תימרה טרופית
תִּימָרָה טרופית (מכונה לעיתים בעגה "פלומה" טרופית, עקב שמה באנגלית, Tropical Plume) היא הפרעה טרופית סינופטית הנראית כרצועה רצופה (מעל ל-2,000 ק"מ) של עננים גבוהים המשתרעת מה-ITCZ (אזור ההתכנסות הבין-טרופי) אל מחוץ לאזור הטרופי, וחוצה את קו הרוחב 15° [1]. התמרה הטרופית היא תופעה ייחודית המובילה לחות מהאזורים הטרופיים אל אזורים סובטרופיים ואף מעבר להם. היא נוצרת בקדמתו של אפיק רום חוץ טרופי, שחודר לאזורים הטרופיים, ומלווה ברצועת זרם סילון סובטרופי, שכיוונה סוטה מהכיוון המערבי הרגיל בקווי הרוחב הסובטרופיים, שבו מצויים העננים.
התופעה חורגת מהמצב הנורמלי, שבו העננות הטרופית מרוכזת ב-ITCZ ברוחב של מאות קילומטרים, כלומר, תחומה באזור הטרופי עצמו. סימנים מבשרים ניכרים בתמונת לוויין של אדי המים לפני התפתחות העננים - שלוחה של לחות אל מחוץ לאזור הטרופי. ההתפתחות קשורה בגלים בזרימת האטמוספירה. שלוחה של לחות כזו מלווה שלוחה סובטרופית של אוויר יבש מערבית לה, גם היא במידה חריגה. כל אלה מתרחשים כשהסביבה הטרופית יבשה באופן חריג. תבנית זו מנוגדת למבנה הסינופטי הרגיל, שבו המפה הסינופטית חופפת לתמונת אדי המים. מרבית התמרות הטרופיות אלכסוניות בצורתן, כלומר משתרעות מדרום-מערב לצפון מזרח בהמיספירה (חצי הכדור) הצפונית, ומצפון-מערב לדרום מזרח בהמיספירה הדרומית.[2] בקווי הרוחב הנמוכים התמרות הטרופיות צרות, ואם הן מגיעות לקו רוחב 30°, הן מתרחבות, לעיתים לכדי יצירת סופות גשם.[3]
התמרה הטרופית קשורה קשר הדוק לזרם סילון (זרם אוויר חזק וצר יחסית בשכבות הגבוהות של האטמוספירה), ולמעשה צמודה לקטע מסוים בו. זרם אוויר זה מאפשר העברת הלחות מהאזורים הטרופיים אל מחוץ להם. התמרה הטרופית היא אחד הגילויים של האינטראקציה הטרופית-חוץ־טרופית (tropical-extratropical interaction). אינטראקציה זו מסיעה לחות ואנרגיה ממקורות טרופיים אל מחוץ לאזורים הטרופיים, ותורמת למאזן האנרגטי בין קווי רוחב שונים של כדור הארץ[3]. אינטראקציות נוספות מסוג זה הן הוריקנים, המסיעים לחות רבה ואנרגיה מהחוגים הטרופיים לכיוון הקוטב; ובהיבט האזורי של מזרח הים התיכון - אפיק ים סוף.
התמרה הטרופית גורמת לעיתים למשקעים מרובים באזורים המוכרים כיבשים, בפרט במדבריות הסובטרופיים, והתרחשותה עשויה להסביר את הימצאותם של מי תהום באזורים אלה. אם אכן התמרה הטרופית היא ההסבר למשקעים באזורים אלה, הרי שמאגרים גדולים של מי תהום הם עדות לתקופה שבה היו התמרות הטרופיות מרובות או מפותחות יותר.
תופעת התמרה הטרופית לא נחקרה מספיק, ולכן יש שונות רבה באשר לתיאורה במקומות שונים בעולם. למשל, אומדן שכיחותן של התמרות שונה במחקרים שונים, כתוצאה מקריטריונים שונים לפיהם מוגדר אירוע באזורים שונים בעולם. במחקרים שנערכו בישראל, נספרו לעיתים רק התמרות שהביאו למשקעים משמעותיים, דבר שמתרחש אחת לשנה בערך. קריטריון מקל בהרבה שימש את חוקרי התמרות בצפון מזרח האוקיינוס השקט, שהגיעו למספר של 10 בכל חודש בעונה הקרה.[1]
רקע
אזור ההתכנסות הבין-טרופי (ITCZ)
אזור ההתכנסות הבין-טרופי נראה כרצועת עננים המקיפה את כדור הארץ, בסמוך לקו המשווה, ומזג האוויר בו מתאפיין בסופות רעמים חזקות מדי פעם. משני צדיו נושבות רוחות הסחר.
