#wichury

Słowo na niedzielę. Kara

Wszystkie te nawałnice, te burze i wichury i ulewy które na nas teraz spadają, te zerwane dachy i wyrwane drzewa, to ani chybi owa zapowiadana kara boska. Tak mówi moja sąsiadka, a słyszała to w telewizji (niestety nie wie w której) i tak ksiądz z ambony mówił. (more…)

Energia  słoneczna  utrzymuje  powietrze  w  ciągłym  ruchu.  Ruch powietrza,  specjalnie zaś jego  składową równoległą do powierzchni  zie­mi  nazywamy  „wiatrem".  Ponieważ w  samej  powierzchni  ziemi  składo­wa  normalna  musi  być zerem,  przeto  na  mocy  prawa ciągłości  musi  być małą  także-w jej  pobliżu.  Dopiero  na  pewnej  znaczniejszej  wysokości nad  powierzchnią  gruntu  ruch  w kierunku  normalnym jest  o  tyle  znacz­ny,  że daje  się obserwować.  Dlatego  to  do  niedawna  mało  co  o nim  wie­dziano.  Poznano  „pionowe"  wiatry dopiero  przy wzlotach  balonowych. Jeszcze  bliższych  informacji  dostarczyły  wzloty  aeroplanem  a  potem specjalne  „ad hoc"  obserwacje.  O.  Hergeseli1) obserwował pionowe prędkości  do  2  metr.  na sekundę,  P.  Ludewig  do 3 metr.  na  sek.,  ale w  wirach  o  poziomej  osi  towarzyszących  burzom,  w  głębokich  jarach rzecznych  i  parowach,  i  t.  d.  i  t.  d.  zdarzają  się  pionowe  prądy  o  znacz­nie większej  prędkości.  Według opowiadań lotników pionowe  prądy  nie­kiedy tak gwałtownie  spychają aeroplan  na dół,  że  lotnik  czuje, jak sie­dzenie  wysuwa  się z  pod  niego;  musi  chwytać  się  siodła,  steru  i t.  d., aby  nie  zostać  oderwanym  od  aparatu.  Wszystko  to  są  nowe  spostrze­żenia,  dostępne  nielicznym  wybrańcom;  ogół ludzi  znał i zna tylko ruch równoległy  do  powierzchni  gruntu  i ten  nazywa  „wiatrem "  .  Ponieważ zaś ogromna większość  łudzi mieszka  na  równinach, więc  nazwy,  określenia  i t.d. wiatrów odnoszą się właściwie do  ruchów horyzontalnych. Oznaczamy  kierunek  wiatru według  tej  strony  horyzontu,  skąd wiatr wieje, a więc wiatr  południowy wiejący z południa. Według między­narodowej  (początkowo  angielskiej)  nomenklatury  oznaczamy  główne kierunki  literami : N — północ,  W— zachód,  S - południe,  E —wschód. Niemcy  piszą  O zamiast  E ,  Francuzi  O  zamiast  W. Kierunki  pośrednie oznaczamy  w  taki  sposób:  N W  oznacza  wiatr  północno-zachodni, iViV'FF— wiatr  północno - północno - zachodni  i t.d. W ogóle rozróżniamy 16  kierunków,  a  więc  na  każdy  wiatr  przypada  wycinek  obejmujący 22°,5, t. j.  po  11°,25 z  każdej  strony właściwego  kierunku. Prędkość wiatru,  albo, jak niewłaściwie mówią,  „siłę wiatru  ozna­czamy  za  pomocą  skali 6-cio,  8-mio,  10-cio, lub  12-to  stopniowej.  Marynarze całego świata używają 12-to stopniowej skali  Beaufort a (admi­rała  angielskiego  z  początku XIX-go wieku),  która  obecnie  jest  także prawie wszędzie  (w Austrii od  1  stycznia  1914 r.) w urzędach meteorolo­gicznych  zaprowadzona.Skala  Beauforta.Siła  Prędkość  w  metr.  na  sek.0.  Zupełna c i s z a  0 - 0,51.  Lekki wietrzyk.  Dym  idzie w górę  prawie prosto   0,5  -  2,02.  Lekki wiatr dający się już  o d c z u ć  2,0  -  4,03.  Słaby wiatr poruszający flagi  i liście na  drzewach  4  —  64.  Umiarkowany wiatr  rozwiewający  flagi,  poruszający  małe gałęzie.5.  Świeży, poruszający większe gałęzie, w odczuciu już niemiły  8 — 116.  Silny,  poruszający większe gałęzie, głośno szumiący  .  .10— 147.  Ostry,  poruszający  cieńsze  pnie  drzew,  wzbudzający  na wodzie  przewalające  się fale.  .  .    12 178.  Gwałtowny (wicher), wstrząsający całemu drzewami, wstrzy­mujący  osoby kroczące przeciw wiatru 15 - 209.  Burza (silny wiatr), zrywająca dachówki,  poruszająca lżejsze  przedmioty.10.  Wielka burza  przewracająca  i łamiąca  drzewa. 11.  Bardzo wielka  burza siejąca  zniszczenie.  12.  Orkan  (huragan) wszystko  niszczący.  Prędkość  wiatru  jest  w ogóle  u  samej  powierzchni  ziemi,  gdzie wiatr  napotyka  na  różne  przeszkody,  najmniejsza.  W  miarę  wznie­sienia  nad  powierzchnią  prędkość wzrasta,  z  początku (mniej więcej  do Prędkość  wiatru  jest  w ogóle  u  samej  powierzchni  ziemi,  gdzie wiatr  napotyka  na  różne  przeszkody,  najmniejsza.  W  miarę  wznie­sienia  nad  powierzchnią  prędkość wzrasta,  z  początku (mniej więcej  do 18 - 24, 21- 28, 22 - 33, 30 i więcej wysokości  500  m. szybko  a  potem  powolniej  aż  do  maximum,  które pospolicie  bywa  osiągnięte  w  górnej  części  troposfery.  Wraz  ze wznie­sieniem  zwykle zmienia  się także  kierunek;  częstokroć wiatr  górny bywa wprost  przeciwny  dolnemu,  niekiedy  nawet  obserwujemy  kilkakrotną zmianę  kierunku.  Przejście  od  wiatru  dolnego  do  górnego  odbywa  się zwykle  w  ten  sposób,  że  prędkość  nigdzie  nie  schodzi  do  zera,  lecz w  warstwie  przejściowej  zmienia  się  stopniowo  kierunek  wiatru;  atoli zmniejszenia  prędkości  są  rzeczą  bardzo  pospolitą. Dla  ogromnej  większości  ludzi  najważniejszym  jest  wiatr  dol­ny,  tuż  u  powierzchni  gruntu.  Aby  dać  pojęcie  o  tern,  jak  zmie­nia  się  prędkość  wiatru  w pobliżu  powierzchni,  przytoczymy  kilka  dat według  G.  H el 1 m a n n ’a  x).  Dotyczące  obserwacje  zostały dokonane w Nauen  koło  Berlina  za  pomocą  anemografów  utwierdzonych  na  wyso­kich  rusztowaniach.  Grunt dokoła rusztowań był równy, porośnięty tylko trawą.  Średnia  prędkość  wiatru  wynosiła:  na  wysokości  2  metrów  nad ziemią  3,29  metr.  na  sek.;  na  wysokości  16  metrów — 4,86  m.  p.  s.;  na wysokości  32 m.  — 5,54  m.  p.  s. Jednocześnie  na  Telegraphenbergu  pod Potsdamem  na  wysokości  41  m.  nad  ziemią  średnia  roczna  prędkość wiatru  wynosiła  5,26  m.  p.  s.,  a  więc  była  mniejszą  niż  na  wysokości 32  m.  w Nauen.  Ale  Telegraphenberg jest  z trzech  stron  otoczony  lasami i  to  dosyć  wysokimi.  G.  Heli mann  podaje wysokość  drzew  na  15  do 25  metrów  w  różnych  parcelach.  Zresztą  H.  przekonał  się,  że w zimie las  liściasty  mniej  hamuje wiatr  niż w  lecie.

Cyklony  i  antycyklony -  Reguły  Buys - Ballot’a  i  Allan’a - Brouna.  

Zobaczmy, jakie  z  obrotu  ziemi  wy­nikają  skutki  dla  ruchu  powietrza  spływającego  ku  ,"minimom", względ­nie  odpływającego  od "maximów"  ciśnienia.  System  wiatrów  otaczają­cych  "minimum " nazywamy  systemem  cyklonicznym,  albo wprost  "cy­klonem".  Tak  samo  system  wiatrów  otaczający  „maximum  nazywamy „antycyklicznym  albo  wprost  "antycyklonem".  Dla  przykładu  weźmy idealnie okrągły  cyklon  i takiż sam antycyklon. Tak w jednym, jak drugim przypadku  izobary są  kołami współśrodkowymi,  ale  w  pierwszym  ciśnie­nia  zmniejszają  się,  a w drugim  wzrastają  ku  wspólnemu  środkowi  kół.

Zamiast  płynąć  normalnie do  izobar,  t.  j.  radykalnie,  a  przy tym  ku środkowi  izobar  w cyklonie ,  a  ośrodka  izobar w  antycyklonie  powietrze  zbacza  na  północnej  półkuli  w prawo,  przez  co  w cyklonie wytwa­rza  się  system  wiatrów,  wiejących  " przeciw wskazówkom  zegarka, a  w  antycyklonie  za  wskazówkami" .  Na  południowej  półkuli wiatry zba­czają w lewo,  przeto  w  cyklonie  wytwarza  się  ruch  powietrza  za  wska­zówkami  zegarka,  zaś  w  antycyklonie przeciw wskazówkom  zegarka. W  schematycznych  rysunkach  I  i  II  narysowano  strzałki  w taki sposób,  że  w cyklonie  pozostała  pewna  dośrodkowa  składowa prędkości a  w  antycyklonie  pewna  odśrodkowa  składowa.  Powietrze  płynie  więc jakby  po  spiralach.  

