מטאורולוגיהתופעות באטמוספירה

תנועת גוש אוויר

התופעה הראשונה המתרחשת באטוספרה, ממנה נובעות שאר תופעות מזג האוויר, היא תנועת גוש אוויר והשינויים בלחץ, בטמפרטורה ובהרכב שלו בעקבות כך.

גוש אוויר יכול לנוע אופקית כתוצאה מהפרש לחצים בין אזורים (תנועה שאתם מכירים, ונקראת רוח), או אנכית, כתוצאה של הבדל בטמפרטורה או בצפיפות עם הסביבה. השינויים האנכיים בגוש האוויר (טמפרטורה ולחות) מתרחשים לפי החוקים המפורטים בפרק מושגי היסוד: אטמוספרה סטנדרטית, מפל אדיאבטי יבש ולח, הגרפים הנוגעים ללחות היחסית ועוד.

דוגמא אופיינית לשינויים בגוש אוויר אפשר לראות בתופעה המתרחשת בין הים התיכון, ירושלים ומדבר יהודה.
(א) בצד המערבי (שמאל בשרטוט 14) גוש האוויר בגובה פני הים מכיל לחות יחסית של 85% (מסומן בRH, או Relative Humidity).מאחר והלחות היחסית היא מתחת 100%, גוש האוויר עולה ומתקרר על פי מפל אדיאבטי יבש, כלומר, בקצב של ב3 מעלות ל1000'. (ב) עם העלייה בגובה הלחות היחסית עולה, עד הגעה את נקודת הטל (שלא מופיעה בשרטוט, אך במקרה זה טמפרטורת נקודת הטל היא 11°C). בנקודת הטל האוויר מגיע לרוויה, ונוצרים משקעים, במקרה שלנו ענן המורכב מטיפות מים. (ג) ככל שיותר לחות הופכת לטיפות מים, כך טיפות המים בענן מתנגשות והופכות גדולות יותר. ברגע שהטיפה מגיעה למסה גדולה מספיק, והזרימה האנכית לא מצליחה להחזיק את הטיפה, נוצר גשם שיורד על מורדות המערביים של ירושלים וירושלים. (ד) גוש האוויר (בו יש פחות לחות) מתקרר ומנמיך אל הצד המזרחי של ירושלים. מאחר והלחות המוחלטת נמוכה, ככל שגוש האוויר מתחמם הלחות היחסית קטנה, ולצד המזרחי של ירושלים מגיע אוויר חם יבש שבגללו נוצר מדבר יהודה. לתופעה הזו, בה נוצר מדבר בצל הר קוראים "מדבר בצל גשם".


שרטוט 14: מדבר בצל גשם

כוח קוריוליס

ההגדרה האינטואיטיבית לכוח היא שכוח הוא הגורם המייצר תנועה. ההגדרה המורחבת במסגרת החוק השני של ניוטון היא שכוח מייצר תאוצה (F=ma, את המושג "כוח" תלמדו לעומק במסגרת המקצוע ידע טכני כללי).

לצד כוחות אמיתיים, ישנם מערכות שונות בהם נמצאים כוחות מדומים הנראים רק לצופה. חשבו לדוגמא על נסיעה ברכב. כאשר אנו נמצאים ברכב הנמצא בפנייה, אנו מרגישים כוח הפועל עלינו החוצה ממרכז המעגל. בפועל, הכוח פועל עלינו כלפי מרכז המעגל ואנו מרגישים את אפקט ההתמדה (אינרציה) כלפי חוץ המעגל.

כוח קוריוליס הוא כוח מדומה הפועל במערכות מסתובבות. הגדרת הכוח היא שבמערכת מסתובבת גופים סוטים מהתנועה בקו ישר, גם כאשר לא פועלים עליהם כוחות חיצוניים. הכוח נובע מהעובדה שקיימת מהירות זויתית זהה, אבל מהירות תנועה שונה בין נקודות במערכת מסתובבת.

לדוגמא, כאשר אנו מסתכלים על כדור הארץ בשרטוט 15, כל קוי הרוחב בכדור הארץ צריכים להשלים סיבוב שלם באותו זמן (כולם מסתובבים 360° באותו זמן). במילים אחרות, המהירות הזויתית שלהם זהה. מאחר וקו המשווה הוא הארוך ביותר, מהירות התנועה של נקודה על קו המשווה תהיה גבוהה יותר ממהירות תנועה של נקודה על כל קו אחר. וכך, מהירות התנועה של נקודה על קטע A תהיה גבוהה יותר ממהירות תנועה של נקודה על קטע B, מהירות של נקודה על B תהיה גבוהה ממהירות של נקודה על קטע C וכך הלאה.

האופן שבו פועל כוח קוריוליס בכדור הארץ תלוי בכיוון הסיבוב, ובעצם נקודת המבט של הצופה. בחצי הכדור הצפוני, כאשר מסתכלים מכיוון ציר הסיבוב, כדור הארץ מסתובב נגד כיוון השעון. כאשר גוף כלשהו נע מאזור בכדור בו הרדיוס גדול אל אזור בכדור בו הרדיוס קטן יותר (מסלול א' בין הקטעים A ל-B בשרטוט 15), הגוף יהיה במהירות גבוהה יותר ולכן יתמיד במצבו והגוף ירגיש כוח הפועל ימינה מכיוון התנועה שלו. כאשר גוף כלשהו נע מאזור בכדור בו הרדיוס קטן אל אזור בכדור בו הרדיוס גדול יותר (מסלול ב' בין הקטעים B ל-C בשרטוט 15), הגוף יהיה במהירות נמוכה יותר ולכן כאשר יעבור לאזור בוא המהירות גבוהה יותר ירגיש כוח הפועל עם כיוון הסיבוב, כלומר – ימינה מכיוון התנועה שלו.


