HORVÁTH ÁKOS
Hurrikán: a természet pusztító hőerőgépe

A légköri jelenségek sorában a legveszedelmesebbek közé tartoznak a forró égöv peremén rendszeresen megjelenő pusztító trópusi ciklonok, melyeket az atlanti térségben hurrikánoknak, másutt tájfunoknak neveznek. A néhány száz kilométer átmérőjű trópusi ciklonokban a szélsebesség akár a 250 km/órát is meghaladhatja, és a vihar sújtotta területeken 500–800 mm csapadék is lehullhat 24 óra alatt. A hurrikán, amelynek energiaforrása a meleg tenger, szélsőséges hullámzást és vízszintemelkedést okoz az óceánon, a szárazföld fölé sodródva pedig hatalmas pusztítást végez az ember által épített, és a természeti környezetben egyaránt. A hurrikánok pusztító hatásukkal nemcsak az emberi sorsok, hanem a társadalomi folyamatok, sőt időnként a történelem alakulásába is beleszólnak.

A hurrikánok kialakulásában meghatározó szerepük van a trópusi zivataroknak, amelyek sok tekintetben eltérnek a mérsékelt övben kialakuló társaiktól. A mérsékelt égövben három fő hatás is hozzájárul a zivatarok kialakulásához. 

Az első hatás a felhajtóerő, ami az alacsonyabb rétegekben, rendszerint a napsugárzás következtében felmelegedő nedves levegő következtében jön létre. Az emelkedő levegő a nyomáscsökkenés miatt hűlni kezd, de ezt a hűlést valamelyest kompenzálja a nedvesség kicsapódása, amely annyira fűti az emelkedő légtestet, hogy az a környezetéhez képest még mindig melegebb lesz. A jelenség hasonlít a hőlégballonra: az indulás előtt felfújt ballont az emelkedés során gázégővel melegítik, hogy az a környezetéhez képest melegebb, tehát kisebb sűrűségű maradjon. A gázégő szerepét a vízgőz tölti be: a kicsapódó vízgőz okozta látens hőfelszabadulás fűti a légtestet és az „égés mellékterméke” a kicsapódott víz, vagyis a környezeténél melegebb felhő. Ezt a jelenséget szabad konvekciónak nevezik, és amikor ennek feltételei fennállnak, akkor a légállapotot konvektív szempontból labilisnak tekintik. 

A második hatás a mérsékelt övben gyakori légtömegtorlódás, vagy konvergencia, amelynek tipikus példái a légköri frontok. A ciklonok bonyolult áramlási rendszerében létrejövő frontok mentén éles hőmérséklet- és sűrűségkülönbségek alakulnak ki, amelyek mozgásuk során feltorlasszák a levegőt és ennek következtében feláramlást hoznak létre. A jelenség hasonló ahhoz, amikor az áramló levegő egy hegységnek ütközik és kénytelen felemelkedni. Ez a folyamat a kényszerkonvekció. A hidegfrontok előtt torlódó labilis nedves levegőben a konvergencia hatására vonalba rendeződött heves zivatarok jönnek létre.

A harmadik hatás a szél magassággal való változása, a vertikális szélnyírás. Ennek szerepe akkor jelentkezik, amikor már kialakult a zivatar, amelyben a környezetétől elkülönülve áramlik fel a levegő, és sok szempontból egy hatalmas kéményhez hasonlít. A magasban fújó erős szél a Bernoulli-hatás miatt hozzájárul a feláramlás erősödéséhez, amitől a zivatar még erősebb lesz. Ugyancsak ez a szélnyírás játszik szerepet a forgó zivatarfelhők, a szupercellák kialakulásában. (1. ábra).

1. ábra. A zivatarokat kialakító légköri folyamatok: a) az emelkedő meleg nedves levegő kicsapódása miatt a felhő melegebb lesz, mint a környezete, ezért arra felhajtóerő hat (szabadkonvekció); b) A légköri torlódások feláramlásra kényszerítik a levegőt (kényszerkonvekció) segítve a felhajtóerő hatását; c) Az erős magassági szél a Bernoulli-erő hatása „felszívással” tovább erősíti a zivatarokat

