył wybuch Krakatau (w 1883 r.). Fala zniszczyła wiele osiedli na sąsiednich wyspach, pochłaniając 32 tys. ofiar. Tsunami wywołane wybuchem wulkanu Unzen (1792 r.) było przyczyną śmierci ponad 5 tys. osób.

Trzęsienia ziemi związane z wybuchami wulkanów są znacznie słabsze od trzęsień tektonicznych. Ich przyczyną jest ruch magmy w skorupie ziemskiej, eksplozje w kraterze wulkanu, wylewy law i in. procesy wulkaniczne. Hipocentra wulkanicznych trzęsień ziemi znajdują się zwykle na głębokości do 30 km (np. 15 20 km w czasie wybuchu meksykańskiego wulkanu Colima w 1994 r., 2 9 km w czasie wybuchów wulkanu Saint Helens w USA w 1998 r.); epicentra są usytuowane blisko centrum erupcji. Trzęsienia te na ogół poprzedzają erupcję (o kilka godzin, dni lub nawet miesięcy) lub występują w jej pierwszych fazach. Następstwem wulkanicznych trzęsień ziemi bywają niekiedy groźne osuwiska i lawiny; zjawiska te wystąpiły np. w czasie trzęsień ziemi towarzyszących wybuchom wulkanów Santa Maria (Gwatemala) i Sabancaya (Peru) w 1991 r.

Wybuchy wulkanów jako klęski żywiołowe. Szacuje się, że 350 500 mln osób żyjących obecnie w strefach wulkanicznych jest narażonych na niebezpieczeństwo potencjalnych erupcji, które na gęsto zaludnionych obszarach mogą jednorazowo pochłonąć większą liczbę ofiar niż wszystkie erupcje od końca XVIII w. Od tego czasu zginęło ponad 220 tys. osób, co stanowi ponad 80% ogółu ofiar działalności wulkanicznej i jej bezpośrednich następstw w czasach historycznych. Spośród katastrofalnych czynników będących następstwem aktywności wulkanicznej największe żniwo śmierci zebrał głód i choroby epidemiczne (30,3%); kolejne miejsca zajęły chmury gorejące i lawiny piroklastyczne (26,8%), lahary (17,1%) tsunami (16,9%), lawiny gruzowe (4,5%), opady popiołowe i bomby wulkaniczne (4,1%), wylewy law (0,3%) i in. czynniki, np. trujące gazy, wstrząsy sejsmiczne (0,03%). Katastrofalne wybuchy czterech wulkanów: Tambora (1815 r.), Krakatau (1883 r.), Pelee (1902 r.) i Nevado del Ruiz (1985 r.) spowodowały ponad 66% przypadków śmiertelnych w ostatnim 200-leciu, przy czym z każdym z tych wybuchów był związany inny czynnik zagłady: głód, tsunami, lawina piroklastyczna i lahar.

Największe katastrofy są dziełem erupcji eksplozywnych i mieszanych, dostarczających głównie materiałów piroklastycznych. Energia takich erupcji bywa nieporównywalnie większa od energii wybuchu bomby atomowej zrzuconej na Hirosimę (Tambora ok. 2,2 105 razy, Krakatau 1,7 106 razy). Przebieg erupcji jest niezwykle gwałtowny, często dochodzi do rozsadzenia budowli wulkanicznych i wzniesienia popiołów do wysokości kilkudziesięciu km (Krakatau 25 km, a najdrobniejsze pyły nawet ponad 50 km), wyrzucenia bomb i bloków skalnych na odległość kilkuset metrów, powstania chmur gorejących i lawin piroklastycznych, uruchomienia lawin gruzowych i laharów oraz wzbudzenia tsunami przez wybuchy odbywające się na wyspach oceanicznych.