שרטוט 15: כוח קוריוליס

התוצאה הסופית של ההסבר לכוח קוריוליס היא שבגלל סיבוב כדור הארץ, על גופים הנעים ממקום למקום בחצי הכדור הצפוני יפעל כוח ימינה, ועל גופים הנעים ממקום בחצי הכדור הדרומי יפעל כוח שמאלה.

ההדגמה הפשוטה ביותר של כוח קוריוליס היא על מערבולות מים בכיור. בחצי הכדור הצפוני מערבולות יסתבבו עם כיוון השעון (ימינה), ובחצי הכדור הדרומי נגד כיוון השעון (שמאלה).

כוח קוריוליס פועל על גושי אוויר, ובעצם מייצר תנועה ימינה לכל רוח הנושבת בחצי הכדור הצפונה, ותנועה שמאלה לרוח הנושבת בחצי הכדור הדרומי.

רוח

רוח היא תנועה אופקית של גוש אוויר.

אוויר שואף להשוות לחצים מהלחץ הגבוה לנמוך, והפרשי לחצים בין אזורים סמוכים על פני כדור הארץ מייצרים רוח השואפת להשוות את הלחצים ביניהם שעוצמתה תלויב בגרדיאנט הלחץ. ככל שהגרדיאנט גדול יותר, כך עוצמת הרוח גדולה יותר. רוח מוגדרת על ידי הכיוון ממנו היא מגיעה (לפי שושנת הרוחות), והעוצמה בה היא נושבת. את עוצמת הרוח נהוג למדוד בקילומטר לשעה, מטר לשנייה או בקשרים (מייל ימי לשעה). המרת היחידות היא כדלקמן:

1 קשר = 1.852 קמ"ש = 0.5144 מטר לשניה

נהוג לציין את עוצמת וכיוון הרוח בצמוד אחד לשני, כאשר הכיוון משמאל, העוצמה מימין ולוכסן מפריד ביניהן.
לדוגמא, רוח מכיוון 090 בעוצמה של 15 קשרים תיכתב כ: 090/15 (כשההגייה היא: "אפס, תשע, אפס, חמש עשרה").

כאשר אנו מתייחסים לסוגי רוחות, אנו מבדילים בין רוחות בקרקע לרוחות ברום. כאשר רוח נושבת בקרבת הקרקע (מתחת לגובה של כ1500' מעל פני הקרקע) כוח החיכוך עם הקרקע מאט את זרימת האוויר (וקטור מספר 1 בשרטוט 16). ככל שאנו עולים בגובה זרימת האוויר מתחזקת וכוח קוריוליס משפיע ומפנה את הרוח ימינה (וקטור מספר 2 בשרטוט 16). כאשר אנו מגיעים לגובה שבו כוח החיכוך אינו משפיע, בעצם, כוח קוריוליס מתאזן עם גרדיאנט הלחץ והרוח מתייצבת וזורמת במקביל לאיזוברים (וקטור מספר 3 בשרטוט 16).
לרוח הנושבת במקביל לאיזוברים, קוראים רוח גיאוסטרופית.


שרטוט 16: הכוחות הפועלים על רוח (בחצי הכדור הצפוני)

מאפיינים שונים של פני שטח יקבעו את מאפייני הרוח הנושבת בקרבת פני השטח או מעליו. לדוגמא, רוח הנוצרת בגלל הפרש לחצים ונושבת מעל ים תהיה מהירה יותר מרוח הנוצרת מאותו הפרש לחצים ונושבת מעל יבשה, וזאת בגלל שכוח החיכוך גדול יותר כאשר אוויר נושב מעל יבשה.

מאפיינים שונים של שטח יקבעו גם משטר רוחות אופייני. לדוגמא, ים ויבשה מתחממים ומתקררים באופן שונה. היבשה מתחממת ומתקררת בקצב מהיר ביחס לים. עובדה זה יוצרת תופעה מעניינת באזור החוף, בה במהלך היום היבשה מתחממת ומחממת את האוויר, כתוצאה מחימום הלחץ באזור היבשה יורד, ונוצרת רוח הנושבת מהים ליבשה. מצב הפוך מתרחש במהלך הלילה, כאשר היבשה מתקררת ומקררת את האוויר, כתוצאה מקירור האוויר הלחץ בה יורד, ואז נוצרת רוח הנושבת מהיבשה לים. לרוח הנובעת מהתופעה שתיארנו קוראים בריזה.

בשל העובדה שהשדה היוצר רוחות אינו אחיד, לעיתים כיוון ועוצמת הרוח ישתנו בין אזורים קרובים. שינוי בכיוון הרוח או בעוצמתה בין מקומות סמוכים נקרא גזרת רוח, ואיתה לרוב יתרחשו תופעות כמו ערבול וחתחותים עליהן נרחיב בהמשך. כאשר הרוח מתחזקת ונחלשת בתדירות גבוהה, המינוח בו נשתמש כדי לתאר את הרוח הוא רוח תזזית.

היווצרות עננים

עננים הם לחות באוויר שהופכת לטיפות מים או גבישי קרח, ונוצרים בגוש אוויר לח שהגיע לרוויה.

עננים נוצרים בשני דרכים: עליית גוש אוויר לח (כלומר, אוויר בלתי יציב), או התקררות גוש אוויר.

