Ураган — разлика између измена

Садржај обрисан Садржај додат

Инлајн

Верзија на датум 2. април 2017. у 22:32

Оркан (тропски циклон, ураган) метеоролошка је појава на Земљи која се састоји од брзих ветрова те много кише. Урагани могу трајати неколико дана или недеља и честа су појава на истоку САД, Југоисточној Азији и на северу Аустралије. Супротно медијским написима о снажним ветровима који све уништавају на свом путу, урагани су на копну много слабији ветар од наше буре, иако у обалном подручју имају већу разорну моћ због дизања нивоа мора.^[1]

Тропски циклон је брзо ротирајући олујни ситем који се одликује центром ниског притиска, јаком ветровима, и спиралним аранжманом грмљавинских олуја које производе јаку кишу. У зависности од његовог положаја и јачине, тропски циклон се назива именима као што су урган (енгл. hurricane, /ˈhʌr[invalid input: 'ɨ']kən/ или /ˈhʌr[invalid input: 'ɨ']keɪn/^[2]^[3]^[4]), тајфун (енгл. typhoon, /taɪˈfuːn/), тропска олуја, циклонска олуја, тропска депресија, и једноставно циклон.^[5]

Тропски циклони се типично формирају над великим пространствима релативно вруће воде. Они изводе своју енергију из испаравања воде са површине океана, од које се затим кондензацијом формирају облаци и киша, кад се влажни ваздух подигне и охлади до засићења. Овај извор енергије се разликује од циклонских олуја средње географске ширине, као што су североисточњаци и европске олује, које су првенствено подстакнуте хоризонталним температурним контрастима. Јаки ротирајући ветрови тропских циклона су резултат конзервације угаоног момента узрокованог ротацијом Земље, при протоку ваздуха према оси ротације. Консеквентно, они се ретко формирају у појасу од 5° око екватора.^[6] Тропски циклони типично имају пречник у опсегу од 100 и 4.000 километара.

Термин тропски се односи на географско порекло ових система. Они се скоро ексклузивно формирају изнад тропских мора. Реч циклон произилази из њихове кружне природе, при чему ветар дува насупрот смера казаљки на саду у Северној хемисфери и у смеру казаљки на сату у Јужној хемисфери. Супротни смерови циркулације су последица Кориолисовог ефекта.

Поред јаког ветра и кише, тропски циклони могу до произведу високе таласе, погубне олујне поплаве, и торнада. Они типично брзо слабе над копном, где су одсечени од свог примарног извора енергије. Из тог разлога су приобални региони посебно осјетљиви на оштећења узрокована тропским циклонима у односу на унутрашњост. Јаке киша, међутим, могу да доведу до знатних поплава у унутрашњости, и олујни удари могу да произведу екстензивне приобалне поплаве и до 40 км од обале. Мада је њихов утицај на људске популације обично поражавајући, тропски циклони могу да ублаже суше. Они такође могу да односе топлотну енергију са тропика и да је преносе на пределе са умеренијом климом, што може да има важну улогу у регионалној и глобалној модулацији климе.

Физичка структура

Тропски циклони су области релативно ниског притиска у тропосфери, са највећим пертурбацијама притиска на малим висинама, недалеко од површине. Притисци забележени у центрима тропских циклона су међу најнижима икад измереним на Земљи на нивоу мора.^[7] Централна зона тропских циклона је топлија него окружујућа област на свим висинама, и стога се они називају система „топлог језгра“.^[8]

Поље ветра

Поље ветра тропског циклона у близини површине је окарактерисано ветром који брзо ротира око центра циркулације, док се итовремено радијално креће на унутра и навише. На спољашњој ивици олује, ваздух може да буде скоро миран. Услед ротације Земље, апсолутни угаони моменат ваздуха није једнак нули. Са радијалним протоком ваздуха ка унутрашњости, долази до циклонске ротације (супротно смеру казаљки на сату у Северној хемисфери, и у смеру казаљки на сату у Јужној хемисфери) да би се очувао угаони моменат. На извесном унутрашњем пречнику, ваздух почиње да се пење ка врху тропосфере. Тај пречник је типично коинцидентан са унутрашњим пречником зида ока, и има најјаче ветрове у близини површине у целокупној олуји; консеквентно, он је познат као пречник максималних ветрова.^[9] Кад се испење, ваздух се удаљава од центра олује, производећи штит од цирусних облака.^[10]

Горе описани процес доводи до поља ветра које је скоро осно симетрично. Брзина ветра је ниска у центру, брзо се повечава идући ка пречнику максималне брзине ветра, и затим се постепено снижава са даљим повећањем пречника. Међутим, поље ветра често манифестује додатне просторне и темпоралне варијабилности услед дејстава локализованих процеса, као што је олујна активност и хоризонталне нестабилности протока. У вертикалном правцу, ветрови су најјачи у близини површине и смањују се са повечањем висине унутар тропосфере.^[11]

Око и центар

НАСА анимација урагана Артура из 2014. показује брзине кише и унутрашњу структуру на бази ГПМ сателитских података

У центру формираног тропског циклона, ваздух потања уместо да се подиже. Код довољно јаке олује, ваздух може да потоне преко довољно дубоког слоја да сузбије формирање облака, чиме се формира чисто „око“. У оку је време нормално мирно и без блака, мада море може да буде изузетно немирно.^[12] Око је нормално округлог облика, и типично има пречник од 30 – 65 km, мада су случајеви са само 3 km, као и од 370 km такође забележени.^[13]^[14]

