KLĘSKI ŻYWIOŁOWE WYWOŁANE ZJAWISKAMI I PROCESAMI ATMOSFERYCZNYMI Klęski żywiołowe są przejawem naturalnych procesów zachodzących w atmosferze i wnętrzu naszej planety. Te same siły natury, które wywołują ciepły majowy deszczyk, które chłodzą letni upał miłym podmuchem wiatru, potrafią niekiedy przybrać groźne i niszczycielskie oblicze huraganu, trąby powietrznej czy katastrofalnych opadów. Burza często przynosi ulgę po dusznym i gorącym popołudniu, lecz niekiedy potrafi przynieść ze sobą nawalny opad wywołujący gwałtowną powódź, gradobicie czy jedno z najbardziej przerażających zjawisk atmosferycznych - gwałtowne tornado. Potrafi także spowodować liczne szkody od uderzeń pioruna czy nawet wzniecić wielkie pożary lasów. Niż atmosferyczny kojarzy się z zachmurzonym niebem i słotą. Niekiedy jednak niesie ze sobą sztormowe niszczycielskie wiatry czy długotrwałe i obfite opady prowadzące do katastrofalnych powodzi. W obszarach okołozwrotnikowych niż atmosferyczny może być związany z cyklonem tropikalnym, który w pewnych rejonach świata nazywa się huraganem, a w innych tajfunem. Z kolei wyż, który na ogół wiąże się z ładną pogodą może przynieść suszę, a w obszarach z dużą emisją zanieczyszczeń może spowodować gwałtowny wzrost ich stężenia i wywołać klęskę smogu. Do czynników odgrywających największą rolę w przebiegu procesów i zjawisk zachodzących w atmosferze i na powierzchni naszej planety należą: ruchy powietrza (wiatry i ogólna cyrkulacja atmosfery), przemiany wody i charakter podłoża. Wiatr Przyczyną wiatru, tj. przepływu powietrza w kierunku poziomym, jest niejednorodny rozkład ciśnienia atmosferycznego na powierzchni Ziemi. Im większa różnica ciśnień między dwoma punktami i im mniejsza odległość między nimi (czyli im większy gradient ciśnienia), tym większa prędkość wiatru. Na poruszającą się masę (cząstkę) powietrza działają także siły: Coriolisa, odśrodkowa i tarcia (rys. 1), zależne od prędkości i kierunku ruchu, charakteru powierzchni Ziemi i wysokości nad nią; cząstka powietrza nie przemieszcza się więc wprost ku niższemu ciśnieniu, jak to ma miejsce w naczyniach połączonych, ale trajektoria jej ruchu jest znacznie bardziej skomplikowana. Siła Coriolisa jest siłą bezwładności spowodowaną ruchem obrotowym Ziemi i jej składowa pozioma przybiera największe wartości na biegunach, na równiku zaś spada do zera; jest skierowana pod kątem prostym do kierunku ruchu masy (w lewo na półkuli północnej i w prawo na południowej), wywołuje więc zakrzywienie toru ruchu. Z zakrzywieniem toru ruchu wiąże się pojawianie siły odśrodkowej 11
skierowanej zawsze na zewnątrz krzywizny. Kierunek siły tarcia jest natomiast zawsze przeciwny do kierunku ruchu, a jej wartość gwałtownie spada z wysokością nad powierzchnią Ziemi. Działanie tych wszystkich sił powoduje, że na półkuli północnej ośrodek niskiego ciśnienia jest położony na lewo, a wysokiego ciśnienia na prawo od kierunku wiatru. Na półkuli południowej sytuacja jest odwrotna. Wysoko nad powierzchnią Ziemi, tam gdzie tarcie jest zaniedbywalnie małe, wiatr wieje praktycznie wzdłuż linii stałego ciśnienia (izobar), niżej ruch jest skierowany w stronę niskiego ciśnienia i to tym bardziej, im większe jest tarcie. To powoduje, że do punktu (obszaru), gdzie ciśnienie jest najniższe, napływają bezustannie masy powietrza. Taka sytuacja może utrzymać się przez dłuższy czas tylko wówczas, gdy w centralnym obszarze niżu występują ruchy wznoszące i powietrze, które tam napływa, wznosi się w górę. Analogicznie w centrum wyżu muszą występować ruchy zstępujące a powietrze w jego dolnej części rozpływa się na boki. Rys.1. Schemat sił działających na cząstkę ("balonik") powietrza. Na niebiesko zaznaczono siły: P - siła gradientu ciśnienia; T - siła tarcia; Fo - siła odśrodkowa; Fc - pozioma składowa siły Coriolisa (w tę stronę działa na półkuli północnej); Czarnymi liniami oznaczono izobary, N - środek niżu, W - centrum wyżu, czerwoną strzałką V oznaczono wektor prędkości wiatru. 22