כאשר גוש אוויר המכיל מים עולה, הטמפרטורה שלו יורדת עם העלייה בגובה. עם הירידה בטמפרטורה הלחות היחסית עולה, וכאשר הטמפרטורה יורדת אל מתחת נקודת הטל (כלומר, הלחות היחסית באוויר היא 100%), נוצרות טיפות מים או גבישי קרח באוויר. או במילים אחרות, עננים. בשרטוט 17 מופיע גוש אוויר בגובה הקרקע, המתקרר לפי מפל אדיאבטי יבש (3°C לכל 1000'), וכאשר הגוש מגיע לגובה שבו הטמפרטורה שלו נמוכה מנקודת הטל, נוצר ענן. הגובה שבו הטמפרטורה של גוש האוויר יורדת מתחת לנקודת הטל קרוי בסיס הענן.


שרטוט 17: היווצרות עננים כתוצאה מעליית גוש אוויר

אופן נוסף בו נוצרים עננים הוא כאשר גוש אוויר מתקרר מסיבות שונות. דוגמא אחת היא כאשר גוש אוויר לח וחם (באופן יחסי) מגיע מהים אל יבשה קרה, גוש האוויר מתקרר ונוצר ענן בגובה פני הקרקע (במילים אחרות, ערפל). בשרטוט 18 תוכלו לראות גוש אוויר הנע לכיוון היבשה, כאשר נקודת הטל היא 9°C. ברגע שגוש האוויר מגיע ליבשה ומתקרר אל מתחת נקודת הטל, נותר ענן.


שרטוט 18: היווצרות ערפל (ענן) כתוצאה מהתקררות גוש אוויר

תנאי נוסף להיווצרות ענן הוא גרעין התעבות לטיפות המים. גם בטמפרטורה נמוכה מנקודת הטל, לחות לא הופכת לטיפות מים אלא אם קיים גרעין סביבו יתעבו הטיפות. לרוב מדובר במיקרו חלקיקי אבק או חומרים אחרים שאוספים סביבם חלקיקי מים. בשלב השני חלקיקי המים אוספים עוד מים וכך הלאה עד ליצירת טיפה.

בחורף בישראל מתקיימות טיסות פיזור יודיד הכסף, שבעצם מהווה תוספת גרעיני התעבות לאטמוספירה ולכן מעודד יצירת עננים או מגדיל עננים קיימים, ובסופו של דבר מעלה את כמות הגשם היורדת.

האופן שבו אנו מבחינים בין סוגי עננים ומזג האוויר הצפוי סביבם הו לפי צורתם, הנובעת מכמות הלחות והזרימה האנכית. אנו מסווגים עננים בראש ובראשונה לפי צורתם, ומחלקים את העננים לקבוצות עננות שכבתית ועננות ערמתית. ענן שכבתי הוא ענן שכשמו כן הוא, נראה כמו שכבה, ללא התפתחות אנכית משמעותית, ונוצר כאשר הזרימה האנכית אינה חזקה. ענן ערמתי ייראה כמו ערמה, כלומר, בעל התפתחות אנכית מפותחת וינבע מזרימה אנכית חזקה יחסית. ניגע באופן שבו אנו מגדירים ומסווגים עננים, על מאפייניהם השונים בפרק העוסק בעננים.

דוגמא א'
מהו בסיס הענן (ברגליים) אם בגובה 2500' הטמפרטורה היא 15°C, נקודת הטל היא 3°C מעלות, וגוש האוויר עולה בגובה?

גוש האוויר עולה בגובה, ומאחר והלחות היחסית בו היא מתחת 100% הוא מתקרר לפי מפל אדיאבטי יבש (3°C לכל 1000').

ההפרש בין הטמפרטורה הנוכחית לנקודת הטל: 15°C – 3°C = 12°C

כלומר גוש האוויר צריך להתקרר ב- 12°C על מנת ליצור ענן. מאחר והמפל הוא אדיאבטי יבש (3°C לכל 1000') גוש האוויר צריך לעלות 4000' עד להגעה לטמפרטורת נקודת הטל. כלומר, בסיס הענן יהיה גבוה ב 4000' מהגובה הנוכחי. כלומר, 6500'.

משקעים

משקעים (או משקעים אטמוספריים) הם מים המגיעים מהאטמוספרה לאדמה.

משקעים יכולים להגיע ממגע של אדי מים בגוף קר (טל או כפור) או כאשר לחות בענן יוצרת משקע בצורת גשם, ברד או שלג. ישנם משקעים מסוגים נוספים בהם משתמשים כאשר הניתוח הוא מטאורולוגי מקצועי (ברד רך, גראופל, רסס ועוד), אך מהווים תתי קטגוריה או דומים בצורתם ובאופן היווצרותם לשלושת אלו.

משקעים נוצרים כאשר לחות הופכת למים סביב חלקיק מיקרוסקופי כמו אבק, מלחים, גרגירי האבקה של עצים ופרחים או חומרים אחרים. לחלקיקים אלו קוראים גרעיני התעבות. בהנחה והתנאים מאפשרים התפתחות משקעים סביב גרעיני ההתעבות (מבחינת אוויר עולה ולחות), ייוצרו סביבם טיפות מים, גשם או ברד כתלות בטמפרטורת הסביבה.

גשם
לאחר היווצרות לחות ראשונית סביב גרעיני ההתעבות, והתנגשות של מספר טיפוניות כאלו, נוצרת טיפת ענן בגודל של כ10 מיקרון (1/100 מילימטר). טיפוניות הענן מתנגשות זו בזו ויוצרות טיפות גשם. כאשר הטיפה מגיעה לרדיוס של כ1 מ"מ בקירוב, כוח הכבידה יהיה גדול מהכוח הנוצר מהאוויר העולה ומחזיק את הטיפה במקומה, וייוצר גשם. ככלל, ככל שהזרימה האנכית תהיה גדולה יותר כך טיפות הגשם יהיו גדולות יותר. עם זאת, טיפות הגשם אינן בגודל קבוע ותלויות במשתנים נוספים (כמות גרעיני ההתעבות, הלחות ועוד).

