Cyklony tropikalne
- Cyklony tropikalne - Andrzej A. Marsz i Anna Styszyńska
- Bazy danych o cyklonach tropikalnych
- Publikacje na temat cyklonów tropikalnych dostępne w sieci internetu
Cyklony tropikalne
Rozdziały 3 i 4, poprawione i uzupełnione skryptu A. Marsza i A. Styszyńskiej "Materiały do ćwiczeń z meteorologii i oceanografii - cz. II - Cyklony tropikalne", WSM Gdynia, 1992 (wyd. I). Prawa autorskie zastrzeżone.
3. Cyklon tropikalny i jego budowa, pogoda w cyklonie tropikalnym
3.1. Przyziemne pole ciśnienia atmosferycznego w cyklonie tropikalnym
3.2. Pole wiatru
3.3. Temperatura powietrza
3.4. Pole zachmurzenia i opady
3.5. Powierzchnia morza pod cyklonem tropikalnym
3.6. Pogoda w cyklonie tropikalnym
4. Powstanie i ewolucja cyklonów tropikalnych. Ruch postępowy cyklonów
4.1. Nieco o genezie cyklonów tropikalnych
4.2. Cykl rozwojowy cyklonów tropikalnych
4.3. Klasyfikacja prognostyczna cyklonów tropikalnych
4.4. Rozmiary cyklonów tropikalnych
4.5. Ruch postępowy cyklonów tropikalnych
Cyklonem tropikalnym nazywa się najsilniejsze ze znanych zmąceń atmosferycznych w strefie międzyzwrotnikowej. Cyklon tropikalny przestawia sobą skomplikowany twór, w którym jednocześnie funkcjonują procesy kinematyczne, termodynamiczne i adwekcyjne na wielką skalę. Jest to stosunkowo niewielki (w porównaniu z układami cyklonalnymi szerokości umiarkowanych i wysokich), lecz bardzo intensywny wir powietrza posiadający olbrzymi zasób energii kinetycznej. Wraz z powstaniem wiru przy powierzchni oceanu wykształca się głęboki układ niskiego ciśnienia o wielkich gradientach barycznych. Istnienie wiru i układu niskiego ciśnienia są ze sobą wzajemnie sprzężone, rozwój pierwszego wpływa na drugi i odwrotnie. Pierre Pedelaborde (1958) wyróżnia cztery podstawowe cechy cyklonów tropikalnych:
- Istnienie ruchomej depresji barycznej, obejmującej zbliżony do kolistego obszar o promieniu od 25 do 120 i więcej Mm (50-220 i więcej km). Izobary wyznaczające tę depresję są zbliżone do koncentrycznych i bardzo silnie zagęszczone, co powoduje istnienie niezwykle silnych poziomych gradientów barycznych mogących dochodzić do 60 hPa (1 hPa/1 Mm). Prowadzi to do powstania niezwykle silnych wiatrów mogących przekraczać nawet 100 m/s.
- Wiatry, w odróżnieniu od tego, co zazwyczaj obserwuje się w tropiku, w pobliżu centrum cyklonu, w strefie największego gradientu mogą wiać niemal równolegle do izobar.
- Brak tu nieciągłości w polu temperatury (frontów), wirowanie obejmuje jednorodną ciepłą masę powietrza.
- Jeżeli wykluczyć centralną część CT ("oko cyklonu"), to cały układ znajduje się w stanie wyjątkowo silnego ruchu wstępującego, który powoduje intensywne zachmurzenie i bardzo silne deszcze.
Cyklonem tropikalne (dalej CT) mogą znajdować się w różnych stadiach rozwoju. Zanim przejdzie się do bardziej szczegółowego omawiania spraw związanych z genezą oraz rozwojem CT, zachodzi potrzeba wyjaśnienia szeregu pojęć i spraw podstawowych. Będą one odniesione do typowego układu, przedstawiającego w pełni rozwinięty CT, służący jako pewnego rodzaju wzorzec.
3.1. Przyziemne pole ciśnienia atmosferycznego w cyklonie tropikalnym
Barogramy z licznych stacji meteorologicznych położonych na wybrzeżach i wyspach oceanicznych oraz ze statków, nad którymi przeszedł CT pozwalają na dobre uogólnienie cech obrazu przyziemnego pola barycznego CT. Charakteryzuje się ono pewnymi cechami szczególnymi (patrz ryc. 1). Zwraca uwagę przede wszystkim to, że izobary na peryferiach cyklonu wykazują większe odległości od siebie i w miarę zbliżania się do centrum CT odległości między nimi maleją. Tym samym poziome gradienty ciśnienia nie są stałe, lecz stopniowo wzrastają. W centrum cyklonu obserwuje się zazwyczaj (nie zawsze !) mniejszy lub większy obszar bezgradientowy. Jeżeli wykona się profil przez pole ciśnienia CT, nietrudno zauważyć, że im mniejsza odległość do centrum CT, tym gradient baryczny jest większy (o wielkości gradientu świadczy odchylenie krzywej profilu). Obszar bezgradientowy wewnątrz, w obrębie którego występuje minimalna wartość ciśnienia atmosferycznego, stanowi centrum układu barycznego CT i z dużym przybliżeniem odwzorowuje położenie tzw. oka cyklonu. Należy również zwrócić uwagę na fakt, że izobary są koncentryczne tylko w pewnym przybliżeniu. Profil ciśnienia nie jest symetryczny, co świadczy o tym, że położenie rzeczywistego centrum CT (obszar o minimalnym ciśnieniu) nie pokrywa się z geometrycznym środkiem CT określonym przez zarys izobary zewnętrznej, wyznaczającej zarys CT.
 |
Ryc. 1. Obraz pola ciśnienia cyklonu tropikalnego i profil ciśnienia przeprowadzony przez cyklon wzdłuż linii A-B. x - centrum układu wyznaczone przez minimum ciśnienia, o, p, r - proste wyznaczające geometryczny środek CT, strzałka wyznacza kierunek ruchu postępowego CT |
Jeżeli zorientować CT w ten sposób, że będzie się patrzyło nań w kierunku jego ruchu, można zauważyć, że rzeczywiste centrum CT leży w prawo i nieco powyżej od jego centrum geometrycznego. Taki obraz obserwuje się w CT występujących na półkuli północnej. Na półkuli południowej, ze znanych przyczyn (odwrotny znak działania siły Coriolisa), rzeczywiste centrum CT będzie na lewo i nieco powyżej od jego centrum geometrycznego. To ekscentryczne, względem położenia geometrycznego środka CT, położenie centrum pola ciśnienia powoduje, że gradienty baryczne w prawej przedniej (na półkuli północnej, - lewej przedniej na półkuli południowej) części CT są największe. Średni gradient baryczny w prawej przedniej części CT (lewej przedniej na półkuli S) jest zazwyczaj 2,0-2,2 razy większy od średniego gradientu w lewej tylnej części CT (prawej tylnej na drugiej półkuli).
Ciśnienia atmosferyczne w centrum CT wykazują duże zróżnicowanie. Zazwyczaj pierwszą izobarą wyznaczającą zarys CT jest izobara 1010 hPa. W centrum CT obserwuje się wartości wartości ciśnienia mieszczące się w granicach 990 do 873 hPa (Mamedov i Pavlov, 1974). Rzeczywiste wartości ciśnienia, jakie występują w centrum CT, w wielu przypadkach pozostają nieznane z dwu przyczyn: 1 - centrum CT nie przechodzi przez stację meteorologiczną, w związku z tym minimalne zmierzone ciśnienie nie charakteryzuje ciśnienia w centrum; 2 - koczy się skala przyrządów pomiarowych (np. standardowy barograf posiada zakres pomiarowy od 1050 do 950 hPa). Z tego względu minimalne wartości ciśnienia atmosferycznego w CT często budzą wątpliwości i dyskusje. W starym podręczniku B. Gładysza (1957) podane jest np. minimalne ciśnienie atmosferyczne zmierzone w CT równe 886,8 hPa, nowsze dane wskazują, że ciśnienie to może być znacznie niższe (877 hPa - 1958 rok, tajfun IDA na NW Pacyfiku, 870 hPa - 12.10.1979, tajfun TIP na NW Pacyfiku - pomiar z samolotu zwiadowczego - ryc. 2). Przeciętne spadki ciśnienia między peryferiami CT, a jego centrum wynoszą od 20 do 50 hPa.
 |
 |
Ryc. 2. Zmiany ciśnienia w centrum tajfunu TIP w dniach od 6 do 19 października 1979 roku i jego trasa
według: http://agora.ex.nii.ac.jp/digital-typhoon/summary/wnp/s/197920.html.en
O intensywności cyklonu tropikalnego nie świadczy jednak wyłącznie głębokość spadku ciśnienia w jego centrum, lecz wielkość gradientu barycznego, zależna od odległości, na której spadek ten występuje. Stąd często niewielkie pod względem rozmiarów CT, w których notuje się spadki ciśnienia w granicach 25-30 hPa, charakteryzują się większą intensywnością od wielkich cyklonów, w których spadki ciśnienia przekraczają 50 hPa. W strefie bliskiej centrum CT maksymalne gradienty baryczne obliczone z barogramów wynoszą 50-220 hPa (0,5-2,0 hPa/1 km), a nawet więcej. Często w całym cyklonie obserwuje się spadki ciśnienia o 50 hPa na odległości 50-100 km ! (Riehl, 1979). W cyklonach (niżach) szerokości umiarkowanych i wysokich takie spadki ciśnienia (rzędu 50 hPa) nie są niczym nadzwyczajnym, jednak tak wielkie gradienty baryczne występują niesłychanie rzadko (np. spadek ciśnienia o 50 hPa na odległości 100 km daje gradient równy 55-56 hPa). Na mapach synoptycznych brak jest możliwości graficznych przedstawienia wszystkich izobar w cyklonie tropikalnym. Z tego względu zazwyczaj nanosi się tylko kilka zewnętrznych izobar. Z wrysowania pozostałych izobar rezygnuje się i oznacza tylko ciśnienie w centrum CT. Należy o tym pamiętać i nie sugerować się obrazem pola ciśnienia przedstawionym na mapie faksymilowej (synoptycznej - ryc. 3), lecz koniecznie sprawdzić dane zawarte w opisie CT zamieszczonym na mapie.