Atoli  w cyklonach  odznaczających  się  wielkim  gradientem  i,  co  za  tern  idzie,  wielką  prędkością  wiatru,  zboczenie  bywa tak znaczne,  iż  powietrze  płynie  właściwie wzdłuż  izobar.  Wtedy  można  mówić  o  prawdziwym  „krążeniu,  wirowaniu"  nao­koło  środka  cyklonu,  przy czym  naturalnie  to  wirowanie  odbywa  się  (na północnej  półkuli,  przeciw wskazówkom  zegarka.  Tak  wielkie  zboczenie objaśnia  się  po pierwsze  przez to,  iż  siła  Coriolis’a, Jako  wprost  proporcjonalna  do  prędkości  [porównaj  drugi  wzór (IV)],  jest tern  większa, im  wiatr jest  silniejszy;  po drugie  przez to,  że  każdemu  ruchowi  krzywolinijnemu,  a  więc  naturalnie  krążeniu  naokoło  minimum  ciśnienia,  to­warzyszy  siła  odśrodkowa  wzrastająca  „ceteris  paribus"  proporcjonalnie  do  kwadratu  prędkości.  

Rzecz  prosta,  że  przy  silnych  wiatrach  cyklonicznych  działanie  siły  odśrodkowej  jest  bardzo  doniosłe. Roztrząsany tu  przypadek  III  jest  czysto  schematyczny,  ale  pomi­mo  tego  bardzo pouczający,  albowiem, jak to później  zobaczymy, w przyrodzie  często  przytrafiają  się  intensywne  wiry,  przedstawiające  wielkie podobieństwo  z  przypadkiem  III.  Natomiast  wiry  antycykliczne,  t.  j. wiry  dokoła  „maximum"  ciśnienia  nie  zdarzają się w atmosferze. Naturalnie  w  przyrodzie  układ  izobar  i  wiatrów  zarówno  w cyklo­nach,  jak  w  antycyklonach  bywa  o  wiele  więcej  nieregularny,  niż w na­szych  schematach.  Oprócz tego  pominęliśmy bardzo  ważną okoliczność, mianowicie  przenoszenie  się  minimów  i  maximów ciśnienia  z  miejsca na miejsce.

Jest jasne, że ten ruch postępowy powoduje nie małą komplikację,  ale  ponieważ  w danym  razie  chodziło  nam tylko  o  wpływ obrotu ziemi  na  kierunek  wiatrów  cyklonicznych  i  antycyklicznych,  więc umyślnie  wyłączyliśmy wszystko,  co  nie  znajdują  się  w  bezpośrednim związku  ze  zboczeniem  spowodowanej  przez  siłę  C o r io lis ’a. Warto  przytoczyć  niektóre  daty, dające  pojęcie o  realnemu  zbocze­niu.  Na  podstawie  obserwacji  dokonanych  w  Stanach  Zjednoczonych nad  wędrującemu  minimami  ciśnienia  Cl.  L ey  zestawił  następującą statystykę.  Podzielmy  cyklon  na  oktanty,  wtedy  w  kolejnych  oktantach znajdziemy  następujące  średnie zboczenie  wprawo: N  NE  E  SE  8  S W  W  N W na powierzchni ziemi  63°  53°  53°  54°  65°  75°  78°  80" w poziomie „cirrów“  83°  146°  143°  124°  98°  76°  93°  102°Od razu  spostrzegamy  wyraźną  nierównomierność  i  asymetrię; na  powierzchni  ziemi  konstatujemy  największe  zboczenie  (średnio) w  oktancie  NW , najmniejsze  (też  średnio)  w  oktancie  E. W  ten  sposób przejawia  się  ruch  postępowy  cyklonów,  skierowany  przeważnie  od  za­chodnich  „rumbów11  horyzontu  ku  wschodnim.  W  poziomie  „cirr’ów“ konstatujemy  w większości  oktantów  zboczenia  większe  od 90°,  a  więc konstatujemy ruch,  „przeciw  gradientowy“.  Nic  w  tern  dziwnego;  gradienty  dolne  są  miarodajne  tylko  dla  wiatrów  dolnych;  w  poziomie „cirr’ów“  panuje  inny  rozkład  ciśnienia,  to  też  ruch  powietrza  na  tych wysokościach  jest  odmienny  od  ruchu  na  powierzchni  ziemi.

Odkładając  bliższe  omówienie cyklonów  i  antycyklonów do  innego paragrafu, powróćmy teraz do zboczenia spowodowanego przez obrót ziemi. Przez  zboczenie  wiatru  w prawo  na  północnej  półkuli  tłumaczy  się reguła  Buys-Ballot’a,  czyli  tak  zwane  „baryczne  prawo  wiatrów". Regułę  tę,  datującą  z  ostatnich  lat  pierwszej  połowy XIX wieku,  można wysłowić  tak:  „jeżeli  staniemy  plecami  do  wiatru ,  to  maximum  ciś­nienia znajdzie się na prawo  i  nieco z tyłu zaś minimum  na lewo i nie­co z przo d u 1'. Dla  południowej  półkuli  reguła  brzmi  tak  samo,  trzeba tylko  przestawić  ze  sobą  słowa  ,.pratvo“  i  ,lewo“.  Reguła  Buys-Bal­lo t’a  po prostu  inaczej  interpretuje to,  co  widać  na  schematycznych  ry­sunkach  I  i  II.  Trzeba  tylko  wyobrazić  sobie  obserwatora  stojącego  ple­cami  do  wiatru.  Przez  wpływ  obrotu  ziemi  tłumaczy  się  także  zmiana kierunku  wiatru  z wysokością.

Zazwyczaj  prędkość  wiatru  wzmaga  się  z wysokością,  bo  niższe warstwy  powietrza  są  w  swym  ruchu  bezpośrednio  hamowane  przez tar­cie  o  powierzchnię ziemi  a wyższe tylko  o  tyle, o  ile to tarcie  udziela  się im  przez  pośrednictwo  niższych  warstw.  Naturalnie  nie  należy tego  ro­zumieć  w  taki  sposób,  aby  prędkość  wiatru  zawsze  i  stale  wzrastała w  miarę  wzrastania  wysokości;  chodzi  tu  o  regułę  sprawdzającą  się w większości  przypadków,  ale  dopuszczającą wyjątki. Wiemy  już,  że  większej  prędkości  odpowiada  —  na  północnej półkuli  —  większe  zboczenie  w  prawo,  a  na  południowej  —  w  lewo. Stąd  pochodzi  następujące  empiryczne  prawidło  A lla n ’a  B r o u n ’a (1849)  „jeżeli  staniemy  twarzą  do  dolnego  wiatru,  to zobaczymy, że obłoki  ciągną  od  strony  nieba  położonej  na prawo  od wiatru  i to tym bardziej  na  prawo,  im  obłoki  są wyższe1*.  

Jak widzimy,  Allan  Broun każe  obserwatorowi  stanąć  twa rzą do wiatru,  podczas  gdy  Buys  Bal­lot  każe  mu  stanąć  plecami do  wiatru. Gdyby  obserwator  stał według przepisu Buys  Ballot’a  plecami do  wiatru,  to wypadłoby  powiedzieć,  że  „obłoki  cią­gną od strony  nieba  położonej  za  obserwatorem  na  lewo — ku  stronie  nieba  położonej  przed obserwatorem  na prawo.  Przyjrzawszy  się  zaś  załączonemu  rysunkowi  i  wyobraziwszy sobie  obserwatora  stojącego  plecami do  dolnego wiatru, zaraz  przeko­namy  się, że, jak  to  być  powinno,  górny wiatr zbacza w  prawo  od dol­nego.  Naturalnie  to  prawidło  odnosi  się tylko  do  północnej  półkuli,  na południowej górny wiatr zbacza  w lewo  od dolnego. Wspomnieliśmy wyżej  o tarciu.  

Należy  zauważyć, że wyrównywa­ nie  się  różnic  prędkości  między różnemu warstwami  powietrza odbywa się o  wiele  prędzej  niż  tego  można  spodziewać  się  po  małym  współ­czynniku  wewnętrznego  tarcia  powietrza.  Mianowicie  z  doświadczeń laboratoryjnych  (w wąskich  rurach)  wynika współczynnik 0,00017  (w je­dnostkach  C. G. S.)  przy 0°C.  Przy tak  małym  współczynniku  wyrówny­wanie  się  prędkości  powinno by  być  za ledwo dostrzegalne.  Atoli ruch horyzontalny warstwami, czy w ogóle strugami równoległemu jest ruchem nietrwałym,  podlegającym  nieustannym zakłóceniom  przez wiry  i  inne nieregularne  ruchy.  

Dzięki  tym  ruchom  powietrze  wciąż  miesza  się: masy  o większej  prędkości  wpadają  pomiędzy  inne  posiadające  mniejszą  prędkość  i  pociągają je  za  sobą;  odwrotnie  masy posiadające  mniej­szą  prędkość,  wpadłszy  pomiędzy  powietrze  o  większej  prędkości  ha­mują jego ruch, zmieniają kierunek  i  t. d.,  i  t. d.  Osobliwie  intensywnemu bywa mieszanie  się  powietrza w dzień  w  czasie jasnej  pogody,  a  to  dzię­ki  tworzącym  się  wtedy  wstępującym  prądom.  Skutek  nieustannego mieszania  się  powietrza  jest  taki,  jakby  tarcie  wewnętrzne  powietrza było  ogromnie  powiększone.  Mianowicie  współczynnik wewnętrznego tarcia  obliczony  z  porównawczych  obserwacji  wiatrów na  powierzchni ziemi  i  na  wysokich  wieżach  jest  około pół miliona  razy większy od labo­ratoryjnego;  wynosi on według  Akerbl o m’a  95  a  według  Th.  Hassęb e r g ’a )  nawet  160  (także  w jednostkach  C.  G.  S.).

Codzienne  periodyczne  wzmocnienie  wiatru . Codzienna  podwójna  oscylacja  barometru . Wiatry  codzienne lokalne.  

Wiadomo, że w dnie  pogodne  wiatr wzmaga  się  około  połu­dnia.  Zjawisko  to  jest  ograniczone  do  dolnej  warstwy  powietrza;  przy słabych  wiatrach,  osobliwie w  zimie,  sięga  do  wysokości  za ledwo  kil­kunastu  metrów  nad  powierzchnią  ziemi;  przy  silnych  wiatrach  rozsze­rza  się  we  wszystkich  porach  roku  ponad  najwyższe  wieże,  prawdopo­dobnie  aż  do  150-200  metrów  nad  powierzchnię  ziemi.  