שלג

שלג נוצר בתהליך זהה לתהליך בו נוצר גשם. כאשר הטמפרטורה בענן נמוכה מכ–12°C התנאים מאפשרים יצירת גבישי קרח בענן. כאשר גבישי הקרח הללו מגיעים למסה וגודל מספקים, כוח הכבידה מתגבר על הזדרימה העולה ונוצר שלג.

ברד

כאשר גביש ענן מתנגש בטיפת מים הנמצאת בקירור יתר (מתחת ל0°C ומעל -42°C), היא קופאת מייד על פניו. לאחר מספר התנגשויות הגביש מאבד את צורתו, והופך לחלקיק שצורתו בין צורת הטיפה לגביש קרח. חלקיק זה נקרא ברד, וגודלו בדרך כלל בין מילימטרים בודדים לכ2 ס"מ, אך במקרי קיצור יכול להגיע לעשרות סנטימטרים ולמשקל של כחצי ק"ג. תנאי משמעותי להיווצרות ברד הוא זרמי אוויר עולים חזקים, המגדילים באופן משמעותי את התנגשויות גבישי הקרח בענן.


שרטוט 19: השלבים ביצירת משקעים

לאחר היווצרות המשקעים והגעה למסה קריטית המאפשרת התגברות של כוח הכובד על זרם האוויר העולה, וירידה של המשקע אל הקרקע, מתרחשות תופעות פיסיקלות בתווך שבין בסיס הענן אל הקרקע.

מאחר והמשקע היורד (גשם, שלג או ברד) נופל דרך תווך בטמפרטורה ולחות משתנים קיימת תופעה של עלייה בטמפרטורה, אידוי והתכה בדרך אל הקרקע, כתלול בטמפרטורה והלחות בתווך. לדוגמא, שלג שירד בגובה גבוה עלול להתחמם בדרך אל הקרקע ולהפוך לגשם. גשם שמורכב מטיפות לא גדולות ויורד מענן גבוה יכול להפוך לרסס או גשם קל, או להתאדות לגמרי ולא להגיע לקרקע (תופעה בשם "וירגה").


שרטוט 20: התנאים להיווצרות משקעים שונים

ערפל

ערפל הוא ענן שנוצר בגובה פני הקרקע.

ישנם מספר תרחישים באטמוספרה שבערבותם נוצר ערפל, אך ברוב המקרים ערפל נוצר כתוצאה של התקררות האוויר אל מתחת נקודת הטל, בעקבות מגע עם משטח קר. ערפל יווצר במזג אוויר יציב ושקט, מאחר וכאשר קיים ערבול של האוויר טיפות המים באוויר יהפכו למשקע והערפל יתפוגג.

בדומה להיווצרות עננים, הסיכוי לערפל גדול כאשר ההפרש בין טמפרטורת האוויר לנקודת הטל הוא פחות
מ- 2°C, ההפרש הולך וקטן, והלחות היחסית קרובה ל100%.

נהוג לסווג ערפל לסוגים שונים, כאשר השם רומז על התהליך שבגללו נוצר הערפל:

ערפל קיטור

ערפל שנוצר מעל משטחי מים בשעות הלילה ולפני הזריחה, כאשר האוויר קר יותר מפני המים, ותוספת קטנה של אדים מביאה להתעבות ולהיווצרות ערפל דליל.

ערפל קרינה

ערפל קרינה נוצר בקרבת הקרקע אחרי שהקרקע פולטת את החום שצברה במהלך היום (כקרינה ארוכת גל). התקררות הקרקע מקררת את שכבת האוויר הצמודה אליה אל מתחת לנקודת הטל, ונוצר ערפל.

ערפל קרינה יווצר לרוב בלילה בהיר (המאפשר קירור של הקרקע), מזג אוויר שקט ויציב או רוח חלשה (המונע ערבול ועל ידי כך פיזור של הערפל), ואוויר לח (כדי שיוכל להיווצר ענן). ברוב המקרים ערפל הקרינה אינו הומגני, ויש אזורים בהם הוא סמיך יותר ונוטה לשקוע בקפלים קרקעיים ומקומות נמוכים.

ערפל קרינה נפוץ בדרך כלל בסתיו ובאביב, ובדרך כלל מתאדה לאחר זריחת השמש.

ערפל הסעה (אדבקציה)

ערפל הסעה (שם נוסף – ערפל אדבקציה) נוצר כאשר אוויר חם ולח מוסע אל מעל פני שטח קרים, ומתקרר אל מתחת נקודת הטל בשל המגע עם פני השטח.

ערפל הסעה יווצר כאשר האוויר לח, מזג האוויר יציב (כלומר, גוש האוויר לא יעלה בגובה) ונושבת רוח חלשה (של כ- 5-10 קשרים). שכבת הערפל הנוצרת יכולה להגיע לגובה של כמה עשרות מטרים, לכסות אזורים גדולים, ולנוע יחד עם הרוח.

ערפל הסעה בדרך כלל נוצר בחורף, כאשר האדמה קרה יותר מאשר מי הים, ואוויר המוסע מהים אל פני היבשה מתקרר עם הגעתו אל החוף ויוצר ערפל באזור החוף. ערפל מסוג זה יכול להיווצר גם מעל ים, כאשר אוויר חם מהיבשה מוסע אל מעל אזור קר בים ומתקרר עד להתעבות.