בחצי הכדור הצפוני, רוחות הסחר נושבות מצפון מזרח לדרום מערב, ובחצי הדרומי הן נושבות מדרום מזרח צפון מערבה. כאשר אזור ההתכנסות הבין-טרופי ממוקם מצפון או מדרום לקו המשווה, הכיוונים משתנים בהתאם לכוח קוריוליס, הנובע מהסיבוב של כדור הארץ. למשל, כאשר אזור ההתכנסות הבין-טרופי נמצא מצפון לקו המשווה, רוחות הסחר הדרום מזרחיות שמדרום לו חגות לדרום מערביות כשהן חוצות את קו המשווה. אזור ההתכנסות הבין-טרופי משלב עליית אוויר נרחבת הקשורה בהתכנסות של רוחות הסחר[4], ועלייה שמקורה בקונבקציה (זרמי אוויר עולים ויורדים באטמוספירה), היוצרת סופות רעמים. הקונבקציה נגרמת מהתחממות שכבות האוויר הנמוכות עקב התחממות פני השטח כתוצאה מקרינת השמש ועלייתן.
אזור ההתכנסות הבין-טרופי מהווה את הענף העולה של תא הדלי. האזורים שבהם יורד האוויר ומתייבש נמצאים משני צידיו, בקווי רוחב הסוסים (horse latitudes), שבין 15° ל-30°. מיקום אזור ההתכנסות משתנה מיום ליום ומעונה לעונה, כשמיקומו הממוצע קרוב לקו המשווה, שהיא נקודת הזנית של השמש. מעל האוקיינוס, שם אזור ההתכנסות מוגדר טוב יותר, המחזור העונתי מצומצם יחסית לזה שביבשה, משום שתגובת הים לשינויים במצב השמש מתונה מזו של היבשה. מסיבה זו גם עוצמת הקונבקציה באוקיינוס פחותה מאשר ביבשה. לעיתים, נוצר אזור כפול, אחד מצפון לקו המשווה ואחד מדרום. במצב זה נוצר רכס, כלומר לחץ גבוה, בין שני אזורי ההתכנסות.
נקודת הצומת בין התמרה הטרופית ובין ה-ITCZ מכונה "נקודת המקור" (origin point), משום ששם נמצא מקור הלחות המוסעת לאורך התמרה. האזור בקצה הקדמי של התמרה, בו עשויה להתפתח סופת הגשם נקרא "אזור המטרה"[3] (target area).
זרם סילון
זרם סילון הוא זרם אוויר חזק וצר יחסית בשכבות הגבוהות של האטמוספירה, בגובה 11 קילומטר לערך מעל לגובה פני הים. זרם הסילון נוצר מניגודי טמפרטורה ברום הבינוני והנמוך, היוצרים ניגודי לחץ ברום הגבוה, שהם מקור הרוח החזקה.
זרמי הסילון מרוכזים בקרבת הטרופופאוזה, שהיא החיץ שבין הטרופוספרה והסטרטוספרה. בעולם התעופה נהוג להחשיב זרם רוח כלשהו לזרם סילון אך ורק אם מהירות הרוח בו היא 75 קשר ומעלה.
בכל המיספירה, כלומר חצי כדור, ישנם שני סוגים של זרמי סילון. הסילון הסובטרופי והסילון הפולארי, שניהם זורמים באופן כללי ממערב למזרח. הסילון הסובטרופי נוצר בקרבת קו הרוחב 30 בשל ההבדלים בטמפרטורה שבין האזור הסובטרופי לבין הטמפרטורה באזור הממוזג, בעוד שזרמי סילון פולאריים נוצר באזורי חזיתות, כלומר ברצועות המפגש בין גושי אוויר שמקורן באזור הסובטרופי לבין אוויר שמוצאו בקרבת הקוטב. זרמי הסילון מדרימים ומצפינים בהתאם לתנועת גושי האוויר הגורמים להם. בקיץ זרמי הסילון חלשים מאשר בחורף משום שניגודי הטמפרטורה בין האזור הפולארי לבין האזור הממוזג ובין האזור הממוזג לבין האזור הסובטרופי נחלשים בעונה זו, ומקומם מועתק לכיוון הקוטב מפאת התפשטות החגורות האקלימיות במקביל לתנודת האזור בו השמש נמצאת בזנית בעונה זו.