Wyżej,  nie wy­łączając  najwyższych  gór,  konstatujemy  wprost  odwrotne  zjawisko; zamiast  maximum  prędkości  w  dzień  i  minimum  w nocy konstatujemy maximum  prędkości  w  nocy  i  minimum  w  dzień. Pospolicie  tłumaczą  to  zjawisko  przez  zmiany  w intensywności prądów wstępujących.  W dnie  pogodne  prądy  te  są  silne,  powietrze  dol­ne  miesza  się  z  górnym  i  odwrotnie.  

Górne  powietrze  posiada  większą prędkość,  bo,  jak  wiadomo,  w  górze  wiatr  bywa  silniejszy.  Spadając, górne  powietrze  zachowuje  dzięki  bezwładności  większą  prędkość  horyzontalną, a  mieszając  się  z  dolnym, tym samym się powiększa prędkość wia­tru  dolnego.  Jednocześnie  ze  wzmożeniem  się  prędkości  zachodzi  też zmiana'  kierunku,  albowiem  górne  powietrze  przynosi  z  sobą  większe zboczenie na prawo.

Wzajemnie, dolne powietrze, jako posiadające  mniej­szą  prędkość  i  mniejsze  zboczenie,  wzniósłszy  się  w górę i  zmieszawszy się  z  górnym  powietrzem, zmniejsza  prędkość  i  zboczenie górnego  wia­tru.  W  nocy  zaś,  gdy  ustaną  prądy  pionowe,  górne  powietrze  przestaje być  hamowane  przez  mieszające  się  z  nim  dolne,  przeto  górny wiatr wzmaga  się.  

Odwrotnie  dolny  wiatr  słabnie  w  nocy.  bo  ustaje  dopływ górnego  powietrza, przynoszącego  większą  prędkość. To tłumaczenie,  acz  zupełnie  racjonalne,  nie  jest  jednak  wystarczającemu,  bo  nie  tłumaczy, dlaczego na morzach  „górny  typ"  (maximum prędkości  w  nocy,  minimum  w  dzień)  pospolicie  sięga  aż  do  powierzch­ni  wody.  Co  więcej, znamy  fakty  świadczące,  że  na  codzienne  zmiany prędkości  wiatru  składa  się  kilka  przyczyn.  Oto  na  górach  wschodnio- indyjskich  musson  NE  osiąga  największą  prędkość  w dzień  a  najmniej­szą w nocy, zupełnie  tak jak  u  nas  na  równinach  wiatr dolny.  

Na  niektó­rych  wyspach  leżących  w  pasie  passatów  prędkość  osiąga  w ciągu  doby dwa  maxima  i  dwa  minima.  To ostatnie  zjawisko-znajduje  się  niewątpli­wie w najściślejszym  związku  z  podwójną  codzienną  oscylacją  ciśnie­nia.  Jest  to jeden  z  symptomów  drgania  całej  atmosfery  o  dwunasto- godzinnym  periodzie.  Zmiany  prędkości  o  periodzie  dwudziestoczte­rogodzinnym  bądź  tego  typu,  który  obserwujemy  na górach  europej­skich  (maximum  prędkości  w  nocy,  minimum w dzień),  bądź  tego,  który w czasie  mussonu  NE obserwujemy  na  górach  Indii Wschodnich  (maxi­mum  prędkości  w  dzień,,  minimum  w  nocy)  znajdują  się  zapewne w  związku  z  falą  termiczną  obchodzącą  ziemię w  ciągu  jednej  doby w kierunku  ze  wschodu  na  zachód.  „Zrana",  powiada  G.  H e li m a n n 1), „atmosfera  jest  silniej  ogrzana  ponad  okolicami  położonemu  na  wscho­dzie.

Wskutek  tego  powierzchnie,  w  których  ciśnienie jest  stałe,  są  na wschodzie  podniesione  w górę,  przez  co  wytwarza  się  gradient w kie­runku  ze  wschodu  na  zachód.  Panujący  (w  średnich  geograficznych szerokościach)  wiatr  zachodni    zostaje  wskutek  tego osłabiony.  Natomiast  po  przejściu  fali  termicznej  przez  południk  dane­go  miejsca  obie  przyczyny  działają  zgodnie,  a  więc  gradient  spowodo­wany  przez  falę  termiczną wzmacnia  wiatr zachodni.  

Na  północnej  pół­kuli  okolica  najsilniej  ogrzana  a  więc  także  szczyt  wielkiej,  od  tego ogrzania  zależnej  fali  powietrznej  leży  z rana  w  kierunku  SE  od danego miejsca,  w  południe  w  kierunku  S  a  popołudniu  w  kierunku  SW\ prze­to  wypadkowa  obu  działających  sił  zmienia  się  w  ciągu  dnia  roz­maicie,  zależnie  od  tego,  czy  w  danym  miejscu  ogólny  prąd  zacho­dni  ma  w  wyższych  warstwach  atmosfery  kierunek  więcej  NW ,  W, czy „Jeżeli  to  zapatrywanie  jest  słuszne,  to  w tych  okolicach,  w  któ­rych  w  górze  panują  wiatry  wschodnie,  powinniśmy  skonstatować odwrotną  periodyczną  zmianę  prędkości,  t. j.  maximum  w dzień  a  minimum  w  nocy.  

Rzeczywistość  potwierdza  to.  Już  od dość  dawna  wiado­mo,  że  na  szczytach  górskich w południowych  Indiach wschodnich  pod­czas  mussonu  periodyczną  zmiana  prędkości wiatru jest podobna do  tej,  którą  obserwujemy  w  naszych  górach  (maximum  w nocy,  mini­mum  w dzień);  natomiast  w  czasie  mussonu  NE  odwraca  się  na  prze­ciwną  i  maximum  następuje w dzień". Podwójna  codzienna  oscylacja  barometru  występuje  bardzo  wy­raźnie  i  regularnie w  krajach  ekwatorialnych,  podczas  gdy  u  nas jest prawie  zupełnie  zakryta  przez  nieregularne  zmiany  ciśnienia.  

Nic  wtem dziwnego,  bo  w  krajach  ekwatorialnych  amplituda  wahania  wynosi 2—3  mm.  rtęci,  a  w naszych  szerokościach  ułamek  milimetra.  Fala  ci­śnienia  ma  wciągu  doby  średniej  słonecznej  dwa  maxima:  jedno 0  godz.  9 -10  rano,  drugie  o  10  godzinie  wieczorem  oraz  dwa  mini­ma  w godzinach  3-4  rano  i  popołudniu.  Od  równika  aż  do  60°  szero­kości  na  obu  półkulach  chwile,  w  których,  na  tym  samym  południku, nastają  maxima  i  minima,  są mniej  więcej  te  same.  Naturalnie  przytra­fiają  się  zboczenia  miejscowe;  ale jeżeli  utworzymy  średnie  cogodzinne stany  barometru,  to  równoczesność  ekstremów  (na  tym  samym  południ­ku)  wystąpi  zupełnie jawnie.  W  krajach  podzwrotnikowych  amplituda wahania  zmniejsza  się  w  czasie  pory  deszczowej,  ale  godziny  maximum  prawie  nie  ulegają  zmianie.  

W  średnich  i  wyższych  szerokościach  dzienne  minimum  pogłębia  się  od  zimy  do  lata  a dzienne  ma­ximum  zwiększa  się.  Tak  samo  zwiększa  się  odstęp  czasu  między  mini­mum  i  maximum;  odwrotnie,  nocna  oscylacja  na  lądzie  staje  się  od zi­my  do  lata  coraz  to  mniejszą,  niekiedy  zaś  prawie  zupełnie  zanika. J.  Lamont  okazał,  że  podwójna  codzienna  oscylacja  barometru daje  się  zawsze  rozłożyć  na  dwie  fale  sinusoidalne:  jedną o  periodzie równym  dwudziestu  czterem,  drugą  o  periodzie  równym  dwunastu  go­dzinom.  Amplituda  drugiej  fali  jest  z  reguły  znacznie  większa  (często­kroć  dwa  i  trzy  razy  większa),  niż  amplituda  pierwszej.  

Wówczas  gdy całodobowa  fala  jest w wysokim  stopniu  zależna  od warunków  miejsco­wych;  fala  pół dobowa  nie  zależy  ani  od  nich,  ani  od  pory  roku, ani od pogody,  a  przy tym  odznacza  się  wielką  regularnością.  W ten  sposób zboczenia,  nieregularności  całkowitego  złożonego  wahania  pochodzą głównie,  jeśli  nie  wyłącznie  ze  zboczeń  i  nieregularności  całodobowej fali.  Nawet  coroczne  zmiany  amplitudy,  którym  podlega  pół dobowa fala,  odbywają  się  jednocześnie  na  całej  ziemi.  Wszędzie  amplituda osiąga  maximum  w  czasie  obu  porównań  dnia  z  nocą, główne  minimum w czasie  letniego  przesilenia  północnej  półkuli  i  drugorzędne  minimum około  czasu  jej  przesilenia  zimowego.  

Chociaż,  codzienna  oscylacja barometru  niewątpliwie  przypomina  przypływy  morskie,  jednak  przed­stawia  pewne  cechy  odmienne.  W  przypływach  morskich  głównymi periodami  są doba  i  pół doba  księżycowe;  w  podwójnej  oscylacji  baro­metru  doba  i  pół doba  słoneczne.  Dlaczegóż  siła  przypływowa  księżyco­wa,  aczkolwiek  znacznie  większa  niż  słoneczna,  schodzi  na  drugi  plan w  oddziaływaniu  na  atmosferę,  podczas  gdy  przemaga  nad  słoneczną w oddziaływaniu  na  ocean?  

Może  siły  grawitacyjne  odgrywają tu  pod­rzędną  rolę,  może  przyczyna jest  natury termicznej.  Wszak temperatura powietrza  w  ciągu  każdej  doby  podnosi  się  i  opada,  wszak w  miarę wzrastania  temperatury  musi  nastąpić  rozszerzenie  atmosfery  i w  miarę zniżania  się skurczenie.  Fala  rozszerzenia  i  skurczenia  musi  w  ciągu doby  słonecznej  obiedź  ziemię.  To  prawda,  ale  wtedy  barometr  powinien by wznosić  się  w  ciągu  doby  słonecznej  tylko  jeden  raz  i  tak  samo powinien by  tylko  jeden  raz  opadać;  tymczasem  wznosi  się  dwukrotnie i  opada  dwukrotnie.  

