温带气旋

两种类型的大规模的气旋,温带气旋是最丰富的,在最广泛的范围内施加影响;他们影响最大的百分比地球的表面。此外,这类飓风是日常生活的主要原因天气变化经历了在中、高纬度地区,因此大部分现代的焦点天气预报。目前很多想法关于温带气旋的种子播种在1912年和1930年之间由一群斯堪的纳维亚气象学家在卑尔根工作,也没有。这种所谓的卑尔根学院由挪威气象学家和物理学家Vilhelm Bjerknes,制定一个模型的气旋形式作为扰动以及强烈的区域温度对比称为前面,进而构成两个对比之间的边界空气大众。在这个模型的质量全球极地和中纬度空气分离的极面(过渡地区将温暖的热带空气从空气寒冷的极地)。这个地区拥有一个强大的温度梯度,因此这是一个储层的势能很容易利用和转化为动能温带气旋。

这个水库,飓风(称为波或额,气旋)必须开发的图所示。功能,是最重要的气旋发展之前风暴之发展形成)是一个方面,在最初的阶段(a)作为一个沉重的黑线交替三角形或半圆形。这个静止的或非常缓慢的面前形成一个冷和热空气之间的界限,因此是一个强大的水平温度梯度带(有时称为斜压区)。气旋发展是沿着前发起作为扰动,这扭曲了前向波状的配置(B;波外观)。随着压力在干扰继续下降,干扰假设出现的飓风、部队向极和阻碍运动的温暖和寒冷的空气,分别移动额为代表的边界。描绘在气旋环流阶段(C),信号的前推进冷空气(冷锋)由三角形表示,而前面对应推进热空气(温暖的前面)由半圆图形表示。随着飓风继续加剧,寒冷的空气密度流迅速朝赤道方向,产生一股冷锋与一个典型的斜率为1到50传播速度通常是8到15米/秒(约18到34英里每小时)或更多。同时,温暖的空气密度较低往北方向流动的冷空气东飓风产生热流与典型的斜率为1到200,一个典型的传播速度较慢,大约2.5到8米/秒(6到18英里每小时)。两者之间的这种差异在传播速度方面允许冷锋超越暖锋和产生另一个更复杂的额叶结构,称为一个锢囚锋。锢囚锋(D)是由一条线与交替的三角形和半圆形站在同一立场的。这种阻塞过程进一步可能紧随其后风暴强化。分离的旋风向温暖的空气赤道然而,最终导致风暴的衰变和耗散在这一过程被称为(E)飓风减弱。

此类事件的生命周期通常是好几天,在此期间强热带风暴可能从几百到几千公里。在它的路径和后发生戏剧性的天气变化。一系列典型的天气可能造成的方法和通过气旋及其方面通过面积进行了描述图。所示的锢囚锋阶段是一个气旋生成图横截面的云和降水这通常发生在一行一个b。温暖额天气最常表现为层状云,提升为前面的方法和潜在的收益雨或雪。热流的传递带来了空气温度的上升和蓝天。然而,温暖的空气,也可以港口阵雨或成分雷雨形成那是,一个条件增强随着冷空气的方法。

的通过标志着冷锋涌入的寒冷空气,层积云云层的形成与一些挥之不去的雨或雪淋浴,然后最终结算。虽然这是一个多次重复的场景中,重要的是要认识到,许多其他天气序列也可以发生。例如,层状云的暖锋可能嵌入积云形成雷暴;温暖的部门可能相当干燥,产生很少或根本没有云;pre-cold-front天气可能会发现之前的暖锋相似;或post-cold-front空气可能完全无云。面向云计算模式的方面和螺旋飓风漩涡周围始终显示在地球的卫星图片。

任何领域的实际形成的低压要求质量在地球表面上方的空气柱的减少。这个质量损失降低了表面的压力。在1930年代和40年代初,三名成员的卑尔根school-Norwegian美国气象学家雅各Bjerknes和美国气象学家Jørgen Holmboe和瑞典罗斯比波认可的,瞬态表面扰动波伴随着互补特性的流在中间和更高的大气层相关射流。这些波的特性都伴随着大规模发散和收敛,支持区域表面压力的增长领域和直接的运动。

而温带气旋形式,加强与方面,有小规模的飓风出现在中间的一个空气质量。气旋的一个著名的例子是一个类,一般小于额,极地的空气流中形成的锋面气旋。这些所谓的极低点副极地海洋最突出的吗环境和被认为是由于热量和水分的转移从温暖的水面进入上覆极地空气,通过支持middle-tropospheric循环特性。其他小型龙卷风形成的背风面山一般向西流干扰的障碍。这些“李气旋”可能会产生重大暴风和沙尘暴下游的一座山的障碍。