Ryc. 3. Przykładowe obrazy CT na mapach synoptycznych
3.2. Pole wiatru
Jest oczywiste, że opisane pole ciśnienia określa pole wiatru w cyklonie. Kierunki cyrkulacji są typowe dla cyrkulacji cyklonalnej na danej półkuli (przeciwne do ruchu wskazówek zegara na półkuli północnej, zgodne - na półkuli południowej. Na peryferiach CT wiatr jest słaby, W miarę wchodzenia mas powietrza w strefę zwiększającego się stopniowo gradientu prędkość wiatru rośnie proporcjonalnie do wzrostu wartości gradientu barycznego. Jednocześnie ze wzrostem prędkości wiatru cząstki powietrza zbliżają się po spiralnych torach coraz bardziej do centrum CT. Promień krzywizny izobar (r) maleje, prędkość wiatru (v) rośnie, w związku z czym wzrasta stopniowo rola siły odśrodkowej (v2/r) w kształtowaniu pola wiatru. Powoduje to stopniowe zmniejszanie się kąta zawartego między kierunkiem wiatru a izobarą. O ile na peryferiach cyklonu kąt między izobarą a kierunkiem wiatru wynosi około 20-25°, to w bezpośrednim pobliżu centrum ("oka cyklonu") wiatr wieje niemal równolegle do izobar. Jednocześnie rosnąca siła odśrodkowa powoduje zmniejszanie się prędkości wiatru w stosunku do tej prędkości, która winna wynikać z gradientu barycznego (np. przyjmując gradient baryczny, występujący strefie w bliskiej centrum CT równy 0,5 hPa/1 Mm, szerokość geograficzną = 20°, to prędkość wiatru przy wodzie obliczona według formuły Vw = 0,7(4,81·GB/sin FI) winna wynosić 295 m/s, czyli zbliżać się do prędkości dźwięku! Oznacza to, że Vw w CT, a konkretnie w partii bliskiej oka NIE WOLNO szacować według tej powszechnie stosowanej w meteorologii i praktyce nawigacyjnej formuły). Nie zmienia to faktu, że prędkości wiatru w strefach bliskich centrum są bardzo duże.
W rezultacie wzrostu siły odśrodkowej konwergencja nie obejmuje centralnej partii CT. Nadmiar masy jest likwidowany przez bardzo silne prądy wstępujące, obejmujące obszary położone wokół centrum cyklonu. W tym rejonie powietrze oprócz ruchu poziomego ma bardzo dużą składową pionową ruchu i wznosi się po spirali ku górze, tworząc wspomniany już gigantyczny wir powietrza (patrz. ryc. 4). Wewnątrz obszaru CT, objętego ostatnią izobarą tworzy się strefa ciszy lub występują tam słabe (do 5 m/s), zmienne wiatry. Brak wiatru w tej strefie oraz charakterystyczne wykształcenie pola zachmurzenia i opadów powoduje, że obszar wewnątrz cyklonu nazywa się "okiem cyklonu".
 |
Ryc. 4. Trajektorie cząstek powietrza w stosunku do ruchomego centrum CT. Kierunek ruchu CT oznaczony czerwoną strzałką. Linie przerywane ukazują liczbę godzin, która jest niezbędna do osiągnięcia przez cząstki powietrza punktu odległego o 0,5° od centrum CT |
Maksymalne prędkości wiatru w CT są bardzo duże. Na podstawie pośrednich oznak szacowano je w wielu cyklonach na powyżej 100-120 m/s (około 0,33 prędkości dźwięku !!!). Na większości stacji meteorologicznych już przy prędkościach wiatru około 100 węzłów (50 m/s) nawet solidnie wykonane anemometry lecą z wiatrem, przeważnie w częściach. Kilka specjalnie skonstruowanych do pomiarów ekstremalnie silnych wiatrów anemografów wykazało maksymalne prędkości wiatru powyżej 160 węzłów (80 m/s), zanim nie uległo zniszczeniu (Riehl, 1979). Anemometry okrętowe rzadko kiedy są w stanie wytrzymać wiatr o prędkościach 45-50 m/s. Stąd też zachodzi potrzeba szacowania maksymalnych prędkości wiatru w najsilniejszych CT na podstawie pośredniej. Te ostatnie dokonywane są na lądzie, gdyż na morzu brak jest przedmiotów i obiektów, które stanowić mogłyby podstawę do takich szacunków (ogólnie - maksymalną prędkość wiatru szacuje się z charakteru zniszczeń. Szacunek polega na przykład na tym, że samochód po przejściu CT znalazł się w odległości 200 m od miejsca jego zaparkowania i nie na ziemi, ale w ruinach budynku na wysokości pierwszego piętra. Znając masę samochodu, współczynnik jego oporu aerodynamicznego w poszczególnych przekrojach, wielkość powierzchni tych przekrojów i kilka innych mniej istotnych parametrów, można obliczyć wielkość siły, która musiała być przyłożona do tego samochodu, aby przenieść go na taką odległość i wysokość. Z wielkości przyłożonej siły określa się prędkość wiatru). Nad lądem jednak, ze względu na wzrost siły tarcia prędkość wiatru w cyklonie będzie niższa niż nad wodą.
Istnieje szereg formuł empirycznych pozwalających szacować maksymalne prędkości wiatru w CT. Biorą one jako dane wyjściowe do obliczeń różne parametry, zawsze jednak uwzględniają różnice ciśnienia atmosferycznego między peryferiami cyklonu a jego centrum. Oszacowane maksymalne prędkości wiatru nad wodą w zależności od różnic ciśnienia atmosferycznego występującego między pierwszą zamkniętą izobarą CT a jego centrum (przy przyjęciu szeregu dodatkowych założeń), dokonane za pomocą jednej z takich formuł przedstawia tabela 1, zaczerpnięta z pracy Mamedova i Pavlova (1974). Dane w niej zawarte należy traktować orientacyjnie. Szacunki dokonane przy zastosowaniu innych formuł dają nieco różne wyniki (w granicach ±15-20%).
Tabela 1. Związek między różnicą ciśnienia między centrum CT a jego peryferiami (Delta p) a maksymalną prędkością wiatru (Vw) w cyklonie tropikalnym
| Delta p [hPa] | 10 | 20 | 30 | 40 | 50 | 60 | 70 | 80 | 90 | 100 | 110 | 120 | 130 |
| Vw [ m/s] | 25,9 | 36,7 | 44,9 | 51,9 | 58,0 | 63,8 | 68,8 | 73,3 | 77,8 | 82,0 | 86,0 | 89,8 | 93,5 |
Dla praktyki nawigacyjnej ważniejszą sprawą od maksymalnej prędkości wiatru w cyklonie jest możliwość określenia wielkości promienia wiatrów o danej sile. Najczęściej wyróżnia się trzy strefy wiatrów o określonej sile, których rozkład określa się za pomocą dwu promieni - promienia wiatrów huraganowych (siła wiatru ?12°B) i promienia wiatrów sztormowych (siła wiatru od 11° włącznie do 8°B włącznie). Na zewnątrz tego ostatniego promienia pozostaje rozległa strefa wiatrów o sile 7°B i mniej (wiatry słabsze od sztormowych). Wielkość tych promieni można oszacować z dość dobrym przybliżeniem z różnego rodzaju empirycznych reguł, do których potrzebne są dane uzyskiwane obecnie głównie ze zdjęć satelitarnych (patrz German, 1975). Promień wiatrów sztormowych w poszczególnych cyklonach może wahać się w szerokich granicach - zazwyczaj od 50 km do 500 km (25-270 Mm). Promień wiatrów huraganowych (?12°B), jeśli takowe występują, stanowi zazwyczaj od 0,5 do 0,33 podanych wartości promienia wiatrów sztormowych, to jest od 25 km (15 Mm) do 150-160 km (80-90 Mm).
Ze względu na nierównomierny rozkład gradientu barycznego w przestrzeni CT większe prędkości wiatru zawsze występują w prawej połówce cyklonu (na półkuli północnej, jeżeli na CT patrzy się w kierunku jego ruchu; na półkuli południowej - w lewej). Z kolei w prawej połówce (lewej na półkuli południowej) większe wartości gradientu barycznego występują w jej przedniej ćwiartce, stąd i prędkość wiatru w tej ćwiartce jest największa. Tego rodzaju przestrzenne zróżnicowanie prędkości wiatru może powodować, że wiatry huraganowe będą występować wyłącznie w jednej ćwiartce lub połówce CT, gdy na pozostałym obszarze otaczającym centrum CT panować będą słabsze wiatry - czyli tylko sztormowe. We wcześniejszych stadiach rozwoju CT może wytworzyć się podobna sytuacja - na przykład wiatry sztormowe wystąpią tylko w prawej ćwiartce, a na pozostałym perymetrze oka cyklonu panować będą wiatry słabsze. Oczywiście, jest to kwestia klasyfikacyjna - występująca w sytuacji, gdy akurat prędkości wiatru przechodzą przez granice przedziałów prędkości oddzielających wiatry huraganowe od sztormowych czy też sztormowych i słabszych. Niemniej jednak zawsze w prawej (lewej na S półkuli) połówce prędkości wiatru w CT są większe, a maksymalne prędkości wiatru w całym CT wystąpią w prawej przedniej (lewej przedniej na S półkuli) ćwiartce. Jeżeli na przykład w cyklonie występują tylko wiatry sztormowe (17-32 m/s), to trzeba pamiętać, że wiatry w prawej przedniej (lewej przedniej) ćwiartce będą najsilniejsze (np. osiągną siłę 10°B, gdy w pozostałych partiach CT będą słabsze: 8-9°B.
3.3. Temperatura powietrza
Temperatura powietrza w cyklonie rozkłada się niemal symetrycznie względem jego centrum. W przywodnej warstwie powietrza wyższe wartości temperatury obserwuje się w peryferycznych częściach CT (zazwyczaj około 27-28°C), w miarę zbliżania się ku centrum CT temperatura nieznacznie spada (do około 26°C przed ścianą oka). Spadek temperatury jest skutkiem schładzania się powietrza przez opady (patrz podrozdział 3.4) oraz adiabatycznego ochładzania powietrza zachodzącego w efekcie jego rozprężania się w obszarze coraz to niższego ciśnienia. Nawet gdyby temperatura wody powierzchniowej była jednakowa (a temperatura ta nieznacznie wzrasta ku centrum CT - około 1°C od 28° do 29°C), to w takiej sytuacji wzrastają różnice temperatury pomiędzy powierzchnią oceanu a powietrzem (woda cieplejsza od powietrza). Sprzyja to intensywnemu przekazywaniu ciepła z powierzchni oceanu do atmosfery. Najwyższe temperatury w przywodnej warstwie powietrza obserwuje się w samym oku cyklonu, co powoduje że w rejonie "ścianek" oka cyklonu rysują się wyraźniejsze, choć bardzo słabe, poziome gradienty temperatury. Występowanie maksymalnych wartości temperatury powietrza wewnątrz oka cyklonu związane jest z istnieniem na jego obszarze zstępujących ruchów powietrza i tym samym jego adiabatycznym ogrzewaniem się.