Słowem,  przyczyna  termiczna  nadaje  się wybornie do  objaśnienia  całodobowej  fali  ciśnienia,  zaś  wcale  nie  nadaje  się  do objaśnienia  pół dobowej. Lecz  wszystko  staje  się  jasne  i  zrozumiałem,  jeżeli  przypuścimy, że jeden  z  periodów  naturalnych  drgań  atmosfery  wynosi  bądź  do­kładnie,  bądź  przybliżenie  dwanaście  godzin.  Przede wszystkim  zaś staje  się  zrozumiałą nadzwyczajna  regularność pół dobowej fali ciśnienia, jej  niezależność  od  wpływów  miejscowych,  od  pór  roku  i  od  pogody.

Byłoby  to  więc  zjawisko  w  rodzaju  rezonansu.  Skoro  atmosfera  jest jakby  nastrojona  na  dwunastogodzinne  oscylacje,  to  mała periodyczna  siła  o  periodzie  dwunastogodzinnym  może  z  łatwością  podtrzymywać duży  ruch.  Jakaż to  siła?  Przede wszystkiem  słoneczna  siła  przypływo­wa,  której  najważniejsza  składowa  ma  period  wynoszący  dwanaście  godzin  słonecznych.  Na  drugim  miejscu  należy wymienić  przyczyny  ter­miczne.  Jeżeli  funkcję  przedstawiającą  codzienny  przebieg temperatury rozłożymy  na  periodyczne  sinusoidalne  składowe,  to  obok  najważniej­szej  składowej  o  periodzie  równym  jednej  dobie  znajdziemy  zawsze mniejszą,  mniej  ważną  składową o periodzie  dwunastogodzinnym, która zapewne  wzmacnia  oddziaływanie  grawitacyjnej  przypływowej  siły  sło­necznej.  

Zatem  według  mego  mniemania   pół dobowa  fala  jest  zjawiskiem  w rodzaju  rezonansu,  „bodźcem14  do którego jest  przede wszystkim  dwunastogodzinna  składowa  siły  przypływowej  słonecznej  a  na­stępnie  dwunastogodzinna  składowa  w  przebiegu  dziennej  temperatury. Co  do  całodobowej  fali,  to  składowa  całodobowa  słonecznej  siły  przy­pływowej  odgrywa  zapewne  zupełnie  drugorzędną  rolę;  ważniejszy, większy  udział  przypada  całodobowej  składowej  w codziennym  przebie­gu  temperatury.  Dlatego  to  całodobowa  fala  ciśnienia  jest  nieregularna i  wysoce  zależna  od  pory  roku,  pogody  i  warunków  lokalnych.  Całodo­bowa  fala  ciśnienia  jest  falą  „wymuszoną,  period jej  nie jest  równy żadnemu  z periodów naturalnych  drgań  atmosfery2)-  To  nam  tłumaczy, dlaczego  ta fala  ma  pospolicie  o wiele  mniejszą  amplitudę,  niż fala  dwunastogodzinna. Księżyc  nie  ma  widocznego  wpływu  na  podwójną  oscylację  ba­rometru.  Znać  żaden  naturalny period  drgań  atmosfery nie jest  bliski ani  do  doby,  ani  do  pół doby  księżycowej.

Ale  pół  doby  księżycowej wynosi  12  godz.  25  m.,  a  więc tylko  o  25  m.  więcej  od  pół doby  słonecz­nej ;  widocznie  więc  wchodzący  w  rachubę  naturalny  period  drgań atmosfery jest  albo  nieco  mniejszy  od 12 godzin, albo jeżeli  jest  większy od 12  godzin,  to  o  odstęp  bardzo  mały w  porównaniu  z  25  minutami. Rzecz  prosta,  że  dwunastogodzinnemu  drganiu  atmosfery  muszą towarzyszyć  pewne  wiatry,  bo  przecie  drganie  jest  ruchem.  W  naszym klimacie  trudno  je  skonstatować;  tylko  fala  24-godzinna,  termiczna  ma w naszym  klimacie  wyraźny  wpływ  na  prędkość  wiatru  wprawdzie  nie przy  samej  powierzchni  gruntu,  ale  zresztą  bodaj  w  całej  troposferze. Inaczej  w  krajach  ekwatorialnych,  tam  drganie  12-godzinne  jest  inten­sywne  i  łatwiej  wysuwa  się  na pierwszy plan.  

Dotychczas skonstatowano wyraźne wahania  prędkości  o  periodzie  12-to  godzinnym  tylko  na  wy­spach  leżących  w  pasie  passatów,  na  Św.  Helenie,  Ascension,  Fernandode  N o ro n h a1).  Na  Św.  Helenie  nawet fazy  siły wiatru  są  zgodne  z  faza­mi  ciśnienia;  maxima  i  minima  prędkości  wiatru  przypadają  tylko  o  kil­ka  minut później  od maximow i minimów ciśnienia.  Natomiast w Indiach Wschodnich  w  Kodaikanal  na  górze  Dodabelta  w  czasie  zachodniego mussonu  widoczną  jest tylko  zmiana  prędkości  o  24-godzinnym  periodzie.  Dopiero  przez  analizę  zapisów  anemografu  można  wykazać  podrzędną  oscylację  prędkości  o periodzie  12-godzinnym. Z  czasem,  gdy  będziemy  mieli  więcej  obserwacji  z  krajów  ekwatorialnych,  można  będzie  lepiej  rozpoznać,  gdzie  i  w jakich  warunkach wyraźnie  występują  wiatry  zależne  od  drgania  atmosfery.

Oprócz  codziennych zmian prędkości  i  kierunku,  którym  podlegają już  istniejące,  przez  inne  przyczyny  wywołane  wiatry,  codzienne  zmiany temperatury  dają  powód  do  pewnych  wiatrów  lokalnych,  wytwarzają­cych  się  w  warunkach  specjalnych. Mamy  tu  na  myśli  wiatry  „morskie  i  lądowe"  (brises)  na  brzegach mórz  i  jezior,  dalej  wiatry „górskie".  Są to  wiatry wyraźnie  i  silnie  prze­jawiające  się  tylko  w  czasie  pięknej  pogody. Przyczyną  wiatrów  morskich  i  lądowych  na  wybrzeżach  jest  nierównomierność  w  ogrzewaniu  i  ochładzaniu  się  lądu  i  morza.  Z  powo­du  swej  wielkiej  pojemności  cieplnej, a także  z powodu  parowania  woda ogrzewa  się  w  ciągu  dnia  mniej  niż  ląd  sąsiedni. Odwrotnie,  w  nocy  ląd promieniuje  silniej  i  ochładza  się  więcej,  niż  sąsiednie  morze.  

Tedy w dzień  temperatura wody jest  niższa,  niż  temperatura  powierzchni  lądu zaś  w  nocy  odwrotnie  wyższa.  Wskutek tego  w  dzień  dolna  warstwa  po­wietrza  nad  lądem  ogrzewa  się  więcej,  niż  nad  morzem, a w nocy  oziębia się  więcej  niż  nad  morzem.  Więcej  ogrzane  powietrze  nad  lądem  rozsze­rza  się  więcej  i  wznosi  się  w  górę.  Na  jego  miejsce  napływa  z  morza chłodniejsze,  cięższe  powietrze; jest to  ów  rzeźwiący  wiatr  morski.  Roz­poczyna  się  on  około  9-10-ej  godziny  z rana  i  trwa  do  wieczora.  

Gru­bość  wiatru  dziennego,  morskiego  jest  niewielka,  wynosi  najwyżej  parę- set  metrów,  ponad  nim  wieje  wiatr  odwrotny,  kompensacyjny.  Jest  to więc  miejscowa,  zamknięta  cyrkulacja,  zresztą  nie  bardzo  rozległa.  Na­wet  na  wybrzeżach  lądów  podzwrotnikowych,  gdzie  siła  ich  jest  naj­większa,  wiatry  morskie  sięgają  nie  dalej  jak  na  kilkanaście  km.  od  wy­brzeża.  Wobec  tego,  że  drogi  przebiegane  przez  cząsteczki  powietrza  są niedługie,  zboczenie  spowodowane  przez  obrót  ziemi  jest  małe.  To  zna­czy,  że  wiatry  te  wieją  prawie  wprost  z  morza  na  ląd,  mało  odchylając się  w prawo,  względnie  na  południowej  półkuli  w  lewo.  Miejscowe  wa­runki,  konfiguracja  wybrzeża  i t.  d.  mają  większy  wpływ  na  kierunek tych wiatrów  niż  obrót ziemi.

W nocy wytwarza  się  wprost  przeciwny  system  wiatrów.  Powie­trze  nad lądem  oziębia  się więcej,  niż  nad  morzem,  staje  się  gęstszym niż  powietrze  nad  wodą  i  odpływa  ku  morzu,  gdzie wypycha  w górę cieplejsze  powietrze.  W  ten  sposób  powstaje  wiatr lądowy wiejący  na morze;  za to w górze wytwarza  się  nad  nim  prąd kompensacyjny odpro­wadzający  cieplejsze  morskie  powietrze  ku lądowi.  Zresztą wszystko, co  powiedzieliśmy  ó  dziennej  cyrkulacji,  stosuje  się  także  do  nocnej. W przerwach  pomiędzy  obu  systemami  wiatrów panuje  przez  parę  go­dzin  cisza.

Na  stokach  gór,  przede wszystkiem  zaś  w  dolinach  idących  ku przełęczom, w  czasie  pogody w ciągu  dnia  wieje wiatr  od  dolin  ku  gó­rom  i  przełęczom,  w ciągu  nocy  odwrotny.  W dzień  płynie w górę  po­wietrze  ogrzane,  w nocy  spływa  z  gór  powietrze  ochłodzone.  W ciągu dnia ogrzewające się przy pięknej pogodzie warstwy powietrza  wzdymają  się, pęcznieją. To wzdęcie jest tern  większe,  im bliżej  ku równinom,  bo  rozszerze­nie jest  „ceteris  paribus“ A  proporcjonalne do  wysokości  kości  rozszerzającego  się słupa powietrza.