Облачна спољашња ивица ока се назива „зидом ока“. Он се типично шири ка спољашњој страни са повећањем висине, те подсећа на арену фудбалског стадујума; тај феномен се понекад назива стадијумским ефектом.^[15] На зиду ока ветар достиже највећу брзину, ваздух се најбрже диже, облаци достижу њихову највећу висину, и преципитација је најтежа. Најтежа оштећења изазвана ветром се јављају у областима где зид ока тропског циклона пређе преко копна.^[12]

Код слабијих олуја, око може да буде заклоњено централним густим наоблачењем, које је горни слој цирусног штита који је асоциран са концентрисаном облашћу јаке олујне активности у близини центра тропског циклона.^[16]

Зид ока може да варира током времена у облику променљивих циклуса. То је посебно случај код интензивних тропских циклона. Спољашњи кишни опсези могу да буду организовани у облику олујних прстенова који се полако померају ка унутрашњости. Сматра се да се тиме смањује садржај влаге и угаони моменат примарног зида ока. Кад примарни зид ока ослаби, тропски циклон привремено утихне. Спољашњи зид ока коначно замени примарни на крају циклуса, након чега може да дође до обнављања интензитета олује на њен почетни ниво.^[17]

Интензитет

„Интензитет“ олује се дефинише као максимална брзина ветра у олуји. Та брзина се оређује као просек било једног или десет минута на стандардној референтној висини од 10 метара. Избор временског периода просека, као и именска конвенција класификације олуја, се разликује међу прогнозним центрима и океанским базенима.

Размере

Опис величина тропских циклона
ROCI	Тип
Мање од 2 латитудна степена	Веома мали / патуљак
2 до 3 латитудних степени	Мали
3 до 6 латитудних степени	Средњи / просечни
6 до 8 латитудних степени	Велики
Преко 8 латитудних степени	Веома велики^[18]

Постоји низ шикоко коришћених начина изражавање величине олује. Најчешће коришћени обухватају пречник и максималну брзину ветра, пречник ветра од 34-чворова (и.е. силе олује), пречник најудаљеније затворене изобаре (ROCI), пречник нестајања ветра.^[19]^[20] Једна додатна мера је пречник при коме се релативно поље вртложења смањи до 1×10⁻⁵ s⁻¹.^[21]

На Земљи, тропски циклони покривају широк опсег величина, од 100–2000 km мерено по пречнику нестајања ветра. Они су у просеку највећи у подручју северозападног Тихог океана, а најмањи у источном Тихом океану. Ако је пречник најудаљеније затворене изобаре мањи од два степена латитуде (222 km), онда је циклон „веома мали“ или „патуљак“. Пречник од 3–6 латитудна степена (333 – 670 km) се сматра „просечном величином“. „Веома велики“ тропски циклони имају пречник већи од 8&нбсп;степени (888 km).^[18] Проматрања показују да је величина у малој мери повезана са променљивама као што су интензитет олује (и.е. максимална брзина ветра), пречник максималног ветра, латитуда, и максимални потенцијални интензитет.^[20]^[22]

Величина игра важну улогу у модулацији штете од олује. Ако је све остало једнако, већа олуја ће утицати на веће подручје током дужег временског интервала. Осим тога, снажније поље приземног ветра може да генерише већи олујни прилив услед комбинације дуже захваћености ветром, дужег трајања и већих таласа.^[23] На пример, ураган Санди, који је погодио источне САД 2012. године, једва да је достигао урагански интензитет пре досезања копна, али је због своје екстремно велике величине био један од копнених урагана који су изазвали највећу материјалну штету у историји САД.

Горњи циркулација јаких урагана протеже се у тропопаузу атмосфере, која је при нижим латитудама на 15.000–18.000 метара.^[24]

Физика и енергетика

Тродимензионално поље ветра у тропском циклону се може поделити у две компоненте: примарну циркулацију и секундарну циркулацију". Примарна циркулације је ротациони део протока; она је чисто циркуларна. Секундарна циркулација је преврћући део протока; она делује у радијалном и вертикалном правцу. Примарна циркулација обухвата најјаче ветрове и одговорна је за највећи део штете узроковане олујуом, док је секундарна циркулација спорија мада влада енергетиком олује.

Секундарна цирцулација: Карнотова топлотна машина

Примарни извор енергије тропског циклона је испаравање воде са површине океана, која се ултиматно рекондензује у облацима и киши, кад се врућ ваздух подигне и охлади до засићења. Енергетика система се може идеализовати као атмосферска Карнотова топлотна машина.^[26] Прво, упливни ваздух у близини површине стиче топлоту, првенствено путем испаравања воде (и.е. латентна топлота) на температури вруће океанске површине (током испаравања, океан се хлади, а ваздух се загрева). Друго, угрејани ваздух се подиже и хлади унутар зида ока уз конзервацију тоталног топлотног садржаја (латентна топлота се једноставно конвертује у осетну топлоту током кондензације). Треће, ваздух се одлива и губи топлоту у облику инфрацрвене радијације у отвореном простору на температури хладне тропопаузе. Коначно, ваздух се слеже и загрева на спољашњој ивици олује уз конзервацију тоталног топлотног садржаја. Први и трећи корак су скоро изотермски, док су други и четврти корак скоро изентропски. Овај навише-наниже преврћући проток је познат као секундарна циркулација. Карнотова перспектива даје горњу границу максималне брзине ветра коју олуја може да достигне.