זרם הסילון הסובטרופי
האוויר באזורים טרופיים עולה מעלה אל פסגת הטרופוספירה ב-ITCZ, נע לקווי הרוחב הסובטרופיים ושם שוקע. זהו תא האדלי. עם תנועת האוויר לעבר הקטבים, הוא מוסט מזרחה (הן בחצי הכדור הצפוני והן בדרומי) כתוצאה מכוח קוריוליס[5], ובסביבות קווי הרוחב 25-30°, הוא נע מזרחה, כלומר הופך לזרם של רוח מערבית. מהירות הרוח בזרם הסילון הסובטרופי מגיעה מעל ל-100 קשרים.
התבדרות אוויר בקדמת אפיק רום
רוח גיאוסטרופית היא רוח הנושבת במקביל לאיזוברים, קווים שווי לחץ, כתוצאה מאיזון בין כוח גרדיינט הלחץ ובין כוח קוריוליס. נכון להתייחס לרוח כגיאוסטרופית ברום בלבד, מאחר שבקרקע מורגש גם כוח חיכוך בין האוויר לבין הקרקע. רוח גיאוסטרופית אינה מתבדרת ואינה מתכנסת. כאשר הרוח ברום שונה מהערך בכיוונה או במהירותה מהערכים המתאימים לרוח הגיאוסטרופית תחת אותו גרדיינט לחץ יש לצפות להתכנסות או התבדרות.
בקדמת אפיק רום (באזור שבינו ובין הרכס המצוי ממזרח לו) האוויר נכנס אליו במהירות קטנה מהרוח הגיאוסטרופית, ויוצא ממנו במהירות גדולה ממהגיאוסטרופית - זוהי התבדרות. כאשר יש התבדרות ברום את מקום האוויר ה"חסר" ממלא זרם אוויר עולה, תהליך שמביא להתעבות עננים, ואם האוויר לח דיו - למשקעים.
סימנים מבשרים
הסימנים המבשרים התפתחות של תמרה מופיעים בתמונת אדי המים, שהיא תמונה תרמית של לוויין בתחום הגל באורך של 6 מיקרון. תמונה זו משקפת את כמות הלחות בשכבות הבינוניות והגבוהות של הטרופוספרה. שלושים ושש שעות לפני שהתמרה מגיעה לבשלות מופיעה נקודת מקסימום של הלחות בקדמת אפיק הרום בקוי הרוחב הסוב-טרופיים ועוד שני אזורי מקסימום ב-ITCZ, וביניהם אזור יבש מוגדר היטב. האזור היבש בולט באזורים הטרופיים הפסיפיים המזרחיים גם בזמן התמרה עצמה[1].
תמרות טרופיות במזרח התיכון
תמרות טרופיות המתפתחות בצפון מזרח אפריקה מגיעות לעיתים למזרח התיכון ועשויות לגרום בו לסופות גשם, שלקיומן השפעה על משטר הגשמים באזורים המדבריים והחצי-מדבריים של מזרח הים התיכון. מתמונות לוויין נראה כי המיקום המועדף שבו נמצא מקורן של תמרות אלה הוא 5°-15°N, 5°W-15°E (באזורים ההרריים הקרובים למפרץ גינאה).[6] לא ברור אם התמרה ממצה לחות שנמצאת כבר באזור, או שהיא עצמה מגבירה את הקונבקציה הטרופית. התמרה הטרופית מופרדת משכבת האוויר היבשה של הסהרה. תמונות לוויין מראות כי ברגע שחלקה האחורי של התמרה הטרופית מתקרבת למפרץ גינאה, הקונבקציה בו גוברת, וזו מגבירה את התכנסות הלחות אל עבר התמרה. התרחבות התמרה לאחר מכן, ממקורה ועד אזור היציאה, מאשרת השערה זו. העננות הנובעת מהתמרה הטרופית היא על פי רוב שכבתית ומלווה בגשם מתון ורצוף. מחקרם של שירה רובין ואחרים[3] הראה שהסעת הלחות הגורמת לעננות זו מתרחשת בגובה בינוני, והם מציעים הסבר ליעילות התמרה הטרופית כמנגנון להעברת כמויות גדולות של לחות למרחקים העולים על 2000 ק"מ. משכה האופייני של התמרה הטרופית הוא 2-9 ימים.