Jeżeli rozpatrywać kształtowanie się temperatury w trójwymiarowym modelu CT, zauważa się, że w centralnych partiach cyklonu tropikalnego występuje powietrze znacznie cieplejsze niż na tym samym poziomie na jego peryferiach. Na poziomie 850 hPa (około 1650 m) temperatura w centrum CT jest wyższa o 2-3°C niż powietrza otaczającego; na poziomie 700 hPa (3200-3300 m) ta różnica wynosi już 5-6°C; na poziomie 500 hPa (około 5500 m) powietrze w centrum jest cieplejsze o 7-8°C. Jeszcze wyżej, na poziomie 300 hPa różnica ta wynosi 9-10°C. Przyczyną takiego "ocieplania" centralnych partii cyklonu jest wydzielanie olbrzymich ilości utajonego ciepła kondensacji ze wznoszących się w wirze powietrznym mas wilgotnego powietrza. Wydzielanie się tego ciepła powoduje, że wznoszące się powietrze staje się coraz lżejsze od otaczającego. Dzięki temu rosną stopniowo siły wyporu hydrostatycznego, powodując utrzymywanie się działania niezwykle silnych prądów wstępujących w rejonie bliskim centralnym partiom cyklonu.Ma to zasadniczy wpływ na utrzymywanie się głębokiej depresji pod centralną częścią cyklonu i funkcjonowanie już opisanego pola wiatru. Jak wynika z tego, bardzo skróconego i uproszczonego, opisu cyklon stanowi uporządkowaną pod względem termicznym strukturę z ciepłym jądrem. Można przedstawić, również bardzo uproszczony dwuwymiarowy model wiążący termikę z dynamiką w cyklonie tropikalnym (ryc. 5).
Ryc. 5. Model dwuwymiarowy wiążący termikę z dynamiką w CT. Proporcje rysunku całkowicie zniekształcone, nie należy na jego podstawie wyrabiać sobie sądu o wielkościach poszczególnych stref dynamicznych i termicznych. Dane liczbowe charakteryzujące temperatury powietrza i wody zaczerpnięto z pracy Mamedova i Pavlova (1974).
3.4. Pole zachmurzenia i opady
Zachmurzenie występujące w cyklonie tropikalnym charakteryzuje się wieloma cechami szczególnymi, tak w układzie poziomym, jak i w przekroju pionowym. Wynikają one ze zdeterminowania pola zachmurzenia przez wcześniej omówione prawidłowości pola wiatru i temperatury. Rozpatrując dwuwymiarowy model cyrkulacji powietrza w CT, w najprostszy sposób przekrój przez układ zachmurzenia występujący w cyklonie przedstawić tak, jak to pokazano na ryc. 6.
W dolnej, przywodnej części (do około 3000 m) w powietrzu napływającym z peryferycznych części CT, ulegającym konwergencji, zaczynają w dość znacznej odległości od centrum cyklonu występować ruchy wznoszące, na których tworzą się chmury o budowie pionowej - Cu med i Cu con. Nasilenie się procesów konwergencji w miarę zbliżania się do centrum CT powoduje, że konwekcja gwałtownie rośnie. Chmury te (Cu med i Cu con) rozbudowują się w pionie i w poziomie, zaczynają się ze sobą łączyć podstawami. Wzrasta liczba bardzo silnie wypiętrzonych chmur Cu con oraz mogą pojawiać się chmury Cb. W pewnej odległości od centrum cyklonu natężenie prądów wstępujących jest tak wielkie, że wytwarza się jeden wielki masyw chmur sięgający 13 000-15 000 m, a nawet 17 000 m (do tropopauzy), otaczający zwartym pierścieniem centralną część CT.
Na poziomie 13-14 km, niekiedy nieco niżej, funkcjonuje cyrkulacja antycyklonalna, rozrzucająca na zewnątrz wynoszone powietrze, przepełnione kryształkami lodu. Tworzą się rozległe połacie chmur Cs. W pobliżu centrum są one stosunkowo grube, wraz z oddalaniem się od centrum stopniowo cienieją, zamieniając się w oddzielne pasma chmur pierzastych - Ci, pomiędzy którymi mogą występować większe skupienia chmur Cc.
Wewnątrz centralnej części CT chmury nie występują. Oś wiru otoczona przez pionowe ściany chmur, które zwykle klasyfikuje się jako chmury Cb, tworzy tak zwane oko cyklonu. Tp pojęcie, używane już wcześniej, często jest wykorzystywane jako synonim pojęcia centrum CT. Należy jednak pamiętać, że ścisłe znaczenie tego terminu dotyczy właśnie zachmurzenia.
Ryc. 6. Przekrój przez pole zachmurzenia w cyklonie tropikalnym. Proporcje pionu i poziomu nie zachowane.
O - powierzchnia oceanu; N - centrum niżu dolnego (przy powierzchni oceanu), czyli CT; W - centrum antycyklonu górnego (pod tropopauzą); T - poziom tropopauzy tropikalnej; "oko" - oko cyklonu, oś wiru; Skz - strefa konwergencji zewnętrznej
W oku cyklonu odbywa się, jak już wspomniano, powolny ruch zstępujący powietrza. Zstępujące powietrze ogrzewa się adiabatycznie, co sprawia, że w powietrzu wewnątrz oka występują dość duże niedosyty wilgotności. To z kolei uniemożliwia tworzenie się chmur, przynajmniej w wyższych warstwach powietrza. Jeżeli w dolnych, przywodnych warstwach powietrza nie występuje w oku cyklonu inwersja osiadania, to wewnątrz oka, w zenicie i jego otoczeniu, niebo jest bezchmurne (rzadko) lub pokryte chmurami pierzastymi (Ci) albo pierzasto-kłębiastymi (Cc), przez które prześwieca błękit nieba (częściej). Jeżeli jednak inwersja osiadania występuje, to wewnątrz oka cyklonu występuje zachmurzenie niskie - jest to najczęściej zwarta powłoka chmur niskich warstwowych - St. Ten ogólny schemat kształtowania się zachmurzenia jest typowy dla wszystkich CT. Zachmurzenie jednak w poszczególnych CT, a nawet w poszczególnych ich częściach może znacznie różnić się od siebie szeregiem cech drugorzędnych.
Radiolokacyjne sondowanie CT (radarowe), przeloty samolotów badawczych przez cyklony i zdjęcia satelitarne wykazują, że obszar zachmurzenia CT nie stanowi zwartej masy chmur, w której miąższość chmur jednostajnie wzrasta w kierunku oka cyklonu, jak przedstawia to model dwuwymiarowy. Występują w nim wąskie, bardzo rozciągnięte pasma chmur wyżej wypiętrzonych i o znacznie większej wysokości, wykształcone w postaci spiral, schodzących się w pobliżu oka. Długość tych pasm wynosi od kilkudziesięciu (50-60 km) do ponad 400 kilometrów. Ich średnia szerokość natomiast - od kilkunastu, do kilku kilometrów - przy czym nie jest jednakowa, ulega stopniowemu zmniejszaniu się w miarę zbliżania się ku centrum CT. Szerokość przestrzeni pomiędzy pasmami wewnątrz cyklonu, w strefie bliżej oka, jest podobnych rozmiarów jak i pasm gęstych chmur. W miarę oddalania się od centrum odległości między pasmami rosną i mogą dochodzić do kilkudziesięciu km.
Przestrzenie pomiędzy pasmami, zwłaszcza w środkowych i zewnętrznych CT, mogą być pozbawione zachmurzenia niskiego. Wtedy wyżej, pomiędzy ścianami chmur o budowie pionowej, widoczne mogą być chmury Cs, Cc lub Ci, oglądane "od dołu", lub też chmury średnie - Ac (najczęściej) lub As (rzadko) powstające z rozmywania się i rozpadu chmur Cu con. Jeżeli pomiędzy pasmami występuje zachmurzenie niskie, są to chmury Cu. Tam, gdzie konwekcja jest silniejsza lub odległości pomiędzy pasmami są mniejsze, może się pojawić powłoka chmur Sc.
Oglądane od dołu gęste, wysoko wyniesione chmury pionowe w części środkowej CT i bliskiej centrum sprawiają wrażenie jednolitej, ołowiano-szarej lub granatowej masy. Nie widać prześwitów czy też miejsc jaśniejszych lub ciemniejszych. Z tego względu niekiedy można spotkać się w literaturze, zwłaszcza starszej, ze stwierdzeniem, że w centralnych partiach CT występują chmury Ns (warstwowo-deszczowe), a nawet określenie "cykloniczne Ns" (np. Gładysz 1957, Pedelaborde 1958). Pod chmurami, z których wypadają opady dochodzące lub niedochodzące do powierzchni morza, występują zazwyczaj postrzępione chmury złej pogody - St fra, Cu fra. Grubość powłoki chmur w środkowych i bliskich oka cyklonu częściach jest zazwyczaj tak duża, że dopływ światła staje się bardzo ograniczony. W pełni dnia występuje szarówka, a w niektórych wypadkach może być niemal ciemno.
Opady w cyklonie tropikalnym są intensywne. Średnie sumy opadowe wynoszą około 100 mm w ciągu doby (w pobliżu oka). Rozkład opadów jest nierównomierny w przestrzeni, silnie uzależniony od asymetrii cyrkulacji. W większości przypadków znacznie dalej od centrum strefy opadowe rozpościerają się w prawej połówce CT (na półkuli S - w lewej) niż w lewej. Riehl (1979) podaje, że w lewej przedniej ćwiartce (N półkula) strefa opadów może się gwałtownie kończyć już w odległości 60-80 km ok oka. W lewej tylnej ćwiartce strefy opadowe są o wiele bardziej rozległe i mogą sięgać nawet kilkuset km od oka.
W peryferycznych częściach CT występują opady przelotne - na ogół krótkotrwałe, o bardzo dużej intensywności (natężeniu). W tylnych częściach CT opadom towarzyszą zazwyczaj burze i szkwały burzowe. W miarę zbliżania się do centrum CT częstość występowania opadów stopniowo rośnie, przerwy między nimi stają się coraz krótsze. W strefie bliższej oka opady przechodzą najczęściej w opady ciągłe, ich natężenie jest jednak silnie zmienne - okresy ekstremalnie silnych opadów przeplatają się z okresami wyraźnie słabszego deszczu. Intensywnym opadom towarzyszą zazwyczaj silne wyładowania atmosferyczne. Wewnątrz oka cyklonu opady nie występują.
Przemieszczające się nad obszarami lądowymi CT często powodują katastrofalne powodzie pochłaniające liczne ofiary śmiertelne i czyniące olbrzymie straty materialne. Powodzie te są szczególnie wielkie wtedy, gdy CT nad lądem przemieszcza się bardzo powoli lub też zatrzyma się nad jakimś obszarem.
3.5. Powierzchnia morza pod cyklonem tropikalnym
Bardzo silne oddziaływanie wiatru na powierzchnię oceanu pod cyklonem tropikalnym powoduje szereg zjawisk, które dodatkowo komplikują pogodę w strefie cyklonu tropikalnego. Wiatry stopniowo wzmagając się w kierunku centrum CT, powodują intensywny rozwój falowania. Wobec dużych prędkości wiatru przyrost wysokości fali jest bardzo szybki. Z drugiej strony, w miarę zbliżania się do centrum CT, następuje stosunkowo szybki skręt wiatru, co powoduje, że długości rozbiegu wiatru generującego są stosunkowo krótkie (20-40 Mm). Powoduje to wzrost nie tylko wysokości fali, ale również stromości fal w kierunku centrum CT.