Научници процењују да тропски циклон ослобађа топлотну енергију брзином од 50 до 200 екса џула (10¹⁸ J) на дан,^[27] што је еквивалентно са око 1 PW (10¹⁵ Вата). Та брзина ослобађања енергије је до 70 пута већа од светске енергетске потрошње људи и 200 већа од светског електричног капацитета. Она је еквивалентна са експлозијом нуклеарне бомбе снаге 10 мегатона сваких 20 минута.^[27]^[28]

Примарна циркулација: ротирајучи ветрови

Примарни ротирајући проток тропског циклона произилази из конзервације угаоног момента секундарне циркулације. Абсолутни угаони моменат ротирајуће планете $M$ je dat izrazom

M={\frac {1}{2}}fr^{2}+vr

где $f$ означава Кориолисов параметер, $v$ је азимутална (i.e. ротирајућа) брзина ветра, и $r$ је полупречник до осе ротације. Први члан на десној страни је компонента планетарног угаоног момента која се пројектује на локалну вертикалу (i.e. осу ротације). Други члан је релативни угаони моменат саме циркулације у односу на осу ротације. Пошто члан планетарног угаоног момента исчезава у близини екватора (где је $f=0$ ), тропски циклони се ретко формирају унутар 5° од екватора.^[6]^[29]

Услед радијалног протока вазхуха ка унутрашњости на ниским нивоима, долази до кружне ротације ради очувања угаоног мемента. Слично томе, брзо ротирајући проток ваздуха се креће радијално навише у близини тропопаузе, те долази до умањења циклонске ротације и ултиматне промене смера на довољно великом полупречнику, што доводи до антициклона у горњем нивоу. Резултат је вертикална структура која се одликује јаким циклоном на ниским нивоима и јаким антициклоном у близини тропопаузе. Са гледишта термалног баланса ветра, то кореспондира систему који је топлији у центру него у окружењу на свим алтитудама (i.e. „топло језгро“). Са перспективе хидростатичког баланса, топло језгро се транслира у нижи притисак у центру на свим алтитудама, са максималним падом притиска у близини површине.^[11]

Максимум потенцијалног интензитета

Услед површинског трења, прилив само парцијално очувава свој угаони моменат. Стога, површина мора као доња граница делује као извор (услед испаравања) и потрошач (услед трења) енергије система. Последица ове чињенице је постојање теоретске горње границе највеће јачине ветра коју тропски циклон може да достигне. Пошто се испаравање линеарно повећава са брзином ветра (као што се излазак из базена осећа хладнијим током ветровитих дана), постоји позитивна повратна спрега на унос енергије у систем, позната као утицај ветром индуковане размене површинске топлоте (енгл. Wind-Induced Surface Heat Exchange - WISHE).^[26] Ова спрега се знатно умањује кад дисипација услед трења, пропорционалног са кубом брзине ветра, постане довољно велика. Горња граница се назива „максимални потенцијални интензитет“, $v_{p}$ , i data je sa

v_{p}^{2}={\frac {C_{k}}{C_{d}}}{\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{o}}}\Delta k

где $T_{s}$ означава температуру површине мора, $T_{o}$ је температура одлива ([K]), $\Delta k$ је разлика енталије између површине и прекривајућег ваздуха ([J/kg]), а $C_{k}$ и $C_{d}$ су коефицијенти размене (који су бездимензиони) енталпије и момента, респективно.^[30] Разлика енталпије површине и ваздуха се узима да је $\Delta k=k_{s}^{*}-k$ , где је $k_{s}^{*}$ енталпија засићења ваздуха при температури мора и притиску на нивоу мора, а $k$ је енталпија граничног слоја ваздуха који покрива површину.

Максимални потенцијални интензитет је предоминантно функција саме околине (и.е. без тропског циклона), и стога ова величина се може користити за одређивање региона на Земљи који могу да подрже тропске циклоне датог интензитета, и начина на који ти региони могу да еволуирају током времена.^[31]^[32] Специфично, максимални потенцијални интензитет има три компоненте, мада је његова варијабилност у простору и времену предоминантно узрокована варијабилношћу компоненте разлике енталпије између површине и ваздуха, $\Delta k$ .

Извод

На тропски циклон се може гледати као на топлотну машину која конвертује улазну топлотну енергију са површине у механичку енергију која се може користити за вршење механичког рада против површинског трења. У равнотежи, брзина нето продукције енергије система мора да буде једнака брзини губитка енергије услед дисипације трењем на површини, i.e.

W_{in}=W_{out}

Брзина губитка енергије по јединици површине услед површинског трења, $W_{out}$ , је дата са

W_{out}=C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}

где је $\rho$ густина ваздуха у близини површине ([kg/m³]) и $|\mathbf {u} |$ је брзина ветра у близини површине ([m/s]).