A trópusi zivatarok létrejöttében a felhajtóerő a meghatározó. A rendkívül erős napsütés gyorsan felmelegíti a talajközeli levegőt, amelyben bőséggel van nedvesség, ezért a trópusokon a délutáni órákra nagyon gyakran létrejönnek a zivatarok. A hatalmas zivatarfelhőkből lehulló csapadék lehűti a felszínt és a talajközeli csapadék hűtötte sűrűbb levegő szétterül, csökkentve a további zivatarok esélyét, amelyhez hozzájárul az esti órákra megszűnő napsugárzás. A trópusi zivatarok viszonylag ritkán nyúlnak az éjszakába. Időnként azonban előfordul, hogy olyan zivatarrendszerek jönnek létre, amelyek hosszabb ideig is képesek fennmaradni és nagy területeket érintenek. Itt jelenik meg a konvergencia szerepe: a kezdetben kialakult zivatarokból kifutó és a talajnál szétterülő levegő egyfajta kisméretű hidegfrontot hoz létre, amely torlasztó hatásánál fogva újabb feláramlást kényszerít ki, így a fronton újabb cellák alakulnak ki. Mindezek hatására egy hosszabb életű zivatargóc jön létre, amely az alsó szinteken egyre nagyobb távolságból kezdi összegyűjteni a feláramlás pótlására a levegőt. 

Napnyugtát követően a szárazföld felett a hosszúhullámú kisugárzás miatt gyorsan lehűl az alacsonyabb légréteg, a zivatarok legyengülnek. Abban az esetben, ha a zivatargóc kisodródik a melegebb tengerfelszín fölé, akkor onnan további meleg és nedves levegőhöz jut (a tengervíz nem hűl le az éjszaka folyamán), és jóval nagyobb eséllyel éli túl az éjszakát. Minél hosszabb ideig képes fennmaradni a zivatargóc, annál nagyobb távolságból gyűjti magához a levegőt. A zivatargócban a feláramló levegő miatt a környezetéhez képes alacsonyabb lesz a légnyomás. Ha a zivatargóc nem az Egyenlítőn, hanem attól északra vagy délre alakul ki és sodródik a meleg óceán fölé, akkor újabb hatás is szerepet kap: a Föld forgásából adódó Coriolis-erő és a passzát szelek hatása.

A Coriolis-erő hatása az Egyenlítőnél eltűnik, attól távolodva viszont egyre jobban növekszik, és az északi féltekén abban nyilvánul meg, hogy a mozgó testeket jobbra téríti el. A passzátszelek éppen a Coriolis-erő hatására alakulnak ki: a magasabb nyomású északi (vagy déli) területekről a trópusok felé sodródó levegő jobbra térül el, ezért keleti irányúvá válik. A pas.szát öv déli szegélyén hosszan fennmaradó alacsonyabb nyomású zivatargócba egyre nagyobb távolságból áramlik be a levegő: egyrészt az Egyenlítő felől nulla sebességről indulva, másrészt a passzátszél övéből sodródva, magával hozva a keleti komponenst. Az eltérő impulzusokkal rendelkező és zivataros alacsony nyomás irányába összeáramló légtömegek között jelentős sebességkülönbség lesz és a Coriolis-eltérítés hatására jobbra fordulva azt eredményezik, hogy a zivataros alacsony nyomású rendszer lassan ciklonálisan (az óramutató járásával ellentétes irányba) forogni kezd (2. ábra). A forgás hatására viszont a zivatargóc centrumában a nyomás tovább csökken, és létrejön az ún. trópusi depresszió.

2. ábra. A trópusi vihar kialakulása
a) A passzátszél alapáramlását (zöld nyilak) a zivatarok okozta alacsony nyomás eltéríti és az áramlás az A-val jelölt alacsony nyomású terület felé térül el (kék nyilak). Az egyenlítői szélcsendes területekről a nyomáskülönbség hatására ugyancsak megindul az áramlás (piros nyilak); b) A Coriolis-erő miatt az áramlás jobbra térül el, az alacsony nyomású középpont körül forgás indul el, amely hozzájárul a további nyomáscsökkenéshez