מאפיינים קאנוניים
על סמך תמונות לוויין ומדידות גשם מישראל בשטח נרחב (ומעל 10 מ"מ) נקבעו לתמרה הטרופית מאפיינים קאנוניים, שיש בהם כדי להסביר את יעילותן בהסעת הלחות מהאזורים הטרופיים, דרך מדבר סהרה ועד לאזור הים התיכון:
- תקופת דגירה - פרק זמן של יומיים עד שישה ימים שמתבטא בהימצאותו של אפיק רום סטציונרי (כלומר קבוע פחות או יותר במקומו), המאפשר התגברות ממושכת של קונבקציה באזור היווצרות התמרה, ובכך את הספקת הלחות שלה. יתרה מזו, קיומה של התמרה (אף ללא גשם) מעשירה את האזורים הסובטרופיים בלחות בגובה הבינוני. באורח זה, איבוד הלחות עקב פעפוע מהתמרה הבוגרת, באמצעות אידוי או ערבול, מופחת כתוצאה מהפחתה בגרדיינט הלחות בשולי התמרה.
- היעדר זרמים אנכיים עולים בחלקים האמצעיים של התמרה מונעים איבוד לחות כתוצאה מעיבוי או ממשקעים.
- היבדלות התמרה מגושי אוויר יבש מונע איבוד לחות על ידי ערבוב. הגורם לכך הוא שכבה אטמוספירית יציבה המונעת מהאוויר בתמרה להתערבב עם האוויר היבש מתחתיו.
- קוהרנטיות הזרימה בתמרה - משמע, מהירות הרוח וכיוונה בגבהים 4-7 ק"מ אחידים פחות או יותר. הקוהרנטיות מפחיתה את תופעת המערבולות ומצמצמת פעפוע ערבולי של הלחות אל האוויר שמצדדיה.
גורם חושב באספקת הלחות הוא התכנסות אוויר בגובה נמוך בסמוך לקו המשווה[7]. גורם זה בא לידי ביטוי על ידי רוחות הסחר מעל צפון מזרח האוקיינוס האטלנטי. כמו כן, גם לאפיקי רום סובטרופיים יש חשיבות כגורם המגביר קובקציה טרופית[8].
הפרעה קוטבית לאחר התמרה הטרופית
ברוב אירועי התמרה הטרופית באזור, 1-3 ימים לאחר הפסקת הגשמים במזרח הים התיכון, חודר אפיק רום מקווי הרוחב הבינוניים למזרח הים התיכון, כשהוא מלווה בשקע קרקע. ניתן להסביר את התרומה של התמרה הטרופית לשקע כזה בהתאבכות בונה בין אפיק הרום הסובטרופי האיטי אשר נמשך זמן רב (במונחי זמן סינופטיים) והתחיל את התמרה, ובין אפיק קו רוחב בינוני שמרכזו ב-40°-50°N. השני אחראי לאחר מכן ליצירת שקע קרקע ים תיכוני מהסוג המוכר בחורף.
יצירת גשם
במרבית המקרים שהתמרה הטרופית הביאה עמה משקעים הם היו מתונים, רצופים ונרחבים, ונבעו מעננות שכבתית. גשמים מתונים אלה אינם מאפיינים את האזורים מדבריים שבהם נצפו, ובדרך כלל המשקעים בהם נובעים מעננים ערמתיים נקודתיים הנובעים מקונבקציה[9].
לתמרה הטרופית עשויים להיות שני תפקידים ביצרת גשם במזרח הים התיכון. הראשון הוא מקרה שבו התמרה עצמה היא מקור הלחות והשני הוא שהתמרה מהווה מקור לעליית אוויר המביא למשקעים מהלחות שכבר קיימת. אם המקרה הראשון גובר אזי שעל מקור הלחות להיות בגובה בינוני, היכן שנמצאת התמרה. בדיקות של הלחות היחסית והסגולית בגבהים השונים הראו כי מקור הלחות הוא בגבהים הבינוניים, במשטחי הלחץ 600-700mb.