Брзина ослобађања енергије по јединици површине, $W_{in}$ је дата са

W_{in}=\epsilon Q_{in}

где је $\epsilon$ ефикасност топлотне машине и $Q_{in}$ је тотална брзина топлотног уноса у систем по јединици површине. Пошто се тропски циклони у идеалном случају могу сматрати Карнотовом топлотном машином, ефикасност Карнотове топлотне машине је дата са

\epsilon ={\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{s}}}

Топлота (енталпија) по јединици масе је дата са

k=C_{p}T+L_{v}q

где је $C_{p}$ топлотни капацитет ваздуха, $T$ је температура ваздуха, $L_{v}$ је латентна топлота испаравања, и $q$ је концентрација водене паре. Прва компонента одговара осетној топлоти, а друга латентној топлоти.

Постоје два извора топлоте. Доминантни извор је унос топлоте са површине, првенствено услед испаравања. Аеродинамичка формула за брзину уноса топлоте по јединици површине, $Q_{in:k}$ , je data sa

Q_{in:k}=C_{k}\rho |\mathbf {u} |\Delta k

где $\Delta k=k_{s}^{*}-k$ представља разлику енталпија између површине океана и прекривајућег ваздуха. Други извор је унутрашња осетна топлота која се генерише дисипацијом услед трења (означена са $W_{out}$ ), која се јавља у близини површине унутар тропског циклона и рециклира се у систему.

Q_{in:friction}=C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}

Стога је тотална брзина нето продукције енергије по јединици површине дата са

W_{in}={\frac {T_{s}-T_{o}}{T_{s}}}\left(C_{k}\rho |\mathbf {u} |\Delta k+C_{d}\rho |\mathbf {u} |^{3}\right)

Постављајући $W_{in}=W_{out}$ и узимајући $|\mathbf {u} |\approx v$ (i.e. брзина ротационог ветра је доминантна) доводи до горе датог решења за $v_{p}$ . Овај извод подразумева да се тотални унос енергије и њен губитак унутар система могу апроксимирати њиховим вредностима на полупречнику максималног ветра. Учинак уврштавања $Q_{in:friction}$ је да се тотални унос топлоте множи фактором ${\frac {T_{s}}{T_{o}}}$ . Математички, то има ефекат замењивања $T_{s}$ sa $T_{o}$ у имениоцу Карнотове ефикасности.

Алтернативни извод за максимални потенцијални интензитет, који је математички еквивалентан са горњом формулацијом, је

v_{p}={\sqrt {{\frac {T_{s}}{T_{o}}}{\frac {C_{k}}{C_{d}}}(CAPE_{s}^{*}-CAPE_{b})|_{m}}}

где CAPE означава конвективну доступну потенцијалну енергију (енгл. Convective Available Potential Energy), $CAPE_{s}^{*}$ је CAPE дела ваздуха подигнутог из засићења на нивоу мора у односу на сондирање околине, $CAPE_{b}$ је CAPE граничног слоја ваздуха, и обе величине се прорачунавају на полупречнику максималног ветра.^[33]

Карактеристичне вредности и варијабилност на Земљи

На Земљи, карактеристична температура за $T_{s}$ је 300 K, а за $T_{o}$ је 200 K, што одговара Карнотовој ефикасности од $\epsilon =1/3$ . Однос кефицијената површинске размене, $C_{k}/C_{d}$ , се типично узима да је 1. Међутим, запажања упућују на то да коефицијент отпора $C_{d}$ варира са брзином ветра и да може да опадне при јаком ветру унутар граничног слоја формираног урагана.^[34] Додатно, $C_{k}$ може да варира са високим брзинама ветра услед ефекта морског спреја на испаравање унутар граничног слоја.^[35]

Карактеристична вредност максималног потенцијалног интензитета, $v_{p}$ , је 80 m/s. Међутим, ова величина знатно варира у времену и простору, посебно унутар сезонских циклона, покривајући опсег од 0–100 m/s.^[33] Ова варијабилност је првенствено услед променљивости дисеквилибријума површинске енталпије ( $\Delta k$ ), као и термодинамчке структуре тропосфере, које су контролисане динамиком великих опсега тропске климе. Ове процесе модулише низ фактора укључујући температуру површине мора (и исходишна динамика океана), позадину ветра у близини површине, и вертикалну структуру атмосферског радијативног загревања.^[36] Природа ове модулације је комплексна, посебно на климатским временским скалама (декадама или дуже). На краћим временским скалама, варијабилност максималног потенцијалног интензитета се обично повезује са пертурбацијама температуре површине мора у односу на трописки просек, пошто региони са релативно топлом водом имају термодинамичка стања која су знатно склонија појави тропских циклона него региони са релативно хладном водом.^[37] Међутим, на овај однос индиректно утиче динамика тропика великих опсега; у поређењу с тим је директан утицај апсолутне температуре морске површине на $v_{p}$ слаб.