A trópusi depres.szióban fújó szél sebessége nem haladja meg a 17 m/s sebességet, de határozott forgást mutat. A forgás és az összeáramlás következtében az egyre inkább koncentrikus formában felsorakozó zivatarok már nem függenek a napsugárzás napi menetétől és a passzátszelek övében nyugat felé kezdenek sodródni. A trópusi depresszió további sorsa ekkor dől el. Ha túlságosan közel kerül az Egyenlítőhöz, akkor a Coriolis-erő legyengül és a forgó rendszer szétesik egyedi zivatarokra, amelyek idővel feloszlanak. Ha túlzottan északra sodródik, akkor a hidegebb tengerfelszín nem kedvez a zivataroknak és azok legyengülésével oszlik fel a rendszer. Ha az egyre jobban forgó zivatarrendszer tovább halad nyugatra, akkor tovább erősödhet és ha a szél sebessége meghaladja a 17 m/s-t, így eljuthat a trópusi vihar fázisba. Ekkor egy újabb hatás indul be, amelyet a hullámzó tenger ad: az erősödő szél egyre nagyobb hullámokat kelt, és a felszínről felkapott vízcseppekkel együtt a párolgó vízfelület kiterjedése nagyságrendekkel megnövekszik. Mivel a párolgás többek között függ a víz felszínétől és a szél sebességétől, így a viharban a meleg tenger legalább egy nagyságrenddel jobban kezd párologni, mint a sima vízfelület. A vízgőz bőséges fűtőanyagot ad az egyre gyorsabban forgó rendszernek. Ha a szél erőssége meghaladja a 33 m/s sebességet, akkor a trópusi viharból hurrikán lesz.

A hurrikánok szerkezete és dinamikája sokat kutatott terület, amelyről napjainkra egy meglehetősen egységes kép állt össze. A hurrikánban kettős cirkuláció figyelhető meg. Egyrészt a vihar forgása okozta tangenciális áramlás (elsődleges cirkuláció), másrészt a meleg nedves légtömegek beáramlása a centrum irányába (másodlagos cirkuláció). A légtömegek beáramlása a hurrikán forgó karjai mentén történik (3. ábra). A karokban a centrum felé egyre erősödő zivatarok sorjáznak, amelyek a középpontot körülvevő gyűrűben találkoznak. A gyűrű egy „szuperzivatar”, ahol egységesen emelkedik a levegő és hull belőle a csapadék. A feláramló gyűrű középpontjában – a tömegmegmaradás biztosítására – egy erős leáramlási zóna alakul ki, amelyben (az adiabatikus melegedés miatt) meggyérül, esetleg feloszlik a felhőzet és kialakul a ciklon szeme. Nemegyszer megtörtént, hogy amikor a ciklon szeme került egy település fölé, az emberek elhagyták a menedékhelyet, azt gondolván, hogy vége a viharnak. Azonban rövidesen ismét a felhőfal alá kerültek és a vihar áldozatául estek. 

3. ábra. A hurrikán kettős cirkulációja. Az erősebb, érintő irányú áramlás mellett megfigyelhető egy sugárirányú cirkuláció is, amely légtömeget szállít a ciklon centrumába. A két cirkuláció eredője a ciklon karjai mentén történő beáramlás. (NOAA műholdfelvétel a Katrina hurrikánról)

A karokban, és mindenek előtt a centrumot körülvevő gyűrűben, a folyamatos felhőképződéssel járó látens hőfelszabadulás következtében jóval magasabb a hőmérséklet, mint a hurrikán környezetében, így a trópusi viharoknak meleg magjuk van, szemben a mérsékelt égöv hideg magú ciklonjaival. A hurrikán magjában a légnyomás rendkívül alacsony, a legerősebb hurrikánokban akár 900 hPa alá is süllyedhet, így pl. 2005. október 19-én a Wilma nevű hurrikán központjában 882 hPa-t mértek!! (Összehasonlításul: a leghevesebb mérsékeltövi ciklonokban is csak nagyon ritkán süllyed a légnyomás a 950 hPa alá.) A hurrikán fölött szétáramló és kiszáradó levegő a légörvénytől eltávolodva leáramlik, és a felhőoszlató hatásával lehetetlenné teszi, hogy bármely „konkurens” trópusi vihar a hurrikán közelébe kerüljön.