Jeżeli (Fig. słup AC nad równiną wydłużył się o 16  me­trów, to słup  ac. znajdujący się na stoku, wydłużył się  tylko o 2 metry, bo, wskutek wykliniania  się warstw  na  stoku,  słup  ac jest osiem  razy  krót­szy od słupa  AC. Przeto  powierzchnie  stałego  ciśnienia  (po  ogrzaniu) oznaczone  na  rysunku  liniami  przerywanymi  są nachylone  ku  stokowi AaB, powietrze  stacza  się  po  nich  ku  górom,  a  skoro  do  nich  dojdzie, podąża w górę  wzdłuż  stoków.  Lecz  płynąc wzdłuż  stoków  piramidal­nej,  stożkowatej,  lub  kopulastej  góry,  powietrze  skupia  się  ku  szczyto­wi,  bo wchodzi  we  wciąż  ciaśniejszą  przestrzeń.  

Z powodu  braku  miej­sca  przybiera  prawie  kierunek  pionowy,  wytwarza  „komin“  w rodzaju tych,  o  których  była mowa w  §  16.  Wszędzie,  gdzie  prąd  powietrza  ma wielką  pionową  składową,  wiatr wzdłuż  stoków  musi  być  słaby.  Nato­miast w przestrzeniach  pomiędzy szczytami, a więc  przede wszystkiemu  na przełęczach  i  w  dolinach  ku  nim  idących,  kominy  nie  tworzą  się,  tu strugi  powietrza  znajdują dosyć  miejsca,  aby ciągnąć  prawie  równolegle do  powierzchni  gruntu,  tu  więc  odczuwamy  silny wiatr.

W  nocy  podczas  pogody  powietrze  na  górach  oziębia  się  więcej, niż  w otwartej  atmosferze;  albowiem  styka  się  ono  tam  bezpośrednio z  silnie  promieniującymi,  a  zatem  silnie  oziębiającymi  się  ciałami  stałymi.  To  zimne  a  więc  ciężkie  powietrze  spływa  na  dół  po  stokach,  przede wszystkim  zaś  po  miejscach  względnie  niższych, a więc  po  dolinach idących  od  przełęczy.  To  tłumaczy  ten  fakt,  że wiatry górskie  zarów­no  nocne, jak  dzienne  bywają  najsilniejsze  w  pochyłych  dolinach  idą­cych  ku  przełęczom. Jasną rzeczą jest,  że,  musząc  stosować  się  do  form  terenu,  wiatry górskie  zboczenia  pod  wpływem  obrotu  ziemi  wyraźnie  okazywać  nie mogą  .

Następnie  jest  jasną  rzeczą,  że  podobnie jak  codzienne  wiatry  na wybrzeżach  morskich,  wiatry górskie  bywają  najsilniejsze  w  czasie ja­snej,  bezchmurnej  pogody,  albowiem wtedy  przyczyny wiatrów:  insolacja  w  ciągu  dnia  i  promieniowanie  w  ciągu  nocy  działają intensywnie, a  z  drugiej  strony  inne  wiatry,  należące  do  ogólnej  cyrkulacji  atmo­sferycznej  są  nazbyt  słabe,  aby  mogły je  przytłumić. W  kominach  tworzących  się  w  ciągu  dnia  dokoła  szczytów  gór­skich  i  nad  szczytami  dochodzi  do  kondensacji.  

Dzięki  temu  wytwarza­ją  się  owe  czepce  chmur,  które  tak  często  w czasie  ciepłej,  letniej  po­gody  okrywają  szczyty  gór,  np.  szczyty Tatr.  W krajach  równikowych i  podzwrotnikowych  czepce  chmur tworzą  się tak  regularnie,  że góry ta­meczne,  np.  Himalaya  są  widzialne  tylko  z  rana  po  wschodzie  słońca. Naturalnie  zdarza  się w  pewnych  porach  roku,  podczas  pewnych  wia­trów,  że  szczyty  gór  są widzialne  także  wśród  dnia,  ale  zdarza  się  to rzadko.

Mussony

Pod  tą  nazwą  rozumiemy  wiatry  analogiczne do wiatrów  lądowych  i  morskich  na  wybrzeżach.  Mussony  są także  periodyczne,  ale  period ich obejmuje niejedną dobę,  lecz jeden  rok.  Przy­czyną ich  jest  silniejsze  ogrzanie  lądu,  niż  morza  w  lecie  oraz  silniejsze oziębienie  lądu w  porównaniu  z  morzem  w  zimie.  Możemy  inaczej  po­wiedzieć,  że  przyczyna  mussonów  polega  na  tern,  iż z powodu  mniejszej pojemności  cieplnej  oraz  z  powodu  braku  konwekcji  amplituda  rocznej oscylacji  temperatury  jest  ma  lądzie  większa,  niż  na  morzu.  W  lecie dolna  część  troposfery jest  nad  lądami  więcej  ogrzana,  niż  nad  morza­mi.  

Zatem  nad  lądami  tworzą  się  prądy  wstępujące:  ciepłe  i  lżejsze  po­wietrze wznosi  się  w górę  i  górą odpływa  ku  morzom;  natomiast  dołem z  mórz  napływa ku  lądom  stosunkowo  chłodniejsze  i cięższe  powietrze. Na odwrót w zimie  nad powierzchnią lądów, w porównaniu  z  morzami  sil­nie  przez  promieniowanie  oziębioną,  tworzą  się  jakby jeziora  zimnego, ciężkiego  powietrza,  które  rozpływa  się  stąd na  morza  i  wypycha  stam­tąd cieplejsze  i  lżejsze  powietrze.  To  ostatnie  odpływa  górą  ku  lądom.

Nazwa  „mussonów“  dotyczy specjalnie dolnych  wiatrów,  a więc letnich od mórz ku  lądom  i  zimowych  od lądów ku  morzom. Rozmiary i trwanie  mussonów  są bez  porównania większe, niż roz­miary i trwanie  wiatrów codziennych,  wskutek  czego  zboczenie  spowo­dowane przez  obrót  ziemi jest bez porównania  większe, niż u tamtych. Mussony  kombinują się z wiatrami  należącymi  do  ogólnej,  planetarnej  cyrkulacji  (o  której  będzie  mowa  w następnym  paragrafie), w skutek  czego  trzeba je częstokroć wykrywać z obserwowanych wiatrów przez  analizę.

Utwórzmy  schemat  mussonów  uwzględniając  zboczenie  wskutek obrotu  ziemi.  Wyobraźmy  sobie  ląd  ograniczony  przez  dwa  równoleż­niki  i  dwa  południki,  ze  wszech stron  otoczony  oceanem.  Weźmy pod uwagę zachodnie wybrzeże.  Musson  zimowy, wiejący na nim  z lądu  na morze,  powinien by  być  wiatrem  wschodnim,  gdyby ziemia  się  nie obra­cała; ale ponieważ obraca się, więc na naszej pół­kuli północnej  musson zbaczając naprawo sta­je się wiatrem  południowo-wschodnim. . Nie  należy  atoli  wyobrażać  sobie,  że  będzie to  wiatr tworzący z  południkiem kąt 45°.  Może to  być  wiatr  E\0°S, E20«S, E30° S, E40°S,E50°Si t. d.  Po  tern  zastrzeżeniu  możemy napisać  następujący  schemat  mussonów:dla  N półkuli - Wybrzeża: W N E SMusson  zimowy: SE SW NW N  letni: NW NE SE SWdla  S półkuli - Wybrzeża: W N E sMusson zimowy: NE SE SW NW - letni: SW NW NE SE .Najwyraźniej  występuje  system  mussonów  w  Azji,  jako  na  naj­większym  kontynencie,  odznaczającym  się też  największym  kontrastem między temperaturą lata  i  zimy.  Wieją  one  zupełnie wyraźnie  na  pół­nocnych  wybrzeżach  syberyjskich,  ale  najbardziej  typowymi  a zarazem najsilniejszymi  są  one  na  wschodnich  i  południowych  wybrzeżach Azji.

Zimą  w Mandżurii  i  w Chinach  północnych  wieje  całymi  tygodniami ostry  i  zimny  NW.  Dosięga  on  Japonii  i  sprawia,  że  cała  zachodnia połać tego kraju  ma, jak na  swoje geograficzne  położenie,  ostrą zimę. musson  SW  jest  bardzo  silny na  oceanie Indyjskim,  na  mo­rzu  Arabskim  i  w całych  Indiach  aż  do  gór  Himalaya;  jest to  w ogóle najsilniejszy  musson, jaki  znamy;  ssie  on  powietrze  aż z  poza  równika.

Dodajmy  do  tego,  że  od  letniego  mussonu  SW, jako 'przynoszącego deszcze,  zależy  urodzaj  w  Indyach:  gdy  musson  jest  słaby  i  przynosi małe  opady,  to  następuje nieurodzaj  i  głód. Na zachodzie Azji,  t. j.  w Europie,  która jest  po prostu  wielkim  za­chodnim  półwyspem  azjatyckim,  mussony  małą odgrywają rolę.  Składa się na to  wiele  przyczyn.

Pierwszą jest  sąsiedztwo Afryki.  Jeżeli  Europa jest  zachodnim  przedłużeniem  Azji,  to  jednocześnie jest także  do pewnego  stopnia  północnym  przedłużeniem  Afryki.  Morze Śródziemne jest za małe, za wąskie żeby mogło ochronić Europę od wpływów afrykańskich, które  krzyżują się tu  i  kłócą z  azjatyckimi.  Drugą  przyczyną  jest  silne rozgałęzienie  zachodniej  i  północno-zachodniej  Europy,  które daje po­wód do  rozmaitych  'anomalii  miejscowych.  Wreszcie  trzecią  przyczyną jest to,  że dzięki  sąsiedztwu  z  oceanem Atlantyckim  Europa znajduje się pod  przemożnym  wpływem  wiatrów zachodnich,  należących  do ogólnej cyrkulacji planetarnej.