Интеракција са океаном

Пролаз тропског циклона преко океана узрокује знатно хлађење горњих слојева океана, што може да утиче на накнадни развој циклона. Ово хлађење је првентвено узроковано мешањем хладне воде из дубине океана са топлом површинском водом услед ветра. Тај ефекат доводи до негативног повратног процеса којим се инхибира даљи развој, или долази до слабљења. Додатно хлађење може проистекне из прилива хладне воде из кише (до тога долази зато што је атмосфера хладнија на вишим алтитудама). Наоблачење такође може да утиче на хлађење океана, путем заклањања површине океана од директног сунчевог светла пре и незнатно након проласка олује. Сви ти ефекти се могу комбиновати да произведу драматични пад температуре морске површине преко великих области за само неколико дана.^[38]

Сафир-Симпсонова скала урагана

Категорија 1 - ветар 119-153 км/х. Оштећује: непричвршћене камп-приколице, жбуње, дрвеће
Категорија 2 - ветар 153-177 км/х. Оштећује: оштећује структуре кућа (по неки цреп), обара по неко велико дрвеће, поплаве у приобаљу
Категорија 3 - ветар 178-209 км/х. Оштећује: оштећује структуре кућа (већа оштећења), обара велико дрвеће, веће поплаве у приобаљу
Категорија 4 - ветар 210-249 км/х. Оштећује: руши кровне конструкције, чупа дрвеће, жбуње, знаке, поплаве и масовна евакуација 10 км уз обалу.
Категорија 5 - ветар снажнији од 249 км/х. Оштећује: носи кровове, зграде се руше, масовна евакуација 15 км уз обалу

Референцес

^ TC Sandy vs jadranska bura
^ „hurricane”. Oxford dictionary. Приступљено 1. 10. 2014.
^ „Hurricane - Definition and More from the Free Merriam-Webster Dictionary”. Приступљено 1. 10. 2014.
^ „Definition of "hurricane" - Collins English Dictionary”. Приступљено 1. 10. 2014.
^ „The only difference between a hurricane, a cyclone, and a typhoon is the location where the storm occurs”. noaa.gov. Приступљено 1. 10. 2014.
^ ^а ^б Henderson-Sellers, A.; Zhang, H.; Berz, G.; Emanuel, K.; Gray, W.; Landsea, C.; Holland, G.; Lighthill, J.; Shieh, S. L.; Webster, P.; McGuffie, K. (1998). „Tropical Cyclones and Global Climate Change: A Post-IPCC Assessment”. Bulletin of the American Meteorological Society. 79: 19. doi:10.1175/1520-0477(1998)079<0019:TCAGCC>2.0.CO;2.
^ Symonds, Steve (17. 11. 2003). „Highs and Lows”. Wild Weather. Australian Broadcasting Corporation. Архивирано из оригинала 11. 10. 2007. г. Приступљено 23. 3. 2007.
^ Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory; Hurricane Research Division. „Frequently Asked Questions: What is an extra-tropical cyclone?”. National Oceanic and Atmospheric Administration. Приступљено 23. 3. 2007.
^ National Hurricane Center (2005). „Glossary of NHC/TPC Terms”. National Oceanic and Atmospheric Administration. Приступљено 29. 11. 2006.
^ Marine Meteorology Division. „Cirrus Cloud Detection” (PDF). Satellite Product Tutorials. Monterey, CA: United States Naval Research Laboratory. стр. 1. Приступљено 4. 6. 2013.
^ ^а ^б Frank, W. M. (1977). „The structure and energetics of the tropical cyclone I. Storm structure”. Monthly Weather Review. 105 (9): 1119—1135. Bibcode:1977MWRv..105.1119F. doi:10.1175/1520-0493(1977)105<1119:TSAEOT>2.0.CO;2.
^ ^а ^б National Weather Service (19. 10. 2005). „Tropical Cyclone Structure”. JetStream — An Online School for Weather. National Oceanic & Atmospheric Administration. Приступљено 7. 5. 2009.
^ Pasch, Richard J.; Eric S. Blake; Hugh D. Cobb III; David P. Roberts (28. 9. 2006). „Tropical Cyclone Report: Hurricane Wilma: 15–25 October 2005” (PDF). National Hurricane Center. Приступљено 14. 12. 2006.
^ Annamalai, H.; Slingo, J. M.; Sperber, K. R.; Hodges, K. (1999). „The Mean Evolution and Variability of the Asian Summer Monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP–NCAR Reanalyses”. Monthly Weather Review. 127 (6): 1157. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.
^ Annamalai, H.; Slingo, J. M.; Sperber, K. R.; Hodges, K. (1999). „The Mean Evolution and Variability of the Asian Summer Monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP–NCAR Reanalyses”. Monthly Weather Review. 127 (6): 1157—1186. Bibcode:1999MWRv..127.1157A. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.
^ American Meteorological Society. „AMS Glossary: C”. Glossary of Meteorology. Allen Press. Приступљено 14. 12. 2006.