Energia erupcji lawowych bywa zbliżona do energii erupcji eksplozywnych, jednak obfite wylewy law na obszarach kontynentalnych należą w holocenie do rzadkości. Największa ilość lawy, która wydobyła się podczas jednego wybuchu w czasach historycznych, wyniosła ok. 12,5 km3 (Laki, Islandia, 1783 r.), podczas gdy największa ilość materiałów piroklastycznych 150 km3 (Tambora, 1815 r.). Stosunek objętości law do materiałów piroklastycznych wyprodukowanych w latach 1500 1914 przez wulkany lądowe wynosi 1 : 6 (50 km3 : 320 km3). Zasięg wylewów law jest znacznie mniejszy niż opadów piroklastycznych, dlatego też erupcje lawowe powodują na ogół mniejsze zniszczenia.

Działalność wulkanów powoduje skutki katastrofalne zarówno dla ludzi i ich dorobku materialnego, jak też dla środowiska naturalnego. Zniszczenie gleby, spalenie lasów, zatrucie wód i powietrza narusza biocenozy, przerywając łańcuchy pokarmowe, co prowadzi do destabilizacji ekosystemów. Tego rodzaju katastrofy ekologiczne pociągają za sobą śmierć ludzi i zwierząt, najczęściej w wyniku głodu i chorób. Znaczne ilości gazów i popiołów wulkanicznych, wyrzucane do atmosfery w czasie silnych erupcji, powodują wyraźne zmiany klimatyczne.

Zapobieganie skutkom erupcji wulkanicznych. Badania wulkanów, prowadzone w celu prognozowania erupcji, ich siły i przebiegu obejmują m.in. monitoring sejsmiczny, akustyczny, termiczny i geochemiczny. Stosuje się również monitoring satelitarny wybuchów wulkanów, a także komputerowe modelowanie dynamiki i termodynamiki procesów wulkanicznych, oparte na danych uzyskanych zarówno w wyniku monitoringu, jak też prac eksperymentalnych. Dla osiedli znajdujących się w pobliżu wulkanów są opracowywane szczegółowe plany ewakuacyjne; duże znaczenie ma rozwój systemów ostrzegania, powoływanie i szkolenie specjalnych służb ratowniczych, edukacja mieszkańców zagrożonych obszarów, a także długoterminowe planowanie urbanistyczne, pozwalające uniknąć koncentracji ludności w rejonach szczególnie niebezpiecznych. Niekiedy buduje się również zapory i kanały, które mają ukierunkować przemieszczanie się produktów erupcji.

Największe wybuchy wulkanów w ostatnim dziesięcioleciu. W ostatnim dziesięcioleciu katastrofalne wybuchy wulkanów występowały głównie na wyspach u wschodnich i południowo-wschodnich wybrzeży Azji, a także w Ameryce Środkowej, w tym na Małych Antylach. Wybuchy te pochłonęły ponad 1500 ofiar; spośród nich 80% zginęło w wyniku erupcji jednego wulkanu (Pinatubo), w tym: 30% wskutek opadów popiołowych i bomb wulkanicznych, 12% wskutek laharów, reszta z powodu chorób epidemicznych. Przyczyną śmierci ofiar pozostałych wybuchów były głównie lawiny piroklastyczne i chmury gorejące, a tylko w 12% opady piroklastyczne.

W 1990 r. na Jawie wznowił działalność jeden z najniebezpieczniejszych wulkanów, Kelud, który w ciągu ostatnich sześciu wieków pochłonął ok. 15 tys. ofiar. W wyniku erupcji eksplozywnej został zdewastowany obszar 35 km2 w odległości 2 4 km od krateru; od opadów popiołowych i bomb wulkanicznych zginęło 35 osób. Poerupcyjne lahary (33) zniszczyły 1546 budynków, drogi i mosty, ok. 25 tys. ha ziemi uprawnej, ok. 6400 ha lasów; spowodowały także poważne obrażenia 43 osób.