Tylko w Europie wschodniej wskutek tego,  przede- wszystkim  w zimie,  można  wyróżnić  wiatry podpadające  pod typ  mus- sonów;  lecz  z  powodu  wyżej  wymienionych  przyczyn  i  te wiatry nie  zu­pełnie  dobrze  zgadzają się z  naszym  schematem.  Właściwie trzeba, wy­krywać je  przez  analizę obserwowanych  wiatrów. Mussony  są  „wiatrami dolnymi".  Musson  zimowy w Indiach  się­ga  nie wyżej  niż do  2  km.  nad  poziomem  morza,  letni  sięga  do  wyso­kości  prawie dwa  razy większej.  Na Jawie  ani  zimowy, ani  letni musson nie  sięga  wyżej  niż do  wysokości  3  km. Gradienty barometryczne  towarzyszące  mussonom  są niewielkie: ledwo  0,13 — 0,14  mm.  na  stopień  geogr.  Mimo to  mussony  są silnymi wiatrami.  Ponieważ  przy wielkich  rozmiarach  prądu,  przy dalekim  za­sięgu już ten  niewielki  gradient wystarcza do  pokonania  tarcia. Ogólna c y r k u la c ja planetarna. Wiatry dolne. Przyczy­ną ogólnej cyrkulacji jest różnica temperatury  między równikiem i biegu­nami.  Ponieważ bieguny są stale zimniejsze od równika, więc  wiatry spo­wodowane  przez różnicę  temperatury między pierwszymi  a drugim wieją przez cały rok.

Nie  obywa się jednak  bez  pewnych  zmian  periodycznych, spowodowanych  coroczną wędrówką słońca  z jednej  półkuli  na drugą. Cały  system  wiatrów  planetarnych  przesuwa  się  za  słońcem z  N na  S  i  odwrotnie.  Oprócz tego  jedne wiatry wzmacniają się  w  pewnej porze roku,  inne zaś  słabną. System  wiatrów  dolnych,  należących do cyrkulacji  planetarnej ,0  ile go znamy  z  obserwacji,  przedstawia  się następująco.  W pasie rów­nikowym,  mniej  więcej  o  30°  szerokości  północnej  do 30° szerokości  po­łudniowej  panują  passaty:  na  północnej  półkuli  passat  NE, na  połud­niowej  passat  S E ;  pomiędzy  nimi  znajduje  się  równikowy  pas  ciszy  słabych,  zmiennych  wiatrów  („doldrumsu  u  angielskich  marynarzy) szeroki  na  mniej  więcej  4°.  

Ten  pas  odznacza  się  obfitością  deszczów. U  biegunowej  granicy każdego z  passatów znajduje  się  drugi  pas  ciszy i  zmiennych,  słabych wiatrów,  ale w przeciwieństwie do  pasa  równikowego—suchy.  Są to  „końskie  szerokości"  (Rossbreiten),  nazwane tak  za czasów żeglugi żaglowej,  bo  zdychały  tu  konie  wiezione  do Ameryki, gdy na okrętach zatrzymanych  przez długą ciszę zabrakło  słodkiej wody, lub  paszy.  Na oceanach,  zwłaszcza  na Atlantyckim,  passaty są bardzo stałe i regularne;  na lądach,  gdzie kombinują się  z  mussonami  i innymi wiatrami,  niestałe  i nieregularne.  W zimie  passaty  są silniejsze  niż w lecie,  bo zasadnicza przyczyna wiatru:  różnica  między temperaturą równi­ka  i  wyższych  szerokości geogr. jest wtedy większa.  

Cały system  passa­tów wraz ze wszystkimi  trzema  pasami  ciszy  przesuwa  się nieco to  na północ, to  na  południe,  idąc za słońcem.  Jednakże  przesunięcie jest  nie­wielkie  a  równikowy  pas  ciszy („doldrums u)  pozostaje  przeważnie  na północnej  półkuli tak  samo, jak  równik termiczny.  We  wschodniej  czę­ści  każdego z oceanów passat  sięga  dalej  ku  biegunom,  niż w zacho­dniej,  przytym  w zachodniej  staje  się  coraz to  bardziej  równoległym  do równika, t.  j.  staje  się  coraz  to  wyraźniej  wiatrem  wschodnim.  Jest to skutek  obrotu  ziemi. W wyjątkowych  warunkach  znajduje  się  północna  część  oceanu Indyjskiego.  

Jest ona za  ciasna  na to, aby mógł  się tu  rozwinąć potężny passat  NE. Wskutek  tego  mussony,  które  tu  są właśnie  bardzo  silne, zupełnie  przeważają  nad  słabym  passatem.  Oprócz  tego w tej  części oceanu Indyjskiego, która  leży na  półkuli  południowej, tameczny  passat S E  łączy  się  w  lecie  z  mussonem  półkuli  północnej.  Wytwarza się  jednostajny gradyent  od zwrotnika  Koziorożca  aż  do wnętrza Azji; powietrze  płynie od  rzeczonego zwrotnika  najpierw jako  passat  SE, po­tem  przekracza  równik  jako  wiatr  S ,  wreszcie  na  półkuli  północnej wieje jako  musson  SfV. zmiana  kierun­ku jest jednym z najdrastyczniejszych przy­kładów wpływu  obrotu  ziemi.  (Fig.  .

Podczas  gdy  w  passatach  przeważa wschodnia  składowa,  poza  „końskimi szerokościami  na  obu  półkulach  panują wiatry zachodnie z  pewną  niezbyt znaczną składową,  skierowaną  ku bliższemu  biegu­nowi.  Pasy wiatrów  zachodnich  są szersze, niż  pasy  passatów,  bo  sięgają  aż  do okolic  podbiegunowych.  Podobnie jak passaty,  wiatry zachodnie  są silniejsze  i  bardziej  stałe  na  oceanach, niż  na  lądach.  Ponieważ  na  półkuli  południowej,  przede wszystkim zaś w średnich  szerokościach,  t.  j.  właściwie tam,  gdzie  wieją wiatry zacho­dnie,  lądy zajmują stosunkowo mało miejsca, więc na półkuli południo­wej,  zwłaszcza na oceanach  południowych—te wiatry są silniejsze  i  bar­dziej  stałe  (die  braven  Westioinde)  niż na  półkuli północnej.  

Mimo  to przewaga  ich  na  oceanie Atlantyckim  północnym  jest bardzo  wyraźna, co  więcej  cała  Europa  zachodnia  znajduje  się  pod  ich  dominującym wpływem.  Wiatrom  zachodnim  zawdzięcza  Europa  zachodnia  swój  ła­godny  i  wilgotny  klimat,  albowiem  przychodząc  z  oceanu  ciepłego (w Atlantyku  północnym  panuje prąd ciepły—Golfstrom)  przynoszą one ciepło  i  wilgoć.  Im  dalej  na  Wschód,  tern  wpływ  wiatrów  zacho­dnich  jest  bardziej  pokrzyżowany  przez  wiatry  kontynentalne  typu „mussonów".W pasie  wiatrów zachodnich  zdarzają  się  nieustanne  zaburzenia, połączone  z  wędrownymi  „mini mumami“  ciśnienia,  czyli  tak zwanymi „cyklonami",  przenoszącymi  się  razem  z wiatrami  zachodnimi  z  Zacho­du  na Wschód.

Cyklony  przynoszą  ze  sobą  niepogodę,  opady,  wiatry zmienne  i t. d.  Im  to  zawdzięczamy zmienność  pogody cechującą klimat Europy.  Podobne  zaburzenia  zdarzają  się  poza  dziedziną wiatrów za­chodnich  w  krajach  podzwrotnikowych.  Są  one  tam  o  wiele  gwałto­wniejsze,  towarzyszące  im  wiatry są o wiele  bardziej  niszczące;  ale same zaburzenia  trafiają  się  rzadko.  Tymczasem  w  średnich  szerokościach ciągną one,  osobliwie w zimie,  całymi  gromadami jedne  za  drugiemu. Odkładając  bliższe  omówienie  cyklonów  na  później,  powiemy jeszcze  kilka  słów  o wiatrach  strefy  podbiegunowej.  

Podczas gdy wia­try pasa  międzyzwrotnikowego  mają  składową skierowaną  ku  równikowi zaś wiatry w średnich szerokościach składową skierowaną ku bliższemu biegunowi  (mówimy tu  o  średnim  ruchu  powietrza,  nie  o  poszczegól­nych wiatrach);  wiatry strefy  podbiegunowej  mają znowu  składowe  skie­rowaną ku  równikowi.  Tak  np.  dokoła  bieguna  północnego  często zda­rzają się wiatry  NE.O  ile wiadomo,  ciśnienie wzrasta ku  biegunom  (po­larne  antycyklony),  ale  tak  rozkład  jego,  jak  układ  wiatrów  nie  jest jeszcze dobrze znany;  wiadomo  zresztą,  że  między  układem  północnym i  południowym  są pewne  różnice,  które zapewne  pochodzą stąd,  że  bie­gun  północny leży wśród  morza  Lodowatego  a  południowy  na  wysokim zlodowaconym  lądzie.

Ogólna  cyrkulacja  planetarna - wiatry  górne.  

Już z dawniejszych  obserwacji  kierunku  górnych  chmur,  dymu  wulkanów, lotu  balonów,  dalej  z  pośrednich  spostrzeżeń  dokonanych  na  wysokich górach  miano  niektóre  wiadomości  o  wiatrach  górnych.  W  ostat­nich czasach  obserwacje lotu  balonów-sond znacznie  rozszerzyły te wia­domości,  ale  zarazem  pokazały,  że  system  wiatrów górnych  jest  więcej zawiły niż dawniej  sądzono.  

Dopiero  w  przyszłości, gdy będziemy mieli znacznie  więcej  obserwacji  balonowych  i latawcowych,  osobliwie nad oceanami,  będzie  można  utworzyć  dokładny  obraz  rzeczywistości;  tym­czasem  wiadomo tylko,  że  nad  passatami  wieją  kompensacyjne  prądy "antypasaty" Schematycznie można  je  opisać w następujący  sposób.

Nad równikowym  pasem  ciszy wieje wiatr  E, na  północ od  niego  na  półkuli  północnej  wieje  górny  wiatr  SE, C jeszcze  dalej  S,  który wreszcie, już  na  granicy  północ­nych  końskich  szerokości  przechodzi  w  S W  i  WSW. To  jest  antypasat  półkuli  północnej.  Odpowiednio  do tego  mamy  na  półkuli  południowej  na  równiku  wiatr C górny  E  kolejno  w  coraz  to  wyższych  szerokościach geograficznych przechodzący w NE, N, wreszcie  na grani­cy południowych końskich szerokości w NW i  WE W. To jest  antypasat  półkuli  południowej.