ערפל הסעה יכול להיווצר ביום או בלילה, וכתלות בתנאים האטמוספריים להתקיים זמן רב (יותר מאשר ערפל קרינה).

ערפל הרים

ערפל הרים הוא למעשה ענן שנוצר בגלל עלייה של אוויר לח במעלה הר (המינוח המטאורולוגי לעננות מסוג זה הוא עננות אורוגרפית). במצב כזה הענן מכסה את מורדות ההר, ולרוב גם את הפסגה מעל גובה מסוים.

ערבול

ערבול, ערבול אטמוספרי, או טורבולנציה היא תופעה של יצירת מערבולות בגדלים שונים באטמוספרה.

בפלואידים קיימים שני סוגים של זרימה: זרימה למינארית, זרימה ישרה בה קוי הזרימה מקבילים זה לזה; וטורבולנטית, זרימה מערבולתית בה נוצרות מערבולות מסוגים שונים. ערבול הוא השם לתופעה הופעת זרימה מערבולתית באטמוספרה. מערבולות באטמוספירה יכולות להיווצר בתנאי אי יציבות בשל הפרש לחצים בין אזורים שונים, מרוחות חזקות, הפרעות מכניות (בניינים, הרים וכדומה) ועוד סיבות רבות. המערבולות באטמוספרה נוצרות בצורות גאומטריות שונות, ובגדלים של סנטימטרים בודדים עד קילומטרים.


שרטוט 21: ערבול, זרימה למינארית וטורבולנטית

נהוג לחלק את הסוגים השונים של ערבול באטמוספרה לקטגוריות שונות, על פי אופן היצירה שלהם או האזור באטמוספרה בו הן מתרחשות:

ערבול תרמי

ערבול תרמי, תרמלי או טרמלי הם כינויים לערבול הנוצר כתוצאה מעלייה של גוש אוויר חם. ערבול כזה לרוב נוצר כאשר בשעות היום כאשר השמש מחממת את הקרקע וזו מחממת את האוויר בקרבתה. בשל השוני בין אזורים שונים וחלקות שונות, הקרקע מתחממת בצורה שאינה אחידה ולכן לעיתים יווצרו בנוסף מערבולות בגובה נמוך. גוש האוויר החם (ולרוב המעורבל) נמצא בסביבה שאינה יציבה, עולה בגובה, ועם העלייה בגובה מערבל את האוויר שמסביבו.

מערבולת מסוג ערבול תרמלי כוללת זרם אוויר חם עולה הקרוי טרמיקה, מערבולות הנוצרות סביב הטרמיקה, וזרם אוויר קר יחסית היורד למטה. הטרמיקה עשויה להיתמר לגובה קילומטר או יותר, ולרוב מורכבת מזרמים שונים השונים זה מזה במהירות עלייתם. בגלל הצורך בהתחממות הקרקע, הערבול יהיה לרוב חלש יותר בשעות הבוקר המוקדמות (לפני 11 בבוקר), והמערבולות יהיו גדולות יותר בימים חמים מאשר קרים. בשרטוט 22 למטה ניתן לראות סכמה של ערבול טרמלי. שימו לב שהשרטוט מתייחס לצד אחד בלבד של הטרמיקה, וגם בצד השני שלה נמצאות ערבולות באותו האופן בדיוק.

כאשר נושבת רוח ערבול תרמלי יכול לשנות את כיוון הרוח ועוצמתה (במילים אחרות, ליצור גזירות רוח).
שינוי זה יכול להוות בסיס לערבול מכני של האוויר.


שרטוט 22: ערבול תרמלי

באופן כללי ניתן יהיה למצוא טרמיקות מעל אזורים להם טמפרטורה גבוהה יחסית כמו אזורים עירוניים, שדות עם אדמה כהה, או אזורים כהים ובעלי קיבול חום גבוה (כמו חניוני אספלט וכו'). בנוסף, נוצרות טרמיקות במורד הדרומי של הרים בחצי הכדור הצפוני, כתוצאה ממסלול השמש במהלך היום. מסלול השמש (בחצי הכדור הצפוני) מתחיל בדרום מזרח ומסתיים בדרום מערב, והמשמעות היא שמורד ההר הדרומי מתחמם הרבה יותר מאשר כל מדרון אחר, ולכן בדיוק כמו מעל קרקע המתחממת, מעליו נוצרת טרמיקה.


שרטוט 23: טרמיקה במדרון דרומי (בישראל)

ערבול מכני

ערבול מכני הוא ערבול שנוצר בגלל הפרעה לזרימת הרוח.

ערבול מכני יכול להתרחש בקרבת הקרקע, בשל התנגשות של זרמי אוויר במכשולים מכניים בקרקע כמו הרים, בניינים, קרקע מחוספסת ועוד, או באוויר הפתוח בשל התנגשות של זרמי אוויר המגיעים מכיוונים שונים ובעוצמות שונות.

לערבול מכני המתרחש בקרבת הקרקע נקרא ערבול קרקעי, והוא הגורם העיקרי לערבול בגובה נמוך. בערבול קרקעי, ככל שעוצמת הרוח וחספוס השטח יגדלו, כך יגדל הסיכוי להתפתחות ערבול או להחמרתו (אם הוא כבר קיים). ערבול מכני הנגרם כתוצאה ממכשול על פני הקרקע (הר, בניין, עץ וכדומה) יכול להגיע עד לגובה של פי 7 מגובה המכשול עצמו, כאשר עם הערבול בסבירות גבוהה יווצרו גם גזירות רוח.