משטר הגשמים בישראל
משטר הגשמים בישראל ובמדינות השכנות לה נקבע בעיקר על ידי שקעים ים תיכוניים שמזרימים לחות מהים התיכון[10], נעים מזרחה ויוצרים גשמים בעיקר מעל חלקה הצפוני המושפעים מהים. לעומת זאת, בחלקה הדרומי, הנגב, חלק ניכר מהמשקעים מקורו בלחות שמגיעה מהאזורים הטרופיים. גשם כזה, היורד בנגב, עשוי להגיע לצפון הארץ. גשמים אלה משויכים על פי רוב לאפיק ים סוף (אפיק קרקע המביא להתפשטות מזג אוויר בעל מאפיינים טרופיים למזרח התיכון), אך יכולים גם להיות קשורים גם בתמרה הטרופית. אחד המקרים שנחקרו, בדצמבר 1988, התאפיין בגשמים בפיזור ארצי הומוגני יחסית. הגשם שנמדד בשנה שזו היה מתון ורציף, מעל כל הארץ, כולל הנגב, זאת בניגוד לאופיו הערמתי של הגשם שבדרך כולל שולט באזור[9]. תמרה טרופית משמעותית בודדת עשויה להגיע במשקעיה לממוצע הגשמים השנתי בנגב שעומד לעיתים על פחות מ-100 מילמטרים לשנה.
|
במטארולוגיה, אטמוספירה ברוקלינית היא מצב שבו צפיפותה תלויה הן בטמפרטורה והן בלחץ. הכוונה בתנאים ברוקליניים היא לקיומם של גושי אוויר מובחנים, חזיתות המפרידות בין אוויר חם או קר. שקעים בקווי רוחב הביניים והחזיתות המלוות אותם נוצרים כתוצאה מתנאים ברוקליניים. קיים גרדיאנט ברור בצפיפות בסביבה ברוקלית הנוצרת כתוצאה מהחזיתות. |
מכ"ם השירות המטאורולוגי
ממחקר שנערך במערב צפון אפריקה נמצא כי הגשמים הקלים שמניבות התמרות הטרופיות קלים יותר לחיזוי מאשר גשמים הנובעים מענני קונבקציה באזור[7]. כמו כן, במערב אפריקה, תמרות טרופיות וגשמים שמקור הלחות שלהם באזוריים הטרופיים נפוצים יותר בעונות המעבר מאחר שמתקיימים שני תנאים בד בבד: התפתחויות ברוקליניות חזקות, והימצאות לחות טרופית באזורים צפוניים באופן יחסי. תנאי הברוקליניות חסר בקיץ ואי יציבות חסרה בחורף. בקיץ באזורים אלה עשויים לרדת גשמים קלים בלבד, כאשר אי יציבות מתפתחת ביבשה כתוצאה מחימום הקרקע[7]
הערות שוליים
- ^ 1.0 1.1 1.2 James P.McGuirk and J. Ulsh, Evolution of Tropical Plumes in VAS Water Vapor Imagery, Monthly Weather Review
- ^ Fröhlich L; Fink AH; Knippertz P;ohberger E, An objective climatology of tropical plumes, Journal of Climate, 26, 2013, עמ' 5044-5060
- ^ 3.0 3.1 3.2 3.3 Shira Rubin and Baruch Ziv, Tropical Plumes over Eastern North Africa as a Source of Rain in the Middle East, Monthly Weather Review, December 2007
- ^ "Inter-Tropical Convergence Zone". JetStream - Online School for Weather. NOAA. 2007-10-24. נבדק ב-2009-06-04.
- ^ Lyndon State College Meteorology. Jet Stream Formation – Subtropical Jet. Retrieved on 8 May 2008.
- ^ Kuhnel, I, Tropical–extratropical cloudband climatology based on satellite data., International Journal of Climatology 9, 1989, עמ' 441–463 doi: 10.1002/joc.3370090502
- ^ 7.0 7.1 7.2 Peter Knippertz;Jonathan E. Martin, Tropical plumes and extreme precipitation in subtropical and tropical West Africa, Volume 131, Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, 2005, עמ' 2337–2365
- ^ J. MATTHEWS; N. KILADIS, The Tropical–Extratropical Interaction between High-Frequency Transients and the Madden–Julian Oscillation, Monthly Weather Review 127, 1999, עמ' 661-677
- ^ 9.0 9.1 Dayan, U., and D. Sharon, Meteorological parameters for discriminating between widespread and spotty storms in the Negev, Israel J. Earth Sci., 1980, עמ' 253-256
- ^ Goldreich, Y., The Climate of Israel: Observation, Research and Application, Kluwer Academic, 2003, עמ' 298
תימרה טרופית33817175Q25489385