Nasuwa się pytanie: czemu siły odpowiadające za ruch powietrza niekiedy są niewielkie i wywołują tylko słabe podmuchy, niekiedy rosną wywołując gwałtowne i porywiste wiatry? Odpowiedzieć można na nie rozważając energetykę układów atmosferycznych. Ogólnie rzecz biorąc atmosfera jest rodzajem maszyny cieplnej, która transportuje ciepło z okolic równikowych w kierunku biegunów, część tego ciepła przekształcając w energię ruchu powietrza. Przypuśćmy, że dwie masy powietrza: masa A powietrza ciepłego i masa B powietrza chłodnego, są rozdzielone niewidzialną ścianką (rys..2a). Masa A jako cieplejsza jest mniej gęsta i ciśnienie w niej jest mniejsze niż w masie B. Po usunięciu ścianki następuje napływ masy B, przy czym ma ona tendencję do wypierania w górę masy A. Powoduje to obniżenie środka ciężkości całego układu, a uzyskana w ten sposób energia kinetyczna rozpędza cyrkulację w układzie. Tak w dużym uproszczeniu wygląda rozwój niżu w średnich szerokościach geograficznych. Jeśli cieplejsza masa A zalega pod chłodniejszą masą B, obniżenie środka ciężkości i energia kinetyczna są szczególnie duże (rys. 2b). Występuje to wówczas, gdy masy powietrza ogrzewają się od ciepłego podłoża (nagrzanej słońcem powierzchni Ziemi lub ciepłego morza) i unoszą w górę (tzw. zjawisko konwekcji). Na ogół powstają wtedy komórki cyrkulacyjne, tzw. komórki konwekcyjne, o skali od kilkuset metrów do kilkunastu kilometrów, chociaż w niskich szerokościach geograficznych taka sytuacja, wzmocniona jeszcze przez efekty parowania i kondensacji, może doprowadzić do powstania cyklonu tropikalnego. Rys.2. Uproszczony schemat energetyczny niżu atmosferycznego średnich szerokości geograficznych (a po lewej) i cyklonu tropikalnego (b po prawej). W środku przedstawiono sytuację końcową, w obu wypadkach taką samą. Energia kinetyczna układu uzyskiwana jest z energii potencjalnej przez obniżenie środka ciężkości. Oznaczenia: A - cieplejsza (mniej gęsta) masa powietrza, B - chłodniejsza (bardziej gęsta) masa powietrza, czerwona kropka - środek ciężkości, strzałki pokazują jak obniży się środek ciężkości układu przy przejściu ze stanu początkowego do końcowego. 33
Na ogół opisane mechanizmy występują jednocześnie wywołując cyrkulacje o różnych skalach, od tysięcy kilometrów do ułamków centymetrów, i wraz z zawirowaniami powodowanymi przez opływ przeszkód na powierzchni Ziemi oraz powstałymi z rozpadu zawirowań w większych skalach tworzą widmo ruchów w atmosferze. Ruchy w dużych skalach nakładają się na ruchy w mniejszych skalach powodując, że przepływ powietrza wiatr, odznacza się podmuchami i porywami o różnej sile, czasie trwania i obejmujących różne obszary. Zjawisko to nazywamy turbulencją atmosferyczną. Parowanie wody i kondensacja pary wodnej Powietrze suche od wilgotnego różni się składem chemicznym, a zatem i gęstością. Powietrze suche składa się przede wszystkim z azotu N 2 (ciężar cząsteczkowy 28) i tlenu O 2 (ciężar cząsteczkowy 32), powietrze wilgotne zawiera także parę wodną H 2 O (ciężar cząsteczkowy 18); im większy jest procentowy udział w powietrzu pary wodnej, tym ma ono mniejszą gęstość. Tak więc parowanie wody z powierzchni mórz, jezior czy wilgotnego gruntu wywołuje podobny efekt jak ogrzewanie powietrza. Obecność pary wodnej w powietrzu zawsze niesie ze sobą poważne następstwa. Parowanie odbywa się kosztem ciepła pobranego z otoczenia; ciepło to, tzw. utajone ciepło parowania (zmagazynowane w parze wodnej) jest oddawane otoczeniu podczas kondensacji pary wodnej. Przypuśćmy, że wilgotna cząstka powietrza, która zabrała energię z powierzchni gruntu czy morza w postaci ciepła parowania, wznosi się do góry w centrum niżu czy komórki konwekcyjnej; następuje wówczas kondensacja zawartej w cząstce pary wodnej, a wydzielone ciepło powoduje ogrzanie powietrza (zmniejszenie jego gęstości) i wzmożenie ruchów pionowych. Prowadzi to do powstania chmur, z których może wypaść opad. Wypadanie opadu powoduje powstanie prądów zstępujących i dodatkowo napędza różne cyrkulacje atmosferyczne. Z drugiej strony cyrkulacje czy zjawiska atmosferyczne, związane z istnieniem silnych ruchów wstępujących, prowadzą do kondensacji wielkich ilości pary wodnej i mogą przynieść duże opady. Wpływ podłoża Ukształtowanie i pokrycie powierzchni Ziemi wywiera wpływ na siły tarcia działające na poruszającą się masę powietrza oraz na procesy parowania i kondensacji. Zjawiska związane ze zmiennością temperatury i wilgotności podłoża zostały omówione poprzednio. Na tarcie ma wpływ tzw. szorstkość powierzchni, która związana jest z jej pokryciem. Gwałtowna zmiana charakteru powierzchni Ziemi (np. przy napływie powietrza znad lądu nad wodę) 44