^ Atlantic Oceanographic and Hurricane Research Division. „Frequently Asked Questions: What are "concentric eyewall cycles" (or "eyewall replacement cycles") and why do they cause a hurricane's maximum winds to weaken?”. National Oceanic and Atmospheric Administration. Приступљено 14. 12. 2006.
^ ^а ^б „Q: What is the average size of a tropical cyclone?”. Joint Typhoon Warning Center. 2009. Приступљено 7. 5. 2009.
^ „Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting: chapter 2: Tropical Cyclone Structure”. Bureau of Meteorology. 7. 5. 2009. Приступљено 6. 5. 2009.
^ ^а ^б Chavas, D. R.; Emanuel, K. A. (2010). „A QuikSCAT climatology of tropical cyclone size”. Geophysical Research Letters. 37 (18): n/a. Bibcode:2010GeoRL..3718816C. doi:10.1029/2010GL044558.
^ Annamalai, H.; Slingo, J. M.; Sperber, K. R.; Hodges, K. (1999). „The Mean Evolution and Variability of the Asian Summer Monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP–NCAR Reanalyses”. Monthly Weather Review. 127 (6): 1157. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.
^ Merrill, Robert T (1984). „A comparison of Large and Small Tropical cyclones”. Monthly Weather Review. American Meteorological Society. 112 (7): 1408. doi:10.1175/1520-0493(1984)112<1408:ACOLAS>2.0.CO;2.
^ Irish, J. L.; Resio, D. T.; Ratcliff, J. J. (2008). „The Influence of Storm Size on Hurricane Surge”. Journal of Physical Oceanography. 38 (9): 2003. doi:10.1175/2008JPO3727.1.
^ Waco, D. E. (1970). „Temperatures and Turbulence at Tropopause Levels over Hurricane Beulah (1967)”. Monthly Weather Review. 98 (10): 749. doi:10.1175/1520-0493(1970)098<0749:TATATL>2.3.CO;2.
^ Emanuel, Kerry (8. 2. 2006). „Anthropogenic Effects on Tropical Cyclone Activity.”. Massachusetts Institute of Technology. Приступљено 7. 5. 2009.
^ ^а ^б Emanuel, K. A. (1986). „An Air-Sea Interaction Theory for Tropical Cyclones. Part I: Steady-State Maintenance”. Journal of the Atmospheric Sciences. 43 (6): 585. doi:10.1175/1520-0469(1986)043<0585:AASITF>2.0.CO;2.
^ ^а ^б „NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?”. National Oceanic & Atmospheric Administration. 2001. Приступљено 30. 6. 2009.
^ „Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies.”. University Corporation for Atmospheric Research. 31. 3. 2006. Приступљено 7. 5. 2009.
^ Barnes, Gary. „Hurricanes and the equator”. University of Hawaii. Приступљено 30. 8. 2013.
^ Bister, M.; Emanuel, K. A. (1998). „Dissipative heating and hurricane intensity”. Meteorology and Atmospheric Physics. 65 (3–4): 233. doi:10.1007/BF01030791.
^ Emanuel, K. (2000). „A Statistical Analysis of Tropical Cyclone Intensity”. Monthly Weather Review. 128 (4): 1139. doi:10.1175/1520-0493(2000)128<1139:ASAOTC>2.0.CO;2.
^ Knutson, T. R.; McBride, J. L.; Chan, J.; Emanuel, K.; Holland, G.; Landsea, C.; Held, I.; Kossin, J. P.; Srivastava, A. K.; Sugi, M. (2010). „Tropical cyclones and climate change”. Nature Geoscience. 3 (3): 157. doi:10.1038/ngeo779.
^ ^а ^б Bister, M. (2002). „Low frequency variability of tropical cyclone potential intensity 1. Interannual to interdecadal variability”. Journal of Geophysical Research. 107. doi:10.1029/2001JD000776.
^ Powell, M. D.; Vickery, P. J.; Reinhold, T. A. (2003). „Reduced drag coefficient for high wind speeds in tropical cyclones”. Nature. 422 (6929): 279. Bibcode:2003Natur.422..279P. PMID 12646913. doi:10.1038/nature01481.
^ Bell, M. M.; Montgomery, M. T.; Emanuel, K. A. (2012). „Air–Sea Enthalpy and Momentum Exchange at Major Hurricane Wind Speeds Observed during CBLAST”. Journal of the Atmospheric Sciences. 69 (11): 3197. Bibcode:2012JAtS...69.3197B. doi:10.1175/JAS-D-11-0276.1.
^ Emanuel, K.; Sobel, A. (2013). „Response of tropical sea surface temperature, precipitation, and tropical cyclone-related variables to changes in global and local forcing”. Journal of Advances in Modeling Earth Systems. 5 (2): 447. doi:10.1002/jame.20032.
^ Woolnough, S. J.; Slingo, J. M.; Hoskins, B. J. (2000). „The Relationship between Convection and Sea Surface Temperature on Intraseasonal Timescales”. Journal of Climate. 13 (12): 2086. doi:10.1175/1520-0442(2000)013<2086:TRBCAS>2.0.CO;2.
^ D'Asaro, Eric A.; Black, Peter G. (2006). „J8.4 Turbulence in the Ocean Boundary Layer Below Hurricane Dennis” (PDF). University of Washington. Приступљено 22. 2. 2008.

Литература

Florent Beucher, Manuel de météorologie tropicale : des alizés au cyclone (2 tomes), Météo-France, coll. « Cours et Manuel, 897 pp. »,‎ 25 mai 2010 (ISBN 978-2-11-099391-5, présentation en ligne, lire en ligne [PDF]), p. 476 et 420
Les cyclones sèment la tempête chez les scientifiques, article du Courrier International (pages 48–49, édition du 12 au 18 janvier 2006) : débat sur le réchauffement climatique et ses conséquences sur une possible augmentation du nombre de cyclones.
Le résultat de recherches publié dans le magazine scientifique Nature du 4 août 2005, par Kerry Emanuel (« Aggravation de l'effet destructeur des cyclones tropicaux sur les 30 dernières années »).
Henry Piddington, The Horn-book for the Law of Storms for the Indian and China Seas,‎ 1844
Henry Piddington, The Sailor's Horn-book for the Law of Storms, London, Smith, Elder and Co.,‎ 1848, 360 p.

Спољашње везе

US National Hurricane Center – North Atlantic, Eastern Pacific
Central Pacific Hurricane Center – Central Pacific
Japan Meteorological Agency – NW Pacific
India Meteorological Department – Bay of Bengal and the Arabian Sea
Météo-France – La Reunion – South Indian Ocean from 30°E to 90°E
Fiji Meteorological Service – South Pacific west of 160°E, north of 25° S
Trends in tropical cyclone activity: Indian Ocean 1998-2014
Indonesian Meteorological Department – South Indian Ocean from 90°E to 125°E, north of 10°S
Australian Bureau of Meteorology (TCWC's Perth, Darwin & Brisbane). – South Indian Ocean & South Pacific Ocean from 90°E to 160°E, south of 10°S
Meteorological Service of New Zealand Limited – South Pacific west of 160°E, south of 25°S

[1] TC Sandy vs jadranska bura

[2] „hurricane”. Oxford dictionary. Приступљено 1. 10. 2014.

[3] „Hurricane - Definition and More from the Free Merriam-Webster Dictionary”. Приступљено 1. 10. 2014.

[4] „Definition of "hurricane" - Collins English Dictionary”. Приступљено 1. 10. 2014.

[5] „The only difference between a hurricane, a cyclone, and a typhoon is the location where the storm occurs”. noaa.gov. Приступљено 1. 10. 2014.

[BAMS_Zhang_1988-6] а ^б Henderson-Sellers, A.; Zhang, H.; Berz, G.; Emanuel, K.; Gray, W.; Landsea, C.; Holland, G.; Lighthill, J.; Shieh, S. L.; Webster, P.; McGuffie, K. (1998). „Tropical Cyclones and Global Climate Change: A Post-IPCC Assessment”. Bulletin of the American Meteorological Society. 79: 19. doi:10.1175/1520-0477(1998)079<0019:TCAGCC>2.0.CO;2.

[ABC_pressures-7] Symonds, Steve (17. 11. 2003). „Highs and Lows”. Wild Weather. Australian Broadcasting Corporation. Архивирано из оригинала 11. 10. 2007. г. Приступљено 23. 3. 2007.

[AOML_FAQ_A7-8] Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory; Hurricane Research Division. „Frequently Asked Questions: What is an extra-tropical cyclone?”. National Oceanic and Atmospheric Administration. Приступљено 23. 3. 2007.

[NHC_glossary-9] National Hurricane Center (2005). „Glossary of NHC/TPC Terms”. National Oceanic and Atmospheric Administration. Приступљено 29. 11. 2006.

[cirrus-10] Marine Meteorology Division. „Cirrus Cloud Detection” (PDF). Satellite Product Tutorials. Monterey, CA: United States Naval Research Laboratory. стр. 1. Приступљено 4. 6. 2013.

[MWR_Frank_1977-11] а ^б Frank, W. M. (1977). „The structure and energetics of the tropical cyclone I. Storm structure”. Monthly Weather Review. 105 (9): 1119—1135. Bibcode:1977MWRv..105.1119F. doi:10.1175/1520-0493(1977)105<1119:TSAEOT>2.0.CO;2.

[JetStream_structure-12] а ^б National Weather Service (19. 10. 2005). „Tropical Cyclone Structure”. JetStream — An Online School for Weather. National Oceanic & Atmospheric Administration. Приступљено 7. 5. 2009.

[WilmaTCR-13] Pasch, Richard J.; Eric S. Blake; Hugh D. Cobb III; David P. Roberts (28. 9. 2006). „Tropical Cyclone Report: Hurricane Wilma: 15–25 October 2005” (PDF). National Hurricane Center. Приступљено 14. 12. 2006.

[MWR_Lander_1999-14] Annamalai, H.; Slingo, J. M.; Sperber, K. R.; Hodges, K. (1999). „The Mean Evolution and Variability of the Asian Summer Monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP–NCAR Reanalyses”. Monthly Weather Review. 127 (6): 1157. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.

[MWR_1996_AHS_summary-15] Annamalai, H.; Slingo, J. M.; Sperber, K. R.; Hodges, K. (1999). „The Mean Evolution and Variability of the Asian Summer Monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP–NCAR Reanalyses”. Monthly Weather Review. 127 (6): 1157—1186. Bibcode:1999MWRv..127.1157A. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.

[CDO_AMS-16] American Meteorological Society. „AMS Glossary: C”. Glossary of Meteorology. Allen Press. Приступљено 14. 12. 2006.

[AOML_FAQ_D8-17] Atlantic Oceanographic and Hurricane Research Division. „Frequently Asked Questions: What are "concentric eyewall cycles" (or "eyewall replacement cycles") and why do they cause a hurricane's maximum winds to weaken?”. National Oceanic and Atmospheric Administration. Приступљено 14. 12. 2006.

[JTWCsize-18] а ^б „Q: What is the average size of a tropical cyclone?”. Joint Typhoon Warning Center. 2009. Приступљено 7. 5. 2009.

[Global-19] „Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting: chapter 2: Tropical Cyclone Structure”. Bureau of Meteorology. 7. 5. 2009. Приступљено 6. 5. 2009.

[Chavas_Emanuel_GRL-20] а ^б Chavas, D. R.; Emanuel, K. A. (2010). „A QuikSCAT climatology of tropical cyclone size”. Geophysical Research Letters. 37 (18): n/a. Bibcode:2010GeoRL..3718816C. doi:10.1029/2010GL044558.

[Liu_/_Chan_AMS-21] Annamalai, H.; Slingo, J. M.; Sperber, K. R.; Hodges, K. (1999). „The Mean Evolution and Variability of the Asian Summer Monsoon: Comparison of ECMWF and NCEP–NCAR Reanalyses”. Monthly Weather Review. 127 (6): 1157. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.

[Merrill-22] Merrill, Robert T (1984). „A comparison of Large and Small Tropical cyclones”. Monthly Weather Review. American Meteorological Society. 112 (7): 1408. doi:10.1175/1520-0493(1984)112<1408:ACOLAS>2.0.CO;2.

[Irish_et_al_JPO-23] Irish, J. L.; Resio, D. T.; Ratcliff, J. J. (2008). „The Influence of Storm Size on Hurricane Surge”. Journal of Physical Oceanography. 38 (9): 2003. doi:10.1175/2008JPO3727.1.

[Waco_1970-24] Waco, D. E. (1970). „Temperatures and Turbulence at Tropopause Levels over Hurricane Beulah (1967)”. Monthly Weather Review. 98 (10): 749. doi:10.1175/1520-0493(1970)098<0749:TATATL>2.3.CO;2.

[25] Emanuel, Kerry (8. 2. 2006). „Anthropogenic Effects on Tropical Cyclone Activity.”. Massachusetts Institute of Technology. Приступљено 7. 5. 2009.

[JAS_Emanuel_1986-26] а ^б Emanuel, K. A. (1986). „An Air-Sea Interaction Theory for Tropical Cyclones. Part I: Steady-State Maintenance”. Journal of the Atmospheric Sciences. 43 (6): 585. doi:10.1175/1520-0469(1986)043<0585:AASITF>2.0.CO;2.

[NOAA_Question_of_the_Month-27] а ^б „NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?”. National Oceanic & Atmospheric Administration. 2001. Приступљено 30. 6. 2009.

[UCAR-28] „Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies.”. University Corporation for Atmospheric Research. 31. 3. 2006. Приступљено 7. 5. 2009.

[29] Barnes, Gary. „Hurricanes and the equator”. University of Hawaii. Приступљено 30. 8. 2013.

[Bister_Emanuel_1998_MAP-30] Bister, M.; Emanuel, K. A. (1998). „Dissipative heating and hurricane intensity”. Meteorology and Atmospheric Physics. 65 (3–4): 233. doi:10.1007/BF01030791.

[Emanuel_2000_MWR-31] Emanuel, K. (2000). „A Statistical Analysis of Tropical Cyclone Intensity”. Monthly Weather Review. 128 (4): 1139. doi:10.1175/1520-0493(2000)128<1139:ASAOTC>2.0.CO;2.

[Knutson_etal_2010_NG-32] Knutson, T. R.; McBride, J. L.; Chan, J.; Emanuel, K.; Holland, G.; Landsea, C.; Held, I.; Kossin, J. P.; Srivastava, A. K.; Sugi, M. (2010). „Tropical cyclones and climate change”. Nature Geoscience. 3 (3): 157. doi:10.1038/ngeo779.

[Bister_Emanuel_2002_JGRA-33] а ^б Bister, M. (2002). „Low frequency variability of tropical cyclone potential intensity 1. Interannual to interdecadal variability”. Journal of Geophysical Research. 107. doi:10.1029/2001JD000776.

[Powell_etal_2003_Nat-34] Powell, M. D.; Vickery, P. J.; Reinhold, T. A. (2003). „Reduced drag coefficient for high wind speeds in tropical cyclones”. Nature. 422 (6929): 279. Bibcode:2003Natur.422..279P. PMID 12646913. doi:10.1038/nature01481.

[Bell_etal_2012-35] Bell, M. M.; Montgomery, M. T.; Emanuel, K. A. (2012). „Air–Sea Enthalpy and Momentum Exchange at Major Hurricane Wind Speeds Observed during CBLAST”. Journal of the Atmospheric Sciences. 69 (11): 3197. Bibcode:2012JAtS...69.3197B. doi:10.1175/JAS-D-11-0276.1.

[Emanuel_Sobel_2013_JAMES-36] Emanuel, K.; Sobel, A. (2013). „Response of tropical sea surface temperature, precipitation, and tropical cyclone-related variables to changes in global and local forcing”. Journal of Advances in Modeling Earth Systems. 5 (2): 447. doi:10.1002/jame.20032.

[Sobel_Bretherton_2000_JC-37] Woolnough, S. J.; Slingo, J. M.; Hoskins, B. J. (2000). „The Relationship between Convection and Sea Surface Temperature on Intraseasonal Timescales”. Journal of Climate. 13 (12): 2086. doi:10.1175/1520-0442(2000)013<2086:TRBCAS>2.0.CO;2.

[NASA_Cooling-38] D'Asaro, Eric A.; Black, Peter G. (2006). „J8.4 Turbulence in the Ocean Boundary Layer Below Hurricane Dennis” (PDF). University of Washington. Приступљено 22. 2. 2008.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[15]

[16]

[17]

[18]

[19]

[20]

[21]

[22]

[23]

[24]

[25]

[26]

[27]

[28]

[29]

[30]

[31]

[32]

[33]

[34]

[35]

[36]

[37]

[38]