Sprawcą największej katastrofy ostatniego dziesięciolecia był wulkan Pinatubo, położony na filipińskiej wyspie Luzon. Po 500-letnim okresie spokoju, w 1991 r. wystąpiły silne erupcje eksplozywne, które wzbiły chmurę popiołów do wysokości 40 km, doprowadziły do zapadnięcia wierzchołka wulkanu i powstania kaldery głębokości 600 m i średnicy 2 km. Erupcjom towarzyszyły wstrząsy sejsmiczne i ulewne deszcze, w tym samym czasie wystąpiły też tajfuny, co doprowadziło do uruchomienia laharów. Eksplozje, zapadnięcie wierzchołka wulkanu i opady piroklastyczne były przyczyną śmierci 364 osób i obrażeń 184; 143 osoby zginęły wskutek laharów, a 700 zmarło w wyniku chorób epidemicznych. Na obszarze 100 km2 zostały zniszczone uprawy, drogi, kilka wsi i miast.

Wybuchy japońskiego wulkanu Unzen, wznowione w 1990 r., osiągnęły apogeum w roku następnym. Erupcje o charakterze mieszanym spowodowały wydźwignięcie kopuły lawowej oraz wytworzenie chmur gorejących, lawin piroklastycznych i gruzowych, a także laharów; śmierć poniosły 43 osoby, rannych zostało 9 osób; spaleniu uległo 400 budynków, zburzeniu 137. Ewakuowano 8600 osób.

W 1993 r. doszło do erupcji wulkanu Mayon (wyspa Luzon, Filipiny). Wulkan wyrzucił popioły na wysokość 5 km, a lawiny i opady piroklastyczne, sięgające ok. 6 km od krateru, spowodowały śmierć 70 osób i obrażenia ponad 100. Popioły, potoki lawy i lahary zniszczyły drogi i pola uprawne.

Wulkan Merapi, który w XI w. przyniósł zagładę wysoko rozwiniętej cywilizacji jawajskiej, a potem jeszcze kilkakrotnie wywoływał tragiczne katastrofy, eksplodował w 1994 r.; popioły były wyrzucane na wysokość 10 km. Opady piroklastyczne objęły obszary położone w odległości 45 km od wierzchołka wulkanu. Wskutek laharów, lawin piroklastycznych i chmur gorejących zginęły 64 osoby, 43 zostały ciężko ranne; zniszczeniu uległo kilka wsi, spaleniu 500 ha lasów. Ponad 6 tys. osób ewakuowano.

Ostatnia z większych katastrof wulkanicznych nastąpiła w 1997 r.; wybuchł wówczas aktywny od trzech lat wulkan Soufriere Hills na wyspie Montserrat (Małe Antyle). Erupcja wybiła w kopule wulkanu otwór o średnicy 200 m, przez który wytrysnął na wysokość 10 km pióropusz rozpylonej lawy. Opady popiołów pokryły obszar 4 km2. Lahary, uruchomione częściowo przez wstrząsy sejsmiczne towarzyszące erupcji, spowodowały śmierć 19 osób i zniszczenie ok.150 budynków.

Silne erupcje wulkaniczne występowały również na słabo zaludnionych obszarach Andów, Alaski, Wysp Aleuckich, Kamczatki i Islandii. Erupcje te były przyczyną strat materialnych i szkód w środowisku naturalnym, spowodowanych przez intensywne opady popiołowe (Mount Hudson, Chile, 1991 r.), lahary (Spurr, Alaska, 1992 r.) lub wylewy wód roztopowych (strefa ryftu wschodniego w Islandii, 1996 r.).

H. Rast Vulkane und Vulkanismus , Leipzig 1980;

R.J. Blong Volcanic hazards, Sydney 1984;

J.H. Latter Volcanic hazards, assessment and monitoring, Berlin Heidelberg New York 1989;

D. Chester Volcanoes and Society, Sevenoaks 1993;

T. Simkin, L. Siebert Volcanoes of the world, Tucson 1994;

Monitoring and mitigation of volcano hazard, red. R. Scarpa, R.I. Tilling, Berlin 1996. Elżbieta Jackowicz

---