A hurrikán dinamikáját tekintve leginkább egy hőerőgéphez hasonlítható: a hőenergiát a meleg tenger adja, a hűtő szerepét a felhőpajzs látja el, maga a folyamat pedig jó közelítéssel egy a középiskolából jól ismert Carnot-féle termodinamikai körfolyamattal írható le (4. ábra). A középpont irányába haladó másodlagos cirkuláció először az alacsony nyomású mag felé szállítja a levegőt. A légnyomás csökkenésével a beáramló részecske hőmérséklete mégsem csökken, mivel a meleg tengervíz folyamatosan hőt (és nedvességet) ad át a levegőnek, tehát egy izoterm, hőfelvételi folyamat zajlik le. A ciklont körülvevő felhőfalban az emelkedő nedves légrészecske adiabatikus folyamaton megy keresztül: a hőmérséklete és nyomása jelentősen csökken, de az entrópiája nem változik. A magasba jutva a felhőpajzs egyrészt párolgásnak indul, másrészt kisugározza a hőt a világűrbe: a hőmérséklete nem változik, azonban kifelé sodródva süllyedni kezd, nyomása növekszik: izoterm hőleadás és entrópia csökkenés zajlik le. Végül a kiszáradt levegő ismét adiabatikusan áramlik le a tengerfelszín irányába, (jóval lassabban, mint ahogy felemelkedett), nyomása és a hőmérséklete emelkedik, és ezzel zárul a körfolyamat. 

4. ábra. A hurrikán termodinamikája a Carnot-ciklussal közelítve.
• Az AB szakaszon izoterm módon, a tenger által fűtött levegő áramlik be az alacsony nyomású cikloncentrumba. A beáramló légtest a tengertől hőt vesz át, az entrópiája (S) és a fajlagos térfogata (V) növekszik
• A BC szakaszon (a ciklon szeme körüli felhőfalban) adiabatikusan emelkedő telített levegő hőmérséklete és nyomása csökken, entrópiája nem változik
• A CD szakaszon a felhőpajzsról kisugárzódik a hő, a a centrumtól szétáramló levegő nyomása kissé növekszik, a hőmérséklete (a felhőtető hőmérséklete) nem változik, az entrópiája csökken
• A DA szakaszon adiabatikusan leáramló száraz levegő nyomása és hőmérséklete emelkedik, a folyamat izentróp

A hurrikánokat alkotó zivatarcellák önmagukban nem annyira hevesek, mint a mérsékeltövi zivatarok. Jóval kevesebb jég is képződik bennük, és mivel a jégképződés és a villám gyakoriság szoros kapcsolatban van, így a hurrikánok viszonylag kevés villámot produkálnak. 

A tenger ugyan szinte kimeríthetetlen hőtartályával bőségesen biztosítja a hurrikán számára szükséges energiát, azonban bizonyos fokig kontroll alatt is tartja annak erősségét. Ha a hurrikán szélereje olyan nagy, hogy az átkeveredés következtében a mélyebb rétegek hidegebb tengervize is a felszínre jut, akkor csökken a hőfelvétel és vihar kissé lecsendesedik. Mivel a ciklonban a levegő az óramutató járásával ellentétes (pozitív) irányba forog, így a haladási iránya szerinti jobb oldalán az áthelyeződési sebesség hozzáadódik a forgási sebességhez, vagyis a hurrikán jobb oldalán erősebb lesz a szél. A tenger ennek megfelelően a vihar jobb oldalán keveredik át erősebben és így ott hidegebb lesz a víz. Abban az esetben, ha a hurrikán a kontinensek közelében lévő sekélyebb tengerek fölé ér, ahol nincs hideg víz a felső meleg réteg alatt, ez a kontroll megszűnik. Valóban megfigyelhető, hogy a Karib-tenger, vagy a Mexikói-öböl, vagy éppen Ázsia keleti partjaihoz közeledve a sekélyebb tenger fölött a hurrikánok gyakran felerősödnek. 

Mivel a hurrikánok energiájukat a tengerből merítik, jelentős gyengülés következik be akkor, amikor szárazföld fölé sodródnak. Ez a „landfall” néven emlegetett jelenség nem számottevő, ha csak kisebb szigetek felett vonul el a ciklon, azonban egy Kuba vagy Florida nagyságú terület már érezteti hatását. A kontinens fölé sodródva azonnal számottevően gyengülni kezd a hurrikán, azonban mocsaras, vizes, vagy éppen a korábbi esőzések miatt felázott nedves és meleg területek még hozzájárulhatnak ahhoz, hogy ha erősen legyengülve is, de valamen.nyire bejusson a kontinens fölé. 