W oku cyklonu nie występuje wiatr, ale fale wygenerowane przez wiatry wiejące z różnych kierunków dookoła oka wchodzą nad obszar oka cyklonu jako fala rozkołysu (martwa fala) również ze wszystkich kierunków. Występuje tam niezwykle silna interferencja falowania; w przypadku interferencji fal o podobnych okresach może wystąpić tam fala stojąca, niezwykle groźna dla statku.
Po osiągnięciu przez wiatr siły 8° w Skali Beauforta rozpoczyna się unoszenie w powietrze bryzgów fal i piany, stopniowo zmniejszające widzialność poziomą wraz z dalszym wzrostem siły wiatru. Przy 10-11°B ilość pyłu wodnego i płatów piany w powietrzu rośnie tek bardzo, że widzialność jest już wyraźnie ograniczona. Osiągnięcie przez wiatr siły 12°B powoduje nie tylko porywanie pyłu wodnego z piany i bryzgów fal, ale również "wyrywanie" pyłu wodnego z powierzchni wody. Widzialność staje się bardzo ograniczona, zaczyna zatracać się granica między powietrzem a wodą, powietrze jest wypełnione płatami piany i pyłu wodnego oraz bryzgami niesionymi niemal poziomo przez wiatr.
3.6. Pogoda w cyklonie tropikalnym
Zarysowany obraz kształtowania się pola ciśnienia, wiatru, temperatury, zachmurzenia i opadów pozwala na dokonanie syntezy, jaką jest charakterystyka warunków pogodowych panujących w CT. Warunki te można rozpatrywać, mając przed oczyma trójwymiarowy model w pełni rozwiniętego cyklonu tropikalnego (ryc. 7). Wyróżnić tutaj można pięć stref pogodowych, z których jedna oznaczona jako zerowa znajduje się na zewnątrz cyklonu tropikalnego, choć pogoda w niej kształtuje się pod wpływem bliskiego istnienia cyklonu, pozostałe cztery strefy - oznaczone jako 1, 2, 3 i 4 - znajdują się w cyklonie. We wszystkich tych strefach warunki pogodowe zmieniają się stopniowo w kierunku centrum CT.
 |
Ryc. 7. Trójwymiarowy model pola chmur strefy pogodowe: |
Strefa "0". Jest to strefa położona na zewnątrz CT. W strefie tej pogoda na ogół wyraźnie różni się od pogody, jaka występowałaby w tym rejonie (pasatu lub monsunu), gdyby nie zaznaczała się bliskość cyklonu. Różnica ta polega głównie na odmienności kształtowania się wiatru i zachmurzenia. Ogólnie można stwierdzić, że w tej strefie pogoda się polepsza. Zachmurzenie wyraźnie się zmniejsza do 1-2 lub też niebo pozostaje bezchmurne. Widzialność pozioma się polepsza, często osiągając wartość równą 9 (doskonała, niezwykle dobra) w morskiej skali widzialności. Wiatry na ogół słabną i zmieniają kierunek w stosunku do kierunku wiatru panującego na danym akwenie w danym sezonie lub też zanikają całkowicie i panuje cisza. Ciśnienie atmosferyczne zazwyczaj nieznacznie wzrasta. Morze jest spokojne lub też występuje długa, łagodna, niemal symetryczna względem grzbietów fala (charakter falowania uzależniony jest od położenia statku względem CT), nadchodząca często z kierunku zasadniczo odmiennego od kierunków wiatrów panujących (przeważających) w danym sezonie.
W miarę zbliżania się do granicy między strefami "0" i "1", ale jeszcze w strefie "0", ciśnienie atmosferyczne zaczyna na ogół bardzo powoli spadać, półdobowy regularny rytm zmian ciśnienia ulega zakłóceniu. Niezwykła przezroczystość powietrza ustępuje, błękit nieba blednie, wokół Słońca i Księżyca pojawia się halo. W porach wschodu i zachodu Słońca niebo przybiera fantastyczne barwy zmierzchowe, głównie w odcieniach krwistoczerwonych i czerwono-fioletowych. Niekiedy przed wschodem Słońca obserwuje się występowanie ciężkich, żółto-szarych barw świtowych.
Na krańcach tej strefy są już na ogół wyraźnie widoczne chmury pierzaste (Ci), szczególnie daleko od CT chmury Ci i Cc rozciągają się w tylnej części cyklonu, często w postaci smug zbiegających się w określonym sektorze widnokręgu (Ci ra), lub chmury warstwowo-pierzaste (Sc). W pobliżu granicy tej strefy napotkać można również izolowane, silnie wypiętrzone chmury Cu con, dające opady (chmury strefy konwekcji zewnętrznej - ryc. 6 i 7).
Strefa "1". Strefa peryferyczna cyklonu (wiatrów słabszych od sztormowych). W tej strefie ciśnienie atmosferyczne wyraźnie, choć początkowo jeszcze powoli spada. Pojawia się wyraźny wiatr o kierunku najczęściej odmiennym od kierunku przeważających wiatrów, stopniowo rosnący. Na nieboskłonie całkowicie pokrytym chmurami wysokimi (najczęściej Cs) pojawiać zaczyna się coraz więcej chmur Cu (Cu med i Cu con), które przemieszczają się bardzo szybko. Od czasu do czasu przechodzą krótkotrwałe opady przelotne, którym z reguły towarzyszą szkwały.
Obok wyraźnie formującej się fali wiatrowej na morzu jest z reguły widoczna spora martwa fala. Mimo wzrostu prędkości wiatru odczuwa się gorąco i duszność. Wraz z upływem czasu (w środku strefy) ciśnienie zaczyna spadać szybciej, wiatr tężeje. Zachmurzenie w piętrze niskim wzrasta do całkowitego, barwa nieba jest niejednolita, zaznaczają się na niebie jaśniejsze i ciemniejsze smugi (Sc), pod głównym poziomem chmur występują pędzące z wiatrem ciemne, poszarpane fragmenty chmur (Cu fra). Częstość występowania opadów przelotnych wzrasta, rośnie również porywistość wiatru. Szybko rośnie fala wiatrowa.
Strefa "2". Strefa środkowa cyklonu (wiatrów sztormowych). Ciśnienie atmosferyczne rozpoczyna gwałtownie spadać (ryc. 8). Wiatr osiąga siłę wiatru sztormowego (8°B) i rośnie nadal. Niebo jest całkowicie zachmurzone, bardzo ciemne. Deszcze przechodzą w ulewy, często o bardzo dużym natężeniu, zmniejszające znacznie widzialność. Występują gwałtowne wyładowania atmosferyczne. Fala wiatrowa szybko rośnie, silnie się załamując. Morze szybko pokrywa się pianą, nawet w strefach bez opadów widzialność się zmniejsza, słychać huk morza i wycie wiatru.
Ryc. 8. Zmiany ciśnienia rejestrowane na barografie statku "British Pioneer" znajdującym się na NE od Filipin w trakcie przechodzenia około 250 km od oka tajfunu TOKAGE 13 października 2004 roku (środa), kiedy to między godzinami 15 i 19 ciśnienie spadło o 20 hPa (4 hPa na godzinę). Statek znajdował się w lewej połówce CT
Strefa "3". Strefa centralna cyklonu (wiatrów huraganowych). Wiatr osiągnął siłę huraganu, przy czym jego prędkość nie jest stała - na tle jednostajnego huraganowego wiatru odczuwa się jeszcze jego porywy (12°, 12°B+). Niebo jest granatowe lub ołowiano-szare (jeśli jeszcze je widać), panuje mrok. Widzialność jest bardzo ograniczona. W powietrzu poziomo leci wraz z wiatrem woda, i płaty piany, nie można odróżnić, czy to woda z opadów, czy z morza. Fale, bardzo wysokie i załamujące się, wykazują dużą asymetrię, przy czym mają łagodne wierzchołki jak gdyby "przyduszone" przez wiatr.
Granica między morzem a powietrzem staje się niewyraźna. Panuje wprost potworny hałas - morza i wiatru, na tle którego grzmoty licznych wyładowań atmosferycznych są niemal niesłyszalne. Odczuwa się silny chłód. Parcie wiatru jest tak silne, że trudno oddychać; czuje się, jak wiatr "drze" skórę i wpycha boleśnie oczy w głąb czaszki. Utrzymanie się na miejscu nie osłoniętym od wiatru staje się niemożliwe. Ciśnienie atmosferyczne spada gwałtownie - zapis barografu jest niemal pionowy. Obserwuje się spadki kilku-kilkunastu hPa w ciągu godziny.
Strefa "4". Strefa oka cyklonu. Panują tu słabe wiatry (do 10 węzłów) lub cisza. Jest ciepło. Obserwuje się zachmurzenie całkowite (St) lub niebo pokryte chmurami wysokimi (Ci, Cc), pomiędzy którymi widać błękit nieba. Widzialność jest dobra do umiarkowanej (6-7), niekiedy słaba (5). Na powierzchni morza występują wielkie, stłoczone góry wodne, charakterystycznie wznoszące się i opadające w całkowitej ciszy. Ciśnienie atmosferyczne jest bardzo niskie, spadek ciśnienia zatrzymuje się, choć ciśnienie wykazuje występowanie nieregularnych zmian w granicach pierwszych kilku hPa.
4. Powstanie i ewolucja cyklonów tropikalnych. Ruch postępowy cyklonów
4.1. Nieco o genezie cyklonów tropikalnych
Od dawna było wiadomo, że aby powstał CT, muszą zaistnieć specjalne warunki. Warunki to, najogólniej mówiąc, to istnienie nad ciepłą wodą grubej warstwy bogatego w parę wodną powietrza. Cyklony tropikalne powstają tam, gdzie temperatura wody powierzchniowej jest bardzo wysoka (minimum 26,5°C), a powietrze nad wodą jest chłodniejsze od wody o minimum 1-2 deg. Taka sytuacja prowadzi do intensyfikacji procesów parowania z powierzchni oceanu, a tym samym wzrostu zawartości pary wodnej w powietrzu i wzrostu zasobów energii cieplnej w powietrzu (w postaci pobranego z powierzchni wód utajonego ciepła parowania). Takie warunki zdają się wyjaśniać związek CT z chwiejnością atmosfery i sugerują w dużej mierze ich konwekcyjną genezę.