שרטוט 24: ערבול מכני (קרקעי)

ערבול באוויר נקי
ברוב המוחלט של המקרים ערבול ילווה בעננות ו/או במאפיין אחר בו ניתן להבחין בעין. ערבול שאינו נראה לעין קרוי גם ערבול באוויר נקי (לרוב יתייחסו אליו עם המינוח CAT, Clear Air Turbulence). ערבול כזה צפוי בעיקר ברום הגבוה, בקרבת זרמי אוויר חזקים וגבוהים (זרמי סילון, מוזכרים בהמשך), אך כאשר מזג האוויר יבש ייתכן ערבול כזה גם בקרבת הקרקע מבלי שילווה בעננות. בישראל מצב זה אופייני כאשר שורר שרב, ובפרט כאשר השרב מלווה ברוח חזקה.

רוח הר ועמק

רוח הר ועמק הוא שם כולל לרוחות שמקורן טופוגרפי.

רוחות מסוג זה מתפתחות במדרונות שמסביב לעמק או להר, כאשר ביום תנשוב רוח אנאבטית או רוח מדרון, ובלילה רוח קטבטית, או רוח ההר.

רוח מדרון – רוח אנאבטית

רוח אנבטית היא רוח הנוצרת באותו אופן שבו נוצרת טרמיקה במדרון הדרומי של הר (ערבול תרמי, ושרטוט 23).

כאשר מדרון של הר מתחמם מהשמש מתחילה זרימת אוויר כלפי מעלה, לזרימת האוויר במעלה המורד קוראים רוח אנאבטית.

רוח הר – רוח קטבאטית

רוח קטבטית היא רוח במורד ההר, ונוצרת באופן הפוך לרוח אנאבטית.

כאשר יורד הלילה ראשי ההרים מתקררים מהר יותר מאשר העמקים. מסיבה זו האוויר הצמוד לראש ההר מתקרר, וגוש האוויר גולש לעמק ומקרר אותו. לזרימת האוויר במורד ההר קוראים רוח קטבטית. רוחות הר ועמק יווצרו לרוב בלילות בהם השמיים בהירים (ומאפשרים קירור יעיל) ואוויר שקט או רוח חלשה שלא מפריעים ליצירת התופעה.

מזג אוויר בשקע ורמה

בשקע ורמה קיים מזג אוויר אופייני, הנובע ממשטר זרימת האוויר הנוצר בשל אזור הלחץ הנמוך או הגבוה.
גודל שקעים ורמות יכול להיות בין קילומטרים אחדים ומאות קילומטרים, ועל פי האזורים בהן השקע או הרמה נמצאים ומשטר הרוחות אפשר לקבוע את מזג האוויר הצפוי במהלך החיים של השקע או הרמה.

לדוגמא, בחורף בחצי הכדור הצפוני קיימת רמה באזור סיביר, שהוא אזור קר. אנו רואים שבשל התפתחות הרמה בסיביר מגיעות לישראל רוחות צפון מזרחיות קרות מאוד. לתופעה זו קוראים רמה סיבירית, ונרחיב עליה בהמשך.

באופן כללי, האוויר בכדור הארץ זורם מהרמה אל השקע, אך הוא לא עושה זאת בקו ישר אלא בסיבוב. כפי שראינו כאשר ניתחנו רוח בגובה (ללא חיכוך), הרוחות זורמות במקביל לאיזוברים, וסביב אזורי לחץ נמוך או לחץ גבוה. בגלל כוח קוריוליס, בחצי הכדור הצפוני הרוחות סביב רמה יזרמו עם כיוון השעון (המינוח המטאורולוגי הוא זרימה אנטיציקלונית), וסביב שקע נגד כיוון השעון (זרימה ציקלונית).

מזג האוויר ברמה

בשל היות הרמה אזור לחץ גבוה, האוויר זורם ממנה החוצה בגבהים הנמוכים. במרכז הרמה וברום ישנו אזור לחץ נמוך השואב אוויר למרכז הרמה (אפיק ברום), ובשל כך לא מאפשר התפתחות עננים מעל מרכז הרמה, או יצירת משקעים שירדו באזור מרכז הרמה.
ירידת האוויר במרכז הרמה גורמת בדרך כלל לאינברסיה בקרקע ולהיווצרות ערפל, ולרוב לא יווצר מזג אוויר פעיל באזור בו קיימת רמה.


שרטוט 25: מזג אוויר אופייני ברמה ברומטרית

מזג האוויר בשקע

בשל היות השקע אזור לחץ נמוך, האוויר זורם אליו פנימה בגבהים הנמוכים, מגיע למרכז השקע ועולה לגובה במרכזו, וע"י כך יכול להיווצר מזג אוויר פעיל.


שרטוט 26: מזג אוויר אופייני בשקע ברומטרי

מזג האוויר בשקע תלוי באופן בו הוא נוצר, ובמאפייני האוויר העולה בו. ישנם שלושה סוגים של שקעים:

שקע תרמי (או תרמלי)
נוצר באזור שהוא חם מסביבתו. לדוגמא, יבשת אסיה בקיץ מתחממת יותר מאשר האוקיינוס המקיף אותה, וע"י כך נוצר שקע בקוטר אלפי קילומטרים המייצר מזג אוויר פעיל גם בטמפרטורות חמות. קטור השקע יכול להיות גם קילומטרים אחדים. לדוגמא, באגם הכינרת יכול להתפתח שקע תרמלי בקוטר קילומטרים אחדים כאשר יורד הלילה והאגם נותר חם מסביבתו.