Kolejne zmiany kie­runku są spowodowane przez wpływ obrotu ziem i  Kilkoletnie  obserwacje  lotu  balonów-sond  w Btawii  wykazały,  że  na  Jawie,  a  zatem  pod  samym  pra­wie  równikiem,  górny wiatr wschodni  sięga  aż  do  17  km., t.  j.  do grani­cy  stratosfery.  Ponad  nim,  a więc  już  w stratosferze,  w ciągu  naszego letniego  półrocza wieje wiatr zachodni.  Z  drugiej  strony  w ciągu  nasze­go  półrocza  zimowego  wiatr wschodni  poczyna  się dopiero  od wysoko­ści  6 km.;  niżej  wieje  musson  zachodni. Na wyspach  Sandwich  passat  sięga  do  wysokości  2,5  do  3  km., nad  pasatem  znajduje  się  warstwa  przejściowa.  

Od wysokości  3,5  lub 4  km.  poczyna  się  antypasat wiejący  w kierunku  prawie  wprost  prze­ciwnym  passatowi.  Wiemy  o  tern  z  obserwacji  dymów  wulkanów Mauna  Loa  i  Mauna  Kea.  Zdaje  się,  że  w pasie  międzyzwrotnikowym ponad  passatem  ^wszędzie  wieje antypasat; jednakże  są pewne wyjątki, osobliwie  nad  oceanem  Indyjskim,  gdzie  stosunki  są  więcej  skompli­kowane. Możemy  powiedzieć,  że  w  pasie  międzyzwrotnikowym  istnieje cyrkulacja  zamknięta  Passaty doprowadzają  dołem  powietrze ku  rów­nikowi.  

Tu w  pasie  ciszy  podnosi  się  ono  w górę,  przy czym  następuje kondensacja,  dająca  powód  do  obfitych  deszczów.  Następnie to  powie­trze  odpływa  górą  z  antypasatami  ku  szerokościom  końskim,  gdzie znowu  spływa  z  góry  na  dół.  Rzeczywiście w szerokościach  końskich panuje  wysokie  ciśnienie  i  bezchmurna  pogoda,  a  to  są  sympto­my prądów  skierowanych  z  góry na  dół.  Cyrkulacją  półkuli  północnej oddaje część  swego  powietrza  cyrkulacji  południowej  i  odwrotnie.  

Mia­nowicie, gdy w naszym  lecie  pas  ciszy przesunie  się  na  północ,  to  część powietrza przyniesionego przez passat  NE wzniósłszy się w górę, przecho­dzi  do  antypasatów  półkuli  południowej;  odwrotny  proces  odbywa  się podczas naszej zimy, gdy pas ciszy równikowej przesuwa się na południe. W antypasacie, jako górnym wietrze, gęstość  powietrza jest mniej­sza  niż w dolnym  passacie.  Więc,  aby  odprowadzić  te  same  masy po­wietrza,  które  przyszły  dołem  z passatem,  trzeba  albo  żeby  grubość antypasatu  była większa  od  grubości pasatu, albo żeby prędkość pierw­szego  była  większa,  niż  prędkość  drugiego.  

O  ile wiadomo  z dotych­czasowych  obserwacji,  zachodzi  i jedno  i  drugie:  antypasat jest i  grub­szy  i  szybszy od  pasatu.  Większa  prędkość  tłumaczy się w sposób  zu­pełnie  naturalny  przez to,  że antypasat  nie  podlega tarciu  o  powierzch­nię ziemi. Powstaje  pytanie,  dlaczego  ta  cyrkulacja  sięga  tylko  do  mniej więcej  30°  szerokości  północnej  i  południowej.  Wprawdzie  może być a  nawet  prawdopodobne jest,  że jakaś  część  powietrza  przyniesionego przez  antypasaty płynie  dalej  ku  biegunom,  ale  większa jego  część  na pewno  spada  na  dół  i  zawraca  ku  równikowi w  szerokościach  końskich. Dzieje  się to  dlatego, że odległość  między południkami zmniejsza  się  od równika  ku  biegunom,  przeto  prąd  płynący  od  równika  ku  biegunowi musi  zwężać  się.  Aby powetować zwężenie,  musi  albo  spiętrzać się,  albo stawać  się coraz to  prędszym.  

Oczywistą jednak jest  rzeczą,  że zarówno zwiększenie  grubości, jak  wzrastanie  prędkości  musi  mieć  pewne gra­nice, że przynajmniej  część  powietrza płynącego z  antypasatami  ku  biegunom  musi  gdzieś  zawrócić.  Pomaga  do  tego  rosnący  wraz  z  szerokością  geograficzną  wpływ  obrotu  ziemi,  dzięki  któremu  antypasaty  zawracają  na  półkuli  północnej  na  prawo  ń  na  południowej  na lewo,  aż w  końcu  z  wiatrów wiejących  od równika  staną  się  wiatrami wiejącymi  ku  równikowi.

Ogólna  cyrkulacja  planetarna - wiatry  górne.  

Już z dawniejszych  obserwacji  kierunku  górnych  chmur,  dymu  wulkanów, lotu  balonów,  dalej  z  pośrednich  spostrzeżeń  dokonanych  na  wysokich górach  miano  niektóre  wiadomości  o  wiatrach  górnych.  W  ostat­nich czasach  obserwacje lotu  balonów-sond znacznie  rozszerzyły te wia­domości,  ale  zarazem  pokazały,  że  system  wiatrów górnych  jest  więcej zawiły niż dawniej  sądzono.  

Dopiero  w  przyszłości, gdy będziemy mieli znacznie  więcej  obserwacji  balonowych  i latawcowych,  osobliwie nad oceanami,  będzie  można  utworzyć  dokładny  obraz  rzeczywistości;  tym­czasem  wiadomo tylko,  że  nad  passatami  wieją  kompensacyjne  prądy "antypasaty" Schematycznie można  je  opisać w następujący  sposób.

Nad równikowym  pasem  ciszy wieje wiatr  E, na  północ od  niego  na  półkuli  północnej  wieje  górny  wiatr  SE, C jeszcze  dalej  S,  który wreszcie, już  na  granicy  północ­nych  końskich  szerokości  przechodzi  w  S W  i  WSW. To  jest  antypasat  półkuli  północnej.  Odpowiednio  do tego  mamy  na  półkuli  południowej  na  równiku  wiatr C górny  E  kolejno  w  coraz  to  wyższych  szerokościach geograficznych przechodzący w NE, N, wreszcie  na grani­cy południowych końskich szerokości w NW i  WE W. To jest  antypasat  półkuli  południowej.

Zaburzenia  w  wielkich  prądach  atmosferycznych  - Trąby  powietrzne. - Tornada  

Już  z  kombinacji  cyrkulacji  plane­tarnej  z  musonami  wynikłby  niesymetryczny,  dość  skomplikowany, periodycznym  corocznym  zmianom  podlegający,  system  wiatrów. Nowe komplikacje  powstają dzięki  zaburzeniom  przytrafiającym  się  zwłaszcza w średnich  i  wyższych  szerokościach  geograficznych.  Każdemu takiemu zaburzeniu  towarzyszy  przenoszące  się  z  miejsca  na  miejsce  minimum ciśnienia,  dokoła  którego  wieją  wiatry  na  półkuli  północnej  przeciw, a  na  południowej  za  wskazówkami  zegarka.  

Drogi  opisywane  przez cząsteczki  powietrza  są  różne  od  drogi  opisywanej  przez  minimum  ciśnienia.  Podobnie  jak fala,  zaburzenie  jest  pewną  formą  ruchu,  przeno­szącą  się  z  miejsca  na  miejsce. Najmniejsze  co  do  rozmiarów  zaburzenia,  tak  zwane  „trąby  po- wietrzne“  są  podobne  do  tych  malutkich  wirów,  które  powstają w wo­dzie  po  uderzeniu  wiosła,  aczkolwiek  są  od  tamtych  o  wiele  większe. Rzadko  zdarza  się,  żeby  średnica  wiru  przewyższała  kilkadziesiąt  me­trów,  za  to  wysokość  wynosi  nieraz  około  kilometra,  bo  „trąby powietrzne“  sięgają  zwykle  do dolnej  granicy  chmur.  Właściwie  powinniśmy  po­wiedzieć,  że  sięgają  od  dolnej  granicy  chmur do  powierzchni  ziemi,  bo wir  spuszcza  się  z  góry  na  dół. Niewątpliwie  ma  racje  A.  Wegner  twierdząc,  że  „trąby  powietrzne“  są  więcej  niż  jakakolwiek  inna  forma  ruchu  powietrza  podobna  do „elementarnych  wirów“  Helmholtza.  

O  tożsamości  nie  ma  mowy,  bo wiecznotrwałe  wiry  Helmholtz'a  mogą  istnieć  tylko  w  cieczy  dosko­nałej,  pozbawionej  wewnętrznego  tarcia;  jest  tylko  podobieństwo  o  tyle znaczne,  że  warto  porównać  samotny,  „elementarny wir“  Helmholtza z  trąbą  powietrzną.  Wir  składa  się  z  elementów  cieczy  obracających  się tak,  jak  ciała  stałe.  Otaczająca  ciecz  krąży  dokoła  wiru  z  prędkością kątową  zmniejszającą  się  w  miarę  oddalenia.  Bez wątpienia  powietrze w  samej  trąbie  powietrznej  wiruje  nieco  inaczej  niż  ciało  stałe,  a  prawo, według  którego  zmienia  się  prędkość  powietrza  otaczającego  wir,  jest różne  od  prawa  właściwego  idealnemu  ruchowi  nie wirowemu;  ale  tak tu,  jak  tam  różnice  są  z  pewnością  nieznaczne.  

Podobnie,  jak  w  przy­padku  idealnym,  prędkość  szybko  ubywa  w  miarę  oddalenia  od wiru, podczas  gdy  w jego  centralnej  części  bywa  zazwyczaj  bardzo  wielka. Dzięki  tej  wielkiej  prędkości  trąby  powietrzne  bywają  stale  widzialne, albowiem  gwałtowny  wiatr  porywa  pył,  piasek,  siano,  trawę,  częstokroć nawet  większe  przedmioty;  na  morzu,  jeziorach,  rzekach,  porywa  wodę, naturalnie  w  postaci  kropel.  Kręcąc  tym  wszystkim,  wir  wytwarza wędrujący,  zdała  widzialny  słup  pyłu,  piasku,  względnie  pyłu  wo­dnego. Trąby  powietrzne  zdarzają  się  u  nas  bardzo  rzadko  i  tylko  wiecie; o  wiele  częściej  zdarzają  się  na  morzach  ciepłych.  

