Groźne zjawiska pogody- gwałtowne deszcze, cyklony, tajfun

PLAN REFERATU:
1. Wprowadzenie
2. Gwałtowne deszcze-burze
a. powstawanie burzy
b. struktura chmur burzowych
c. rodzaje burz
d. rodzaje błyskawic i zagrożenia podczas burzy
3. Wiry powietrzne:
a. trąby powietrzne
b. cyklony-rodzaje -cyklony tropikalne ( rozwój, geneza i struktura )
4. Podsumowanie




Wprowadzenie

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



BURZE
POWSTAWANIE BURZY
Burza jest rezultatem silnych procesów konwekcyjnych, które wiążą się z unoszeniem powietrza i gwałtownym uwalnianiem ciepła kondensacji na dość ograniczonym obszarze. Pierwszą oznaką zachodzącej konwekcji są chmury pionowe Cumulus, a następnie Cumulonimbus. Chmurom kłębiastym deszczowym towarzyszą zazwyczaj krótkotrwałe, przelotne opady o dużym natężeniu. Są one połączone z wyładowaniami elektrycznymi o charakterze iskrowym, zwanymi błyskawicami. Z burzą związane są zmiany innych parametrów stanu atmosfery, np. nagłe wzmocnienie siły wiatru, skokowy spadek ciśnienia.
W rozwoju chmury burzowej wydziela się trzy fazy:
Faza wzrostu. Początkowo chmura Cumulus rozbudowuje się ku górze wskutek unoszenia kolejnych bąbli ciepłego powietrza. Przeważają w niej prądy wstępujące. Rosną cząstki chmurowe – kropelki wody i kryształki lodu. Znaczna część bąbli osiąga wymiary do 1500 m średnicy. Unoszone ku górze zwiększają jeszcze bardziej swoją objętość. Każdy nowy bąbel przemieszcza się tą samą drogą, co jego poprzednik, dlatego ponosi mniejsze straty ciepła na rzecz powietrza otaczającego i wyprzedza swojego poprzednika. W ten sposób chmura rozbudowuje się do góry i powstaje Cumulonimbus. Wokół jej brzegów parowanie zawartych w niej kropelek wody obniża temp powietrza. W rezultacie ruchy turbulencyjne oraz konwekcja w części brzeżnej stają się coraz słabsze – pojawiają się ruchy zstępujące. Chmura nadal jest cieplejsza prawie o 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 kmxs-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 332mxs-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:
1) cyklony pozazwrotnikowe,
2) cyklony zwrotnikowe lub tropikalne
Natomiast zależnie od właściwości powstawania rozróżniamy:
1) cyklony frontowe, powstające na frontach atmosferycznych,
2) cyklony lokalne – zwykle nieduże i płytkie, powstające czasem bez wyrażnego związku z frontami.
Decydujące znaczenie mają cyklony frontowe.
Zależnie od kierunku ruchu, rozróżniamy czasem:
1) cyklony „nurkujące”, przemieszczające się z północy lub północnego zachodu na południe i południowy wschód,
2) cyklony „zachodnie”, przemieszczające się na ogół z zachodu na wschód,
3) cyklony „południowe”, przemieszczające się z południowego zachodu, południa i południowego wschodu na północny wschód, północ lub północny zachód.
Stadia rozwojowe cyklonów
Rozróżniamy następujące stadia rozwojowe cyklonu frontowego:
1) stadium początkowe lub stadium powstania cyklonu – od pierwszych oznak rozwoju niżu do pojawienia się pierwszej zamkniętej izobary, wielokrotnej 5,
2) stadium młodego cyklonu – od powstania niżu do rozpoczęcia procesu okludowania się,
3) stadium największego nasilenia rozwoju cyklonu – od rozpoczęcia procesu okludowania się do rozpoczęcia procesu wypełnienia się cyklonu,
4) stadium wypełnienia się cyklonu – od rozpoczęcia się procesu wypełnienia do całkowitego zniknięcia niżu, jako samodzielnego układu ciśnienia na mapie dolnej.
Stadium drugie i trzecie można połączyć w jedno – stadium pogłębiania się cyklonu.
Z punktu widzenia analizy frontologicznej rozróżniamy czasem:
1) falę,
2) cyklon młody i
3) cyklon zokludowany.
Przejście cyklonu od jednego stadium do drugiego wiąże się ze zmianą pionowej budowy cyklonu oraz ze zmianami warunków pogody w obszarze objętym przez niego.

CYKLONY TROPIKALNE
Są to głębokie niże powstające w szerokościach międzyzwrotnikowych. Wyróżniają się dużymi wartościami gradientów ciśnienia i w związku z tym przynoszą wiatry o wyjątkowej sile oraz ulewne deszcze. Jeśli prędkość wiatru osiąga 120 km/h, noszą nazwę huraganów. Nazwy huraganu używa się w rejonie Antyli oraz w Ameryce Środkowej i Północnej. W Indiach noszą nazwę cyklonów, natomiast na wybrzeżach wschodniej i południowo-wschodniej Azji określane są jako tajfuny. Mimo, że nie występują zbyt często (przeciętnie 40-50 razy w roku), to każde pojawienie się cyklonu jest powszechnie odnotowywane w środkach przekazu jako szczególne zjawisko, o trudno przewidywalnych skutkach (podaje się wtedy prędkość towarzyszących mu wiatrów oraz przypuszczalną trasę przemieszczania).
Cyklony tropikalne to zaburzenia atmosferyczne o wirowym charakterze z pionową osią symetrii, które powstają w zwrotnikowych szerokościach geograficznych. Tworzą się nad obszarami morskimi, których powierzchnia wody ma temperaturę powyżej 27º C i zalega nad nią gruba warstwa ciepłego i wilgotnego powietrza. Nie występują bezpośrednio przy równiku, ale dopiero w pasie powyżej 5º szerokości północnej i południowej prawdopodobnie ze względu na zbyt małą wirowość (brak efektu Coriolisa na równiku). Na mapach synoptycznych cyklon tropikalny jest widoczny jako zagęszczenie prawie kolistych izobar, obejmujących obszar o średnicy 160-650 km, a nieraz znacznie większej. Cyklon tropikalny sięga do wysokości 11-13 km. Ciśnienie atmosferyczne w jego centrum wynosi ok. 950 hPa, ale wielokrotnie notowano ciśnienia niższe nawet od 900 hPa, lecz w przeciwieństwie do układów cyklonalnych pozazwrotnikowych szerokości ciśnienie w centrum cyklonu nie jest jego przyczyną, a tylko skutkiem przepływu wirowego.
Najbardziej typową cechą struktury cyklonu tropikalnego jest jego centrum pozbawione chmur, z bardzo słabym wiatrem, a nawet ciszą, zwane okiem. Ma ono kształt kolisty lub owalny i średnicę 10-60 km. Bezpośrednio do niego przylega strefa najsilniejszych wiatrów.
Stadia rozwoju cyklonów:
Tajfun utrzymuje się na ogół ok. 10-ciu dni, chociaż bywa, że ponad 20. O jego rozwoju decydują pewne stadia.
Stadium powstawania. Rozpoczyna się, gdy w polu ciśnienia powstaje ośrodek niskiego ciśnienia, a wokół niego powstaje cyrkulacja wirowa o charakterze cyklonalnym. Ciśnienie na tym obszarze wynosi wtedy ok. 1000 hPa, silne prądy wstępujące prowadzą z kolei do powstania wypiętrzonych chmur kłębiastych. Pionowy zasięg tworzącego się cyklonu jest jeszcze wtedy niewielki.
Stadium dojrzewania. Ma właściwie charakter burzy zwrotnikowej. Ciśnienie szybko spada i w krótkim czasie tworzy się oko cyklonu. Wokół niego powstaje wąski pas o szerokości 40-50 km, charakteryzujący się wiatrami o huraganowych prędkościach – ponad 33 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.

GENEZA I STRUKTURA CYKLONÓW
Cyklony mają skomplikowaną naturę, o czym świadczy fakt, że tylko co dziesiąty przypadek okoliczności sprzyjających powstaniu cyklonu doprowadza do jego utworzenia. Opinie na temat ich genezy nie są w pełni zgodne. Uczeni podkreślają rolę trzech procesów biorących udział w tworzeniu struktury tajfunu. Są to: procesy konwekcyjne, ścieranie się różnych mas powietrza oraz oddziaływanie wyższych warstw troposfery. Dołem do środka układu cyklonalnego napływa wilgotne powietrze, które unosi się, a nastepnie w górze jest odprowadzane na zewnątrz. W fazie początkowej ruch ten odchyla siła Coriolisa, inicjując wirowe zakłócenie. Na dominującą rolę konwekcji i otaczanie oka cyklonu zwartą ścianą potężnych chmur Cumulonimbus niezbity dowód stanowią silnie wypiętrzone chmury i gwałtowne opady. W samym oku z kolei ruchy zstępujące nie dopuszczają do powstawania chmur. Duży spadek ciśnienia w oku cyklonu teoria konwekcyjna tłumaczy działaniem siły odśrodkowej wirującego powietrza, która wyrzuca je na zewnątrz. Jednocześnie w warstwach dolnych dopływ jest na tyle skąpy, że nie kompensuje ubytku w całości. Wznoszące się nad nagrzanym oceanem powietrze według teorii frontowej musi dostać się do wyższych szerokości geograficznych, gdzie zaczyna oddziaływać siła Coriolisa, zmuszająca masy powietrzne do ruchu po spirali wokół zawirowania. Warunki takie istnieją w przemieszczającym się po obu stronach równika pasie zbieżności (konwergencji) pasatów, zwanej niekiedy frontem tropikalnym. Za teorią tą przemawia fakt, że w niskich szerokościach geograficznych Atlantyku i Pacyfiku, gdzie front ten nie występuje, nie dochodzi również do powstania wirów cyklonalnych. W tworzeniu tajfunów istotną rolę mogą odgrywać wyższe warstwy troposfery. Gdy w jej środkowej części powstaje fala wschodnia, która przemieszcza się na zachód (w polu ciśnienia) dochodzi do poziomego zafalowania. Ugięcie linii sił pola, dające zatokę falową, przekształca się powoli w wir, który daje początek cyklonowi tropikalnemu.
Mimo, że w strefie przylegającej do oka cyklonu prędkość wiatru jest olbrzymia, cały układ przemieszcza się dość wolno – nie przekracza 25 km/h. Prędkość swoją zwiększa w wyższych szerokościach geograficznych, dokąd zmierza. Na podstawie wieloletnich obserwacji ustalono, że tajfuny poruszają się zwykle po trasie parabolicznej, omijając obszar podwyższonego ciśnienia. Przemieszczają się ze wschodu na zachód trasami przypominającymi pętle, części sinusoidy itp. Nieraz cyklony tropikalne mają bardziej złożoną budowę – składają się z dwóch zawirowań: głównego i wtórnego. Wir główny (o większej średnicy) powstaje nad powierzchniami oceanicznymi w niskich szerokościach geograficznych. Natomiast wir wtórny tworzy się na ogół na południe od wiru głównego wówczas, gdy ten drugi przedostaje się na szlak polarny. Jego średnica nie przekracza 120-150 km.
Warunki sprzyjające formowaniu się cyklonów tropikalnych:
- temperatura powierzchni wody morskiej powyżej 27ºC;
- temperatura powietrza nieco niższa od temperatury wody;
- duża ilość pary wodnej w powietrzu;
- obecność zaburzenia tropikalnego, np. fali wschodniej, charakteryzującego się prędkością nie przekraczającą 20 km/h;
- istnienie antycyklonalnej (wyżowej) cyrkulacji powietrza w górnej troposferze nad przyziemnym zaburzeniem;
- słaby gradient pionowy prędkości wiatru, przy na ogół słabych wiatrach w pobliżu poziomu morza.
Oznaki zbliżania się huraganu:
- spadek ciśnienia;
- charakterystyczna zbieżność chmur Ci wskazująca kierunek, z którego nadchodzi cyklon;
- intensywnie purpurowe i fioletowe zabarwienie nieba przy zachodzie Słońca.



















LITERATURA:

1). Tamulewicz J. „Wielka encyklopedia geografii Świata”; wyd. Kurpisz; s.198 – 211
2). Zwieriew A. S. „Meteorologia synoptyczna”; rozdz VII „Cyklony i antycyklony”;
s. 337 – 340.