Ostatnie 60-70 lat przyniosło ogromną ilość obserwacji nad warunkami panującymi w CT i na ich obrzeżach. Pozwoliło to wyjaśnić mechanizm powstawania cyklonu tropikalnego. Największe zasługi w tej dziedzinie położył Herbert Riehl, formułując już w 1954 roku koncepcję mechanizmu powstawania cyklonów tropikalnych. Zasadnicze założenia tej koncepcji, stale wzbogacane o nowe obserwacje i ich interpretację, z pewnymi nieuniknionymi zmianami i rozszerzeniami, funkcjonują do dzisiaj. Niżej w uproszczonym skrócie przedstawione zostaną podstawowe tezy koncepcji Riehla (1954, 1979). Według tego autora cyklon tropikalny przedstawia sobą pewnego rodzaju maszynę cieplną, która musi posiadać:
1 - źródło energii cieplnej (potencjalnej),
2 - rozrusznik,
3 - silnik działający po ustaniu pracy rozrusznika i zmieniający energię potencjalną w energię kinetyczną,
4 - przekładnię przenoszącą ruch obrotowy z jednej płaszczyzny w drugą,
5 - chłodnicę usuwającą nadmiar ciepła.
Wszystkie te elementy występują w cyklonie tropikalnym:
ad 1. Źródło energii cieplnej stanowi energia potencjalna pary wodnej (utajone ciepło kondensacji) i w części ciepło powierzchni morza (woda cieplejsza od powietrza). Z tego względu tak wielka jest dla powstania cyklonów tropikalnych rola ciepłego morza, z temperaturą wody na powierzchni nie niższą niż 26-27°C oraz rola zachodnich części oceanów, na których nie tylko występuje wyższa niż na ich wschodnich częściach temperatura wody, ale nad którymi warstwa powietrza pasatowego ma najwyższą temperaturę i największą miąższość.
ad 2. Jako starter służy dynamiczne zmącenie, powodujące intensywne ruchy wstępujące powietrza. Do uruchomienia procesu niezbędne jest jednak, aby ruchy wstępujące osiągnęły dużą wysokość, sięgającą w przybliżeniu około 300 hPa (około 9000 m) i aby na tej wysokości trafiły w dolinę fali potoku przenosu zachodniego (powietrza chłodnego polarnego).
W takim przypadku depresja baryczna u powierzchni ziemi, spowodowana przez silną konwekcję, pogłębia się, dążące doń powietrze nad powierzchnią oceanu ulega konwergencji i wznosi się. Ponieważ dolina fali pasatowej, w której powstało zmącenie (poziom 1000 hPa - to jest przy powierzchni morza), przemieszcza się ku zachodowi, trafia ona bardzo szybko na wierzchołek fali potoku przenosu zachodniego na poziomie 300 hPa. W rejonie wierzchołka fali przenosu zachodniego na poziomie 300 hPa istnieją warunki do nasilenia się dywergencji antycyklonalnej wznoszących się mas powietrza.
Wyniesione na ten poziom (300 hPa) powietrze "z dołu" jest rozrzucane przez cyrkulację antycyklonalną, dzięki czemu nie dochodzi tutaj do konwergencji, utrzymuje się pewien niedobór masy, istniejąca dywergencja "wciąga" nowe masy powietrza z dołu. Ruch pionowy powietrza wzmaga się, depresja na poziomie morza się pogłębia, następuje napływ nowych mas ciepłego i wilgotnego powietrza, które dalej szybko się wznoszą, wydzielając przy wznoszeniu utajone ciepło kondensacji, co przyspiesza wznoszenie; wyniesione na poziom 300 hPa powietrze rozrzuca na boki cyrkulacja antycyklonalna, dywergencja na tym poziomie "wciąga" nowe masy od dołu, depresja na poziomie morza pogłębia się ... - "silnik" zaczął pracować. "Rozruch" cyklonu rozpoczął się od góry.
Czynnik - występowanie dywergencji antycyklonalnej na poziomie 300 hPa - jest o wiele ważniejszy niż sama bardzo nawet duża chwiejność powietrza pasatowego. Istnieją bowiem setki i tysiące silnych i bardzo silnych zmąceń rozwijających prądy wstępujące do poziomu 300-200 hPa (9-12 km), ale bez skutecznego "usuwania" powietrza napływającego z dołu brak jest możliwości do dalszego rozwoju prądów wstępujących, gdyż ciśnienie przy poziomie morza po krótkim czasie ponownie wzrasta, ustaje dopływ nowych mas powietrza bogatego w parę wodną pod zmącenie i prądy wstępujące zamierają.
ad 3. Po "zastartowaniu" silnika potrzeba energii do podtrzymania jego ruchu. Od momentu rozpoczęcia silnego wciągania powietrza w górę proces ten musi być podtrzymywany przez stały napływ gorącego i wilgotnego powietrza. Napływ ten musi kompensować dywergencję na poziomie 300 hPa, gdyż w przeciwnym razie górny antycyklon zniknąłby, wznoszenie powietrza by ustało i depresja przy ziemi uległaby wypełnieniu. Jeśli wznoszące się powietrze jest niedostatecznie ciepłe i wilgotne, nawet w przypadku trafienia na wierzchołek fali potoku przenosu zachodniego, proces ten mimo "zastartowania" ustaje
Wysoka temperatura początkowa powietrza (przy powierzchni morza) wynosząca minimum 26-27°C, przy jednocześnie bardzo dużej wilgotności tego powietrza oraz wydzielające się w wyniku kondensacji pary wodnej, przy wznoszeniu powietrza, utajone ciepło kondensacji dostarczają energię pozwalającą na długotrwałe funkcjonowanie ruchu wznoszącego. W ten sposób energia cieplna jest systematycznie zamieniana na energię kinetyczną (ruchu). Wydzielanie tego ciepła powoduje, że cyklon zaczyna być ciepłą masą powietrza - cieplejszą i o mniejszej gęstości niż jego peryferie.
ad. 4. Powietrze spływające do centrum cyklonu mogłoby stosunkowo szybko wypełnić depresję. Z tego względu konieczne jest, aby jego wciąganie do góry powodowało nie radialną konwergencję, lecz ruch wirowy, bardzo zbliżony do ruchu obrotowego (przekładnia). Spełnienie tego warunku następuje pod wpływem dwu oddzielnie działających i następujących po sobie czynnikach:
- zawirowanie rozpoczyna działać tylko wtedy, gdy siła Coriolisa jest wystarczająco duża, aby odchylić ruch radialny. Z tego względu staje się zrozumiałe, dlaczego CT nie tworzą się na szerokościach od 5°S do 5°N - jest tam zbyt mała siła Coriolisa (w nowszych pracach Riehl (1979) podaje przypadki powstawania CT w zachodniej części Oceanu Spokojnego i NE części Oceanu Indyjskiego na szerokości 2°, stąd też wyraża przypuszczenie, że być może rola siły Coriolisa w tym przypadku jest przeceniana);
- gdy zawirowanie już się rozpoczęło i prędkość wiatru wzrosła do 20-27 m/s, siła Coriolisa staje się nieistotna w porównaniu z przyspieszeniem powodowanym przez gradient baryczny. W tm przypadku zaczyna działać siła odśrodkowa (v2/r), skierowana przeciwnie do zwrotu siły gradientu barycznego, coraz bardziej zmniejszająca kąt zawarty między izobarą i kierunkiem wiatru. W pobliżu centru cyklonu, gdzie r (promień cyklonu, promień krzywizny izobar) staje się bardzo małe, siła odśrodkowa jest bardzo duża. Wiatr biegnie równolegle do izobar i konwergencja ustaje zupełnie.
Nadmiar masy spowodowany przez konwergencję przy ziemi zostaje likwidowany przez składową pionową ruchu powietrza, które wznosi się po spirali ku górze. Powstaje wir. Pionowy ruch powietrza został przeniesiony w inną płaszczyznę - płaszczyznę ruchu wirowego. Z tego względu w centrum cyklonu powstaje eliptyczna lub kolista strefa bezwietrzna - oko cyklonu, stanowiąca oś wiru. Słabe prądy zstępujące, występujące w oku cyklonu, podtrzymują wysoką temperaturę w centrum wiru - cyklon nadal pozostaje ciepłą masą powietrza.
ad. 5. Cyklon tropikalny może funkcjonować tylko wtedy, jeśli będą warunki do sprawnego usuwania nadmiaru ciepła, tak aby nie dochodziło do nagrzewania się peryferycznych partii cyklonu. Ponieważ cyklon rozwija się w obrębie masy ciepłego powietrza, adwekcja powietrza polarnego w górnej troposferze (poziom 300 hPa i wyżej) pełni rolę chłodnicy, ochładzając powietrze ciepłe, ulegające na tej wysokości dywergencji. Ochłodzenie tego powietrza powoduje następnie jego osiadanie na dalszych peryferiach CT (strefa "0" w podrozdziale 3.6 i na ryc. 7), podtrzymując występowanie tam relatywnie wysokiego ciśnienia. Dodatkowo chłodne powietrze na poziomie 300 hPa i wyżej stwarza sprzyjające warunki do wznoszenia się ciepłego powietrza w samym cyklonie (większa różnica temperatury między powietrzem otaczającym i wznoszącym się, a tym samym większa różnica gęstości powietrza).
Udział adwekcji mas powietrza polarnego w górnej troposferze jako czynnika niezbędnego do powstania CT wyjaśnia, dlaczego CT powstają przeważnie w porze lata na danej półkuli. Przesunięcie się całej strefy tropikalnej w stronę bieguna w porze letniej sprzyja występowaniu chłodnych adwekcji przez obniżenia między antycyklonami subtropikalnej strefy wysokiego ciśnienia.
Takie sytuacje występowania ograniczonych przestrzennie i czasowo adwekcji chłodnego powietrza w górnej troposferze są możliwe tylko w strefie międzyzwrotnikowej. Gdy cyklon dochodzi do strefy umiarkowanej, w końcowej części swojej drogi, wnikają doń masy powietrza chłodnego. Osiągając centrum cyklonu na wszystkich poziomach, niszczą uporządkowane pole termiczne i zakłócają ruchy wstępujące powietrza. Wraz ze zmniejszaniem się dopływu energii od dołu (chłodna powierzchnia wód) prowadzi to do szybkiej na ogół degeneracji i zamierania cyklonu tropikalnego.
4.2. Cykl rozwojowy cyklonów tropikalnych
Średnia trwałość CT osiągającego intensywność huraganu trwa około 6 dób, od momentu jego powstania do momentu wyjścia nad ląd lub też wejścia w strefę szerokości umiarkowanych czy też nad chłodne wody. Podanej średniej trwałości nie należy traktować zbyt dosłownie, stanowi ona pewną statystyczną abstrakcję, gdyż rzeczywisty czas trwania i funkcjonowania konkretnego CT może się zawierać w bardzo szerokich granicach. Znane są CT, które funkcjonowały kilka zaledwie godzin, a jednocześnie i takie, których czas trwania wynosił około dwu tygodni. Odnotowano również występowanie CT, który funkcjonował przez 27 dni.