Dnia  10  września 1896  roku  trąba  powietrzna  przeszła  przez  Paryż;  na jednym  z  przed­mieść  porozrzucała  stragany  na  placu  targowym,  popsuła  wiele  da­chów,  połamała  wiele  drzew  na  ulicach.  Po  drodze  trąba  ta  przeszła przez  stację  meteorologiczną  na  wieży  św  Jakuba  (Tour  St.  Jacques), gdzie  zaznaczyła  się  nagłym  spadkiem  ciśnienia,  który  zresztą trwał  za- ledwo  kilkadziesiąt  sekund. Czemu  tłumaczy  się tak  mały  spadek ciśnienia?  

Oczywiście rozrze­dzeniem  powietrza  spowodowanemu  przez wielką siłę  odśrodkową, towa­rzyszącą  gwałtownemu  ruchowi  wiro­wemu.  A skąd  bierze  się  sam wir? Tru­dno odpowiedzieć na to pytanie choćby dlatego,  że,  jak  to  wyżej  powiedzie­liśmy,  trąba  powietrzna  zwykle  two­rzy  się  ponad  poziomem  kondensacji,  a więc  wysoko ponad  naszymi  stacjami  meteorologicznymi Wszakże  na  podstawie analogii  z  malutkimi  wirami,  tworzącymi  się w wodzie  przy  uderzeniu wiosła,  wolno  przypuszczać,  że  przyczyną trąb powietrznych  bywa  starcie dwóch  równoległych  prądów horyzontalnych, bądź wprost  przeciwnie  skierowanych, bądź, jeżeli  kierunki  ich  są jedna­kowe,  znacznie  różniących  się  co  do  prędkości.

Większemu  co  do  rozmiarów,  ale  zresztą  ze  wszechmiar  podobnymi  do trąb  powietrznych  są  „tornada"  w Stanach  Zjednoczonych,  zda­rzające  się  głównie  na  wschód  od  gór  Skalistych.  Trafiają  się  one tylko latem,  idą najczęściej  od  SFF  ku  NE  z  prędkością około 40  km. na godzinę.  „Tornada"  trafiają się częściej,  niż  nasze  trąby powietrzne, są  nie tylko  większe,  ale  średnio  dużo  gwałtowniejsze,  wreszcie  przebie­gają po  kilkadziesiąt,  nawet  po  kilkaset  kilometrów,  podczas  gdy  nasze trąby powietrzne  przebiegają  rzadko  kiedy więcej,  niż kilkanaście kilo­metrów.  

O ile wiadomo  z  obserwacji,  „tornado"  podobnie jak trąba  po­wietrzna zaczyna  się w górze, w obłokach,  a  potem  spuszcza  się  na  zie­mię  na podobieństwo  olbrzymiej  trąby  słonia. Większe  rozmiary  i  większa  gwałtowność  „tornada"  w  porówna­niu  z trąbami  powietrznymi  tłumaczy  się  przez  większe kontrasty tem­peratury w  Stanach  Zjednoczonych.  Izotermy  są tu  gęstsze  niż w Euro­pie;  stąd  łatwiej  o  starcie  dwóch  równoległych  i  różnych  co  do  pręd­kości  prądów,  stąd w ogóle  ruchy  powietrza  szybsze  niż  w Europie. Zarówno  „tornada", jak  i trąby  powietrza,  bardzo często obchodzą się  bez  deszczu.  Brak  deszczu,  brak  kondensacji  świadczy, że  niema  tu silnego  wstępującego  prądu.

Kolejne zmiany kie­runku są spowodowane przez wpływ obrotu ziem i  Kilkoletnie  obserwacje  lotu  balonów-sond  w Btawii  wykazały,  że  na  Jawie,  a  zatem  pod  samym  pra­wie  równikiem,  górny wiatr wschodni  sięga  aż  do  17  km., t.  j.  do grani­cy  stratosfery.  Ponad  nim,  a więc  już  w stratosferze,  w ciągu  naszego letniego  półrocza wieje wiatr zachodni.  Z  drugiej  strony  w ciągu  nasze­go  półrocza  zimowego  wiatr wschodni  poczyna  się dopiero  od wysoko­ści  6 km.;  niżej  wieje  musson  zachodni. Na wyspach  Sandwich  passat  sięga  do  wysokości  2,5  do  3  km., nad  pasatem  znajduje  się  warstwa  przejściowa.  

Od wysokości  3,5  lub 4  km.  poczyna  się  antypasat wiejący  w kierunku  prawie  wprost  prze­ciwnym  passatowi.  Wiemy  o  tern  z  obserwacji  dymów  wulkanów Mauna  Loa  i  Mauna  Kea.  Zdaje  się,  że  w pasie  międzyzwrotnikowym ponad  passatem  ^wszędzie  wieje antypasat; jednakże  są pewne wyjątki, osobliwie  nad  oceanem  Indyjskim,  gdzie  stosunki  są  więcej  skompli­kowane. Możemy  powiedzieć,  że  w  pasie  międzyzwrotnikowym  istnieje cyrkulacja  zamknięta  Passaty doprowadzają  dołem  powietrze ku  rów­nikowi.  

Tu w  pasie  ciszy  podnosi  się  ono  w górę,  przy czym  następuje kondensacja,  dająca  powód  do  obfitych  deszczów.  Następnie to  powie­trze  odpływa  górą  z  antypasatami  ku  szerokościom  końskim,  gdzie znowu  spływa  z  góry  na  dół.  Rzeczywiście w szerokościach  końskich panuje  wysokie  ciśnienie  i  bezchmurna  pogoda,  a  to  są  sympto­my prądów  skierowanych  z  góry na  dół.  Cyrkulacją  półkuli  północnej oddaje część  swego  powietrza  cyrkulacji  południowej  i  odwrotnie.  

Mia­nowicie, gdy w naszym  lecie  pas  ciszy przesunie  się  na  północ,  to  część powietrza przyniesionego przez passat  NE wzniósłszy się w górę, przecho­dzi  do  antypasatów  półkuli  południowej;  odwrotny  proces  odbywa  się podczas naszej zimy, gdy pas ciszy równikowej przesuwa się na południe. W antypasacie, jako górnym wietrze, gęstość  powietrza jest mniej­sza  niż w dolnym  passacie.  Więc,  aby  odprowadzić  te  same  masy po­wietrza,  które  przyszły  dołem  z passatem,  trzeba  albo  żeby  grubość antypasatu  była większa  od  grubości pasatu, albo żeby prędkość pierw­szego  była  większa,  niż  prędkość  drugiego.  

O  ile wiadomo  z dotych­czasowych  obserwacji,  zachodzi  i jedno  i  drugie:  antypasat jest i  grub­szy  i  szybszy od  pasatu.  Większa  prędkość  tłumaczy się w sposób  zu­pełnie  naturalny  przez to,  że antypasat  nie  podlega tarciu  o  powierzch­nię ziemi. Powstaje  pytanie,  dlaczego  ta  cyrkulacja  sięga  tylko  do  mniej więcej  30°  szerokości  północnej  i  południowej.  Wprawdzie  może być a  nawet  prawdopodobne jest,  że jakaś  część  powietrza  przyniesionego przez  antypasaty płynie  dalej  ku  biegunom,  ale  większa jego  część  na pewno  spada  na  dół  i  zawraca  ku  równikowi w  szerokościach  końskich. Dzieje  się to  dlatego, że odległość  między południkami zmniejsza  się  od równika  ku  biegunom,  przeto  prąd  płynący  od  równika  ku  biegunowi musi  zwężać  się.  Aby powetować zwężenie,  musi  albo  spiętrzać się,  albo stawać  się coraz to  prędszym.  

Oczywistą jednak jest  rzeczą,  że zarówno zwiększenie  grubości, jak  wzrastanie  prędkości  musi  mieć  pewne gra­nice, że przynajmniej  część  powietrza płynącego z  antypasatami  ku  biegunom  musi  gdzieś  zawrócić.  Pomaga  do  tego  rosnący  wraz  z  szerokością  geograficzną  wpływ  obrotu  ziemi,  dzięki  któremu  antypasaty  zawracają  na  półkuli  północnej  na  prawo  ń  na  południowej  na lewo,  aż w  końcu  z  wiatrów wiejących  od równika  staną  się  wiatrami wiejącymi  ku  równikowi.

Cyklony, tajfuny, huragany (orkany)  tropikalne, tornada

Cyklony, tajfuny, huragany (orkany)  tropikalne, tornada,  a zwłaszcza  trąby  powietrzne  przytrafiają się tak rzadko  i  zaj­mują  przestrzeń  stosunkowo  tak niewielką,  że  dla  pogody  nie mają  pra­wie żadnego znaczenia.  Większe dla  niej  znaczenie  mają cyklony tropi­kalnych  mórz  (tak  zwane  huragany,  tajfuny i  t.  p.), a jeszcze większe cyklony  średnich  i  wyższych  szerokości  geograficznych.  Np.  w  Europie opady  są związane z  przejściem  cyklonów.

Wojewoda: ponad 50 tys. mieszkańców nie ma prądu

Ponad 53 tys. mieszkańców Mazowsza nie ma prądu – przekazał wojewoda mazowiecki Konstanty Radziwiłł, pytany o sytuację w województwie po tym, gdy przez kraj przeszły silne wichury. Jak dodał, wiatr zerwał ponad 270 dachów, a straż pożarna interweniowała do tej pory ponad 1,3 tys. razy. W ciągu ostatnich kilkunastu godzin przez Polskę przeszły silne wichury, które spowodowały nie tylko…

Nad Zabrzem szalały nawałnice

Wichury zrywały dachy domów. Wiele ulic Zabrza zostało zalanych i podtopionych. Na zaparkowane samochody spadały powalone wiatrami drzewa. W teren wyjechały wszystkie zastępy straży pożarnej z Zabrza wspierane przez strażaków z Chorzowa. Nie kursowały tramwaje z powodu zerwanej trakcji. Usuwanie skutków nawałnic potrwa całą noc źródło informacji: FAKT Author: