Orkan

Izvor: Wikipedia
(Preusmjereno sa Tropski ciklon)
Uragan Izabela (2003) snimljen iz orbite tokom Ekspedicije 7 na Međunarodnoj svemirskoj stanici. Oko, zid oka, i okružujući kišni opsezi, karakteristični za tropske ciklone, su jasno vidljivi u ovom pogledu iz svemira.

Orkan (tropski ciklon, uragan) meteorološka je pojava na Zemlji koja se sastoji od brzih vetrova te mnogo kiše. Uragani mogu trajati nekoliko dana ili nedelja i česta su pojava na istoku SAD, Jugoistočnoj Aziji i na severu Australije. Suprotno medijskim napisima o snažnim vjetrovima koji sve uništavaju na svom putu, uragani su na kopnu mnogo slabiji vjetar od naše bure, iako u obalnom području imaju veću razornu moć zbog dizanja nivoa mora.[1]

Tropski ciklon je brzo rotirajući olujni sitem koji se odlikuje centrom niskog pritiska, jakom vetrovima, i spiralnim aranžmanom grmljavinskih oluja koje proizvode jaku kišu. U zavisnosti od njegovog položaja i jačine, tropski ciklon se naziva imenima kao što su urgan (engl. hurricane, /ˈhʌrɨkən/ ili /ˈhʌrɨkn/[2][3][4]), tajfun (engl. typhoon, /tˈfn/), tropska oluja, ciklonska oluja, tropska depresija, i jednostavno ciklon.[5]

Tropski cikloni se tipično formiraju nad velikim prostranstvima relativno vruće vode. Oni izvode svoju energiju iz isparavanja vode sa površine okeana, od koje se zatim kondenzacijom formiraju oblaci i kiša, kad se vlažni vazduh podigne i ohladi do zasićenja. Ovaj izvor energije se razlikuje od ciklonskih oluja srednje geografske širine, kao što su severoistočnjaci i evropske oluje, koje su prvenstveno podstaknute horizontalnim temperaturnim kontrastima. Jaki rotirajući vetrovi tropskih ciklona su rezultat konzervacije ugaonog momenta uzrokovanog rotacijom Zemlje, pri protoku vazduha prema osi rotacije. Konsekventno, oni se retko formiraju u pojasu od 5° oko ekvatora.[6] Tropski cikloni tipično imaju prečnik u opsegu od 100 i 4.000 kilometara.

Termin tropski se odnosi na geografsko poreklo ovih sistema. Oni se skoro ekskluzivno formiraju iznad tropskih mora. Reč ciklon proizilazi iz njihove kružne prirode, pri čemu vetar duva nasuprot smera kazaljki na sadu u Severnoj hemisferi i u smeru kazaljki na satu u Južnoj hemisferi. Suprotni smerovi cirkulacije su posledica Koriolisovog efekta.

Pored jakog vetra i kiše, tropski cikloni mogu do proizvedu visoke talase, pogubne olujne poplave, i tornada. Oni tipično brzo slabe nad kopnom, gde su odsečeni od svog primarnog izvora energije. Iz tog razloga su priobalni regioni posebno osjetljivi na oštećenja uzrokovana tropskim ciklonima u odnosu na unutrašnjost. Jake kiša, međutim, mogu da dovedu do znatnih poplava u unutrašnjosti, i olujni udari mogu da proizvedu ekstenzivne priobalne poplave i do 40 km od obale. Mada je njihov uticaj na ljudske populacije obično poražavajući, tropski cikloni mogu da ublaže suše. Oni takođe mogu da odnose toplotnu energiju sa tropika i da je prenose na predele sa umerenijom klimom, što može da ima važnu ulogu u regionalnoj i globalnoj modulaciji klime.

Fizička struktura[uredi - уреди]

V. također: Oko (ciklon)
Tajfun Nabi snimljen sa Međunarodne svemirske stanice, 3. septembra 2005.

Tropski cikloni su oblasti relativno niskog pritiska u troposferi, sa najvećim perturbacijama pritiska na malim visinama, nedaleko od površine. Pritisci zabeleženi u centrima tropskih ciklona su među najnižima ikad izmerenim na Zemlji na nivou mora.[7] Centralna zona tropskih ciklona je toplija nego okružujuća oblast na svim visinama, i stoga se oni nazivaju sistema „toplog jezgra“.[8]

Polje vetra[uredi - уреди]

Polje vetra tropskog ciklona u blizini površine je okarakterisano vetrom koji brzo rotira oko centra cirkulacije, dok se itovremeno radijalno kreće na unutra i naviše. Na spoljašnjoj ivici oluje, vazduh može da bude skoro miran. Usled rotacije Zemlje, apsolutni ugaoni momenat vazduha nije jednak nuli. Sa radijalnim protokom vazduha ka unutrašnjosti, dolazi do ciklonske rotacije (suprotno smeru kazaljki na satu u Severnoj hemisferi, i u smeru kazaljki na satu u Južnoj hemisferi) da bi se očuvao ugaoni momenat. Na izvesnom unutrašnjem prečniku, vazduh počinje da se penje ka vrhu troposfere. Taj prečnik je tipično koincidentan sa unutrašnjim prečnikom zida oka, i ima najjače vetrove u blizini površine u celokupnoj oluji; konsekventno, on je poznat kao prečnik maksimalnih vetrova.[9] Kad se ispenje, vazduh se udaljava od centra oluje, proizvodeći štit od cirusnih oblaka.[10]

Gore opisani proces dovodi do polja vetra koje je skoro osno simetrično. Brzina vetra je niska u centru, brzo se povečava idući ka prečniku maksimalne brzine vetra, i zatim se postepeno snižava sa daljim povećanjem prečnika. Međutim, polje vetra često manifestuje dodatne prostorne i temporalne varijabilnosti usled dejstava lokalizovanih procesa, kao što je olujna aktivnost i horizontalne nestabilnosti protoka. U vertikalnom pravcu, vetrovi su najjači u blizini površine i smanjuju se sa povečanjem visine unutar troposfere.[11]

Oko i centar[uredi - уреди]

Dijagram uragana Severne hemisfere.
NASA animacija uragana Artura iz 2014. pokazuje brzine kiše i unutrašnju strukturu na bazi GPM satelitskih podataka

U centru formiranog tropskog ciklona, vazduh potanja umesto da se podiže. Kod dovoljno jake oluje, vazduh može da potone preko dovoljno dubokog sloja da suzbije formiranje oblaka, čime se formira čisto „oko“. U oku je vreme normalno mirno i bez blaka, mada more može da bude izuzetno nemirno.[12] Oko je normalno okruglog oblika, i tipično ima prečnik od 30 – 65 km, mada su slučajevi sa samo 3 km, kao i od 370 km takođe zabeleženi.[13][14]

Oblačna spoljašnja ivica oka se naziva „zidom oka“. On se tipično širi ka spoljašnjoj strani sa povećanjem visine, te podseća na arenu fudbalskog stadujuma; taj fenomen se ponekad naziva stadijumskim efektom.[15] Na zidu oka vetar dostiže najveću brzinu, vazduh se najbrže diže, oblaci dostižu njihovu najveću visinu, i precipitacija je najteža. Najteža oštećenja izazvana vetrom se javljaju u oblastima gde zid oka tropskog ciklona pređe preko kopna.[12]

Kod slabijih oluja, oko može da bude zaklonjeno centralnim gustim naoblačenjem, koje je gorni sloj cirusnog štita koji je asociran sa koncentrisanom oblašću jake olujne aktivnosti u blizini centra tropskog ciklona.[16]

Zid oka može da varira tokom vremena u obliku promenljivih ciklusa. To je posebno slučaj kod intenzivnih tropskih ciklona. Spoljašnji kišni opsezi mogu da budu organizovani u obliku olujnih prstenova koji se polako pomeraju ka unutrašnjosti. Smatra se da se time smanjuje sadržaj vlage i ugaoni momenat primarnog zida oka. Kad primarni zid oka oslabi, tropski ciklon privremeno utihne. Spoljašnji zid oka konačno zameni primarni na kraju ciklusa, nakon čega može da dođe do obnavljanja intenziteta oluje na njen početni nivo.[17]

Intenzitet[uredi - уреди]

„Intenzitet“ oluje se definiše kao maksimalna brzina vetra u oluji. Ta brzina se oređuje kao prosek bilo jednog ili deset minuta na standardnoj referentnoj visini od 10 metara. Izbor vremenskog perioda proseka, kao i imenska konvencija klasifikacije oluja, se razlikuje među prognoznim centrima i okeanskim bazenima.

Razmere[uredi - уреди]

Opis veličina tropskih ciklona
ROCI Tip
Manje od 2 latitudna stepena Veoma mali / patuljak
2 do 3 latitudnih stepeni Mali
3 do 6 latitudnih stepeni Srednji / prosečni
6 do 8 latitudnih stepeni Veliki
Preko 8 latitudnih stepeni Veoma veliki[18]

Postoji niz šikoko korišćenih načina izražavanje veličine oluje. Najčešće korišćeni obuhvataju prečnik i maksimalnu brzinu vetra, prečnik vetra od 34-čvorova (i.e. sile oluje), prečnik najudaljenije zatvorene izobare (ROCI), prečnik nestajanja vetra.[19][20] Jedna dodatna mera je prečnik pri kome se relativno polje vrtloženja smanji do 1×10−5 s−1.[21]

Na Zemlji, tropski cikloni pokrivaju širok opseg veličina, od 100–2000 km mereno po prečniku nestajanja vetra. Oni su u proseku najveći u području severozapadnog Tihog okeana, a najmanji u istočnom Tihom okeanu. Ako je prečnik najudaljenije zatvorene izobare manji od dva stepena latitude (222 km), onda je ciklon „veoma mali“ ili „patuljak“. Prečnik od 3–6 latitudna stepena (333 – 670 km) se smatra „prosečnom veličinom“. „Veoma veliki“ tropski cikloni imaju prečnik veći od 8 stepeni (888 km).[18] Promatranja pokazuju da je veličina u maloj meri povezana sa promenljivama kao što su intenzitet oluje (i.e. maksimalna brzina vetra), prečnik maksimalnog vetra, latituda, i maksimalni potencijalni intenzitet.[20][22]

Veličina igra važnu ulogu u modulaciji štete od oluje. Ako je sve ostalo jednako, veća oluja će uticati na veće područje tokom dužeg vremenskog intervala. Osim toga, snažnije polje prizemnog vetra može da generiše veći olujni priliv usled kombinacije duže zahvaćenosti vetrom, dužeg trajanja i većih talasa.[23] Na primer, uragan Sandi, koji je pogodio istočne SAD 2012. godine, jedva da je dostigao uraganski intenzitet pre dosezanja kopna, ali je zbog svoje ekstremno velike veličine bio jedan od kopnenih uragana koji su izazvali najveću materijalnu štetu u istoriji SAD.

Gornji cirkulacija jakih uragana proteže se u tropopauzu atmosfere, koja je pri nižim latitudama na 15.000–18.000 metara.[24]

Fizika i energetika[uredi - уреди]

Tropski cikloni ispoljavaju prevrćuću cirkulaciju usled koje se vazduh uliva na niskim nivoima u blizini površine, podiše u grmljavinske oblake, i otiče na višim nivoima u blizini tropopauze.[25]

Trodimenzionalno polje vetra u tropskom ciklonu se može podeliti u dve komponente: primarnu cirkulaciju i sekundarnu cirkulaciju". Primarna cirkulacije je rotacioni deo protoka; ona je čisto cirkularna. Sekundarna cirkulacija je prevrćući deo protoka; ona deluje u radijalnom i vertikalnom pravcu. Primarna cirkulacija obuhvata najjače vetrove i odgovorna je za najveći deo štete uzrokovane olujuom, dok je sekundarna cirkulacija sporija mada vlada energetikom oluje.

Sekundarna circulacija: Karnotova toplotna mašina[uredi - уреди]

Primarni izvor energije tropskog ciklona je isparavanje vode sa površine okeana, koja se ultimatno rekondenzuje u oblacima i kiši, kad se vruć vazduh podigne i ohladi do zasićenja. Energetika sistema se može idealizovati kao atmosferska Karnotova toplotna mašina.[26] Prvo, uplivni vazduh u blizini površine stiče toplotu, prvenstveno putem isparavanja vode (i.e. latentna toplota) na temperaturi vruće okeanske površine (tokom isparavanja, okean se hladi, a vazduh se zagreva). Drugo, ugrejani vazduh se podiže i hladi unutar zida oka uz konzervaciju totalnog toplotnog sadržaja (latentna toplota se jednostavno konvertuje u osetnu toplotu tokom kondenzacije). Treće, vazduh se odliva i gubi toplotu u obliku infracrvene radijacije u otvorenom prostoru na temperaturi hladne tropopauze. Konačno, vazduh se sleže i zagreva na spoljašnjoj ivici oluje uz konzervaciju totalnog toplotnog sadržaja. Prvi i treći korak su skoro izotermski, dok su drugi i četvrti korak skoro izentropski. Ovaj naviše-naniže prevrćući protok je poznat kao sekundarna cirkulacija. Karnotova perspektiva daje gornju granicu maksimalne brzine vetra koju oluja može da dostigne.

Naučnici procenjuju da tropski ciklon oslobađa toplotnu energiju brzinom od 50 do 200 eksa džula (1018 J) na dan,[27] što je ekvivalentno sa oko 1 PW (1015 Vata). Ta brzina oslobađanja energije je do 70 puta veća od svetske energetske potrošnje ljudi i 200 veća od svetskog električnog kapaciteta. Ona je ekvivalentna sa eksplozijom nuklearne bombe snage 10 megatona svakih 20 minuta.[27][28]

Primarna cirkulacija: rotirajuči vetrovi[uredi - уреди]

Primarni rotirajući protok tropskog ciklona proizilazi iz konzervacije ugaonog momenta sekundarne cirkulacije. Absolutni ugaoni momenat rotirajuće planete M je dat izrazom

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

gde f označava Koriolisov parameter, v je azimutalna (i.e. rotirajuća) brzina vetra, i r je poluprečnik do ose rotacije. Prvi član na desnoj strani je komponenta planetarnog ugaonog momenta koja se projektuje na lokalnu vertikalu (i.e. osu rotacije). Drugi član je relativni ugaoni momenat same cirkulacije u odnosu na osu rotacije. Pošto član planetarnog ugaonog momenta isčezava u blizini ekvatora (gde je f=0 ), tropski cikloni se retko formiraju unutar 5° od ekvatora.[6][29]

Usled radijalnog protoka vazhuha ka unutrašnjosti na niskim nivoima, dolazi do kružne rotacije radi očuvanja ugaonog mementa. Slično tome, brzo rotirajući protok vazduha se kreće radijalno naviše u blizini tropopauze, te dolazi do umanjenja ciklonske rotacije i ultimatne promene smera na dovoljno velikom poluprečniku, što dovodi do anticiklona u gornjem nivou. Rezultat je vertikalna struktura koja se odlikuje jakim ciklonom na niskim nivoima i jakim anticiklonom u blizini tropopauze. Sa gledišta termalnog balansa vetra, to korespondira sistemu koji je topliji u centru nego u okruženju na svim altitudama (i.e. "toplo jezgro"). Sa perspektive hidrostatičkog balansa, toplo jezgro se translira u niži pritisak u centru na svim altitudama, sa maksimalnim padom pritiska u blizini površine.[11]

Maksimum potencijalnog intenziteta[uredi - уреди]

Usled površinskog trenja, priliv samo parcijalno očuvava svoj ugaoni momenat. Stoga, površina mora kao donja granica deluje kao izvor (usled isparavanja) i potrošač (usled trenja) energije sistema. Posledica ove činjenice je postojanje teoretske gornje granice najveće jačine vetra koju tropski ciklon može da dostigne. Pošto se isparavanje linearno povećava sa brzinom vetra (kao što se izlazak iz bazena oseća hladnijim tokom vetrovitih dana), postoji pozitivna povratna sprega na unos energije u sistem, poznata kao uticaj vetrom indukovane razmene površinske toplote (engl. Wind-Induced Surface Heat Exchange - WISHE).[26] Ova sprega se znatno umanjuje kad disipacija usled trenja, proporcionalnog sa kubom brzine vetra, postane dovoljno velika. Gornja granica se naziva „maksimalni potencijalni intenzitet“, v_p, i data je sa

v_p^2 = \frac{C_k}{C_d}\frac{T_s - T_o}{T_o}\Delta k

gde T_s označava temperaturu površine mora, T_o je temperatura odliva ([K]), \Delta k je razlika entalije između površine i prekrivajućeg vazduha ([J/kg]), a C_k i C_d su koeficijenti razmene (koji su bezdimenzioni) entalpije i momenta, respektivno.[30] Razlika entalpije površine i vazduha se uzima da je \Delta k = k^*_s-k, gde je k^*_s entalpija zasićenja vazduha pri temperaturi mora i pritisku na nivou mora, a k je entalpija graničnog sloja vazduha koji pokriva površinu.

Maksimalni potencijalni intenzitet je predominantno funkcija same okoline (i.e. bez tropskog ciklona), i stoga ova veličina se može koristiti za određivanje regiona na Zemlji koji mogu da podrže tropske ciklone datog intenziteta, i načina na koji ti regioni mogu da evoluiraju tokom vremena.[31][32] Specifično, maksimalni potencijalni intenzitet ima tri komponente, mada je njegova varijabilnost u prostoru i vremenu predominantno uzrokovana varijabilnošću komponente razlike entalpije između površine i vazduha, \Delta k.

Izvod[uredi - уреди]

Na tropski ciklon se može gledati kao na toplotnu mašinu koja konvertuje ulaznu toplotnu energiju sa površine u mehaničku energiju koja se može koristiti za vršenje mehaničkog rada protiv površinskog trenja. U ravnoteži, brzina neto produkcije energije sistema mora da bude jednaka brzini gubitka energije usled disipacije trenjem na površini, i.e.

W_{in} = W_{out}

Brzina gubitka energije po jedinici površine usled površinskog trenja, W_{out}, je data sa

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

gde je \rho gustina vazduha u blizini površine ([kg/m3]) i |\mathbf{u}| je brzina vetra u blizini površine ([m/s]).

Brzina oslobađanja energije po jedinici površine, W_{in} je data sa

W_{in} = \epsilon Q_{in}

gde je \epsilon efikasnost toplotne mašine i Q_{in} je totalna brzina toplotnog unosa u sistem po jedinici površine. Pošto se tropski cikloni u idealnom slučaju mogu smatrati Karnotovom toplotnom mašinom, efikasnost Karnotove toplotne mašine je data sa

\epsilon = \frac{T_s-T_o}{T_s}

Toplota (entalpija) po jedinici mase je data sa

k = C_pT + L_vq

gde je C_p toplotni kapacitet vazduha, T je temperatura vazduha, L_v je latentna toplota isparavanja, i q je koncentracija vodene pare. Prva komponenta odgovara osetnoj toploti, a druga latentnoj toploti.

Postoje dva izvora toplote. Dominantni izvor je unos toplote sa površine, prvenstveno usled isparavanja. Aerodinamička formula za brzinu unosa toplote po jedinici površine, Q_{in:k}, je data sa

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

gde \Delta k = k^*_s-k predstavlja razliku entalpija između površine okeana i prekrivajućeg vazduha. Drugi izvor je unutrašnja osetna toplota koja se generiše disipacijom usled trenja (označena sa W_{out}), koja se javlja u blizini površine unutar tropskog ciklona i reciklira se u sistemu.

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

Stoga je totalna brzina neto produkcije energije po jedinici površine data sa

W_{in} = \frac{T_s-T_o}{T_s}\left(C_k \rho |\mathbf{u}|\Delta k + C_d \rho |\mathbf{u}|^3\right)

Postavljajući W_{in} = W_{out} i uzimajući |\mathbf{u}| \approx v (i.e. brzina rotacionog vetra je dominantna) dovodi do gore datog rešenja za v_p. Ovaj izvod podrazumeva da se totalni unos energije i njen gubitak unutar sistema mogu aproksimirati njihovim vrednostima na poluprečniku maksimalnog vetra. Učinak uvrštavanja Q_{in:friction} je da se totalni unos toplote množi faktorom \frac{T_s}{T_o}. Matematički, to ima efekat zamenjivanja T_s sa T_o u imeniocu Karnotove efikasnosti.

Alternativni izvod za maksimalni potencijalni intenzitet, koji je matematički ekvivalentan sa gornjom formulacijom, je

v_p = \sqrt{\frac{T_s}{T_o}\frac{C_k}{C_d}(CAPE^*_s-CAPE_b)|_m}

gde CAPE označava konvektivnu dostupnu potencijalnu energiju (engl. Convective Available Potential Energy), CAPE^*_s je CAPE dela vazduha podignutog iz zasićenja na nivou mora u odnosu na sondiranje okoline, CAPE_b je CAPE graničnog sloja vazduha, i obe veličine se proračunavaju na poluprečniku maksimalnog vetra.[33]

Karakteristične vrednosti i varijabilnost na Zemlji[uredi - уреди]

Na Zemlji, karakteristična temperatura za T_s je 300 K, a za T_o je 200 K, što odgovara Karnotovoj efikasnosti od \epsilon = 1/3. Odnos keficijenata površinske razmene, C_k/C_d, se tipično uzima da je 1. Međutim, zapažanja upućuju na to da koeficijent otpora C_d varira sa brzinom vetra i da može da opadne pri jakom vetru unutar graničnog sloja formiranog uragana.[34] Dodatno, C_k može da varira sa visokim brzinama vetra usled efekta morskog spreja na isparavanje unutar graničnog sloja.[35]

Karakteristična vrednost maksimalnog potencijalnog intenziteta, v_p, je 80 m/s. Međutim, ova veličina znatno varira u vremenu i prostoru, posebno unutar sezonskih ciklona, pokrivajući opseg od 0–100 m/s.[33] Ova varijabilnost je prvenstveno usled promenljivosti disekvilibrijuma površinske entalpije ( \Delta k ), kao i termodinamčke strukture troposfere, koje su kontrolisane dinamikom velikih opsega tropske klime. Ove procese moduliše niz faktora uključujući temperaturu površine mora (i ishodišna dinamika okeana), pozadinu vetra u blizini površine, i vertikalnu strukturu atmosferskog radijativnog zagrevanja.[36] Priroda ove modulacije je kompleksna, posebno na klimatskim vremenskim skalama (dekadama ili duže). Na kraćim vremenskim skalama, varijabilnost maksimalnog potencijalnog intenziteta se obično povezuje sa perturbacijama temperature površine mora u odnosu na tropiski prosek, pošto regioni sa relativno toplom vodom imaju termodinamička stanja koja su znatno sklonija pojavi tropskih ciklona nego regioni sa relativno hladnom vodom.[37] Međutim, na ovaj odnos indirektno utiče dinamika tropika velikih opsega; u poređenju s tim je direktan uticaj apsolutne temperature morske površine na v_p slab.