W procesie rozwoju przeciętnego CT wyróżnia się cztery stadia (ryc. 9):
1. Stadium formowania. CT powstają wyłącznie z wcześniej już istniejących zmąceń tropikalnych. Pogłębianie się ciśnienia może stanowić długotrwały proces, potrzebujący kilku dób do utworzenia znacznego obszaru o rozmytym polu wiatru, ale może również mieć wręcz wybuchowy charakter, gdy w ciągu 12 godzin powstaje dobrze sformowane oko cyklonu. W stadium formowania się cyklonu wiatr z reguły nie osiąga siły huraganu. Najsilniejsze wiatry koncentrują się w jednym kwadrancie zwróconym ku biegunowi i położonym na wschód od centrum CT. Ciśnienie przyziemne w centrum spada przeciętnie do około 1000 hPa.
2. Stadium młodego cyklonu. Nie wszystkie powstające CT stają się huraganami. Jest sprawą znaną, że niektóre z nich zanikają po 24 godzinach, nawet jeśli wiatr osiągnie huraganową siłę, inne zaś przemieszczają się na wielkie odległości w postaci niegłębokich depresji. Jeśli cyklon intensyfikuje się, to ciśnienie w nim spada szybko do wartości niższych niż 1000 hPa. W stadium młodego cyklonu obserwuje się postępujący spadek ciśnienia i stopniowy wzrost siły wiatru. Wiatry o sile huraganowej tworzą zwarty pierścień wokół centrum - powstaje oko cyklonu. Zachmurzenie i opady oddzielnych szkwałów tworzą uporządkowany system wykształcony w postaci wąskich spiralnych pasm zbiegających się w centrum CT, lecz obejmują jeszcze niezbyt wielką przestrzeń.
3. Stadium dojrzałe. Spadek ciśnienia w centrum i wzrost maksymalnych prędkości wiatru ustaje. Zamiast tego system cyrkulacji w stadium dojrzałym, które może trwać ponad tydzień, rozprzestrzenia się na wielką powierzchnię. Jeśli w stadium młodego cyklonu wiatry huraganowe mogą obejmować obszar o promieniu 30-50 km (15-30 Mm) od centrum, to w stadium dojrzałym promień ten może się zwiększyć do 300 km (150-170 Mm). W CT będących w stadium dojrzałym występują nieregularne osłabienia i wzmocnienia prędkości wiatru oraz ciśnienia w centrum. Krótkookresowe zmiany prędkości wiatru zmieniać się mogą w granicach 10%. Długookresowe zmiany mają okres 1-3 dób, w których ciśnienie w centrum może się zmieniać w granicach od 2 do 6 hPa i proporcjonalnie do zmian gradientu barycznego zmienia się również prędkość wiatru.
4. Stadium zamierania. Charakteryzuje się początkowo dość szybkim, a następnie wolniejszym wzrostem ciśnienia w centrum, słabnącymi wiatrami, rozpadem uporządkowanego spiralnego pola zachmurzenia i zanikiem oka.
 |
 |
 |
| Dynamiczne lub konwekcyjne zmącenie tropikalne. Unoszenie się powietrza ku górze powoduje niedobór masy pod zmąceniem. Konwergencja u dołu ma charakter radialny. Gradient poziomy jest niewielki. Prądy wstępujące nie sięgają poziomu 300 hPa, na którym nad zmąceniem znajduje się dolina fali potoku przenosu zachodniego (chłodne powietrze polarne). |
Prądy konwekcyjne zmącenia osiągają poziom 300 hPa, na którym znajduje się chłodne powietrze. Oś prądów wznoszących trafia w wierzchołek fali, w którym panuje dywergencja. Wznoszone do góry powietrze jest rozrzucane przez cyrkulację antycyklonalną. Ruch wznoszący jest dzięki temu przyspieszany, ciśnienie pod zmąceniem obniża się. Konwergencja wzrasta ku centrum, a cyrkulacja przyziemna obejmuje coraz szersze obszary. Siła Coriolisa prowadzi do powstania początkowego zawirowania. |
Głęboki spadek ciśnienia na poziomie 1000 hPa powoduje powstanie bardzo dużego gradientu barycznego.Siła odśrodkowa jest tak duża, że wiatr wieje w pobliżu centrum CT równolegle do izobar. Wnętrze CT stanowi obszar bardzo niskiego ciśnienia, lecz konwergencja go nie wypełnia. Nadmiar masy na granicy oka jest znoszony przez udział składowej pionowej. Prądy wznoszące są podtrzymywane przez wydzielanie olbrzymich ilości utajonego ciepła kondensacji. Tworzy się silny ruch wirowy (cyklonalny) sięgający poziomu 300-400 hPa. Na poziomie 300-200 hPa tworzy się antycyklon (dywergencja) rozrzucający wyniesione powietrze. Powietrze to ochładza się na tym poziomie, następnie osiada na dalekich peryferiach CT, powodując tam wzrost ciśnienia. |
Ryc. 9. Powstanie cyklonu tropikalnego: stadium 1 - formowania, stadium 2 - młodego cyklonu, stadium 3 - dojrzałe
Po wyjściu CT nad ląd jego rozmiary zazwyczaj zmniejszają się, a prędkość postępowa gwałtownie spada. Niekiedy CT nad lądem zanika w ciągu 1-2 dób, niekiedy przechodzi w powolny, tzw. "cyklon subtropikalny", charakteryzujący się nader obfitymi opadami. Szybkie wypełnianie się depresji przyziemnej spowodowane jest nad lądem gwałtownym wzrostem siły tarcia powietrza o podłoże, co powoduje poprzez zwiększenie składowej radialnej nasilenie konwergencji w rejonie oka. Odcięty jest również dopływ energii cieplnej od powierzchni oceanu, co zmniejsza stopniowo intensywność ruchów wstępujących.
Nad morzem prędkość zanikania CT uzależniona jest od temperatury wody powierzchniowej. Im ta temperatura jest niższa, tym proces zaniku CT jest szybszy, co obserwuje się wyraźnie w momencie wyjścia CT nad akwen, na którym występują chłodne prądy morskie. W tym przypadku przyczyną zanikania CT jest ograniczenie dopływu energii cieplnej niezbędnej do podtrzymania funkcjonowania cyklonu.
4.3. Klasyfikacja prognostyczna cyklonów tropikalnych
Omówiona poprzednio klasyfikacja CT jest klasyfikacją opartą na pewnych cechach rozwoju CT, w tym na zachowaniu się w funkcji czasu poszczególnych elementów meteorologicznych (ciśnienie, prędkość wiatru) oraz morfometrycznych. Klasyfikację tę stosuje się na potrzeby różnego rodzaju analiz synoptycznych. W celach praktycznych, w tym prognostycznych, stosuje się odmienną klasyfikację, której podstawę stanowi prędkość wiatru występująca w CT. Klasyfikacja ta jest następująca:
1. Zmącenie tropikalne (Tropical disturbance). Jest to nie wykształcony jeszcze lub słabo wyrażony wir powietrza o prędkościach maksymalnych wiatru nad wodą nie przekraczających pierwszych kilkunastu m/s (11-12 m/s), średniej prędkości wiatru (w komunikatach pogodowych używa się terminu - max sustained wind) nie przekraczającej 10 m/s (5°B). Na mapie synoptycznej nie występuje ani jedna zamknięta izobara, zmącenie tropikalne pozostaje zazwyczaj bez specjalnego oznaczenia, niekiedy oznaczone jest zaczernionym kółkiem z literą "D" (od ang. Disturbance).
2. Depresja tropikalna (Tropical depression). Jest to dość wyraźnie wykształcony przywodny wir powietrza o średnich prędkościach wiatru nie przekraczających nigdzie (w żadnym kwadrancie) 17 m/s (<34 węzły), 7°B), czyli nie osiągający jeszcze siły sztormu. Na mapie synoptycznej występują 1 lub maksymalnie 2 zamknięte izobary. Depresja tropikalna na mapach oznaczana jest symbolem literowych "TD" i numerem lub literą i numerem oraz symbolem graficznym - zaczernionym kółkiem, oznaczającym centrum depresji.
3. Sztorm tropikalny (Tropical dtorm). Jest to bardzo silny wir powietrza, w którym maksymalne prędkości wiatru mieszczą się w granicach od powyżej 17 m/s (34 węzły) do 32 m/s (64 węzły) - czyli od 8°B (Gale) do 11°B (Violent storm) włącznie, nie osiągając jeszcze w żadnym kwadracie CT siły huraganu (12°B). Na mapie synoptycznej oznaczony jest więcej niż dwoma izobarami. Z reguły wszystkich izobar wrysować się na mapę nie daje, stąd oznacza się na niej tylko 2-4 izobary peryferyczne i podaje liczbowo wartość w centrum (patrz ryc. 3). Dodatkowo na mapie sztorm tropikalny oznaczony jest literami "TS" z dodaniem nazwy (np TS DORA).
4. Huragan (Hurricane). Prędkość wiatru przynajmniej w jednym kwadrancie wynosi powyżej 32 m/s (65 węzłów), czyli wiatr osiąga 12°B. Oznaczenie graficzne na mapie synoptycznej jest podobne do oznaczenia sztormu tropikalnego (izobary i wartość ciśnienia), z tym że Huragan oznaczony jest literą "H" (na N Atlantyku i E Pacyfiku) lub "T" - Tajfun (ang. Typhoon) - na W Pacyfiku.
W zależności od obszaru występowania CT na określenie huraganu używana jest różna terminologia:
- na Morzu Karaibskim, Zatoce Meksykańskiej, Atlantyku Północnym, wschodnim i centralnym północnym Pacyfiku - huragan - ang. hurricane,
- na NW Pacyfiku - tajfun - ang. typhoon,
- na Zatoce Bengalskiej i Morzu Arabskim - cyklon - ang. cyclone,
- na SW Pacyfiku oraz na SE Ocenie Indyjskim - silny cyklon tropikalny - ang. severe tropical cyclone,
- na SW Oceanie Indyjskim - cyklon tropikalny - ang. tropical cyclone.
Niektóre służby meteorologiczne przy bardziej szczegółowym podziale w obrębie sztormów tropikalnych i huraganów stosują również jako wyróżnik różnie określaną prędkość wiatru:
- na SW i SE Oceanie Indyjskim oraz na SW Pacyfiku przyjmuje się 10.minutową średnią prędkość wiatru,
- na Morzu Arabskim, Zatoce Bengalskiej oraz NW Pacyfiku - 10.minutową średnią prędkość wiatru w przypadku pomiarów pozwalających na automatyczne uśrednienie i 3.minutową w przypadku pozostałych pomiarów,
- na N Atlantyku i NE Pacyfiku - 1.minutową średnią prędkość wiatru (sustained wind speed).
Więcej informacji na temat pomiarów prędkości wiatru w CT znaleźć można w pracy: Guidelines for converting between various wind averaging periods in tropical cyclone conditions .