שקע חזיתי
באזורים שונים בעולם נפגשים גושי אוויר מאזורים קרים עם גושי אוויר מאזורים חמים. מפגש כזה (עליו נרחיב בהמשך) נקרא חזית. כאשר גוש אוויר חם נפגש עם גוש אוויר קר (ולהפך), נוצר בגבול שבין גושי האוויר שקע חזיתי. סביב שקע חזיתי תיווצר חזית חמה וחזית קרה, כאשר שתיהן יחוגו נגד כיוון השעון.

שקע טופוגרפי

שקע טופוגרפי נוצר במורד אזור הררי, כאשר גוש אוויר נע מאזור גבוה לאזור נמוך ממנו. ההסבר האינטואיטיבי הוא שכאשר גוש האוויר יורד במורד ההר, גדל עוביו של גוש האוויר, וכתוצאה מכך נוצרת מערבולת (או זרימה ציקלונית) שבמרכזה הלחץ קטן. זהו השקע הטופוגרפי.

חזית

חזית היא הגבול שבין גוש אוויר חם לגוש אוויר קר (ולהפך).

מאחר ושני גושי אוויר הם בעלי תכונות שונות בקו החזית יווצרו תנועות אוויר משמעותית ותופעות מטאורולוגיות כמו שקע חזיתי ובעקבותיו ערבול, עננות מסוגים שונים ועוד.

נהוג לאפיין את סוג החזית לפי הטמפרטורה היחסית של האוויר הנע. כלומר, אם האויר הנע הוא אוויר חם שזורם לאזור של אוויר קר, מדובר בחזית חמה, ואם האוויר הנע הוא אוויר קר שזורם לאזור של אוויר חם, מדובר בחזית קרה.

את קו החזית קובעים לפי מפות טמפרטורה (שהנתונים להן נאספים באופן דומה למפות הלחצים) והוא יהיה הקו בו הפרש הטמפרטורה (הגרדיאנט) יהיה הגדול ביותר.

בגלל משטר הזרימה סביב שקע ורמה חזיתות תמיד ינועו סביב שקע, ובחזית תמיד האוויר החם יעלה מעל האוויר הקר. עם זאת, לכל חזית יהיו מאפיינים מטאורולוגיים שונים הנובעים מהתנאים האטמוספריים בסביבת החזית, מהירות ההתקדמות הפרשי הלחצים ועוד.



שרטוט 27: חזית חמה וקרה סביב שקע

<u>מאפייני החזית חמה</u>

כאשר חזית חמה נעה קדימה, גוש האוויר החם מתקדם ועולה לאט מעל לאוויר הקר.

שיפוע החזית החמה יחסית מתון (ושטוח משיפוע החזית הקרה), ובמעבר החזית הטמפרטורה עולה (ואיתה יורד הלחץ באזור מעבר החזית) וייווצרו עננים גבוהים בקו החזית. העננים יווצרו בגובה מאחר והאוויר הוא חם באופן יחסי, ולכן דורש עלייה משמעותית בגובה על מנת להתקרר ולהגיע לנקודת הטל.

מזג אוויר אופייני למעבר חזית חמה הוא גשם קל ורצוף, ולעיתים ערפל. לפני מעבר חזית חמה בחצי הכדור הצפוני הרוח היא דרום מזרחית, ואחרי המעבר הרוח חגה לדרומית או דרום מערבית.

שרטוט 28: מעבר חזית חמה

<u>מאפייני החזית הקרה</u>

כאשר חזית קרה נעה קדימה, גוש האוויר הקר מתקדם, דוחק את האוויר החם למעלה וגורם לו לעלות במהירות.

שיפוע החזית הקרה תלול יחסית, כך שלפני מעבר החזית יווצרו עננים ערמתיים בגובה בינוני, ולעיתים עננות מפותחת יותר. במעבר החזית הטמפרטורה יורדת בחדות (ואיתה עולה הלחץ באזור מעבר החזית), ועם המעבר יווצרו עננים ערמתיים מפותחים וירדו משקעים משמעותיים (גשם, ברד או שלג, לפי האזור).

לפני מעבר חזית קרה בחצי הכדור הצפוני הרוח היא דרום מערבית ומתחזקת, במהלך המעבר הרוח מתחזקת לצפון מערבית חזקה, ולאחר המעבר הרוח נותרת צפון מערבית אך נחלשת.

שרטוט 29: מעבר חזית קרה

אוקלוזיה

אוקלוזיה היא קו התלכדות של חזית חמה וקרה, וקרויה גם חזית אוקלוזיה או חזית התלכדות.

תופעה זו מתרחשת בשקע שנמצא בסוף מחזור החיים שלו, כאשר החזית הקרה נעה מהר יותר מהחזית החמה ומתלכדת עימה. ישנן שני סוגים של אוקלוזיות:

אוקלוזיה קרה

מאופיינת בכך שהאוויר של החזית הקרה קר יותר מאשר האוויר מעבר לחזית החמה.

אוקלוזיה חמה

מאופיינת בכך שהאוויר של החזית הקרה חם יותר מאשר האוויר מעבר לחזית החמה.

שרטוט 30 ממחיש את חתך שתי האוקלוזיות, כאשר האוויר מתקדם משמאל לימין (הטמפרטורות הן לצורך הדוגמא בלבד).


שרטוט 30: אוקלוזיה קרה (מימין) וחמה (משמאל).

אוקלוזיה משני הסוגים מכסה ברוב המקרים שטח נרחב (עשרות עד מאות קילומטרים) ובדרך כלל מלווה בגשם קל. מאפייני שתי התופעות דומים לפעילות מזג האוויר בחזיתות. כלומר, מאפייני אוקלוזיה חמה דומים לחזית חמה, ומאפייני אוקלוזיה קרה דומים לחזית קרה.