A kifejlett hurrikánok egy része északnak sodródva eljut a nyugati szelek övébe, ahol sokat veszít erejéből és bár nem hurrikán erősségű viharként, de még sokáig fenn tud maradni. Így előfordulhat, hogy egy Afrika partjainál létrejött trópusi depresszió, amely a karibi térségben hurrikán volt, Amerika keleti partjai közelében egészen Kanada magasságáig is eljut, majd mint mérsékeltövi ciklon Európa partjait is eléri. Bizonyos körülmények között egy éppen fejlődő mérsékeltövi ciklonnal is egyesülhet, ahol a hurrikán még megmaradt örvényessége és a nedvessége felerősíti a mérsékeltövi ciklont, amelyet „szuperviharnak” is neveznek. 

A hurrikánokat erősségük szerint öt kategóriába sorolják, az ún. Saffir–Simphson-skála alapján a hurrikán szemét körbeölelő felhőfalban fújó átlagos szél alapján (1. táblázat).

1. táblázat. A hurrikánok osztályozása

A legnevezetesebb 5. kategóriás hurrikánok közé tartozott a 2005-ben New Orleans-t sújtó Katrina nevű hurrikán, vagy a 2002-ben a floridai Miamira lecsapó Andrew. Ugyanakkor talán minden idők legtöbb emberéletét elragadó, Bangladest (akkor még Kelet-Pakisztánt) elpusztító 1970-es Bhola nevű tájfun csak 3-as kategóriájú volt.

A hurrikán és a tenger kapcsolata kétoldalú: egyrészt a tenger táplálja a hurrikánt, másrészt a hurrikán erősen befolyásolja a tenger állapotát. Ilyen hatás a tenger vízszintjének megemelkedése. A már említett, a hurrikán központja felé tartó másodlagos cirkuláció hatására a szél a tengervizet is a vihar központja felé sodorja, akár 10 m-rel is megemelve a tenger magasságát. Főként a korall- és atollzátonyokra, valamint a sekély tengerpartok benyúló dűnesoraira lehet végzetes a tengerár. A tengerár hatása attól is függ, hogy a hurrikán útvonalában a part felé közeledve milyen gyorsan emelkedik a tengerfenék. A fokozatosan mélyülő tengerparton egy 4-es kategóriájú hurrikán 7 m magas tengerárat okozott, míg ugyan ez a ciklon, ugyan ilyen erősséggel egy gyorsan melyülő tengerparton csak 2,5–3 m tengeremelkedést idézett elő. Természetesen a tenger tagoltsága, az öblök és benyúló félszigetek ugyancsak hatással vannak a partközeli maximális tengeremelkedésre, hasonlóan, mint a földrengések által keltett szökőárak esetén. Az is előfordul, hogy a hurrikán által megemelt víztömeg a vihartól távol, egy csendes partszakaszon okoz váratlan vízszintemelkedést. 

 A hurrikánokkal járó katasztrófák súlyos áldozatokat követelnek az emberektől és időnként még a történelem menetét is megváltozatják. A hurrikánok elsősorban a bennük fújó széllel okozzák a legnagyobb kárt, épületeket tesznek a földdel egyenlővé, tönkreteszik a közlekedéstől az elektromos hálózatig a teljes infrastruktúrát. Másodlagos pusztító hatásukat a tengeren keltett hatalmas, szökőárra emlékeztető hullámokkal és a tengerárral keltik. Veszélyt jelentenek még a legnagyobb tankhajókra, sőt az anyahajókra is. A trópusi ciklonok harmadlagos pusztító hatásukat a hatalmas mennyiségű csapadékkal okozzák, amelyek a 150–250 km/ó sebességű széllel jövő akár 800–1600 mm csapadékot valósággal belepréselik a talajba, hegyoldalakba az árvizek mellett gyakori földcsuszamlásokat, zagyárakat okozva, amelyek sokszor a hurrikán elvonulást követően egész falvakat pusztítanak el, főként Közép-Amerikában.

Az újkori történelem legtöbb emberáldozatát a már említett 1970-es Bhola nevű tájfun okozta, amelynek a tengerára a csapadékkal együtt szabályosan kiöntötte a rendkívül alacsonyan fekvő akkori Kelet-Pakisztánt, mintegy 500 000 ember életét követelve. A ciklont követő éhínség és elkeseredettség váltotta ki azt a mozgalmat, amely egy évvel később Banglades függetlenségének kikiáltásához (és mintegy 10 hónapos véres háborúhoz) vezetett. 