powoduje zmianę bilansu sił, a w rezultacie zmianę kierunku i prędkości wiatru. Wpływ ukształtowania terenu w większej skali (orografia) przejawia się głównie w zmianach prędkości i kierunku wiatru oraz ilości opadów. Masy powietrza przepływając nad wzniesieniami wnoszą się do góry i opadają za przeszkodą. Ruch pionowy prowadzi do kondensacji pary wodnej i powstania opadu. Regiony górskie odznaczają się na ogół silniejszymi i bardziej porywistymi wiatrami oraz większą ilością opadów niż tereny nizinne. GROŹNE ZJAWISKA ATMOSFERYCZNE Cyklony tropikalne Cyklon tropikalny jest związany z układem niskiego ciśnienia, w którym nie występują fronty atmosferyczne. Rozwija się nad ciepłymi wodami i odznacza się cyrkulacją cykloniczną (tj. o kierunku przeciwnym do ruchu wskazówek zegara na półkuli północnej i kierunku zgodnym z tym ruchem na półkuli południowej) w dolnych warstwach atmosfery oraz silnie rozwiniętą aktywnością burzową. Cyklon tropikalny o maksymalnej prędkości wiatru przy powierzchni Ziemi nie przekraczającej 17 m/s nazywa się depresją tropikalną, o większej prędkości wiatru, ale nie przekraczającej 33 m/s sztormem tropikalnym, o prędkości przekraczającej 33 m/s huraganem (na Atlantyku i wschodnim Pacyfiku), tajfunem (na północno-zachodnim Pacyfiku), silnym cyklonem tropikalnym (na południowo-zachodnim Pacyfiku i południowo-wschodnim Oceanie Indyjskim), silnym sztormem cyklonicznym (w północnej części Oceanu Indyjskiego) bądź wreszcie silnym cyklonem tropikalnym (w południowo-zachodniej części Oceanu Indyjskiego). Aby mógł powstać cyklon tropikalny powinny być spełnione jednocześnie następujące warunki: 1) Temperatura wody w warstwie powierzchniowej oceanu o grubości co najmniej 50 m powinna przekraczać 26,5 C. Ocean stanowi wtedy dostatecznie pojemny dla rozwoju cyklonu zbiornik energii. Ciepła woda dostarcza cyklonowi energii w postaci ciepła odczuwalnego i utajonego. 2) Rozkład temperatury i wilgotności w atmosferze powinien być odpowiedni dla rozwoju intensywnych, wypiętrzonych chmur burzowych (tzw. atmosfera potencjalnie niestabilna). Rozwija się wówczas głęboka (przez całą grubość troposfery) konwekcja, która może rozkręcić cały układ. 3) Odległość od równika powinna wynosić co najmniej 500 km. Na równiku pozioma składowa siły Coriolisa jest za mała, aby w niżu mogło nastąpić zbilansowanie sił (rys. 1). 55
4) Zmienność prędkości wiatru z wysokością w całej troposferze powinna być niewielka. Pozwala to na zorganizowanie się chmur konwekcyjnych w układ cykloniczny. Rys. 3. Komputerowa rekonstrukcja huraganu "Mitch" wykonana na podstawie zdjęć satelitarnych. Widoczne oko cyklonu i spiralny układ "ramion" z rozwiniętymi chmurami konwekcyjnymi. UWAGA! Obrazek huraganu Mitch (Rys.3) został uzyskany z następującego serwisu NASA:http://rsd.gsfc.nasa.gov/rsd/images/Mitch.html. Gdy warunki te są spełnione i nad oceanem pojawi się słaby niż lub nawet zafalowanie pola ciśnienia (izobar), mogą się one rozwinąć w cyklon tropikalny (rys. 3) według następującego scenariusza. W bliskim sąsiedztwie zmiany pola ciśnienia rozwija się kilka głębokich, burzowych chmur konwekcyjnych zasysających ciepłe i wilgotne powietrze znad oceanu. Pod nimi tworzy się obszar ciśnienia niższego niż w otoczeniu. Z otoczenia pod kompleks chmur napływa coraz więcej wilgotnego i ciepłego powietrza, które zaczyna się poruszać po spirali pod wpływem działania układu sił przedstawionych na il.1. Ten etap nazywamy mezoskalowym systemem konwekcyjnym. Energia związana z ciepłem odczuwalnym i utajonym powoduje zintensyfikowanie ruchów konwekcyjnych, które 66
następnie organizują się tworząc układ widoczny na rys. 3. W centrum układu powstaje najniższe ciśnienie i dzięki temu układ rozpędza się dalej. W tym momencie mamy już do czynienia z cyklonem tropikalnym. Jego dalszy rozwój i ewentualne przerodzenie się w huragan zależą od ilości dostarczonej energii na trasie układu. Gdy cyrkulacja jest dostatecznie intensywna, w środku układu wytwarza się tzw. oko cyklonu bezchmurny obszar ze stosunkowo słabymi wiatrami i silnymi ruchami zstępującymi. Po przemieszczeniu nad chłodniejsze wody bądź ląd, który nie może zasilić układu w dostateczną ilość wody, cyklon tropikalny słabnie i zanika. Cyklony tropikalne najczęściej rozwijają się na przełomie lata i jesieni, co jest związane z najwyższą temperaturą powierzchni wód w tym okresie. Na przykład na Atlantyku 96% huraganów o sile wiatru przekraczającej 50 m/s pojawia się między sierpniem a październikiem. Wyjątkiem jest północna część Oceanu Indyjskiego, gdzie występują dwa maksima częstości występowania silnych sztormów cyklonicznych: w maju i listopadzie. Na ogół cyklony tropikalne przesuwają się ze wschodu na zachód, czasami po kilku lub kilkunastu dniach życia skręcają w kierunku biegunów. Mogą wtedy przekształcić się w tzw. niże subtropikalne, a nawet w niże średnich szerokości geograficznych, znacznie słabsze od pierwotnych cyklonów. Cyklony tropikalne mogą powodować katastrofalne zniszczenia. Pierwszym oczywistym niszczycielskim czynnikiem jest wiatr. W