מעבר האוקלוזיה החמה יהיה בדרך כלל מלווה בערפל, עננים נמוכים וגשם, ולאחר מעבר אוקלוזיה קרה הרוח תיחלש, הטמפרטורה תרד, העננים והגשם יפחתו והראות תשתפר.


שרטוט 30: אוקלוזיה קרה

זרם סילון

זרם סילון הוא רצועה של רוחות שעוצמתן עולה באופן בולט על אלו שבאזורים שכנים.

זרם סילון נמצא בחלק העליון של שכבת הטרופופאוזה (בגובה של כ 35,000') ועוצמת הרוח בו היא בדרך כלל בין 50 ל200 קשרים. רוחב זרם הסילון יכול להגיע למאות קילומטרים וגובהו לכ5 קילומטרים.

שאלות תרגול – תופעות באטמוספירה
  • מדוע נע גוש אוויר?
  • מהו מדבר בצל גשם?
  • מהו כוח קוריוליס?
  • לאיזה כיוון פונה כוח קוריוליס בחצי הכדור הצפוני?
  • מהי רוח?
  • במה תלויה עוצמת הרוח?
  • כיצד ממירים קשר לקמ"ש?
  • אם הרוח הנושבת היום היא 225/5, מה העוצמה והכיוון שלה? כיצד נהגה?
  • מהי בריזה?
  • מהי רוח גיאוסטרופית?
  • כיצד נוצרים עננים?
  • כיצד נוצרים משקעים?
  • מה ההבדל בין היווצרות גשם, שלג וברד?
  • מהי וירגה?
  • איזה מזג אוויר נצפה למצוא כאשר האטמוספרה בלתי יציבה?
  • מה יכול לעצור זרימת אוויר עולה?
  • מהו ערפל?
  • מהם התנאים להיווצרות ערפל?
  • מהו ערפל קיטור?
  • מהו ערפל קרינה? מהם התנאים להיווצרותו?
  • מהו ערפל הסעה? מהם התנאים להיווצרותו?
  • מהו ערפל הרים?
  • איזה מזג אוויר נצפה למצוא כאשר אוויר חם ולח ינוע על גבי משטח קר?
  • מהו ערבול?
  • כיצד נוצרת תרמיקה?
  • מהו ערבול מכני?
  • מהו CAT?
  • מהי רוח אנאבטית?
  • מהי רוח קטבאטית?
  • איזה מזג אוויר אופייני נמצא ברמה?
  • איזה מזג אוויר אופייני נמצא בשקע?
  • מהו שקע תרמלי?
  • מהו שקע חזיתי?
  • מהו שקע טופוגרפי?
  • על מה יכולה להעיד ירידה תלולה בלחץ האטמוספרי?
  • מהי חזית?
  • מה ההבדל בין חזית קרה לחמה?
  • איזה מזג אוויר נצפה למצוא לפני, תוך כדי ואחרי מעבר חזית חמה?
  • איזה מזג אוויר נמפה למצוא לפני, תוך כדי ואחרי מעבר חזית קרה?
  • מהי אוקלוזיה?
  • מהי אוקלוזיה קרה?
  • מהי אוקלוזיה חמה?
  • איזה מזג אוויר נצפה למצוא במעבר אוקלוזיה חמה?
  • איזה מזג אוויר נצפה למצוא לאחר מעבר אוקלוזיה קרה?
  • מהו זרם סילון?
שאלות חישוב
  • הר בגובה 5000' גורם להתרוממות גוש האוויר מגובה פני הים, בטמפרטורה של °C20, נקודת הטל היא °C16, ומאחורי ההר יורד הגוש לבקעה של מינוס 500'. מה תהיה הטמפרטורה בבסיס הבקעה?
  • גוש אויר בטמפרטורה של °C28 מעלות ונקודת טל של °C16 בגובה פני הים, מאולץ לעלות על ההר שגובהו 5000 רגל. במידה וייווצר ענן מה יהיה גובה הבסיס שלו?
  • הפרש הגובה בין צפת לעמק החולה הוא 4000 רגל. גוש אוויר בטמפרטורה של °C16 יורד את המורדות לעמק. מה תהיה הטמפרטורה שלו כשיגיע לעמק החולה?
  • הר בגובה 7000' גורם להתרוממות גוש אויר מגובה פני הים. טמפרטורת הגוש בגובה פני הים היא °C21. נקודת הטל היא 12 מעלות. מפל האטמוספרה הוא C°2 לכל 1000'. האם האטמוספרה יציבה לגבי גוש האוויר ?

בשבילנו לימוד הטסה הוא הרבה יותר מסתם מיום עבודה בשטח!

בצוות שלנו לא תמצאו "סתם מטיסים" – כולם בוגרי קורס מדריכים, אשר נכתב והוטמע ע"י מדריכי הטסה יוצאי חיל האויר, על מנת לתת שירות ברמה הגבוהה והמקצועית ביותר! צוות ההדרכה שלנו נבחר בקפידה ועובר תהליכי הכשרה מהמקצועיים בשוק הפרטי.

ליצירת קשר

054-56-56-521 | [email protected]

חברת פריפלייט בע"מ פועלת בפיקוח ובמסגרת רישיון מפעיל אווירי מספר 043142018
מטעם רשות התעופה האזרחית.





שלחו לנו הודעה


נא הזן שם מלא



רישיון מטיס 2 טוןרישיון מטיסרישיון מפעיל אווירירישיון כלי הטיסאחר




כל הזכויות שמורות © פריפלייט בע"מ | קורס רחפנים | רישיון רחפן | תאוריה לרחפן | מפת אתר