Hasonlóan a New Orleansra 2005-ben lecsapó Katrina hurrikán is elsősorban a tengerárral és a csapadékkal együtt okozott tragédiát, mivel egyrészt megemelte a tengerszintet, másrészt a hatalmas esőzés felduzzasztotta a Mississippit. Legkevesebb 1500 ember vesztette életét a városban és a környéken, elsősorban amiatt, hogy a pontos előrejelzés ellenére a helyi politikusok és a hatóságok nem vették komolyan a veszélyt, nem ürítették ki a kritikus területeket. Az anyagi kárt 100 milliárd dollárra becsülték. 

Alapvetően a szél okozta a legnagyobb pusztítást az 1992-ben Floridára és Miamira lecsapó Andrew hurrikánnál, ahol amellett, hogy egy nagyvárosra csapott le a vihar, több tengeri olajfúró torony és olajfinomító is súlyos károkat szenvedett. A becsült kár 26 milliárd dollár körül volt, a halálesetek száma a sikeres riasztásnak és felkészülésnek eredményeként viszonylag alacsony, 65 volt. 

Az atlanti térség legutóbbi nagy pusztítását a 2012-es Sandy okozta, amelynek érdekessége, hogy amikor az amerikai partok fölé sodródott, már nem érte el a hurrikán kategóriáját. Azonban egyrészt az átlagos hurrikánokhoz képest közel kétszerese volt az átmérője, másrészt a rendkívül sűrűn lakott New York környéki területekre csapott le. A pontos előrejelzésnek köszönhetően itt is felkészültek a viharra, de a halálesetek száma így is meghaladta a 100-at, az anyagi kárt pedig 50 milliárd dollárra becsülik. A Kanada fölé sodródott „ex-hurrikán” a rendkívül nagy nedvességével jelentős havazást és ezzel még további károkat idézett elő.

A hurrikánok közvetlenül beleszóltak Japán történelmének alakulásába. A rettegett mongol hódító, Kublai kán inváziós flottája először 1274-ben jelent meg a japán partoknál ahol mintegy 40 000 embert, köztük 25 000 mongol lovast tettek egy fövenyes partszakaszra. A lovassággal szemben felkészületlen szamurájok elkeseredetten próbálták feltartani a kán seregét. A kán tapasztalt koreai hajósai azonban észrevették, hogy egy tájfun közelít a flotta horgonyzóhelyéhez. Nem akarván kockáztatni a hajók pusztulását, és így a sereg csapdába kerülését, azt tanácsolták a mongol parancsnokoknak, hogy mielőbb térjenek vissza a hajókra és próbáljanak biztosabb menedéket keresni, vagy legalább kifutni a nyílt tengerre. A mongolok megfogadták a tanácsot, de így is sok hajót zátonyra vetett a vihar, mások a nyílt tengeren süllyedtek el. Összesen mintegy 14 000 ember veszett a tengerbe és Japán egy időre megmenekült. Kublai 7 évvel később, Kína teljes meghódítása után, 1281-ben egy minden korábbinál nagyobb inváziós hadsereget hajózott be, ezúttal mintegy 140 000 emberrel, köztük 40 000 mongol lovassal. A japán szamurájok ezúttal azonban felkészültebben fogadták a hódítókat és a kiépített védelmi rendszer miatt az inváziós csapatok nem tudtak maradéktalanul partra szállni, a szamurájok 6 hétig sikerrel védték partjaikat. Ekkor jött az újabb tájfun, amely súlyosan megrongálta a flottát és maga a kán is csak nehezen tudott visszatérni a kontinensre, otthagyva embereit. A mongolok soha többé nem jöttek vissza, a japánok pedig ezután kezdték használni a tájfunra az Isteni szél, a kamikaze megnevezést… 