Aktualnie stosowane przez służby meteorologiczne nazewnictwo CT na różnych obszarach ich występowania patrz ryc. 10 poniżej (w tabeli skrótami literowymi podane nazwy ośrodków meteorologicznych stosujących określone nazewnictwo) lub tabela 1.2 w pracy "WMO-No. 1194. Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting, 2017". Podobne informacje w podziale na poszczególne akweny znaleźć też można na stronie https://public.wmo.int/en/our-mandate/focus-areas/natural-hazards-and-disaster-risk-reduction/tropical-cyclones
Ryc. 10. Klasyfikacja CT według różnych służb pogodowych - źródło: http://www.typhooncommittee.org/tropical-cyclone-classification/
Ponieważ powyższa klasyfikacja oparta jest na występujących w CT prędkościach wiatru, nie zaś na stadiach rozwojowych, stąd też nie należy się dziwić, śledząc rozwój konkretnego CT, że można się spotkać z oznaczeniami tego samego cyklonu na początku jako depresji tropikalnej, oznaczonej numerem (np. TD 10E), następnie sztormu tropikalnego (np. TS GREG), Huraganu (H GREG), po czym ponownie sztormu tropikalnego (TS), a na samym końcu jego istnienia - ponownie depresji tropikalnej oznaczonej imieniem (np. TD GREG).
Z oznaczenia "TD" czy "TS" nie można wnioskować o stadium rozwoju CT, gdyż mogą to być zarówno początkowe stadia rozwoju CT, jak i jego stadia końcowe, w których CT się wypełnia, prędkości wiatru w nim spadają, a sam cyklon ulega dyssypacji. Podobnie huraganowe prędkości wiatru (H, T) mogą jeszcze istnieć w cyklonie, który znajduje się w stadium zamierania. Jedynie systematyczne śledzenie map i komunikatów podawanych dla danego akwenu pozwala na zorientowanie się, z jakim stadium rozwoju cyklonu mamy rzeczywiście do czynienia, co jest o tyle istotne, że komunikaty nie podają na ogół informacji o stadium rozwoju CT. Interpretacji w tym zakresie należy dokonać samemu, na podstawie innych, pośrednich informacji.
4.4. Rozmiary cyklonów tropikalnych
Rozmiary cyklonów tropikalnych wykazują znaczne zróżnicowanie. Średnice cyklonów, które znajdują się w stadium młodego cyklonu i stadium dojrzałym, mogą się zawierać w bardzo szerokich granicach - od 30-40 do 540 Mm (od 60-70 do 1000 km). Przeciętne średnice młodych cyklonów wynoszą od 60 do 130-160 Mm (110 do 250-300 km). Najczęstsze średnice cyklonów znajdujących się w stadium dojrzałym wynoszą około 320-350 mm (600-650 km).
Podanych tutaj wartości nie należy utożsamiać ze średnicami obszarów, na których występuje pole wiatrów sztormowych i huraganowych, jak również ze średnicą zachmurzenia. Pierwsze (pole wiatrów sztormowych) jest zwykle znacznie mniejsze, drugie (pole zachmurzenia) - znacznie większe. Jako średnicę cyklonu rozumie się tutaj średnicę obszaru, na którym występuje wyraźna cyrkulacja cyklonalna, z prędkościami wiatru większymi od 5 m/s (strefy pogody 1, 2, 3 i 4 z ryc. 7). Poza granicami strefy tropikalnej, gdzie cyklony mogą (choć oczywiście nie muszą) transformować się w głębokie i bardzo aktywne niże szerokości pozazwrotnikowych, ich średnice mogą wzrosnąć do 1600 Mm (około 3000 km).
Podobnie zróżnicowane są średnice oka cyklonu. Przeciętnie mieszczą się one w granicach od 8-10 do 30 Mm (15-60 km). W młodych, rozwijających się cyklonach średnice oka są zazwyczaj małe - wynoszą około 8-10 Mm (15-18 km). W dojrzałym cyklonie tropikalnym, o rozmiarach zbliżonych do przeciętnych (średnica około 5°), średnica oka wynosi około 15 Mm (28 km), co stanowi około 5% (1/20) średnicy cyklonu. W dużych cyklonach na ogół również rośnie średnica oka i osiąga wielkość 30-40 Mm. Znane są dziwne przypadki, w których średnice oka były ekstremalnie wielkie (50-100 Mm), a jednocześnie miały silnie zdeformowany kształt, przypominający wydłużoną elipsę. Przypadki takie są jednak skrajnie rzadkie.
Podane wartości winny raczej służyć czytelnikowi do wyrobienia sobie sądu o możliwych wielkościach średnich cyklonów i ich oka, niż stanowić zbiór danych, mogących mieć znaczenie praktyczne. Na tym tle należy zwrócić uwagę, jak bardzo zamieszczone w tym (i innych) podręczniku ryciny deformują proporcje rozmiarów - pionowego i poziomego. Trzeba pamiętać, że w rzeczywistości, przy średnicy w pełni rozwiniętego cyklonu, równej 300 Mm, sięga on na wysokość około 8-9 Mm (15-17 km), tak więc rzeczywisty stosunek średnicy do wysokości wynosi około 33-37,5, nie zaś tak jak na rysunkach (3:1 czy nawet 2:1!).
Ilość energii generowana i rozpraszana przez cyklon jest gigantyczna i można wątpić, czy znajdzie się w przyrodzie podobny pod względem wydatku energii czy też rozwijanej mocy proces. Herbert Riehl (1979) dla orientacji o wielkości generowanej energii mechanicznej w cyklonie tropikalnym czyni następujące porównanie: "W USA produkuje się około 1·1010 kWh energii elektrycznej dziennie, a w cyklonie tropikalnym energii mechanicznej generuje się 36 razy więcej (tj. 3,6·1011 kWh na dobę)". Ocenia się, że w trakcie działania cyklonu tropikalnego średnich rozmiarów, istniejącego 9-10 dni, ilość wydzielanej energii jest równa ilości energii wyzwolonej w trakcie eksplozji 2-3 bomb termojądrowych dużej mocy.
4.5. Ruch postępowy cyklonów tropikalnych
Cyklony tropikalne, stanowiące wiry powietrza, przemieszczają się wraz z masami powietrza, w których te zawirowania powstają. Powoduje to że CT wykazują ruch postępowy w znacznej mierze zgodny z ruchem tak zwanego potoku prowadzącego, czyli uporządkowanego ruchu powietrza, odbywającego się w środkowej troposferze, a wyznaczonego przez istniejące wielkie układy baryczne (Wprowadzono tutaj dalej duże uproszczenie, aby nie komplikować zagadnienia i nie wykraczać poza potrzeby studentów szkół morskich).
Potok prowadzący stanowi przemieszczająca się warstwa powietrza, znajdująca się powyżej warstwy tarcia, leżąca na wysokości od 700 do 500 hPa. Ponieważ najbardziej typowym układem barycznym, sterującym potokiem prowadzącym jest antycyklon zwrotnikowy, można w pierwszym przybliżeniu uogólnić prawidła występującego w nim ruchu i stworzyć pojęcie "typowej" trajektorii cyklonu tropikalnego.
Powstały w przyrównikowej części obszaru podwyższonego ciśnienia cyklon (punkt a na ryc. 11) wędruje wraz z potokiem prowadzącym na zachód ze stopniowo wzrastającą składową południkową, skierowaną ku północy. Po dotarciu do zachodniej granicy tego układu udział składowej południkowej stopniowo wzrasta, a równoleżnikowej maleje, przez co tor cyklonu odchyla się coraz bardziej ku północy, aż do momentu osiągnięcia osi grzbietu wysokiego ciśnienia (punkt b na ryc. 11). Od tego punktu pojawia się w jego ruchu składowa wschodnia, stopniowo wzrastająca i cyklon zaczyna przemieszczać się w ogólnym kierunku zbliżonym do północno-wschodniego.
Wraz z przemieszczaniem się cyklonu w strefę wyższych szerokości geograficznych, nad obszary coraz to chłodniejszych wód, cyklon zaczyna się wypełniać, aż w końcu wypełnia się ostatecznie i przestaje istnieć. Jeżeli trafi w strefę szerokości umiarkowanych (punkt c na ryc. 11), a zaistnieją sprzyjające warunki, może przetransformować się w aktywny niż szerokości pozazwrotnikowych. Na półkuli południowej typowy tor cyklonu stanowi lustrzane odbicie opisanego tu toru na półkuli północnej.
 |
Ryc. 11. Typowa trajektoria cyklonu tropikalnego (a, b, c) 1 - oś grzbietu wysokiego ciśnienia, |
Typowa (idealna) trajektoria cyklonu tropikalnego ma kształt zbliżony do paraboli lub hiperboli. Ostateczny kształt typowej trajektorii będzie uzależniony od cech geometrycznych antycyklonu. W typowej trajektorii CT można wyróżnić trzy odcinki toru:
1. Odcinek równikowy toru. Cyklon na nim porusza się ku zachodowi ze stałą niewielką składową północną (na półkuli południowej - południową). Prędkość ruchu postępowego cyklonu jest na tym odcinku trajektorii na ogół niewielka - mieści się w granicach od 5 do 11-12 węzłów, przeciętne prędkości wynoszą około 8-9 węzłów. Śledząc szczegółowo trajektorie cyklonów poruszających się na równoleżnikowym odcinku toru, zauważa się jak gdyby "niezdecydowanie" cyklonu - jego prędkość postępowa zmienia się w krótkich odcinkach czasu o 2-3 węzły (cyklon to przyspiesza, to zwalnia), kierunek ruchu nie jest konsekwentny - w poszczególnych odcinkach czasu, CT przemieszcza się wyłącznie ku zachodowi, gdy w innych - posiadać może sporą składową północną.
2. Odcinek południkowy toru. Rozpoczyna się od momentu, gdy składowa północna ruchu zaczyna przeważać nad składową zachodnią (składowa południowa na półkuli południowej), a kończy się, gdy składowa wschodnia zaczyna przeważać nad składową północną. W obrębie tego odcinka toru znajduje się punkt zwrotu (point of recurvature), czyli punkt, w którym składowa zachodnia ruchu staje się zerowa, a następnie po jego przekroczeniu - ujemna. Inaczej mówiąc, w punkcie zwrotu ustaje ruch CT na zachód i rozpoczyna się ruch CT ze składową wschodnią (punkt b na ryc. 11). Warto zauważyć, że punkt zwrotu znajduje się w miejscu, w którym tor cyklonu przekracza oś grzbietu wysokiego ciśnienia. Na odcinku południkowym prędkość CT wyraźnie wzrasta - od 11-12 węzłów do około 20 węzłów, średnia prędkość wynosi zazwyczaj kilkanaście węzłów. Dzięki przyspieszeniu ruch CT staje się bardziej zdecydowany. Ponieważ trudno ustalić bez specjalnej analizy początek i koniec odcinka południowego toru, wielu badaczy upraszcza sprawę i ten odcinek pomija, określając cały odcinek do punktu zwrotu nazwą odcinka równikowego, a odcinek po punkcie zwrotu nazwą odcinka polarnego.
3. Odcinek polarny toru. Na tym odcinku cyklon porusza się na ogół ku NE (SE na półkuli południowej), jeszcze bardziej przyspieszając (20-30 węzłów). Gdy cyklon dostanie się w wyższe szerokości geograficzne, może wyjść ze strefy potoku prowadzącego, związanego z antycyklonem (przenos południowo-zachodni) i trafić w szybszy potok prowadzący, związany se strefą przenosu zachodniego. Prędkość postępowa cyklonu może wtedy być bardzo duża i wynosić nawet 40-50 węzłów!
Rozpatrując opisaną tutaj trajektorię CT, nietrudno zauważyć, że rzeczywiste trajektorie CT, które mogą znacznie odbiegać od typowej trajektorii, w bardzo wielu wypadkach stanowić będą fragmenty trajektorii typowej. Wyobraźmy sobie na przykład takie sytuacje:
1. CT, który powstał w punkcie a (patrz ryc. 11), przemieszcza się po swoim równikowym odcinku toru. Jeżeli w polu oznaczonym 1C trafi na ląd, zacznie się nad tym lądem wypełniać - i zamrze,
2. CT powstał ze zmącenia w polu B, na pograniczu pól 1 i 2. Jego trajektoria będzie pozbawiona odcinka równoleżnikowego toru, składać się nań będą odcinek południkowy i polarny,
3. Jeżeli ten sam CT (co w punkcie 2) trafi nad ląd położony w polu B3, jego trajektoria będzie się skladała tylko z południkowego odcinka toru.
Analizując mapy, na których przedstawiono średnie lub najczęstsze tory cyklonów tropikalnych, dostrzec można wiele tego rodzaju pozornych odchyleń od typowej trajektorii, spowodowanych przez czynniki geograficzne (rozmieszczenie lądów i mórz), miejsce powstania cyklonu w stosunku do aktualnego układu makrosynoptycznego, czy wreszcie do aktualnej geometrii układu antycyklonalnego (np silniejsza rozbudowa zachodniej części antycyklonu ku północy może doprowadzić do powstania bardzo wyraźnie wykształconego, o południkowym przebiegu, południkowego odcinka trajektorii). Kompletne, typowe trasy CT, posiadające wszystkie wymienione odcinki, występują na Atlantyku, w NW części Oceanu Spokojnego oraz w SW części Oceanu Indyjskiego.
Daleko nie wszystkie cyklony poruszają się jednak po typowych trajektoriach. Przyczyn takiego stanu rzeczy jest kilka. Należy zdawać sobie sprawę z tego, że cyklon jako aktywny układ cyrkulacyjny oddziałuje na pole ciśnienia brzeżnej części antycyklonu, w którym się porusza, deformuje to pole, tym samym zmieniając kierunek i prędkość potoku prowadzącego. Deformacje te mają charakter nieliniowy. Cyklon ponadto posiada pewne "siły wewnętrzne", związane z niejednakowymi wartościami parametru siły Coriolisa na jego odrównikowej i odbiegunowej peryferii, powodujące powstanie siły przemieszczającej cyklon jako całość w kierunku bieguna (duże CT nawet przy całkowitym braku potoku prowadzącego przemieszczają się z prędkością 60-120 Mm na dobę - 110-220 km na dobę - w kierunku bieguna). Wreszcie ciśnienie tak w antycyklonach, jak i w oddzielających je zatokach (obniżeniach) zmienia się co wywołuje zmianę konfiguracji przestrzennej tych układów.
Czynniki te, działające często w różnych kombinacjach, powodują że około 20% wszystkich CT porusza się po torach nieprawidłowych, które charakteryzują się występowaniem w ich trajektoriach nieoczekiwanych załamań, zmian kierunków czy nawet pętli.
Największym problemem w takim przypadku jest prognoza określenia punktu zwrotu cyklonu bądź też położenia i czasu punktu załamania toru (pętli). Zagadnienia te nie są do tej pory rozwiązane w sposób, który mógłby zostać przez synoptyków uznany za całkowicie zadowalający, choć w ostatnich latach poczyniono w tej dziedzinie olbrzymi postęp.
Literatura cytowana:
Gładysz B. - Meteorologia dla żeglugi morskiej, Wyd. Morskie, Gdynia, 496 s., 1957.
Mamedov E.S., Pavlov N.I. - Tajfuny, Gidrometeoizdat, Leningrad, 139 s., 1974.
Pedelaborde P. - Les Moussons, Armand Colin, Paris, 208 s., 1958.
Riehl H. - Tropical meteorology, New York-Toronto-London, 256 s., 1954.
Riehl H. - Climate and Weather in the Tropics, Academic Press, London - New York - San Francisco, 611 s., 1979.
Bazy danych o cyklonach tropikalnych
odnośniki prowadzące do serwisów udostępniających on-line informacje dotyczące cyklonów tropikalnych
NATIONAL HURRICANE CENTER and CENTRAL PACIFIC HURRICANE CENTER
Adres: https://www.nhc.noaa.gov/
United States Department of Commerce NOAA
Strony zawierające obszerne dane dotyczące danych, map analiz i prognoz, tekstów Marine Advisory z bieżącego i przeszłych sezonów występowania CT na Atlantyku i Pacyfiku
Adres: https://www.ncdc.noaa.gov/sotc/tropical-cyclones/202011
Raporty dotyczące poszczególnych CT występujących na Atlantyku, Centralnym i Wschodnim Pacyfiku w sezonach 1995-2020
Adres: https://www.nhc.noaa.gov/data/tcr/index.php?season=2020&basin=atl
Nazwy (imiona) cyklonów tropikalnych (2020-2025) i nazwy wykluczone ze spisów (1954-2018)
Adres: https://www.nhc.noaa.gov/aboutnames.shtml
Opisy historycznych CT (1900-2008) CT, które wyrządziły największe szkody
Adres: https://www.nhc.noaa.gov/outreach/history/
HURRICANE RESEARCH DIVISION - Hurricane database
Adres: https://www.aoml.noaa.gov/hrd/hurdat/DataByYearandStorm.html
Adres: https://www.aoml.noaa.gov/hrd/hurdat/Data_Storm.html
Atlantic Oceanographic & Meteorological Laboratory NASA
Strony przedstawiają mapy tras CT na Atlantyku od 1851 roku, na Pacyfiku od 1957
CIMSS TROPICAL CYCLONES - A Satellite Prespectives
Adres: http://tropic.ssec.wisc.edu/#
University of Wisconsin-Madison.
Bieżące i archiwalne (od 1995) zdjęcia satelitarne CT występujących na różnych akwenach świata
TYPHOON IMAGES AND INFORMATION
Adres: http://agora.ex.nii.ac.jp/digital-typhoon/search_date.html.en
KITAMOTO Asanobu Laboratory (Japonia). Baza obejmuje NW Pacyfik. Dostępne obrazy satelitarne tajfunów od 1981 roku, omówienia poszczególnych tajfunów na NW Pacyfiku od 1951 r, na SW Pacyfiku od 1907 roku.
RSMC TOKYO-TYPHOON CENTER
Adres: http://www.jma.go.jp/jma/jma-eng/jma-center/rsmc-hp-pub-eg/RSMC_HP.htm
The Regional Specialized Meteorological Center (RSMC) Tokyo - Typhoon Center przedstawia informacje o cyklonach tropikalnych na NW Pacyfiku i Morzu Południowochińskim, w tym o aktualnych i prognozowanych pozycjach, a także o ruchu i intensywności cyklonów tropikalnych.
SOUTHERN HEMISPHERE TROPICAL CYCLONE TRACKS
Adres: http://www.australiasevereweather.com/cyclones/
Adres: http://www.australiasevereweather.com/cyclones/tropical_cyclone_summaries_track_data.htm
SOUTHERN HEMISPHERE TROPICAL CYCLONE DATA PORTAL
Adres: http://www.bom.gov.au/cyclone/tropical-cyclone-knowledge-centre/history/tracks/
Adress: http://www.bom.gov.au/cyclone/?ref=ftr
Pokazano trasy trasy cyklonów tropikalnych z półkuli południowej, z okresu 1969/1970 - 2017/2018
Cyclone eAtlas - IMD TRACKS OF CYCLONE AND DEPRESSION OVER NORTH INDIAN OCEAN (1891-2019)
Adres: http://www.rsmcnewdelhi.imd.gov.in/index.php?lang=en
Regional Specialized Meteorological Centra for Tropical Cyclones over North Indian Ocean, India Meteorological Department
NRL Tropical Cyclone Page
Adres: https://www.nrlmry.navy.mil/TC.html
Publikacje na temat cyklonów tropikalnych
WMO-No. 1194. Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting, 2017
Adres: https://library.wmo.int/index.php?lvl=notice_display&id=16963#.XhXZsrigUwA
Kompendium wiedzy na temat cyklonów tropikalnych: warunków powstawania, obszarów tworzenia, współczesnych metod prognozowania. Podręcznik dostępny w PDF, w angielskiej wersji językowej.
WMO-No. 364. Compendium of meteorology - for use by class I and II Meteorological Personnel:
Volume II, part 4 - Tropical meteorology, 1979
Adres: https://library.wmo.int/index.php?lvl=notice_display&id=7094#.XhXDGLigUwA
Podręcznik dostępny w PDF, w wersjach językowych: angielskiej, hiszpańskiej i rosyjskiej.
Mariner's Guide for Hurricane Awareness in the North Atlantic Basin, 2000
Eric J. Holweg
Adres: https://www.nhc.noaa.gov/marinersguide.pdf
Tropical Prediction Center, National Weather Service, National Oceanic and Atmospheric Administration
Praca dostępna w PDF, w angielskiej wersji językowej.
Tropical Cyclone Operational Plans, 2019, 2020
WMO-1178 / TCP-12, WMO/TD-No.84 / TCP-21, WMO-No.196 / TCP-23, WMO-1163 / TCP-30, WMO-1181 / TCP-24
Adres: https://community.wmo.int/tropical-cyclone-operational-plans
Strona zawiera najnowsze wersje instrukcji operacyjnych wydawanych przez Typhoon Committee (Komitetu ds. Tajfunu) dla poszczególnych obszarów występowania CT na świecie. Pliki dostępne są w angielskiej wersji językowej w PDF i zawierają opisy kompleksowych ustaleń dotyczących bieżącego zapewniania obserwacji meteorologicznych, usług prognozowania i ostrzegania o CT, procedury wyznaczania i raportowania położenia oka cyklonu, kolejność treści w biuletynach pogodowych i ostrzeżeniach o występowaniu CT wydawanych przez poszczególne ośrodki meteorologiczne.