Uniwersytet Kazimierza Wielkiego

w Bydgoszczy

Instytut Matematyki, Fizyki i Techniki

Atmosfera. Struktura i skład atmosfery.

Pogoda i klimat.

Edukacja ekologiczna

Daniel Szalla

ETI IV, grupa B

Atmosfera - jest to najbardziej zewnętrzna powłoka Ziemi (gazowa). Granice atmosfery ziemskiej nie są jednoznacznie ograniczone ponieważ w swojej najniższej części atmosfera przenika się z litosferą, hydrosferą, biosferą, a jej górne partie stopniowo przechodzą w próżnie międzyplanetarną. Górna granica atmosfery przebiega na wysokości 2000 km, choć rozgrzane gazy zaobserwowano na 20 000km.

Atmosfera Ziemi została utworzona głównie przez gazy uwolnione z litosfery w archaiku. Gazy emitowane do atmosfery w późniejszym okresie przeważnie w trakcie wybuchów wulkanicznych odegrały drugorzędną rolę. Pierwotna atmosfera miała charakter redukcyjny i składała się głównie z:
CO₂, N₂, H₂O, CH₄, NH₃, SO₂, HCl, H₂, He, BRAK TLENU.

Ewolucja Atmosfery Ziemskiej.
Podczas formowania naszej planety 4,5-5 miliardów lat temu gazy rozpuszczone w magmie wydobywały się z niej tworząc pierwotną atmosferę. Przypuszcza się, że skład tej atmosfery był podobny do składu gazów wydobywających się dziś z magmy podczas erupcji wulkanicznych (dwutlenek węgla CO₂, azot N₂, para wodna H₂O). Następnie, podczas ochładzania Ziemi, para wodna kondensowała się i opadała w postaci deszczu tworząc oceany, w których rozpuściły się duże ilości CO₂. Tlen O₂, który jest teraz jednym z głównych składników atmosfery, powstał bądź w procesie fotodysocjacji H₂O (wodór, jako najlżejszy składnik uciekł w przestrzeń kosmiczną), bądź w procesie fotosyntezy przebiegającej w prymitywnych formach życia, które pojawiły się w oceanach. Węgiel zawarty w CO₂ został związany w postaci związków organicznych i występuje teraz w skałach osadowych (wapienie, węgiel kamienny i węgiel brunatny). O ile proporcje głównych składników atmosfery zależą od procesów ewolucyjnych w skali całej planety, o tyle stężenia i proporcje wielu związków chemicznych występujących w atmosferze odznaczają się dużą zmiennością w czasie i przestrzeni. Głównymi źródłami związków siarki, azotu i węgla w atmosferze są procesy spalania i procesy biologiczne (rozkład materii organicznej, oddychanie). Związki te są usuwane z atmosfery wskutek wymywania przez opady oraz procesów chemicznych i biologicznych (pochłanianie przez rośliny, fotosynteza), zachodzących na powierzchni Ziemi. Ich koncentracja w atmosferze jest wynikiem równowagi, jaka ustala się między skomplikowanymi procesami produkcji, transportu, przemian chemicznych oraz usuwania i łatwo może się zmieniać. Przyczyny zmian mogą być naturalne (pożary lasów, erupcje wulkaniczne), bądź związane z działalnością człowieka. Na przykład szacuje się, że zawartość CO₂, przedostającego się do atmosfery w wyniku spalania paliw kopalnych, wzrosła (mimo rozpuszczania znacznych ilości CO₂ w oceanach) w ciągu ostatnich stu lat o około 20% i ciągle (coraz szybciej) wzrasta. Ponieważ dwutlenek węgla odgrywa istotną rolę w powstawaniu efektu cieplarnianego, wzrost jego ilości w atmosferze może spowodować zmiany klimatu w skali całego globu.

Atmosfery Planet Układu Słonecznego, a Atmosfera Ziemska.

Wszystkie planety w Układzie Słonecznym są otoczone powłokami gazowymi, tzw. atmosferami. Atmosfery powstały razem z planetami podczas formowania się Układu Słonecznego, a ich obecna postać jest funkcją składu początkowego planety, jej masy, odległości od Słońca oraz historii jej "życia". Choć atmosfery planet różnią się pod wieloma względami, mają też pewne cechy wspólne. Wpływają na własności radiacyjne planet (efekt cieplarniany, szczególnie silny na Wenus), powstają w nich przepływy i układy cyrkulacyjne związane z wiatrami i transportem ciepła. Prawie wszystkie planety zewnętrzne (Jowisz, Saturn, Uran, Neptun) to tzw. olbrzymy gazowe. Nie można na nich jednoznacznie wyróżnić powierzchni oddzielającej atmosferę od reszty planety. Grubości atmosfer planet wewnętrznych (Merkury, Wenus, Ziemia, Mars) są bardzo małe w stosunku do promieni planet, a ich masy stanowią niewielką część masy planety. Merkury praktycznie nie ma atmosfery. Atmosfera na Marsie jest znacznie rzadsza niż na Ziemi, koncentracja molekuł przy powierzchni planety jest około 100 razy mniejsza niż w atmosferze ziemskiej, a jej masa wynosi 2,4*10¹⁶ kg. Masa atmosfery ziemskiej wynosi około 5,29.10¹⁸ kg, co stanowi tylko około 0,0009% masy całej planety, a w warstwie o grubości 50 km (mniej niż 1% promienia planety) zawiera się około 99,9% masy atmosfery. Masa atmosfery Wenus jest około 100 razy większa od masy atmosfery ziemskiej. Atmosfery oddziaływują z powierzchniami swoich planet, wpływają na nie także zjawiska zachodzące na Słońcu. Choć w naszej skali czasu atmosfera Ziemi zmienia się nieznacznie, w geologicznej czy kosmicznej skali zmienność jej składu, cyrkulacji, temperatury jest bardzo duża. Atmosfera ziemska ulega więc ewolucji.

Własności Fizyczne i Skład Atmosfery Ziemskiej.

Atmosfera Ziemi nie jest jednorodna, a jej własności fizyczne silnie zmieniają się wraz z wysokością. Na powierzchni Ziemi średnie ciśnienie na poziomie morza wynosi 1013,25 hPa, gęstość powietrza jest tak duża (około 1,2 kg/m³), że dobrze rozchodzi się w nim dźwięk (czyli fala sprężysta), a silny opór aerodynamiczny występuje nawet przy niewielkich prędkościach poruszających się obiektów. Wraz ze wzrostem wysokości ciśnienie powietrza gwałtownie maleje i na poziomie około 5 km wynosi już tylko połowę ciśnienia na poziomie morza, na wysokości 20 km spada do 10% wartości na poziomie morza, a na wysokości 100 km do 0,000001 tej wartości. Podobnie spada z wysokością gęstość a o sztucznych satelitach Ziemi orbitujących na trwałych orbitach na wysokości stukilkudziesięciu kilometrów mówi się, że znajdują w pustce kosmicznej. Tak naprawdę satelity te znajdują się w górnych warstwach atmosfery, w których koncentracja cząsteczek gazów atmosferycznych jest niewielka i które nie stawiają praktycznie żadnego oporu poruszającym się obiektom. Całą atmosferę można podzielić na warstwy w zależności od pionowego profilu temperatury na: troposferę, stratosferę, mezosferę i termosferę, lub w zależności od składu chemicznego na: homosferę, w której skład powietrza nie zmienia się z wysokością (z wyjątkiem pary wodnej, ozonu i dwutlenku węgla), oraz heterosferę, w której skład powietrza zmienia się wraz z wysokością. Rozróżnia się też warstwy odznaczające określonymi właściwościami fizycznymi czy chemicznymi, tj. ozonosferę, jonosferę, egzosferę, magnetosferę. Atmosfera ziemska to mieszanina gazów z domieszką cząstek stałych i ciekłych (aerozol atmosferyczny). Wśród składników mieszaniny rozróżnia się gazy, których zawartość w mieszaninie nie zmienia się do wysokości kilkudziesięciu kilometrów (składniki trwałe i wolnozmienne), i gazy, których zawartość zależy od procesów zachodzących lokalnie w pewnych rejonach atmosfery. Najbardziej zmiennym składnikiem atmosfery jest woda, która występuje tu we wszystkich trzech stanach skupienia, a jej koncentracja waha się w granicach od 0 do 4%. Składniki stałe i wolnozmienne występują w stałych proporcjach w homosferze sięgającej do wysokości kilkudziesięciu kilometrów.

Powyżej, w heterosferze, procesy mieszania prowadzące do ujednoradniania mieszaniny są słabe, a wskutek procesów dyfuzyjnych rośnie ze wzrostem wysokości udział gazów lekkich (H₂, H, He). Z drugiej strony cząsteczki tych gazów przy ustalonej temperaturze (średniej energii kinetycznej cząsteczek) osiągają największe możliwe prędkości. Jeśli prędkości te przekraczają prędkość ucieczki (drugą prędkość kosmiczną), to przy długiej średniej drodze swobodnej cząsteczek na wysokości kilkuset kilometrów możliwa jest bezpowrotna ucieczka lekkich składników gazowych w przestrzeń kosmiczną. Stąd mała ilość wodoru i helu w atmosferze ziemskiej. Warstwę przejściową między atmosferą a przestrzenią międzyplanetarną (powyżej 500 km), w której zachodzi ten proces nazywamy egzosferą. Atmosfery planet zewnętrznych, dla których prędkości ucieczki są znacznie większe, a temperatury w górnych warstwach atmosfery mniejsze niż na Ziemi, składają się głównie z wodoru i helu, pierwiastków najpowszechniejszych w Układzie Słonecznym.

Współczesne składniki atmosfery

• stałe (w dolnej atmosferze ich proporcje pozostają stałe)

• 78,084 % N₂ (azot)

• 20,946 % O₂ (tlen)

• 0,934 % Ar (argon)

• 0,002 % Ne (neon)

• 0,000524 % He (hel)

• 0,0001745 % CH₄ (kwas siarkowy)

• 0,000114 % Kr (krypton)

• 0,00005 % H₂ (wodór)

• zmienne (zależą od wielu czynników naturalnych i antropogenicznych)

• ok. 4 % para wodna

• 0,035 % CO₂ (dwutlenek węgla)

• CO; SO₂; SO₃; NO₂; NO₃; O₃

• aerozole (drobne cząsteczki stałe i ciekłe rozproszone głównie w dolnych warstwach atmosfery):

• pyły pustynne

• pyły wulkaniczne

• pyłki roślin

• spory

• zarodniki

• bakterie

• cząsteczki soli

• zanieczyszczenia

W atmosferze istnieje kilka warstw, różniących się między sobą własnościami i składem chemicznym. Stanowi układ dynamiczny, otwarty. Najwięcej powietrza zalega w najbliższej Ziemi warstwie atmosfery. 99,9 % powietrza znajduje się na wysokości do 100 km. Podział na sfery wynika z temperatury tu panującej, specyficznych warunków i różnego rodzaju zjawisk fizycznych.

• Troposfera- najbliższa i najcieńsza warstwa przy powierzchni Ziemi. Skupia około 80% masy całej atmosfery. Górna granica w zależności od szerokości geograficznej ulega zmianie. Jej grubość zmienia się w zależności od stref na Ziemi, nad biegunami wynosi powyżej 10 km a nad równikiem do 16 km. umiarkowane szerokości - 10 km. zimą i 13 km. latem. Różnice grubości powodowane są zróżnicowanym nagrzewaniem powierzchni i różnicy w wartości działania siły odśrodkowej, powodującej ruch cząsteczek powietrza. W troposferze zachodzą wszystkie zjawiska atmosferyczne. Ma największy wpływ na naszą planetę. Temperatura zależy w dużym stopniu od szerokości geograficznej i pory roku. Zachodzą tu turbulencje, procesy warunkujące pogodę i klimat na kuli ziemskiej. W te obszary wysyłane są sondy i balony meteorologiczne w celu badania klimatu i pogody. Ciśnienie maleje z wysokością od 1000 hPa do 200 hPa. Temperatura spada ze wzrostem wysokości (o,6º/ 100 m).

• Tropopauza - stanowi warstwę pośrednią, oddziela troposferę od stratosfery. Sięga 7 - 18 km nad Ziemią (7 km nad biegunami i 18 km nad równikiem) i jej wysokość zmienia się w przeciągu roku. Grubość do 2 km. Temperatura utrzymuje się tym samym poziomie, nad biegunami zmienia się między -45 a -65 stopni, na terenach zwrotnikowych -70 do -80 stopni. Jest to związane z występowaniem pór roku. Ciśnienie atmosferyczne do 200 hPa i zmienia się w zależności od pory roku i szerokości geograficznej.

• Stratosfera- do wysokości 50 km ponad troposferą. Zalega w niej warstwa ozonu, absorbując przy tym promieniowanie ultrafioletowe. Sięga do wysokości 18- 50 km. od powierzchni Ziemi. największa koncentracja ozonu zalega nad Ziemią na wysokości 22 km. Duża obecność ozonu ma nieocenione znacznie dla życia na Ziemi, chroni ją przed zabójczym promieniowaniem. Największe ilości ozonu znajdują się na wysokości do 35 km nad Ziemią. W stratosferze zlokalizowana jest większa część ozonu. Można tu wydzielić warstwę zwaną ozonosferą. Ciśnienie maleje wraz z wysokością do około 1 hPa. Temperatura rośnie z wysokością. Temperatura utrzymuje się w granicach -55 stopni (niższe warstwy, wyższe- 0 stopni na wysokości ponad 50 km nad powierzchnią Ziemi).

• Stratopauza- temperatura w większości stała około 0 stopni. Ciśnienie 1- 100 Pa. Warstwa przejściowa między stratosferą a mezosferą. Znajduje się tu także ozon.

• Mezosfera- rozciąga się około 85 km. nad Ziemią, stanowi warstwę graniczną pomiędzy stratopauzą i mezopauzą. Temperatura spada wraz ze wzrostem wysokości. ( -120º). Ciśnienie rzędu 1 Pa., swoim zasięgiem obejmuje jonosferę. Tworzą się tutaj obłoki mezosferyczne, zbudowane z kryształków lodu. Silnie rozwinięta turbulencja.

• Mezopauza- warstwa pośrednia między mezosferą a termosferą. temperatura około -90º, ciśnienie 0,1 Pa., wysokość 80- 90 km nad Ziemią. W tej sferze mogą się pojawiać np. zorze polarne.

• Termosfera- temperatura rośnie wraz z wysokością- 500ºC i może dochodzić nawet do 1500ºC (w momencie słonecznego maksimum). Temperatura wzrasta wraz z wysokością, ciśnienie atmosferyczne zmniejsza się, osiągając minimum (wysokość 500 km. 0,000 001 hPa.). Zarówno w termosferze jak i mezosferze znajduje się kilka warstw zawierających silnie zjonizowane atomy, tworzące tak zwaną jonosferę. Jonosfera to warstwa występująca w dolnej części termosfery. Powietrze cechuje się silnym naelektryzowaniem i jest bardzo rzadkie. Jonosfera cechuje się występowaniem warstw, w których zachodzi zjawisko odbijania się fal radiowych różnej częstotliwości i długości. Sfera tworzenia się zórz polarnych i innych zjawisk. Jest to warstwa odbijająca fale radiowe. Występuje na wysokości 800 km od Ziemi.

• Egzosfera- najbardziej zewnętrzna sfera ziemska, na wysokości ponad 1500 km. nad powierzchnią Ziemi i stopniowo przechodzi w przestrzeń międzyplanetarną. Silne rozrzedzenie powietrza. Cząstki gazów poruszają się z ogromnymi prędkościami. Jej górna granica jest trudna do określenia, uczeni określają ją na 1500 km. temperatura powyżej 800ºC. Ciśnienie jest najmniejsze, jego wartość jest mniejsza od 0,000 001 hPa.

Pogoda to chwilowy stan atmosfery, lub też następujące po sobie stany atmosfery w pewnym czasie. Jak wiemy, pogoda w określonym miejscu i czasie może zostać opisana za pomocą wielu elementów, charakteryzujących stan fizyczny powietrza. Są to między innymi: temperatura, ciśnienie, wilgotność i ruch powietrza.

Elementy pogody:

• ciśnienie atmosferyczne

• kierunek i prędkość wiatru

• zachmurzenie nieba

• temperatura powietrza

• opady atmosferyczne

• wilgotność powietrza

Elementy meteorologiczne / klimatyczne w szerszym ujęciu

Element meteorologiczny	Przyrządy pomiarowe (używane w obserwacjach naziemnych)	Jednostka	Charakter czasowy*
Promieniowanie (krótko- i długofalowe	aktynometry, pyrheliometry, solarymetry, pyranometry, pyrgeometry, albedometry, bilansomierze	kcal, J/ m^2
Usłonecznienie (czas)	heliografy (heliograf Campbell-Stockes'a)	h
Oświetlenie	luksometry	lx
Temperatura powietrza	termometry (termometr stacyjny, minimalny i maksymalny)	°C
Opady atmosferyczne (wysokość warstwy wody)	deszczomierze, gradomierze (deszczomierz Hellmana)	mm
Pokrywa śnieżna	śniegowskazy (łata śniegowa)	cm
Parowanie (wysokość warstwy wody)	ewaporometry, lizymetry	mm
Wilgotność powietrza	psychrometry, higrometry (psychrometr Augusta, psychro-metr aspiracyjny Assmanna)	%, hPa, g/m^3
Zachmurzenie nieba (wielkość / prędkość ruchu chmur)	(ocena wizualna / nefoskopy)	0-8 / m/s
Osady atmosferyczne	rosografy	-
Ciśnienie atmosferyczne	barometry, aneroidy	hPa, mmHg
Wiatr (prędkość i kierunek)	wiatromierze, anemometry, rumbometry, anemorumbometry	m/s i kierunki świata
Widzialność	logometry	km

- elementy ciągłe w czasie,
- elementy nieciągłe
* elementy ciągłe są mierzone kilka razy na dobę (np. na stacjach synoptycznych 8 razy co 3 h),
nieciągłe najczęściej 1 raz na dobę

Fronty atmosferyczne

Front atmosferyczny to powierzchnia graniczna występująca między dwoma masami powietrza o różnej temperaturze i gęstości, nachylona pod niewielkim kątem do powierzchni Ziemi. Z uwagi na różnice gęstości obie masy powietrza nie mogą od razu ulec wymieszaniu. Zamiast tego cieplejsza, lżejsza masa powietrza zaczyna się wznosić ponad powietrze chłodne i gęstsze. Prowadzi to do powstania frontu atmosferycznego, który jest strefą przejściową między nimi. 

Fronty atmosferyczne zwykle przemieszczają się z zachodu na wschód, ponieważ w średnich szerokościach geograficznych, gdzie fronty powstają, przeważają wiatry zachodnie. Jednak szczególnie w niższych warstwach atmosfery, fronty mogą być modyfikowane przez różne elementy środowiska geograficznego, jak góry czy duże zbiorniki wodne.

Frontom zawsze towarzyszy zachmurzenie i bardzo często również opady. Jednak, gdy front opuści jakiś obszar, występują również zmiany w prędkości i kierunku wiatru, ciśnieniu atmosferycznym i wilgotności powietrza. Są cztery rodzaje frontów: front chłodny, front ciepły, front zokludowany i front stacjonarny. Rodzaj frontu zależy na zarówno od cech fizycznych mas powietrza, jak i kierunku, w którym się te masy się przemieszczają.

Front chłodny

Front chłodny tworzy się, gdy chłodniejsza masa powietrza nasuwa się na masę cieplejszą. Powietrze chłodne jest gęstsze i wypycha ciepłe powietrze do góry, zmuszajac je do wznoszenia się.

Unoszące się ciepłe powietrze ochładza się i zaczynają tworzyć się chmury. Opady podczas przechodzenia frontu chłodnego są zwykle silne, chociaż obejmują niezbyt dużą strefę (50 - 70 km) i raczej krótkotrwałe. Dzieje się tak dlatego, ponieważ unoszenie się ciepłego powietrza jest stale wymuszane i wzmacniane przez napływające powietrze chłodne. W rezultacie tworzą się chmury o silnie rozbudowane w pionie i mogą wystąpić silne opady deszczu, grad, burze oraz tornada.
Powietrze za frontem chłodnym jest wyraźnie chłodniejsze i suchsze niż przed nim. Po przejściu frontu chłodnego temperatura powietrza może się obniżyć nawet o ponad 15 °C w ciągu pierwszej godziny.

Front ciepły

Front ciepły powstaje, gdy cieplejsza masa powietrza nasuwa się na chłodniejszą. Powietrze cieplejsze wślizguje się na powietrze chłodniejsze. Front ciepły jest zwykle mniej nachylony niż chłodny, porusza się wolno, a powietrze cieplejsze stopniowo wypiera chłodniejsze. Opady podczas przechodzenia frontu ciepłego nie są tak intensywne, jak w przypadku frontu chłodnego, maja jednak większy zasięg (300-400 km).

Powietrze za frontem ciepłym jest cieplejsze i bardziej wilgotne, niż powietrze przed nim. Przed frontem ciepłym występują opady deszczu lub śniegu, trwające dłużej niż przed frontem chłodnym (od kilku godzin do kilku dni), lecz mniej intensywne. Po przejściu frontu ciepłego powietrze staje się wyraźnie cieplejsze i bardziej wilgotne.

Pierwszymi oznakami zbliżania się frontu ciepłego jest pojawienie się chmur Cirrus, a następnie chmur Cirrostratus, Altostratus, Nimbostratus i Stratocumulus. Odległość między chmurami Cirrus a linią frontu może wynosić nawet 1000 km. Wszystkie te rodzaje chmur mają przeważnie strukturę poziomą. Jest to wynikiem małego nachylenia powierzchni frontalnej, przeciwnie do frontu chłodnego, gdzie tworzą się głównie chmury o silnie rozwiniętej strukturze pionowej.

Klimat. Nie ma jednej, ogólnie przyjętej i powszechnie stosowanej definicji klimatu. Zwykle definiujemy go jako wszystkie, charakterystyczne dla pewnego obszaru, stany atmosfery, występujące w przebiegu rocznym, na podstawie obserwacji z wielu lat. Mówiąc o długości serii obserwacyjnej podkreśla się, że ma być ona dostatecznie długa, aby wyniki były wiarygodne, brak jednak dokładnego jej określenia.

Światowa Organizacja Meteorologiczna (World Meteorological Organization - WMO) przyjęła ustalenia co do długości serii obserwacyjnych, które zostały powszechnie zaakceptowane na świecie. Podstawowym przedziałem czasu wykorzystywanym do określenia klimatu danego miejsca jest okres 30 lat. Średnie wartości wieloletnie elementów klimatycznych z lat 1901-1930, 1931-1960 oraz 1961-1990 to tzw. normy klimatyczne. Spośród nich najczęściej używane są obecnie średnie wartości z tego ostatniego przedziału.

Obecnie, w wyniku szybko następujących zmian w środowisku naturalnym, w analizach statystycznych różnych elementów klimatu coraz częściej wykorzystuje się wartości średnie z 30 lat, ale aktualizowane co 10 lat, czyli z okresów 1961-1990, 1971-2000 itd. Innym powodem dla ustalenia takich stałych 30-letnich przedziałów czasu jest możliwość porównania wyników badań z różnych części świata. Dla potrzeb badań specjalnych można jednak stosować przedziały czasowe o jeszcze innych długościach.

Jak mierzymy elementy meteorologiczne?

Elementy meteorologiczne zmieniają się nie tylko w czasie, ale także w przestrzeni. Dlatego pojedyncze stacja pomiarowa nie może być reprezentatywne dla obszaru kilkuset km². W związku z tym, stacje meteorologiczne są organizowane w sieci. Gęstość rozmieszczenia stacji w określonej sieci zależy od:

• celu obserwacji  (synoptyczny, klimatologiczny, itp.),

• mierzonych elementów pogody (np. dla uzyskania reprezentatywnych danych z pomiarów opadów deszczu, potrzebnych jest dużo więcej stacji, niż w przypadku pomiarów ciśnienia),

• inne, nie meteorologiczne powody (finansowe, niedostępność terenu np. w wysokich górach, itp.).

Aby obserwacje wykonywane na różnych stacjach mogły być ze sobą porównywalne, przyrządy pomiarowe muszą być usytuowane w podobny sposób. Powinny one być oddalone od drzew, budynków, stromych zboczy, klifów albo obniżeń terenu. Stacja klimatologiczna powinna być usytuowana w miejscu zapewniającym niezmienne warunki pomiaru w długim okresie czasu, przynajmniej 10 lat.

Na naziemnych stacjach pomiarowych dokonuje się pomiarów "in situ", czyli mierzona jest wartość określonego elementu pogody występująca w miejscu położenia stacji. Jednak 71% powierzchni Ziemi jest pokryte przez oceany, dość duże obszary kontynentów są zajęte przez lasy tropikalne, lód, pustynie, wysokie góry, gdzie regularne obserwacje są utrudnione. Dlatego konieczne jest dokonywanie pomiarów z zastosowaniem technik teledetekcyjnych. Ten rodzaj pomiarów opiera się na wykorzystaniu satelitów i pomiarów radarowych.Ostatnio następują duże zmiany w naziemnych technikach pomiarowych. Zmniejsza się liczba stacji obsługiwanych przez obserwatorów, a rośnie liczba automatycznych stacji pogodowych. W rezultacie mamy dużo więcej danych do naszych badań (najczęściej obserwacje tradycyjne były pomiarami cogodzinnymi, natomiast standardowa częstotliwość pomiaru urządzeń automatycznych wynosi 10-15 minut). Techniki pomiarowe zmieniły się, czasem nie możemy już mierzyć tych samych elementów co dotychczas (np. usłonecznienia).

Automatyczna stacja meteorologiczna  
Wyposażona jest w panel słoneczny oraz czujniki do pomiaru temperatury, pary wodnej, kierunku i  prędkości wiatru, ciśnienia powietrza. Dane przesyłane są poprzez satelitę. Inne czujniki na tej stacji dostarczają informacji meteorologicznej dla miejscowego lotniska.
źródło: AWI

Zmiany Klimatu. Zarówno historia geologiczna, jak i pisana przekonują nas o tym, że klimat na Ziemi się zmienia. Powstaje jednak pytanie jak działalność człowieka wpływa na szybkość i kierunek tych zmian. Niestety, na to pytanie nie jest łatwo odpowiedzieć. Wiele zagadnień o podstawowym znaczeniu jest dla nas wciąż zagadką. Przykładem jest np. zespół zjawisk nazwany El NiĎo - Oscylacja Południowa (ang. El NiĎo - Southern Oscillation, ENSO), który ma związek z anomaliami pogodowymi w skali globalnej. Co roku, w okolicach Bożego Narodzenia (stąd nazwa: El NiĎo znaczy dzieciątko) zimny oceaniczny Prąd Peruwiański jest odchylany przez ciepły prąd z północy. Normalnie zjawisko to trwa kilka tygodni, po czym ciepły prąd zanika. Jednakże co kilka lat El NiĎo jest ponadprzeciętnie ciepły i silny, co wiąże się z anomaliami w rozkładzie prądów morskich na całym równikowym Pacyfiku. Anomalie w rozkładzie temperatury powierzchni oceanu prowadzą do anomalii w rozkładzie ciśnienia atmosferycznego, osłabienia pasatów nad Pacyfikiem oraz zmiany miejsca występowania prądów strumieniowych. Wpływa to na pogodę na całej kuli ziemskiej, a szczególnie w obszarze Pacyfiku. Jak widać, na klimat i pogodę kolosalny wpływ ma oddziaływanie ocean-atmosfera, a mechanizmy tych oddziaływań wymagają dalszych badań. Kolejnym zjawiskiem, którego dobrze nie rozumiemy jest globalna zmiana klimatu wywołana efektem cieplarnianym. Zwiększona emisja tzw. gazów cieplarnianych (dwutlenek węgla, metan, freony, tlenki azotu) powoduje zmiany w bilansie energetycznym naszej planety i w konsekwencji wzrost średniej temperatury przy powierzchni Ziemi. Jednakże ani szybkość tego wzrostu, ani jego skutki dla klimatu i środowiska nie są ostatecznie określone. Na przykład wzrost temperatury powierzchni Ziemi powoduje zwiększenie intensywności parowania, co wywołuje wzrost zachmurzenia, zmiany albeda i w konsekwencji zmniejszenie dopływu energii do powierzchni Ziemi. Ten sam wzrost temperatury powoduje topienie się czap lodowych, a więc wpływa na spadek albeda i co za tym idzie przyczynia się do zwiększonego dopływu energii. Te wszystkie procesy mają wpływ na globalną cyrkulację atmosfery, a także na cyrkulacje w mniejszej skali. Mimo użycia superkomputerów, satelitów i innych wyrafinowanych oraz kosztownych narzędzi badawczych nie potrafimy jeszcze w zadowalający sposób opisać, a tym bardziej prognozować tych procesów. Wiele zagadek kryje struktura chmur czy zjawiska związane z elektrycznością atmosferyczną. Nie są też dobrze poznane tak istotne dla naszego codziennego życia mechanizmy powstawania opadów czy własności przepływów turbulentnych. W miarę poznawania naszego środowiska zdajemy sobie sprawę z powiązań i oddziaływań pomiędzy jego elementami, o których wcześniej nie mieliśmy pojęcia.

Meteorologia a klimatologia

Różnice między meteorologią a klimatologią wynikają z różnicy w definicji ich przedmiotów badań, czyli pogody i klimatu. Pogodę można obserwować, klimatu nie. Klimat w tym sensie jest pojęciem abstrakcyjnym. Można go określić jako statystykę pogody.

Meteorologia, nazywana czasem słusznie fizyką atmosfery, jest częścią geofizyki i rozpatruje zjawiska w atmosferze z punktu widzenia praw fizyki. Bazuje bardziej na metodach teoretycznych. Nie interesuje się specjalnie miejscem czy regionem występujących zjawisk i procesów. Klimatologia z kolei jest częścią geografii i rozpatruje zjawiska pogodowe z punktu widzenia ich prawidłowości w czasie i przestrzeni kuli ziemskiej. Bada jak te zjawiska wpływają na kształtowanie się i zróżnicowanie krajobrazowe różnych części świata. I odwrotnie - jak czynniki środowiska wpływają na pogodę i klimat. Podstawową metodą w klimatologii, tak jak w całej geografii, jest obserwacja. Ale jeżeli - jak powiedziano wcześniej - klimatu nie można zaobserwować? To prawda, ale klimatologia na podstawie obserwacji pogody dąży do ustalenia prawidłowości w jej następstwach czasowych (w cyklu dobowym, rocznym, wieloletnim), jak i uwarunkowań w różnych skalach przestrzennych na kuli ziemskiej. Tak więc klimatologia jest typową nauką empiryczną.

Meteorologia i klimatologia są niejednokrotnie pojmowane jako jedna nauka, ponieważ nie są rozróżniane lub niewłaściwie rozumiane pojęcia pogody i klimatu. Aby łatwiej zapamiętać, można utworzyć skróty myślowe - meteorologia to część fizyki, klimatologia to część geografii. Pogoda to chwila, klimat to wieloletni okres czasu (minimum 30 lat obserwacji). Owszem, meteorologia i klimatologia w pewnych zagadnieniach przenikają się, jednak posiadają różne motywy, metody i cele w badaniu atmosfery.

Czynniki kształtujące klimat:

1. Czynniki meteorologiczne:

• rodzaje mas powietrza

• rozmieszczenie ośrodków barycznych

• rozkład frontów atmosferycznych

Czynniki niemeteorologiczne (geograficzne):

• szerokość geograficzna

• oddalenie od zbiorników morskich

• prądy morskie

• ukształtowanie powierzchni

• charakter podłoża (szata roślinna)

• pokrywa śnieżna

STREFY KLIMATYCZNE KULI ZIEMSKIE
 

• Równikowa strefa klimatyczna


Średnia temperatura - we wszystkich miesiącach stale powyżej 20^oC

Roczne amplitudy temperatury - niewielkie do 5^o-10^oC

Opady - bardzo duże, zależne od pór roku, najwyższe przy zenitalnym położeniu Słońca

Typy klimatów tej strefy:

• równikowy wybitnie wilgotny ( Nizina Amazonki, Kotlina Kongo, Archipelag Malajski)
   

• podrównikowy wilgotny (Półwysep Jukatan, Wenezuela, część zachodnia Wyżyny Brazylijskiej, Nigeria, Mozambik, Filipiny)
   

• podrównikowy suchy ( Kolumbia, północno-wschodnia Brazylia, południowy Sudan, północna Nigeria, Somalia)

• Zwrotnikowa strefa klimatyczna


Średnia temperatura - w poszczególnych miesiącach od 2⁰ do ok. 10⁰C

Dobowe amplitudy temperatury - bardzo duże

Opady - niewielkie głównie w półroczu letnim

Typy klimatów tej strefy:

• zwrotnikowy suchy (Półwysep Arabski, Sahara, Kalahari, zachodnia i środkowa część Australii)
   

• zwrotnikowy morski (Floryda, północno-wschodnia Australia, Zatoka Meksykańska)
   

• monsunowy gorący (Indie, Półwysep Indochiński, południowo-wschodnie Chiny, Tajwan)

• Podzwrotnikowa strefa klimatyczna


Średnia roczna temperatura - waha się od 10^o do 20^oC, przy czym średnia temperatura najchłodniejszego miesiąca od 10^oC i powyżej w klimatach morskich do 0^oC i poniżej w klimatach kontynentalnych

Opady - głównie w półroczu chłodnym

Typy klimatów tej strefy:

• podzwrotnikowy suchy (Wyżyna Irańska, Kotlina Kaszgarska w Azji)
   

• podzwrotnikowy monsunowy (południowo-wschodnie Chiny, południowa Korea i Japonia)
   

• śródziemnomorski (basen Morza Śródziemnego i Czarnego, Kalifornia i południowa część Australii, Tasmania, środkowe Chile)

• Umiarkowana strefa klimatyczna


Średnia roczna temperatura - od 0^o do 10^oC (średnia roczna temperatura najcieplejszego miesiąca powyżej 10^oC)

Roczne amplitudy temperatury - wysokie od poniżej 25^oC w klimatach morskich do 45^oC w klimatach skrajnie suchych

Opady - w różnych porach roku (w klimatach morskich w półroczu jesienno-zimowym, a w kontynentalnych latem)

Typy klimatów tej strefy:

1.umiarkowanie ciepła:

• morski (zachodnia Europa)
   

• lądowy (wschodnia Europa, południowa Syberia i Kanada)
   

• przejściowy (Polska, Białoruś, Litwa, Łotwa i Estonia)
   

• monsunowy (północna Japonia, północno-wschodnie Chiny)


2. umiarkowanie chłodna:

• morski ( środkowe i północne wybrzeże Norwegii, Islandia)
   

• lądowy (północna Szwecja, Finlandia, środkowa Syberia, Półwysep Kamczatka, środkowa Kanada)

• Okołobiegunowa strefa klimatyczna


Średnia roczna temperatura - poniżej 0^oC, przy czym temperatura najcieplejszego miesiąca poniżej 10^oC

Opady - małe do 250 mm rocznie, głównie śnieżne

Typy klimatów tej strefy:

• subpolarny (północna i wschodnia Syberia, północna Kanada, Alaska)
   

• polarny (Grenlandia, wyspy Arktyki, północne krańce Syberii, Antarktyda)


      We wszystkich strefach klimatycznych, z wyjątkiem okołobiegunowej strefy klimatycznej, występuje klimat górski.

Formuje się on pod wpływem:

• zmian wysokości nad poziomem morza
   

• ukształtowania terenu

Cechy klimatu górskiego:
 

• spadek temperatury wraz z wysokością
   

• częste zjawiska inwersji termicznej
   

• wzrost opadów atmosferycznych wraz z wysokością
   

• powyżej linii wiecznego śniegu pokrywa śnieżna utrzymuje się przez cały rok

Oprócz głównych stref klimatycznych można w każdej strefie wyróżnić jednostki klimatyczne niższego rzędu:

• klimaty lokalne - czyli klimaty miast, nizin czy poszczególnych pasm w górach

• klimaty miejsca (topoklimaty) - czyli klimaty obiektu dającego się scharakteryzować topograficznie (np. topoklimat stoku, plaży, polany śródleśnej)

• mikroklimaty - (np. poszczególnych pięter lasu czyli mikroklimat ściółki, runa itp.)

Opady atmosferyczne

Opady atmosferyczne - produkty kondensacji pary wodnej zawartej w atmosferze (atmosfera ziemska), spadające na powierzchnię Ziemi lub unoszące się w powietrzu w postaci wody lub kryształków lodu.

Opady atmosferyczne występują w postaci:

• deszczu, śniegu, mżawki, krup, gradu,

• opadów unoszących się w powietrzu, do których należy mgła,

• opadów osiadających (osady, opady poziome), czyli rosy, szronu, szadzi.
  
  zobacz także opis powyższych zjawisk meteorologicznych >> hydrometeory

Opady spadające na ziemię powstają, gdy krople wody i kryształki lodu osiągną rozmiary, przy których prądy występujące w chmurze nie mogą ich utrzymać.
Do pomiarów opadu atmosferycznego służą deszczomierze i pluwiografy. Ilość spadłego opadu określa się wysokością wyrażoną w milimetrach, jaką utworzyłaby woda na powierzchnia płaskiej, gdyby nie parowała, nie wsiąkała i nie ściekała.
W klimatologii opad atmosferyczny charakteryzowany jest wielkością zwaną sumą opadu w wybranym okresie (godzina, doba, miesiąc, rok), wyraża się go w milimetrach.
Rozkład opadów atmosferycznych na kuli ziemskiej jest bardzo zróżnicowany i zależy w bardzo dużym stopniu od warunków miejscowych, zwłaszcza od rzeźby terenu oraz od szerokości geograficznej.

Wyróżnia się typ opadów:

• równikowy (do 10° szerokości geograficznej północnej i południowej) o sumie rocznej ponad 2000-3000 mm, obejmujący tereny, gdzie w ciągu roku występują dwa okresy deszczowe z obfitymi opadami pochodzenia konwekcyjnego, występującymi w czasie równonocy (tzw. deszcze zenitalne), oddzielone od siebie okresami stosunkowo suchymi

• zwrotnikowy (10°-25° szerokości geograficznej północnej i południowej), na obszarach gdzie stopniowo przesuwając się w stronę zwrotników zanikają dwa okresy opadowe, przechodząc w niewielkie opady występujące w letniej poł. roku (ok. 4 miesięcy), pozostałe miesiące są bezdeszczowe.
  Jest to region o najmniejszych sumach opadów wynoszących poniżej 250-50 mm, gdzie większość powierzchni zajmują pustynie.

• monsunów zwrotnikowych, obejmujący obszar m.in. Azji Południowo-Wschodniej (Azja), Zatoki Gwinejskiej, północnej Australii, gdzie roczny przebieg opadów atmosferycznych jest podobny, jak w typie zwrotnikowym, z tym że są one znacznie większe i wynoszą od 3 000 do 10 000-12 000 mm.
  Miejscem o największej sumie opadów na kuli ziemskiej jest przedpole Himalajów (reprezentowane przez stację w Czerrapundżi), gdzie średnio rocznie spada 12 000 mm, przy czym najwyższy opad wynosił 22990 mm (w 1861), natomiast najniższy 7 000 mm.

• śródziemnomorski, obejmujący obszar m.in. wybrzeża Morza Śródziemnego, Półwyspu Kalifornijskiego, południowej Afryki, południowej Australii, gdzie suma opadów jest zróżnicowana i wynosi od 500 do ponad 1000 mm, maksimum zaś przypada na zimę lub jesień.

• szerokości umiarkowanych (podtyp kontynentalny), obejmujący wnętrza kontynentów, gdzie maksimum opadów przypada na lato, a minimum na zimę.

• szerokości umiarkowanych (podtyp morski), obejmujący wybrzeża kontynentów, gdzie przeważają opady zimowe albo też rozkład opadów jest równomierny w ciągu roku.

• polarny o niewielkiej sumie opadów, często poniżej 500-250 mm, z maksimum w lecie. W Polsce sumy opadów atmosferycznych wahają się od ok. 400 mm na Kujawach i w Wielkopolsce do ponad 1600 mm w Tatrach, przy czym na większości obszaru są niższe od 600 mm.
  Opady osiadające i mgły w niektórych częściach świata mogą być głównym źródłem wilgoci (np. Andy Środkowe).
  
  Opady dzieli się także na:

• frontalne - powstają na skutek wymuszonego wznoszenia się cieplejszego powietrza na froncie atmosferycznym

• konwekcji termicznej - silne nagrzanie podłoża prowadzi do powstawania prądów wznoszących

• orograficzne - z ukształtowania terenu albo powierzchnia wodna lub lądowa

Groźne zjawiska pogody - gwałtowne deszcze, cyklony, tajfun

Cyklony tropikalne i pokrewne im tornada każdego roku przyczyniają się do wielu strat. Największe szkody wyrządzają na wybrzeżach morskich. Niszczą wiatrem, falami morskimi i masami wody opadowej. Wiatr stanowi najprawdopodobniej największe niebezpieczeństwo. Maksymalna prędkość huraganu, jaką udało się zanotować, przekraczała 460 km/h. Huragan, przechodząc nad lądem, burzy domy, niszczy uprawy, łamie i wyrywa drzewa z korzeniami, zrywa mosty, przenosi w powietrzu samochody oraz przyczynia się do ofiar śmiertelnych. Wzburzone huraganowym wiatrem morze staje się niezwykle groźne, szczególnie na nizinnych wybrzeżach. W efekcie działania wiatru w połączeniu z niskim ciśnieniem powstają kilkunastometrowe fale, mogące podnieść powierzchnię morza o kilka metrów. Taka fala wywołana cyklonem była przyczyną ogromnych szkód w mieście Galveston w Teksasie we wrześniu 1900 r. Zniszczyła 3600 budynków, a śmierć poniosło 6000 ludzi. Ogromne są również szkody wywołane ulewami z chmur związanych z cyklonami. Powodują one powodzie. W lipcu 1911 r. w Baguio na Filipinach podczas przemieszczania tajfunu w ciągu czterech dni spadło 2233 mm deszczu. Cyklon, który nawiedził w 1970 r. Bangladesz, zebrał okrutne żniwo - śmierć poniosło wówczas prawie pół miliona ludzi. We wrześniu 1988 r. nad Zatoką Meksykańską ogromnego zniszczenia dokonał huragan Gilbert. Prędkość wiatru wiejącego dookoła oka cyklonu wynosiła 320 km/h. W ciągu kilku godzin spadło nawet 380 mm deszczu. Zginęło 380 osób.
    Również burze połączone z gwałtownymi ulewami są jednymi z najniebezpieczniejszych, a zarazem najbardziej widowiskowych zjawisk w przyrodzie. Oślepiające błyskawice rozcinające niebo to widok zapierający dech w piersiach, ale mogący powodować znaczne zniszczenia.
    W tej pracy przedstawimy dlaczego te zjawiska występują i co przyczynia się do ich powstawania.


Powstawanie burzy
    Burza jest rezultatem silnych procesów konwekcyjnych, które wiążą się z unoszeniem powietrza i gwałtownym uwalnianiem ciepła kondensacji na dość ograniczonym obszarze. Pierwszą oznaką zachodzącej konwekcji są chmury pionowe Cumulus, a następnie Cumulonimbus. Chmurom kłębiastym deszczowym towarzyszą zazwyczaj krótkotrwałe, przelotne opady o dużym natężeniu. Są one połączone z wyładowaniami elektrycznymi o charakterze iskrowym, zwanymi błyskawicami. Z burzą związane są zmiany innych parametrów stanu atmosfery, np. nagłe wzmocnienie siły wiatru, skokowy spadek ciśnienia.
W rozwoju chmury burzowej wydziela się trzy fazy:
Faza wzrostu. Początkowo chmura Cumulus rozbudowuje się ku górze wskutek unoszenia kolejnych bąbli ciepłego powietrza. Przeważają w niej prądy wstępujące. Rosną cząstki chmurowe - kropelki wody i kryształki lodu. Znaczna część bąbli osiąga wymiary do 1500 m średnicy. Unoszone ku górze zwiększają jeszcze bardziej swoją objętość. Każdy nowy bąbel przemieszcza się tą samą drogą, co jego poprzednik, dlatego ponosi mniejsze straty ciepła na rzecz powietrza otaczającego i wyprzedza swojego poprzednika. W ten sposób chmura rozbudowuje się do góry i powstaje Cumulonimbus. Wokół jej brzegów parowanie zawartych w niej kropelek wody obniża temp powietrza. W rezultacie ruchy turbulencyjne oraz konwekcja w części brzeżnej stają się coraz słabsze - pojawiają się ruchy zstępujące. Chmura nadal jest cieplejsza prawie o 2oC od otaczającego ją powietrza i w dalszym ciągu się unosi. Prędkości prądów wstępujących wynoszą w dolnej części chmury 1,5-3,0 mxs-1 i około 5-8 mxs-1 w górze. Duże chmury Cb mogą zawierać 250 km3 powietrza, z czego mniej więcej połowa pochodzi z dolnych warstw troposfery. Faza trwa zwykle 10-15 minut i wymaga pokaźnych zapasów ciepłego powietrza w warstwach przyziemnych. Mimo że chmura odznacza się dużą wodnością, nie występują jeszcze opady w warstwie powietrza pod chmurą.


Faza dojrzała. Z mieszaniny przechłodzonych kropelek wody i kryształków lodu w środkowych warstwach chmury mogą tworzyć się krople deszczu i z chmury zaczyna padać deszcz lub grad. Jeśli nawet nie osiągnie powierzchni gruntu, to wewnątrz chmury i pod nią wystąpi silny prąd zstępujący, będący częściowo wynikiem działania siły tarcia między spadającymi kroplami i otaczającym powietrzem (krople pociągają za sobą powietrze w dół), a częściowo efektem tego, że spadające krople parują, obniżając temperaturę w otaczającym powietrzu i powodują ruch zimniejszego, cięższego powietrza w dół. Prędkość prądu zstępującego przy podstawie chmury dochodzi do 8 mxs-1. Powoduje on wewnątrz chmury, szczególnie w jej najniższych partiach, poziome różnice temperatury sięgające 4-5oC, co zwiększa prędkość prądu wstępującego, która może przekroczyć nawet 25 mxs-1. Chmura rośnie w górę następne 3000 m lub więcej i równocześnie zwiększa się jej objętość. Bąbel chmurowy objętości 250 km3 osiąga 420 km3, a jednocześnie w jego górnych warstwach leżących na wysokości powyżej 10 km, w temperaturze poniżej -50oC, następuje zlodzenie kropelek wody. W strefie pod chmurą chłodny prąd zstępujący tuż przy powierzchni Ziemi tworzy lokalny front chłodny kształtem przypominającym but. Jego przód zaznacza się silnymi porywami wiatru i poprzedza najczęściej chmurę burzową, dostarczając do góry ciepłe powietrze z dołu. Prędkość szkwału burzowego może przekraczać wówczas 25 mxs-1. Chmura burzowa rozwija się tak długo, jak długo unosi się ciepłe powietrze. Ta faza trwa 15-30 minut i odznacza się mocno zróżnicowanymi warunkami w chmurze oraz typowymi zjawiskami elektrycznymi.
Faza rozpadu. Gdy chmura ma taką samą temperaturę, jak otaczające ją powietrze, zanikają ruchy wstępujące. Jej górne partie są całkowicie zlodzone. Wiatr wynosi do przodu pewną ilość kryształków lodu i przyczyni się do utworzenia chmury As. Z dolnych warstw chmury nadal spadają krople deszczu, ale nie dłużej niż pół godziny. Zanikają jej aktywne ruchy wstępujące, a stratyfikacja termodynamiczna upodabnia się do stratyfikacji w otaczającym powietrzu. W ten sposób następuje stopniowy rozkład chmury burzowej Cb.


Rodzaje burz.Ze względu na genezę burze dzielą się na wewnątrzmasowe, powstające z reguły nad silnie rozgrzanym lądem w lecie, oraz frontowe towarzyszące często frontom chłodnym, a w porze letniej niekiedy również frontom ciepłym. Warunkiem koniecznym do ich rozwoju jest stan dużej chwiejności mas powietrznych. Burze związane z frontami chłodnymi rozwijają się wówczas, gdy napływające dołem powietrze chłodniejsze wypiera w górę ciepłe i wilgotne powietrze o chwiejnej równowadze. Jeśli podłoże jest dostatecznie ciepłe, to w chłodnej masie powietrznej za frontem mogą powstawać burze wewnątrzmasowe.

Ogrzane powietrze o chwiejnej równowadze termodynamicznej przedostające się nad chłodne może również sprzyjać rozwojowi procesów burzowych. Burze i opady związane z ciepłym frontem są trudne do przewidzenia, gdyż zachmurzenie warstwowe, właściwe frontom ciepłym, zasłania powstające chmury burzowe. Burze frontowe nadciągają ze strefami frontowymi i wobec tego mogą pojawiać się o każdej porze doby. Burze wewnątrzmasowe, uwarunkowane termicznie, powstają w jednorodnej masie powietrznej pod wpływem silnego, miejscowego nagrzania podłoża i związanego z nim lokalnego wzrostu chwiejności w atmosferze. Występują one w pogodny dzień najczęściej w godzinach popołudniowych nad obszarami lądowymi, a w godzinach nocnych nad wodą, która o tej porze bywa cieplejsza niż zalegające nad jej powierzchnia powietrze.


Elektryczna struktura chmur burzowych
    Atmosfera ziemska pod wpływem jonizacji wykazuje przewodność elektryczną. Zachodzi w niej ciągłe krążenie ładunków. Prąd elektryczny przepływa między jonosferą a powierzchnią Ziemi, która przejmuje część ładunków elektrycznych, redukując pole elektryczne jonosfery. Wynikłe stąd straty chmury burzowe, które stanowią ośrodki tworzenia się elektryczności atmosferycznej. Duże krople deszczu, gradziny, kryształki i bryłki lodowe, przemieszczając się w chmurze, zderzają się, a rozpadając i obłamując wytwarzają ładunki elektryczne. Prądy wznoszące przenoszą słupki lodowe naładowane dodatnio ku wierzchołkowi chmury i tam je pozostawiają, prądy zstępujące oraz opad gradzin lub topniejących bryłek lodu transportują ładunki ujemne w kierunku podstawy chmury. Powietrze przy powierzchni Ziemi ma zazwyczaj dodatnie ładunki przestrzenne. Unoszą się one w wyniku wstępujących ruchów powietrza, docierają do chmury i tam umiejscawiają się zależnie od struktury pola elektrostatycznego. Na temat mechanizmów rozdzielających ładunki elektryczne w chmurze Cb istnieje wiele często sprzecznych ze sobą poglądów. Większość uczonych uważa, że rozdzielenie to następuje wskutek wzajemnego oddziaływania cząstek lodu i przechłodzonych kropel wody. Inni sądzą, że separacja ładunków zachodzi wskutek selektywnego wychwytywania i przenoszenia przez chmurowe kropelki maleńkich dodatnich i ujemnych jonów zawartych w atmosferze. Zgodność, jak dotąd, panuje jedynie co do przestrzennego rozmieszczania ładunków elektrycznych w chmurze. Górna jej część, znajdująca się na obszarze ujemnych temperatur, zawiera kryształki lodu z ładunkiem elektrycznym dodatnim. W środkowych i niższych partiach naładowana jest ujemnie głównie za sprawą opadających względnie dużych kryształków lodowych. W pobliżu podstawy przeważają dodatnio naelektryzowane ładunki elektryczne - występują one tylko w strefie prądów wznoszących. Sortowanie ładunków w chmurze burzowej prowadzi do różnicy napięć między odmiennie naładowanymi jej częściami. Gdy wytworzy się potencjał elektryczny rzędu miliona woltów na metr, wówczas rozpoczyna się proces powstawania błyskawicy. Od chmury w kierunku powierzchni Ziemi przemieszcza się strumień elektronów, który jonizuje wąski kanał powietrza i tworzy w nim lawinowo dodatnie i ujemne ładunki. Kanał szerokości kilku centymetrów staje się przewodnikiem elektrycznym i za jego pośrednictwem elektryczność chmury osiąga Ziemię z prędkością 100 km^xs^-1. Jest to wstępne wyładowanie, zwane liderem. Gdy dotrze ono do powierzchni terenu, z dołu tym samym kanałem zaczyna biec ku górze wyładowanie z tak zwanymi dodatnimi ładunkami powrotnymi. Gdy lider dochodzi do powierzchni Ziemi, tą samą drogą przebiega wyładowanie główne, które obserwuje się jako błyskawicę. Po pierwszym wyładowaniu w ciągu ułamka sekundy tym samym zjonizowanym kanałem następują kolejne, aż ładunki w chmurze zostaną zupełnie zneutralizowane przez wyładowania powrotne.
   Przeciętne natężenie prądu płynącego w błyskawicy wynosi około 20 000A.
Przepływ prądu przez powietrze w czasie wyładowania powoduje wydzielenie dużej ilości ciepła. Temp w kanale sięga 30 000oC - jest pięciokrotnie wyższa od temperatury powierzchni Słońca.

Szybkie i nagłe ogrzanie powietrza w kanale powoduje jego gwałtowne rozszerzenie z prędkością ponaddźwiękową i z siłą 10 - 100 razy większą niż ciśnienie atmosferyczne. Powstaje fala uderzeniowa słyszana jako trzaski, dudnienia i tym podobne, określane wspólną nazwą grzmotu. Grzmot może być wywołany nie tylko nagłym rozszerzeniem i kurczeniem powietrza w kanale. W warunkach jego gwałtownego nagrzania para wodna rozpada się na tlen i wodór, tworząc mieszankę, która wybucha pod wpływem iskry elektrycznej.
    Grzmot rozchodzi się w powietrzu z prędkością dźwięku, czyli 332m^xs^-1. Światło błyskawicy osiąga prędkość 300 000 kmxs-1 i wyprzedza grzmot. Wystarczy policzyć czas od błyskawicy do grzmotu, aby ustalić odległość do chmury burzowej. Grzmot słyszany po upływie na przykład 6 s oznacza, że burza znajduje się w odległości około 2 km .

W przeciętnych warunkach atmosferycznych słychać go nawet z odległości około 25 km.
   Wyładowania elektryczne mogą zachodzić także między poszczególnymi fragmentami jednej chmury lub między kilkoma chmurami burzowymi. Te, które zachodzą między chmurą i powierzchnią Ziemi, noszą nazwę piorunów. Według powszechnej opinii piorun stanowi wielkie zagrożenie dla życia ze względu na napięcie prądu elektrycznego wynoszące setki tysięcy, a nawet miliony wolt. Okazuje się jednak, że czynnik decydujący to natężenie. Prąd o wysokim nawet napięciu - wielu milionów wolt - jest zupełnie nieszkodliwy dla człowieka, jeśli tylko będzie mieć bardzo małe natężenie. W czasie badań nad piorunami zetknięto się już z natężeniem prądu dochodzącym do 500 000 A, dla porównania żarówka 75-watowa pobiera prąd o natężeniu 1/3 A. Moc pioruna sięga setek tysięcy megawatów (oblicza się ją, mnożąc przez siebie napięcie i natężenie prądu piorunu). Niestety, nie można jej wykorzystać w szerszym zakresie. Czyni się próby zutylizowania mocy piorunów. W Szwajcarii rozpięto między dwoma szczytami górskimi w rejonie Monte Generoso przewód metalowy izolowany na obu końcach długimi łańcuchami izolatorów elektrycznych. Nawet w czasie słonecznej pogody elektryczność atmosferyczna ładuje go do napięcia setek tysięcy wolt. W czasie burzy z łatwością uzyskuje się napięcie kilkunastu milionów wolt, które wykorzystuje się w fizyce jądrowej do przyspieszania elementarnych cząstek materii, a także do różnych doświadczeń elektrycznych.


   W momencie uderzenia piorunu w wysokie drzewo temperatura błyskawicy powoduje nagłe wrzenie soków drzewa i gromadząca się para wodna rozsadza z hukiem pień.
   Piorun uderza nie tylko w wysokie budynki, maszty, drzewa. Błyskawica przebiega najkrótszą i, co równie ważne, najlepiej prowadzącą elektryczność drogą do powierzchni gruntu. Częściej razi glebę gliniastą niż piaszczystą. Jeśli piasek przykrywa glinę, należy się spodziewać piorunu raczej w miejscu, w którym warstwa piasku jest najcieńsza, chociaż może znajdować się ono w zagłębieniu terenu.



Rodzaje błyskawic
Wyładowania atmosferyczne mogą przybierać różne formy. Ze względu na kształt wyróżnia się błyskawice: płaskie, liniowe, wstęgowe oraz kuliste.


Błyskawica płaska. Jej błysk sprawia, że płonie cała powierzchnia chmury. Wyładowanie zachodzi w postaci bardzo szybko następującego po sobie iskrzenia. Tworzy się, gdy w chmurze został osiągnięty potencjał umożliwiający wyładowanie, a nowe ładunki elektryczne dopływają bardzo powoli. Zapas elektryczności wystarcza do wyładowania, choć jest mniejszy niż przy błyskawicy liniowej. Burze z błyskawicami płaskimi nie należą do silnych, a w umiarkowanych szerokościach geograficznych odnotowuje się je wczesną wiosną i późną jesienią.


Błyskawica liniowa. Iskra atmosferyczna występuje w postaci sfalowanej linii z licznymi nieraz odgałęzieniami. Główne wyładowanie uderza w powierzchnię lądową lub w wodę. Trafiając w zabudowania, prawie zawsze wznieca pożar. Rzadką odmianą błyskawicy liniowej jest błyskawica perełkowa. Biegnie zwykle drogą, wzdłuż której przemieszczało się wcześniej wyładowanie liniowe. Składa się z oddzielnych świecących punktów, pojawiających się w niewielkich odstępach. Wyładowania przypominają sznur pereł sięgający podłoża. Można to wyjaśnić przesunięciami kanału piorunu.
Błyskawica wstęgowa. Składa się z błysków biegnących równolegle. Właściwe wyładowanie przebiega po środku słabszych iskier. Może wzniecić kilka pożarów naraz.
Błyskawica kulista. Jest to prawdziwy fenomen wśród wyładowań. Tworzy ją świecąca kula o rozmiarach od piłki tenisowej do piłki futbolowej. Daje jasne światło koloru czerwonego, pomarańczowego, żółtego lub białego, a nawet zielonego. Porusza się w bardzo dziwny sposób. Przy gruncie i w pobliżu pomieszczeń zamkniętych przemieszcza się względnie wolno - z prędkością około 2 mxs-1. Nagle i przypadkowo zmienia kierunki, zdarza się, że na krótki czas nieruchomieje. Często przedostaje się do mieszkań przez otwarte okna i drzwi. Bywa, że wchodzi przewodem kominowym i tą samą drogą opuszcza pomieszczenie, nie wyrządzając większych szkód.
   W styczniu 1984 r. ognista kula wleciała do rosyjskiego samolotu pasażerskiego, przeleciała bezgłośnie nad głowami przerażonych pasażerów i wyleciała z drugiej strony samolotu. Odnotowano przypadek przemieszczania się piorunu kulistego we wnętrzu namiotu, kiedy ognista kula kilkakrotnie ocierała się o leżących w śpiworach. Zdarzało się, że błyskawica dotykała bezpośrednio ciała człowieka. Na ogół pozostawiała ślady w postaci poparzeń, lecz czasem nie czyniła żadnych szkód. Chociaż uważa się za mniej niebezpieczną dla człowieka niż pozostałe rodzaje błyskawic, to bywa, że kontakt z nią kończy się tragicznie. Potrafi też eksplodować w pomieszczeniu, niszcząc je zupełnie.
   Od ponad 150 lat podejmuje się próby wytłumaczenia niecodziennego zjawiska atmosferycznego. Najczęściej przyjmuje się, że piorun kulisty jest kulą rozżarzonego gazu znajdującego się w ruchu obrotowym, która powstała w przestrzeni między dwoma błyskawicami biegnącymi blisko siebie w przeciwnych kierunkach. Wir podtrzymuje równowaga sił między ciśnieniem zewnętrznym wywieranym przez powietrze i siłą odśrodkową ruchu obrotowego gazów. Równowaga utrzymuje się dopóty, dopóki do środka świecącej kuli gazowej nie przeniknie powietrze z zewnątrz. Gdy to nastąpi, wówczas piorun kulisty rozpada się z hukiem. Według jednego z najnowszych modeli teoretycznych piorun kulisty jest kulą gorącego, zjonizowanego powietrza, które nie może się z niej wydostać, bo jest zamknięte w swoistym magnetycznym węźle i krąży po magnetycznych pętelkach.


Wiry powietrzne
    Przestrzeń atmosferyczną cechuje duża zmienność koncentracji potencjału energetycznego (termodynamicznego). Łańcuch przemian energetycznych, zainicjowany dostawą słonecznej energii promienistej, buduje kolejne, już ziemskie i atmosferyczne, regionalnie zróżnicowane ogniwa związane między innymi z przemianami fazowymi (parowaniem, kondensacją). Burzę atmosferyczną związaną z chmurami Cumulonimbus można uznać za przejaw energetycznego "odreagowania" atmosfery - za objaw krótkotrwały, gwałtowny, często o lokalnym zasięgu, choć w niektórych regionach Ziemi występujący prawie co dziennie, a nawet wielokrotnie w ciągu doby. Po przejściu burzy atmosfera może przyjąć następne porcje energii.


Trąby powietrzne
   Trąba powietrzna jest wirem atmosferycznym o małej średnicy, lecz wyjątkowo dużej sile. Wir ten o pionowej osi umiejscawia się u podstawy chmury burzowej Cb. Ma przeważnie kształt lejka złączonego szerszym końcem z chmurą. Dolna jego część w postaci trąby może sięgać podłoża. Jeśli dochodzi do powierzchni wody, nosi nazwę trąby wodnej. Przeciętna jej średnica wynosi 200-250 m, chociaż czasami sięga ponad2000 m. Wirujące w trąbie powietrze osiąga ogromną prędkość, przekraczającą niekiedy 400 km/h. Cały układ obraca się w kierunku przeciwnym ruchowi wskazówek zegara. W europie trąby powietrzne występują niezmiernie rzadko. Najczęściej są odnotowywane w środkowych stanach USA oraz Australii. W Ameryce nazwano je tornadami.
    Obszar, nad którym często pojawiają się silne tornada, to środkowe rejony Stanów Zjednoczonych, zwłaszcza pas od stanu Kansas do stanu Indiana. Rocznie występuje tam około 150 trąb powietrznych. Rekordową ich liczbę odnotowano 19 lutego 1894 r. - ponad 60.
    Trąba powietrzna rozwija się najczęściej z nisko leżącej podstawy chmury burzowej Cb, której towarzyszy zjawisko mamma. Początkowo lej tornada przypomina wirujący wisiorek, który zwęża się ku dołowi. Podczas tego zjawiska można usłyszeć szczególny dźwięk, spowodowany falami akustycznymi, związanymi z silnym gradientem wiatru. Gdy taki układ cyrkulacyjny osiągnie podłoże, powoduje olbrzymie szkody. Na ogół niszczy pas szerokości około 300 m i długości 3-7 km.
    Tornado nie zawsze bywa tragiczne w skutkach. Przykładem może być przypadek odnotowany w maju 1986 r. we wschodnich Chinach. Silne wiry powietrzne uniosły w górę 13 dzieci, przeniosły je na znaczną odległość, po czym łagodnie opuściły na piaszczyste wydmy i zarośla.
    Intensywność tornada ocenia się, biorąc pod uwagę prędkość wiatru, którą wzbudza. W tym celu korzysta się z 6-stopniowej skali opracowanej przez Tetsuya Fujita.
Źródłem niszczycielskiej siły są:
- Gwałtowne zmiany siły wiatru, którego prędkość dochodzi najprawdopodobniej do 180 mxs-1 (jakiekolwiek obserwacje instrumentalne są nierealne ze względu na destrukcyjną siłę trąb);
- Nagły spadek ciśnienia w środku wiru, nawet od 200 hPa, doprowadzający do dużej różnicy ciśnienia między wnętrzem budynków, a ich otoczeniem, który powoduje, że normalne ciśnienie w pomieszczeniu rozsadza je od środka jak przy eksplozji;
- Silne zasysanie skierowane ku górze, związane z pionową prędkością niespotykaną w zwykłej chmurze burzowej.
Dopełnieniem zniszczeń jest rozrzucenie po okolicy unoszonych przedmiotów (rumowisk) przez wirujący słup powietrza na skutek siły odśrodkowej.
    Ze względu na pionowe pulsacje trąby (opadanie i podnoszenie) wysuwa się teorie, że mechanizm powstania tego zjawiska musi znajdować się wyżej niż u podstawy chmury Cb. Przypuszczalnie tornada tworzą się w środkowych partiach chmury, w której zaznaczają się silne prądy wstępujące, duża turbulencja, a także znaczne zmiany kierunku i prędkości wiatru. Prądy pionowe tworzą w chmurze "rdzeń" o pionowej osi. Na półkuli północnej trąba umiejscawia się głównie po prawej stronie chmury (patrząc w kierunku jej ruchu), chociaż czasem obserwuje się jednocześnie kilka lejów wychodzących z jej podstawy. Silne rozrzedzenie powietrza wewnątrz trąby prowadzi do jego ochłodzenia i kondensacji pary wodnej. Dzięki temu pionowy wir kształtuje się w postaci słupa zwisającego z chmury.
   Przyczyn powstawania trąb nie udało się do końca wyjaśnić. Niektórzy badacze atmosfery uważają, że aby mogło dojść do powstania tornada, musi być spełnionych jednocześnie aż ponad 20 różnych warunków. Poza dyskusją jest tylko to, że tornada rozwijają się w strefach kontaktu ciepłych i wilgotnych mas powietrznych z masami chłodnymi.

Skala intensywności tornad

F - skala	Prędkość wiatru(km/h)	Kategoria
0 1 2 3 4 5	poniżej 116 117 - 180 181 - 253 254 - 332 333 - 419 powyżej 420	słabe silne gwałtowne


Cyklony - rodzaje
   Pojęciem cyklon określamy nie tylko kształt pola ciśnienia (niż), ile określoną wirową postać cyrkulacji atmosfery. Z tą postacią cyrkulacji związane są właściwości poziomego i pionowego ruchu mas powietrza, właściwości rozdziałów między różnymi masami powietrza i warunki pogody.
   Każdy cyklon przechodzi w swoim rozwoju wiele stadiów, których poznanie umożliwia określenie kierunku dalszego rozwoju tego układu. Na powstawanie i rozwój układów ciśnienia istotny wpływ mają warunki geograficzne i pory roku.

Rodzaje cyklonów
Zależnie od geograficznych warunków powstawania i właściwości budowy rozróżniamy:

• cyklony pozazwrotnikowe,

• cyklony zwrotnikowe lub tropikalne
  
  Natomiast zależnie od właściwości powstawania rozróżniamy:

• cyklony frontowe, powstające na frontach atmosferycznych,

• cyklony lokalne - zwykle nieduże i płytkie, powstające czasem bez wyraźnego związku z frontami.
  
  Decydujące znaczenie mają cyklony frontowe.
  Zależnie od kierunku ruchu, rozróżniamy czasem:

• cyklony "nurkujące", przemieszczające się z północy lub północnego zachodu na południe i południowy wschód,

• cyklony "zachodnie", przemieszczające się na ogół z zachodu na wschód,

• cyklony "południowe", przemieszczające się z południowego zachodu, południa i południowego wschodu na północny wschód, północ lub północny zachód.
  


Stadia rozwojowe cyklonów
Rozróżniamy następujące stadia rozwojowe cyklonu frontowego:

• stadium początkowe lub stadium powstania cyklonu - od pierwszych oznak rozwoju niżu do pojawienia się pierwszej zamkniętej izobary, wielokrotnej 5,

• stadium młodego cyklonu - od powstania niżu do rozpoczęcia procesu okludowania się,

• stadium największego nasilenia rozwoju cyklonu - od rozpoczęcia procesu okludowania się do rozpoczęcia procesu wypełnienia się cyklonu,

• stadium wypełnienia się cyklonu - od rozpoczęcia się procesu wypełnienia do całkowitego zniknięcia niżu, jako samodzielnego układu ciśnienia na mapie dolnej.
  
  Stadium drugie i trzecie można połączyć w jedno - stadium pogłębiania się cyklonu.
  Z punktu widzenia analizy frontologicznej rozróżniamy czasem:

• falę,

• cyklon młody i

• cyklon zokludowany.
  
  Przejście cyklonu od jednego stadium do drugiego wiąże się ze zmianą pionowej budowy cyklonu oraz ze zmianami warunków pogody w obszarze objętym przez niego.


Cyklony tropikalne
Są to głębokie niże powstające w szerokościach międzyzwrotnikowych. Wyróżniają się dużymi wartościami gradientów ciśnienia i w związku z tym przynoszą wiatry o wyjątkowej sile oraz ulewne deszcze. Jeśli prędkość wiatru osiąga 120 km/h, noszą nazwę huraganów. Nazwy huraganu używa się w rejonie Antyli oraz w Ameryce Środkowej i Północnej. W Indiach noszą nazwę cyklonów, natomiast na wybrzeżach wschodniej i południowo-wschodniej Azji określane są jako tajfuny. Mimo, że nie występują zbyt często (przeciętnie 40-50 razy w roku), to każde pojawienie się cyklonu jest powszechnie odnotowywane w środkach przekazu jako szczególne zjawisko, o trudno przewidywalnych skutkach (podaje się wtedy prędkość towarzyszących mu wiatrów oraz przypuszczalną trasę przemieszczania).
    Cyklony tropikalne to zaburzenia atmosferyczne o wirowym charakterze z pionową osią symetrii, które powstają w zwrotnikowych szerokościach geograficznych. Tworzą się nad obszarami morskimi, których powierzchnia wody ma temperaturę powyżej 27o C i zalega nad nią gruba warstwa ciepłego i wilgotnego powietrza. Nie występują bezpośrednio przy równiku, ale dopiero w pasie powyżej 5o szerokości północnej i południowej prawdopodobnie ze względu na zbyt małą wirowość (brak efektu Coriolisa na równiku). Na mapach synoptycznych cyklon tropikalny jest widoczny jako zagęszczenie prawie kolistych izobar, obejmujących obszar o średnicy 160-650 km, a nieraz znacznie większej. Cyklon tropikalny sięga do wysokości 11-13 km. Ciśnienie atmosferyczne w jego centrum wynosi ok. 950 hPa, ale wielokrotnie notowano ciśnienia niższe nawet od 900 hPa, lecz w przeciwieństwie do układów cyklonalnych pozazwrotnikowych szerokości ciśnienie w centrum cyklonu nie jest jego przyczyną, a tylko skutkiem przepływu wirowego.
    Najbardziej typową cechą struktury cyklonu tropikalnego jest jego centrum pozbawione chmur, z bardzo słabym wiatrem, a nawet ciszą, zwane okiem. Ma ono kształt kolisty lub owalny i średnicę 10-60 km. Bezpośrednio do niego przylega strefa najsilniejszych wiatrów.

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

• Stadium powstawania. Rozpoczyna się, gdy w polu ciśnienia powstaje ośrodek niskiego ciśnienia, a wokół niego powstaje cyrkulacja wirowa o charakterze cyklonalnym. Ciśnienie na tym obszarze wynosi wtedy ok. 1000 hPa, silne prądy wstępujące prowadzą z kolei do powstania wypiętrzonych chmur kłębiastych. Pionowy zasięg tworzącego się cyklonu jest jeszcze wtedy niewielki.

• Stadium dojrzewania. Ma właściwie charakter burzy zwrotnikowej. Ciśnienie szybko spada i w krótkim czasie tworzy się oko cyklonu. Wokół niego powstaje wąski pas o szerokości 40-50 km, charakteryzujący się wiatrami o huraganowych prędkościach - ponad 33 mxs-1. Zwarty układ chmur tworzy wąskie pasma, zbliżające się spiralnie do oka i otaczające je niemal pionową ścianą. Symetrycznie zbudowany cyklon sięga już do wysokości 6-8 km.

• Stadium dojrzałości. Ciśnienie przestaje się obniżać, chociaż wieją nadal huraganowe wiatry, które stopniowo słabną. Obszar objęty cyklonem rozszerza się do największych rozmiarów. Zanika symetria całego układu - strefa najgorszej pogody jest, względem kierunku ruchu, większa po prawej niż po lewej stronie (na półkuli południowej odwrotnie). W tym stadium cyklon sięga aż do tropopauzy.

• Stadium zanikania. Kiedy już tajfun dostanie się nad ląd albo przemieści się nad oceanem ku wyższym szerokościom geograficznym i znajdzie się nad chłodniejszą powierzchnią wody, maleje jego intensywność, zanika oko huraganu i symetryczna budowa układu. Na 20-30o zmienia swój kierunek na wyraźnie południkowy i kieruje się w stronę wyższych szerokości geograficznych. Dociera do strefy umiarkowanej i przekształca się zwykle w głęboki ośrodek niżowy umiarkowanych szerokości geograficznych.

Huragany powstają przede wszystkim u wybrzeży Afryki w okolicy Zielonego Przylądka i stamtąd przez Atlantyk zmierzają ku wybrzeżom Stanów Zjednoczonych, następnie zmieniają swój kierunek na północno-wschodni i przemieszczają się dalej ku Europie i Azji. Niektóre z nich docierają nawet na Syberię.


Cyklony tropikalne - geneza i struktura
    Cyklony mają skomplikowaną naturę, o czym świadczy fakt, że tylko co dziesiąty przypadek okoliczności sprzyjających powstaniu cyklonu doprowadza do jego utworzenia. Opinie na temat ich genezy nie są w pełni zgodne. Uczeni podkreślają rolę trzech procesów biorących udział w tworzeniu struktury tajfunu. Są to: procesy konwekcyjne, ścieranie się różnych mas powietrza oraz oddziaływanie wyższych warstw troposfery. Dołem do środka układu cyklonalnego napływa wilgotne powietrze, które unosi się, a nastepnie w górze jest odprowadzane na zewnątrz. W fazie początkowej ruch ten odchyla siła Coriolisa, inicjując wirowe zakłócenie. Na dominującą rolę konwekcji i otaczanie oka cyklonu zwartą ścianą potężnych chmur Cumulonimbus niezbity dowód stanowią silnie wypiętrzone chmury i gwałtowne opady. W samym oku z kolei ruchy zstępujące nie dopuszczają do powstawania chmur. Duży spadek ciśnienia w oku cyklonu teoria konwekcyjna tłumaczy działaniem siły odśrodkowej wirującego powietrza, która wyrzuca je na zewnątrz. Jednocześnie w warstwach dolnych dopływ jest na tyle skąpy, że nie kompensuje ubytku w całości. Wznoszące się nad nagrzanym oceanem powietrze według teorii frontowej musi dostać się do wyższych szerokości geograficznych, gdzie zaczyna oddziaływać siła Coriolisa, zmuszająca masy powietrzne do ruchu po spirali wokół zawirowania. Warunki takie istnieją w przemieszczającym się po obu stronach równika pasie zbieżności (konwergencji) pasatów, zwanej niekiedy frontem tropikalnym. Za teorią tą przemawia fakt, że w niskich szerokościach geograficznych Atlantyku i Pacyfiku, gdzie front ten nie występuje, nie dochodzi również do powstania wirów cyklonalnych. W tworzeniu tajfunów istotną rolę mogą odgrywać wyższe warstwy troposfery. Gdy w jej środkowej części powstaje fala wschodnia, która przemieszcza się na zachód (w polu ciśnienia) dochodzi do poziomego zafalowania. Ugięcie linii sił pola, dające zatokę falową, przekształca się powoli w wir, który daje początek cyklonowi tropikalnemu.
    Mimo, że w strefie przylegającej do oka cyklonu prędkość wiatru jest olbrzymia, cały układ przemieszcza się dość wolno - nie przekracza 25 km/h. Prędkość swoją zwiększa w wyższych szerokościach geograficznych, dokąd zmierza. Na podstawie wieloletnich obserwacji ustalono, że tajfuny poruszają się zwykle po trasie parabolicznej, omijając obszar podwyższonego ciśnienia. Przemieszczają się ze wschodu na zachód trasami przypominającymi pętle, części sinusoidy itp. Nieraz cyklony tropikalne mają bardziej złożoną budowę - składają się z dwóch zawirowań: głównego i wtórnego. Wir główny (o większej średnicy) powstaje nad powierzchniami oceanicznymi w niskich szerokościach geograficznych. Natomiast wir wtórny tworzy się na ogół na południe od wiru głównego wówczas, gdy ten drugi przedostaje się na szlak polarny. Jego średnica nie przekracza 120-150 km.

Warunki sprzyjające formowaniu się cyklonów tropikalnych:

• temperatura powierzchni wody morskiej powyżej 27oC;

• temperatura powietrza nieco niższa od temperatury wody;

• duża ilość pary wodnej w powietrzu;

• obecność zaburzenia tropikalnego, np. fali wschodniej, charakteryzującego się prędkością nie przekraczającą 20 km/h;

• istnienie antycyklonalnej (wyżowej) cyrkulacji powietrza w górnej troposferze nad przyziemnym zaburzeniem;

• słaby gradient pionowy prędkości wiatru, przy na ogół słabych wiatrach w pobliżu poziomu morza.

Oznaki zbliżania się huraganu:

• spadek ciśnienia;

• charakterystyczna zbieżność chmur Ci wskazująca kierunek, z którego nadchodzi cyklon;

• intensywnie purpurowe i fioletowe zabarwienie nieba przy zachodzie Słońca.

Bibliografia:

Tamulewicz J. "Wielka encyklopedia geografii Świata"; wyd. Kurpisz;
Zwieriew A. S. "Meteorologia synoptyczna"; rozdz VII "Cyklony i antycyklony";

http://snakke.republika.pl/atmosfera.htm

http://www.geografia.com.pl/meteo/atmosfera.html

http://www.edukator.pl/portal-edukacyjny/pogoda-i-klimat/444.html

http://www.atmosphere.mpg.de/enid/5343e012dfb4f63d5ea691bb09ccdf6d,0/1__Pogoda_i_fronty_atmosferyczne/-_Fronty_atmosferyczne_2qo.html

http://www.bryk.pl/teksty/liceum/geografia/geografia_fizyczna/8031-atmosfera_ziemi.html

http://www.bryk.pl/teksty/liceum/fizyka/wszech%C5%9Bwiat_i_cia%C5%82a_niebieskie/13210-planety_i_ich_atmosfera.html

http://www.atmosphere.mpg.de/enid/1__Pogoda_i_fronty_atmosferyczne/-_Pogoda_i_klimat_2qm.html

http://www.imgw.pl/index.php?option=com_content&view=article&id=226&Itemid=259

5

---