A hurrikánok és tájfunok előrejelzése rendkívül fontos feladat. A meteorológiában alkalmazott számítógépes modellekkel újabban már meglehetősen nagy pontossággal jelezhető előre a trópusi ciklonok mozgása, feltéve, hogy van elegendő kiinduló adat a pontos számításhoz. Mivel a hurrikánok a nyílt tengeren alakulnak ki és ott nincsenek rendszeres mérések, adatokat kell gyűjteni a viharról. Ehhez viszont oda kell menni, ami nem egyszerű feladat. Az Egyesült Államok Óceáni és Légköri Hivatalánál (NOAA) és a légierőnél erre a célra speciálisan felszerelt repülőgépeket alkalmaznak, amelyekkel belerepülnek a viharba és részben közvetlenül megmérik az alapvető paramétereket, részben ún. ejtőszondákat dobnak le, amelyek sül.lyedés közben regisztrálják a légkör vertikális profilját. A mérési eredmények nyújtják az előrejelzési modellek számára szükséges kezdeti adatokat. A repülőgépes „hurrikánvadászok” munkáját az teszi lehetővé, hogy a hurrikánt alkotó sűrű zivatarcellákban viszonylag kevés jég található és a szem körüli falfelhőn történő keresztülrepülés során inkább csak a nagyon erős turbulencia okoz nehézséget. A hurrikánba berepülő felderítő repülőgépek általában légcsavaros gépek, amelyek viszonylag gyorsan tudják változtatni teljesítményüket a turbulencia okozta váratlan emelkedések és zuhanások kivédésére. 

Az Atlanti- és a Csendes-óceán északkeleti térségében előforduló hurrikánok követésével és előrejelzésével a NOAA-nak egy szakosodott szervezete, a floridai Miamiban található Nemzeti Hurrikán Központ foglalkozik. Itt általában nagy pontossággal jelzik előre a trópusi vihar mozgását akár 3–4 napra is. Hasonló hurrikán központ működik Hawaiin, Honoluluban, Japánban és Ausztráliában, illetve az érintett országok meteorológiai szolgálatainál ugyancsak vannak erre a célra szakosodott osztályok. A meteorológusok a lakosságot legtöbbször időben riasztják és túlnyomórészt a hatóságokon illetve a térségek felelős vezetőin múlik, hogy mennyire veszik komolyan a jelzéseket.

Fontos kérdés, hogy az éghajlatváltozás hogyan hat a hurrikánok gyakoriságára, erősségükre. A kutatások szerint, ha a tengervíz hőmérséklete emelkedik, akkor nagyobb az esély a hurrikánok kialakulására. Ugyanakkor úgy tűnik, hogy a hurrikánok száma nem növekszik, viszont több lett az erős, 4–5-ös kategóriába eső trópusi ciklonok száma. Ezt látszik megerősíteni a 2004 és 2005-ös év, amikor az Atlanti-óceán szokatlanul meleg tengervize fölött a korábbinál jóval több erős hurrikán jött létre, így például Floridát egyetlen szezonban 3 hurrikán is sújtotta. Ugyancsak 2005-ben történt, hogy szokatlanul magas földrajzi szélességeken, a passzát öv északi oldalán is (!) kialakult néhány hurrikánná is fejlődő trópusi vihar. Közülük, az egyik, Vincére keresztelt légörvény elérte a spanyol partokat is, szerencsére erősen legyengülve. Ez a vihar rámutatott arra, hogy Európa déli részén sem lehet kizárni a hurrikánok megjelenését, a korábban távolinak és egzotikusnak hitt vihar fenyegető valósággá válhat. 

Irodalom

Kerry A. Emanuel, 2005.: Divine Wind: The History and Science of Hurricanes, Oxford University Press, pp. 296, September 1, 2005
J.R.Holton, 2004: An Introduction to Dynamic Meteorology. Academic Press 
Andreas, E. L., and K. A. Emanuel, 2001: Effects of sea spray on tropical cyclone intensity. J. Atmos. Sci., 58, 3741-3751.
Emanuel, K.A., 2000: A statistical analysis of hurricane intensity. Mon. Wea. Rev., 128, 1139-1152.
Rotunno, R., J. B. Klemp, and M. L. Weisman, 1988: A theory for strong long-lived squall lines. J. Atmos. Sci., 45, 463-485.
Lafore, J.-P., and M. W. Moncrieff, 1989: A numerical investigation of the organization and interaction of the convective and stratiform regions of tropical squall lines. J. Atmos. Sci., 46, 52-1544.


Természet Világa, 144. évfolyam, 10. szám, 2013. október
http//www.termeszetvilaga.hu/ 
http://www.chemonet.hu/TermVil/