najsilniejszych huraganach rekordowa jego prędkość, szacowana na podstawie ciśnienia w centrum (wiatromierze nie wytrzymują takich warunków), przekracza 85 m/s (305 km/h). Najsilniejsze wiatry wieją na ogół w połówkach cyklonów bardziej oddalonych od równika, gdyż do prędkości związanej z cyrkulacją cykloniczną dodaje się tam prędkość przemieszczania samego układu. W części cyklonu bliższej równika, zwanej czasami przez marynarzy połową żeglowną, prędkości te się odejmują i siła wiatru jest mniejsza. Drugim czynnikiem zniszczeń jest opad. W chmurach cyklonów tropikalnych, zasilanych ciepłym i wilgotnym powietrzem, kondensują ogromne ilości wody i spora jej część wypada z chmur w postaci deszczu. Rekordowe opady obserwowano w cyklonach tropikalnych na wyspie Reunion na Oceanie Indyjskim, np. cyklon Denise w nocy z 7 na 8 grudnia 1966 roku przyniósł 1144 mm opadu w ciągu 12 godzin i 1825 mm w ciągu 24 godzin. W styczniu 1980 roku cyklon Hiacinthe przyniósł tam 3240 mm opadu w ciągu 3 dni i 5678 mm w ciągu 10 dni. Dla porównania maksymalna zarejestrowana ilość opadu, jaka wywołała katastrofalną powódź w Polsce w lipcu 1997 roku, wyniosła w Kamienicy Kłodzkiej ok. 455 mm w ciągu 3 dni. 77
Trzecim czynnikiem powodującym zniszczenia obszarów nadbrzeżnych jest fala przypływowa spowodowana wiatrem oraz niskim ciśnieniem w centrum cyklonu. Wysokość fali może przekraczać 6 m; powoduje ona zatopienie niżej położonych obszarów. Amerykanie wprowadzili skalę intensywności huraganów, tzw. skalę Saffira Simpsona (tab.1). Podobną skalę wprowadziły australijskie służby meteorologiczne. Tab. 1. Skala Saffira-Simpsona huraganów. Kategoria huraganu wg. skali Saffira Simpsona Maksymalna prędkość wiatru m/s Minimalne ciśnienie na poziomie morza Wysokość fali przypływowej hpa 1 33 42 >980 1,0 1,7 niewielki 1 2 42 50 980 965 1,7 2.6 umiarkowany 10 3 50 59 965 945 2,6 3,8 duży 50 4 59 70 945 920 3,8 5,6 ogromny 100 5 >70 <920 >5,6 katastrofalny 250 m Poziom zniszczeń Relatywny poziom szkód materialnych Najbardziej katastrofalnym cyklonem tropikalnym w udokumentowanej historii był cyklon, który w 1970 roku spustoszył Bangladesz. Nie ma dokładnych danych dotyczących liczby ofiar, ale ostrożne szacunki dają liczbę co najmniej 300 tys. zabitych, głównie w wyniku zalania nisko położonych terenów przez fale przypływu. Straty spowodowane przez huragan Andrew na Bahamach i południowo-wschodnich stanach USA w 1992 roku przekroczyły 30 miliardów dolarów USA. Katastrofalny huragan Mitch zaatakował na jesieni 1998 Amerykę Środkową przynosząc kilkanaście tysięcy ofiar śmiertelnych i kolosalne straty materialne, głównie na skutek katastrofalnych opadów i spowodowanych nimi osunięć ziemi oraz powodzi. W większości krajów nawiedzanych przez cyklony tropikalne jednym z najważniejszych zadań służb meteorologicznych jest śledzenie i prognozowanie tych zjawisk. Cały cykl życiowy cyklonów tropikalnych śledzi się przeprowadzając obserwacje przy użyciu geostacjonarnych satelitów meteorologicznych. Gdy cyklony znajdują się w zasięgu radarów meteorologicznych, można zaglądać do ich wnętrza. Ponadto Siły Powietrzne Stanów Zjednoczonych (USAF, ang. USA Force) oraz National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) dysponują flotą samolotów pomiarowych wyposażonych w urządzenia do badania huraganów. Dane satelitarne, radarowe, z pomiarów lotniczych i 88
naziemnych służą do opracowywania prognoz dotyczących rozwoju i trasy cyklonów; prognozy są wykorzystywane przez służby obrony cywilnej, które podejmują działania obronne przed siłą żywiołu. Niże średnich szerokości geograficznych. Powszechnym zjawiskiem meteorologicznym są niże średnich szerokości geograficznych. Na ogół nie są one szczególnie groźne, niekiedy jednak potrafią przynieść ze sobą gwałtowne wiatry i obfite opady niosące wielkie zniszczenia. Niże te powstają na tzw. froncie polarnym stosunkowo wąskiej strefie przejściowej oddzielającej chłodne powietrze stref polarnych od cieplejszych mas powietrza zwrotnikowego. Często powierzchnia frontowa jest obszarem niestabilności hydrodynamicznej, co oznacza, że małe zaburzenia (zafalowania) tej powierzchni rosną formując wiry. Schemat energetyczny tego procesu przedstawia il. 2a, a dodatkowym źródłem energii i przyczyną powstawania opadów jest kondensacja w obszarze ruchów wstępujących w centrum niżu i w pobliżu powierzchni frontowych. W chłodnej porze roku różnice temperatur po obu stronach frontu polarnego są na ogół większe niż w porze ciepłej, co ma swoje skutki energetyczne: niże zimowe są zwykle znacznie aktywniejsze niż letnie i towarzyszą im silne sztormowe wiatry. W przypadku niżów średnich szerokości geograficznych szczególną rolę odgrywa powierzchnia frontowa. W jej okolicach występują najintensywniejsze ruchy powietrza (rys. 1 i 2). Przejście frontu atmosferycznego przez dany obszar wiąże się na ogół z występowaniem silnego i zmieniającego kierunek wiatru, szybkimi zmianami ciśnienia, zachmurzeniem, opadami. Wszystkie te zjawiska niosą ze sobą potencjalne niebezpieczeństwa, których splot może zaowocować zniszczeniami, klęską żywiołową a nawet katastrofą. Zjawiska związane z frontem chłodnym obejmują na ogół stosunkowo wąski pas (kilkadziesiąt do stu km). Gęste chłodne powietrze sunie jak lawina przy powierzchni gruntu i wypycha w górę cieplejsze i wilgotne powietrze leżące przed frontem, co często powoduje rozwój chmur burzowych, gwałtowne opady i porywy wiatru. Zjawiska związane z frontem ciepłym obejmują na ogół większy obszar (100 300 km), ruchy powietrza są łagodniejsze. Powietrze ciepłe napierając na zimne wślizguje się po nim tworząc chmury warstwowe, które mogą dawać opady. Powalone drzewa, zerwane dachy i linie energetyczne, wypadki drogowe spowodowane silnym wiatrem i opadami to skutki przejścia nad Niemcami i Polską aktywnego układu niżowego z frontami atmosferycznymi w Wielki Piątek 1997 roku. Zatonięcia na Bałtyku promów pasażerskich Heweliusz w roku 1993 i Estonia w roku 1994 to kolejne 99
przykłady tragedii wywołanych sztormowymi wiatrami w niżach. Burze śnieżne powodujące obfite opady śniegu (do kilkudziesięciu cm w ciągu kilkunastu godzin) oraz zawieje i zamiecie śnieżne to kolejne potencjalnie groźne zjawiska związane z frontami niżów średnich szerokości, które często nawiedzają Kanadę i USA, rzadziej zdarzają się w naszych obszarach geograficznych. Na przykład tzw. Veterans Day Storm z listopada 1996 przyniósł opady śniegu przekraczające miejscami 140 cm i sparaliżował znaczne obszary północno wschodnich stanów USA na kilka dni. W ciepłej porze roku niże średnich szerokości, choć na ogół charakteryzują się mniejszymi prędkościami wiatrów, mogą nieść ze sobą obfite opady oraz rozwijać, szczególnie na frontach, silną aktywność burzową. W Polsce zagrożenie niosą często niże powstające gdzieś nad Morzem Śródziemnym i przechodzące nad Nizinę Węgierską i nad Bieszczady; ich rezultatem bywają letnie powodzie w dorzeczach górnej Wisły i Sanu. Najtragiczniejsza powódź w Polsce, Czechach i Morawach ostatnich lat z końca czerwca i lipca 1997 była spowodowana przez kilka kolejnych niżów, które osiągały stadium najwyższej aktywności nad Sudetami i Czechami. Jak już wspomniano, podczas pierwszej fali opadów (5 7 lipca) spadło wtedy w niektórych miejscach do 455 mm deszczu w ciągu 3 dni, a podczas drugiej fali (18 19 lipca) rekordowy zarejestrowany opad przekroczył 200 mm w ciągu dwóch dni. Największe opady miały miejsce w górach, ale fala powodziowa niesiona przez rzeki spowodowała także kolosalne zniszczenia na niżej położonych terenach, szczególnie w południowo-zachodniej Polsce, gdzie z wysoką falą na Odrze kumulowały się wysokie fale kolejnych jej dopływów. W niżej położonej części doliny Wisły sytuacja była znacznie lepsza z powodu małych opadów w Bieszczadach, tak że poniżej ujścia Sanu praktycznie powodzi nie było. W okresie tej powodzi pod wodą znalazło się ponad 10% powierzchni Polski, ewakuowano ponad 150 tys. osób, a ofiar śmiertelnych było co najmniej 56. Wzmożoną aktywność konwekcyjną prowadzącą do powstania silnych burz z opadami nawalnymi, gwałtownym wiatrem i gradobiciem mogą wywoływać nawet słabe fronty atmosferyczne. Przykładem jest sytuacja z lipca 1993 roku, kiedy to rozwój chmur konwekcyjnych na słabym froncie doprowadził do powstania burz, które spowodowały wielkie straty materialne i ofiary śmiertelne w Niemczech i Szwajcarii. Zjawiska związane z burzami Burze pojawiają się zwykle na frontach atmosferycznych, często jednak występują tzw. burze wewnątrzmasowe. Schemat energetyczny burzy jest zbliżony do przedstawionego na il. 2b; źródłem ciepła w dolnych warstwach atmosfery jest nagrzana powierzchnia gruntu. Z tego 1010
powodu najsilniejsze burze zdarzają się w okresie wiosny (stosunkowo chłodne powietrze nad cieplejszym podłożem) i lata (najsilniejsze nagrzanie gruntu przez promieniowanie słoneczne). Najsilniejszą aktywność burzową przez cały rok obserwuje się w obszarze okołorównikowym, a wiosną i latem burze zdarzają się w rejonach poniżej ok. 60 szerokości geograficznej. Na ogół szczyt działalności burzowej przypada na godziny popołudniowe i wieczorne. Aktywność burzy i czas jej życia zależą od dopływu ciepłego i wilgotnego powietrza z tzw. warstwy granicznej atmosfery (położonej przy powierzchni Ziemi do wys. ok. 1,5 km). Podstawowe cechy układu burzowego przedstawia il. 4. Przy pewnej zmienności prędkości i kierunku wiatru w górnych warstwach atmosfery jest możliwe przesuwanie się całej komórki burzowej w ten sposób, że jest ona ciągle zasilana nowymi porcjami ciepłego i wilgotnego powietrza. Mówimy wtedy o tzw. superkomórce. Jeżeli prądy zstępujące generowane przez kolumnę opadową dochodząc do powierzchni Ziemi powodują zapoczątkowanie rozwoju kolejnej komórki burzowej, to burza nosi nazwę wielokomórkowej. Z burzą jest związanych wiele zjawisk, które potencjalnie mogą być groźne, a nawet wywołać klęskę żywiołową. Rys. 4. Chmura burzowa (Cumulonimbus). Czerwonymi strzałkami schematycznie zaznaczono ruch ciepłego i wilgotnego powietrza z okolic powierzchni gruntu, niebieskie strzałki pokazują ruchy zstępujące zainicjowane przez opad, transportujące w dół chłodniejsze powietrze ze środkowych warstw troposfery. Chłodne powietrze napotykając powierzchnię ziemi rozpływa się na boki tworząc front burzowy. Zielone strzałki pokazują schematycznie wzrastającą wraz z wysokością prędkość wiatru. 1111
Wyładowania atmosferyczne W chmurach burzowych działają mechanizmy separacji ładunków elektrycznych (à elektryczność w atmosferze ziemskiej), co prowadzi do wyładowań elektrycznych wewnątrz chmur i między chmurami a Ziemią. Wyładowania te, choć bezpośrednio nie przynoszą klęsk żywiołowych, mogą powodować pożary lasu czy buszu i stanowią zagrożenie dla zdrowia i życia ludzi i zwierząt. W USA od uderzenia pioruna przeciętnie ginie co roku więcej osób niż od tornad czy huraganów. Opad nawalny Opad nawalny, potocznie oberwanie chmury, to niezwykle silny i krótkotrwały (zwykle kilka do kilkanastu minut) opad deszczu. Towarzyszy chmurze burzowej Cumulonimbus. Sercem tej chmury jest silny prąd wstępujący, w którym prędkość pionowa może dochodzić nawet do 40 m/s. Podczas wnoszenia masy powietrza w górę kondensuje w niej para wodna, a powstałe krople wody rosną do rozmiarów kropel deszczowych. Prędkość opadania kropel zależy od ich średnicy (masy). Jeżeli prędkość ta jest mniejsza od prędkości prądu wstępującego, to krople zamiast spadać są unoszone do góry. Na pewnej wysokości prędkość prądu wstępującego zaczyna maleć i następuje akumulacja coraz większej ilości wody opadowej. Gdy prąd wstępujący znacznie osłabnie lub gdy ciężar zgromadzonej wody stanie się bardzo duży, wypada ona nagle w postaci ulewnego deszczu. Opady nawalne nie pokrywają wielkich obszarów, ale ilość wody, która spada w nich na Ziemię może sięgać kilkudziesięciu mm w ciągu paru minut. Może to prowadzić nawet na niewielkim obszarze do zalania niżej położonych rejonów, a w niekorzystnej sytuacji, gdy znajduje się tam zlewnia potoku czy rzeczki, do gwałtownego przyboru wody i powodzi. Zjawiska typu oberwania chmury czy nieco dłuższe i bardzo intensywne opady zdarzają się na ogół latem, późnym popołudniem, wieczorem lub nocą. Powodzie przez nie wywoływane są szczególnie niebezpieczne, gdyż przychodzą nagle i na ogół nie ma czasu na ewakuację ludzi i dobytku. W terminologii angielskiej mają swoją nazwę flash flood, czyli w dosłownym tłumaczeniu powódź błyskawiczna. W ciągu kilku minut poziom wody w niewielkiej rzeczce może podnieść się o kilka (nawet 10!) metrów, a rwący prąd zabiera ze sobą wszystko. Tego typu powodzie są najniebezpieczniejsze w terenie górskim z kilku powodów: po pierwsze orografia wzmaga aktywność konwekcyjną, po drugie duże spadki terenu powodują szybkie spływanie wody, po trzecie wąskie doliny powodują wysokie spiętrzenie fali powodziowej. Co roku w Polsce i na świecie zdarza się wiele tego typu kataklizmów i niektóre z nich są tragiczne w skutkach. 1212
Paradoksalnie powodzie błyskawiczne są niebezpieczne także w terenie pustynnym. Jeśli wystąpi tam silny opad konwekcyjny, to ze względu na brak pokrycia roślinnością, która zatrzymuje znaczną część wody, spływ wody w dół zlewni jest bardzo szybki nawet przy niewielkim nachyleniu terenu, a fala powodziowa może błyskawicznie, z prędkością kilkudziesięciu kilometrów na godzinę, przemieścić się na odległość kilkunastu i więcej kilometrów pojawiając się w miejscu, gdzie opadu nie było od lat. Grad Mechanizm powstawania gradu jest podobny do mechanizmu powstawania opadu nawalnego. Strefa akumulacji wody w chmurze występuje jednak w obszarze ujemnych temperatur krople opadowe zamarzają; a na początkowo małych gradzinach osadzają się kolejne warstwy wody przynoszonej z niższych wysokości. Jeżeli prąd wstępujący nie jest skierowany pionowo do góry, a meandruje, to gradziny, które wypadły z górnych obszarów prądu wstępującego, mogą spadając dostać się znowu w obszar ruchów wstępujących i rosnąć w kilku cyklach takiego procesu. Przy ekstremalnie dużych prędkościach wznoszenia może wówczas powstać grad o ziarnach-pociskach o rozmiarze wiśni, śliwek, czy nawet piłek tenisowych. Tak wielkie cząstki opadowe spadają z wielką prędkością i mogą poczynić wielkie spustoszenia na powierzchni Ziemi. W Chinach w maju 1988 roku zdarzyło się gradobicie, które zniszczyło 35000 domów oraz przyniosło ok. 100 ofiar śmiertelnych i 9000 rannych. Poryw wiatru Spadające krople czy gradziny wskutek tarcia pociągają za sobą otaczające je masy powietrza. Efektem tego procesu jest powstanie prądu zstępującego Podczas ruchu w dół parowanie kropel i związane z tym ochładzanie może prowadzić do gwałtownego wzrostu prędkości prądu zstępującego (ang. downburst - czy dawać?). Przy powierzchni Ziemi rozpływa się on gwałtownie we wszystkich kierunkach powstaje gwałtowny poryw wiatru, który może sięgać daleko poza obszar kolumny opadowej (na odległość nawet kilkunatu kilometrów). Zjawisko to rzadko powoduje większe zniszczenia na powierzchni Ziemi, ale jest potencjalnie bardzo niebezpieczne dla lotnictwa i żeglugi. Znaczna część wypadków lotniczych przy lądowaniu czy starcie (w tym katastrofa Airbusa Lufthansy w 1994) roku jest jego skutkiem. 1313
Tornado Tornado, zwane też trąbą powietrzną, jest najbardziej gwałtownym zjawiskiem atmosferycznym. Choć powszechnie kojarzy się występowanie tornada z preriami Ameryki Północnej czy wnętrzem kontynentu australijskiego, to jednak spotyka się je w wielu innych częściach świata nie wyłączając Polski. Tornado to intensywny wir powietrzny sięgający powierzchni Ziemi, związany z komórką burzową. Często wewnątrz tornada obserwujemy charakterystyczną chmurę w kształcie lejka bądź wrzeciona, powstającą w wyniku kondensacji pary wodnej w obszarze obniżonego ciśnienia wewnątrz wiru. Mechanizm powstawania tornada nie jest jeszcze dobrze poznany, wiadomo jednak, że koniecznym warunkiem jego powstania jest znacząca zmienność kierunku bądź prędkości wiatru z wysokością (silny pionowy gradient prędkości wiatru). Ruch powietrza podczas tornada można sobie wyobrazić jako ruch wielkiego koła łopatkowego o poziomej osi i dużej prędkości obrotowej (przepływ o dużej wirowości). Jeśli wskutek rozwoju prądu wstępującego w komórce burzowej ruch powietrza zmieni kierunek (koło zmieni pozycję na taką, w której jego oś ma położenie pionowe, a obrót zachodzi w płaszczyźnie poziomej), to powstanie wir, który na skutek rozciągnięcia w pionie przez ruchy wznoszące może sięgnąć powierzchni Ziemi i pojawić się tam jako tornado. Rozmiar tornada najczęściej określa się na podstawie szerokości tzw. ścieżki zniszczeń na trasie wędrującego wiru; wynosi ona od kilku do kilkuset m, typowa szerokość 50 m. Długość ścieżki waha się od kilku m do kilkuset km. Czas życia tornada jest też bardzo zróżnicowany, od kilku sekund ( muśnięcie powierzchni gruntu) do kilku godzin, a typowa prędkość jego przesuwania się wynosi 10 30 km/h, choć niemal stacjonarne czy wędrujące z szybkością 100 km/h trąby powietrzne nie należą do rzadkości. Intensywność tornada (maksymalna prędkość wiatru) nie musi być związana z jego rozmiarem. W celu określenia intensywności tornada korzysta się z tzw. klasyfikacji (skali) Fujity, wprowadzonej pod koniec lat sześćdziesiątych na podstawie licznych obserwacji. Tabela 2. Skala Fujity. Stopień skali Fujity Prędkość wiatru (km/h) Zniszczenia F-0 64 115 niewielkie F-1 115 180 umiarkowane F-2 180 252 znaczące F-3 252 330 poważne F-4 330 417 katastrofalne F-5 417 510 niewiarygodne Tylko ok. 2% tornad przekracza stopień F-2, ale są one odpowiedzialne za 70% wszystkich 1414
ofiar śmiertelnych powodowanych przez tornada. W USA rocznie obserwuje się przeciętnie ok. 800 1000 tornad, które są odpowiedzialne w sumie za ok. 80 zgonów i 1500 poważnych zranień. W Polsce tornada spotyka się rzadko (kilka rocznie) i mają one małą intensywność. Czasami w sytuacjach synoptycznych sprzyjających silnej aktywności burzowej może pojawić się jednocześnie wiele komórek konwekcyjnych generujących tornada. Mogą one wówczas dokonać naprawdę dużych zniszczeń. Przykładem może być sytuacja z 31 maja 1985, kiedy w ciągu jednego dnia w Pensylwanii i Ohio zarejestrowano 41 tornad, które spowodowały śmierć 75 osób i szkody szacowane na 450 mln dolarów. Inne klęski żywiołowe związane ze zjawiskami atmosferycznymi. Powodzie Powodzie roztopowe lub powodzie wywołane wylaniem rzek wskutek zatamowania przepływu wody są równie groźne jak powodzie związane z opadami deszczu powodowanymi przez cyklony tropikalne, niże czy burze. Pierwsze zależą od grubości pokrywy śnieżnej, szybkości i rodzaju ocieplenia i zaczynają się na ogół od roztopów w górach, gdzie pokrywa śnieżna jest największa. Drugie najczęściej są skutkiem powstania tzw. zatorów lodowych, które najczęściej narastają w rejonach spłycenia koryta rzeki bądź w rejonach spowolnienia prędkości przepływu (zmniejszenia spadku) rzeki. W Polsce szczególnie narażone na tego rodzaju powodzie są środkowe części naszych wielkich rzek: Wisły i Odry, oraz środkowe i dolne części ich największych dopływów. Powodzie powodowane przez spiętrzenie wód morza na skutek silnego wiatru wiejącego w kierunku brzegu wystąpują na wybrzeżach (w Polsce zdarza się to co kilka lat na Półwyspie Helskim) i u ujścia wielkich rzek (czasami kilkadziesiąt kilometrów w głąb lądu). W Europie szczególnie zagrożone są ujścia Renu i Tamizy, gdzie występują wysokie pływy, a okoliczne tereny są nisko położone. W ostatnich latach powstały tam niezwykłe ruchome zapory, które są otwarte w normalnych warunkach, a zamykane w przypadku niebezpieczeństwa. Lawiny Z opadami w różnej formie jest związane niebezpieczeństwo lawin. Występują one tylko na terenach górskich. Lawiny śnieżne są niebezpieczne zimą i wiosną, lawiny błotne i osunięcia ziemi powstają na ogół w temperaturach większych od zera. Do powstawania lawiny prowadzi utrata stabilności w materiale formującym lawinę. Pomiędzy cząstkami materiału (np. leżącym na zboczu lub formującym zbocze) działają siły tarcia, które w stanie stabilnym równoważą jego ciężar. Jeśli ciężar wzrośnie powyżej pewnej granicy (np. wzrośnie masa nawisu śnieżnego wskutek opadu) lub zmaleją siły tarcia (np. wskutek przedostania się wody 1515
między cząstki materiału), to materiał osuwa się ze zbocza w dół. Działanie wody może być przyczyną zarówno wiosenych lawin śnieżnych (woda roztopowa penetruje pokrywę śnieżną), jak i lawin błotnych i osunięć ziemi (źródłem wody jest na ogół silny opad). Susze W przeciwieństwie do gwałtownych wiatrów czy burzy susza jest procesem rozciągniętym znacznie w czasie. Na ogół jest związana z długotrwałym utrzymywaniem się obszaru podwyższonego ciśnienia nad danym terytorium. Obecność ruchów zstępujących, typowa dla obszarów wysokiego ciśnienia, nie pozwala na uformowanie opadowych chmur warstwowych i powoduje à inwersję temperatury, hamującą działalność burzową. Wzrasta więc nasłonecznienie, a parowanie i odpływ wody z gruntu nie są równoważone dopływem wody opadowej. Utrzymywanie się tego stanu przez dłuższy czas powoduje wysychanie gruntu, przy czym istotne znaczenie dla tego procesu ma rodzaj pokrycia gruntu. Szata roślinna powstrzymuje odpływ, może też regulować parowanie. Zmiana pokrycia (np. wycięcie lasu) może w krótkim czasie spowodować katastrofalną suszę. W strefie okołozwrotnikowej na południowej i północnej półkuli istnieją obszary, w których długotrwałe bądź permanentne utrzymywanie się wyżów jest związane z własnościami ogólnej cyrkulacji atmosfery. Część tych terenów to pustynie, pozostałe są szczególnie zagrożone suszą. Wycięcie lasów w północno-wschodniej Afryce (strefa Sachelu) doprowadziło tam do klęski suszy, która trwa od dziesiątków lat. Na naszych oczach znika jezioro Czas na południe od Sahary i Morze Aralskie w Azji Środkowej. Zakończenie Susza jest klasycznym przypadkiem klęski żywiołowej, w której siły natury splatają się ze skutkami działalności cywilizacyjnej. Podobnie jest przypadku powodzi zmiana ukształtowania bądź pokrycia gruntu czy regulacja rzeki mogą, poprzez zmianę warunków spływu wody, prowadzić do niebezpiecznych sytuacji czy wręcz katastrof. Wydaje się, że w ostatnich latach stajemy przed poważnym zagrożeniem, które może dotknąć nas wszystkich, choć oczywiście nie wszędzie objawi się jako klęska żywiołowa. Zagrożeniem tym jest niebezpieczeństwo globalnych zmian klimatu wywołanych czynnikami antropogenicznymi. Atmosfera jest bowiem częścią większej całości, jaką jest nasza planeta, i każda zmiana czy na powierzchni planety czy w samej atmosferze odbija się na cyrkulacjach, ruchach i zjawiskach w niej zachodzących. Nieodpowiedzialna i nieświadoma działalność oraz ingerencja w naturę może przynieść nieprzewidziane skutki. Nawet powierzchowne opisanie tego problemu wymaga jednak co najmniej osobnego dużego artykułu. 1616