Interakcija sa okeanom[uredi - уреди]

Grafikon prikazuje pad temperature površine mora u Meksičkom zalivu sa prolazom uragana Katrina i Rita

Prolaz tropskog ciklona preko okeana uzrokuje znatno hlađenje gornjih slojeva okeana, što može da utiče na naknadni razvoj ciklona. Ovo hlađenje je prventveno uzrokovano mešanjem hladne vode iz dubine okeana sa toplom površinskom vodom usled vetra. Taj efekat dovodi do negativnog povratnog procesa kojim se inhibira dalji razvoj, ili dolazi do slabljenja. Dodatno hlađenje može proistekne iz priliva hladne vode iz kiše (do toga dolazi zato što je atmosfera hladnija na višim altitudama). Naoblačenje takođe može da utiče na hlađenje okeana, putem zaklanjanja površine okeana od direktnog sunčevog svetla pre i neznatno nakon prolaska oluje. Svi ti efekti se mogu kombinovati da proizvedu dramatični pad temperature morske površine preko velikih oblasti za samo nekoliko dana.[38]

Safir-Simpsonova skala uragana[uredi - уреди]

  • Kategorija 1 - vetar 119-153 km/h. Oštećuje: nepričvršćene kamp-prikolice, žbunje, drveće
  • Kategorija 2 - vetar 153-177 km/h. Oštećuje: oštećuje strukture kuća (po neki crep), obara po neko veliko drveće, poplave u priobalju
  • Kategorija 3 - vetar 178-209 km/h. Oštećuje: oštećuje strukture kuća (veća oštećenja), obara veliko drveće, veće poplave u priobalju
  • Kategorija 4 - vetar 210-249 km/h. Oštećuje: ruši krovne konstrukcije, čupa drveće, žbunje, znake, poplave i masovna evakuacija 10 km uz obalu.
  • Kategorija 5 - vetar snažniji od 249 km/h. Oštećuje: nosi krovove, zgrade se ruše, masovna evakuacija 15 km uz obalu
Sedam zona tropskih ciklona

References[uredi - уреди]

  1. TC Sandy vs jadranska bura
  2. "hurricane". Oxford dictionary. http://www.oxforddictionaries.com/us/definition/english/hurricane#hurricane. pristupljeno October 1, 2014. 
  3. "Hurricane - Definition and More from the Free Merriam-Webster Dictionary". http://www.merriam-webster.com/dictionary/hurricane. pristupljeno October 1, 2014. 
  4. "Definition of "hurricane" - Collins English Dictionary". http://www.collinsdictionary.com/dictionary/english/hurricane. pristupljeno October 1, 2014. 
  5. "The only difference between a hurricane, a cyclone, and a typhoon is the location where the storm occurs". noaa.gov. http://oceanservice.noaa.gov/facts/cyclone.html. pristupljeno October 1, 2014. 
  6. 6.0 6.1 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.  edit
  7. Symonds, Steve. "Highs and Lows", Wild Weather, Australian Broadcasting Corporation, November 17, 2003, pristupljeno March 23, 2007.
  8. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory; Hurricane Research Division. "Frequently Asked Questions: What is an extra-tropical cyclone?". National Oceanic and Atmospheric Administration. http://www.aoml.noaa.gov/hrd/tcfaq/A7.html. pristupljeno March 23, 2007. 
  9. National Hurricane Center (2005). "Glossary of NHC/TPC Terms". National Oceanic and Atmospheric Administration. http://www.nhc.noaa.gov/aboutgloss.shtml. pristupljeno November 29, 2006. 
  10. Marine Meteorology Division. "Cirrus Cloud Detection" (PDF). Satellite Product Tutorials. Monterey, CA: United States Naval Research Laboratory. str. 1. http://www.nrlmry.navy.mil/sat_training/nexsat/cirrus/NexSat_Cirrus.pdf. pristupljeno June 4, 2013. 
  11. 11.0 11.1 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. 
  12. 12.0 12.1 National Weather Service (October 19, 2005). "Tropical Cyclone Structure". JetStream — An Online School for Weather. National Oceanic & Atmospheric Administration. http://www.srh.noaa.gov/jetstream/tropics/tc_structure.htm. pristupljeno May 7, 2009. 
  13. Pasch, Richard J.; Eric S. Blake, Hugh D. Cobb III, and David P. Roberts (September 28, 2006). "Tropical Cyclone Report: Hurricane Wilma: 15–25 October 2005" (PDF). National Hurricane Center. http://www.nhc.noaa.gov/pdf/TCR-AL252005_Wilma.pdf. pristupljeno December 14, 2006. 
  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.  edit
  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. doi:10.1175/1520-0493(1999)127<1157:TMEAVO>2.0.CO;2.  edit
  16. American Meteorological Society. "AMS Glossary: C". Glossary of Meteorology. Allen Press. http://amsglossary.allenpress.com/glossary/browse?s=c&p=19. pristupljeno December 14, 2006. 
  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. http://www.aoml.noaa.gov/hrd/tcfaq/D8.html. pristupljeno December 14, 2006. 
  18. 18.0 18.1 "Q: What is the average size of a tropical cyclone?". Joint Typhoon Warning Center. 2009. http://www.usno.navy.mil/JTWC/frequently-asked-questions-1#tcsize. pristupljeno May 7, 2009. 
  19. "Global Guide to Tropical Cyclone Forecasting: chapter 2: Tropical Cyclone Structure". Bureau of Meteorology. May 7, 2009. http://www.cawcr.gov.au/publications/BMRC_archive/tcguide/ch2/ch2_4.htm. pristupljeno May 6, 2009. 
  20. 20.0 20.1 Chavas, D. R.; Emanuel, K. A. (2010). "A QuikSCAT climatology of tropical cyclone size". Geophysical Research Letters 37 (18): n/a. doi:10.1029/2010GL044558.  edit
  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.  edit
  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. 
  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.  edit
  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.  edit
  25. Emanuel, Kerry (February 8, 2006). "Anthropogenic Effects on Tropical Cyclone Activity.". Massachusetts Institute of Technology. http://wind.mit.edu/~emanuel/anthro2.htm. pristupljeno May 7, 2009. 
  26. 26.0 26.1 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.  edit
  27. 27.0 27.1 "NOAA FAQ: How much energy does a hurricane release?". National Oceanic & Atmospheric Administration. August 2001. http://www.aoml.noaa.gov/hrd/tcfaq/D7.html. pristupljeno June 30, 2009. 
  28. "Hurricanes: Keeping an eye on weather's biggest bullies.". University Corporation for Atmospheric Research. March 31, 2006. http://www.ucar.edu/news/features/hurricanes/index.jsp. pristupljeno May 7, 2009. 
  29. Barnes, Gary. "Hurricanes and the equator". University of Hawaii. http://www.soest.hawaii.edu/GG/ASK/hurricanes.html. pristupljeno August 30, 2013. 
  30. Bister, M.; Emanuel, K. A. (1998). "Dissipative heating and hurricane intensity". Meteorology and Atmospheric Physics 65 (3–4): 233. doi:10.1007/BF01030791.  edit
  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.  edit
  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.  edit
  33. 33.0 33.1 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.  edit
  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. doi:10.1038/nature01481. PMID 12646913.  edit
  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.  edit
  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.  edit
  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.  edit
  38. D'Asaro, Eric A. and Black, Peter G. (2006). "J8.4 Turbulence in the Ocean Boundary Layer Below Hurricane Dennis" (PDF). University of Washington. http://web.archive.org/web/20120330131407/http://iop.apl.washington.edu/opd/user/dasaro/DENNIS/HurrConf.pdf. pristupljeno February 22, 2008. 

Literatura[uredi - уреди]

  • 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.

Vanjske veze[uredi - уреди]