טמפרטורת פני הים

מתוך ויקיפדיה, האנציקלופדיה החופשית
טמפרטורת פני הים משנת 1979 עד שנת 2023 באזור שבין 60 מעלות דרום ל-60 מעלות צפון (השנים הקדומות יותר מסומנות בכחול, שנות הביניים מסומנות בלבן, והשנים האחרונות מסומנות באדום).

טמפרטורת פני הים (Sea surface temperature, SST), או טמפרטורת פני האוקיינוס, היא טמפרטורת האוקיינוס (ocean temperature, אנ' (אנ')) הקרובה לפני השטח. המשמעות המדויקת של פני השטח משתנה. לרוב מדובר על הטווח שבין 1 מילימטר, לבין 20 מטרים מתחת לפני הים. טמפרטורות פני הים משנות מאוד את מסת האוויר (air masses, אנ' (אנ')) באטמוספירה של כדור הארץ במרחק קצר מהחוף. אזורים מקומיים בהם יורד שלג כבד יכולים להיווצר בפסי גשם (Rainband, אנ' (אנ')) במורד הרוח של גופי מים חמים בתוך מסת אוויר קרה אחרת. טמפרטורות חמות של פני הים עלולות להביא להתפתחות ציקלונים מעל האוקיינוסים, וכן לגרום להגברת עוצמתם. תהליך זה מכונה על ידי המומחים בשם ציקלוגנזה טרופית (Tropical cyclogenesis, אנ' (אנ')). ציקלונים טרופיים יכולים גם לגרום להיווצרות נתיבים קרירים (בהם הטמפ' נמוכה מסביבתה). הסיבה לכך היא טורבולנציה חזקה ב-30 המטרים העליונים של מי האוקיינוס. טמפרטורת פני הים משתנה במהלך היום בדומה לטמפרטורת האוויר שמעל, אך במידה פחותה. יש פחות וריאציות בטמפרטורת פני הים בימים עם רוחות מאשר בימים רגועים. זרמי אוקיינוס, כמו התנודה הרב-עשורית האטלנטית (Atlantic multidecadal oscillation, אנ' (אנ')), יכולים להשפיע על טמפרטורות פני הים במשך כמה עשורים.[1] למסוע הימי יש השפעה גדולה על טמפרטורת פני הים הממוצעת ברוב האוקיינוסים בעולם.

טמפרטורות פני ים חופיות יכולות לגרום לרוחות מהחוף להביא לעליית מי עומק, שעשויה בתורה לקרר או לחמם באופן משמעותי את השטחים הסמוכים, אך מים רדודים יותר על גבי מדף יבשתי הם לרוב חמים יותר. רוחות יבשתיות עשויות להביא להתחממות ניכרת אף באזורים בהם העלייה קבועה למדי, דוגמת החוף הצפון מערבי של דרום אמריקה. ערכי SST חשובים בחיזוי נומרי של מזג האוויר (Numerical weather prediction, אנ' (אנ')), מכיוון שהיא משפיעה על האטמוספירה שמעל, כמו בהיווצרות בריזה וערפל ימי. בנוסף, היא משמשת גם לכיול מדידות מלווייני מזג אוויר.

סביר מאוד כי טמפרטורת פני הים הגלובלית הממוצעת עלתה ב-0.88 מעלות צלזיוס בין השנים 1850–1900 ו-2011–2020 עקב התחממות כדור הארץ, כאשר רוב ההתחממות (0.6 מעלות צלזיוס) התרחשה בין השנים 1980 ל-2020[2].  הטמפרטורות בפני הקרקע עלו מהר יותר מטמפרטורת האוקיינוסים (Ocean temperature, אנ' (אנ')), וזאת כיוון שהאוקיינוסים סופגים כ-92% מעודפי החום הנוצרים כתוצאה מההתחממות העולמית.[3]

הגדרות[עריכת קוד מקור | עריכה]

מפה גלובלית של טמפרטורת פני הים, המציגה אזורים חמים יותר סביב קו המשווה, ואזורים קרים יותר מסביב לקטבים (20 בדצמבר 2013, רזולוציה של קילומטר אחד).

טמפרטורת פני הים, היא טמפרטורת המים הקרובה לפני השטח של האוקיינוס. המשמעות המדויקת של פני השטח משתנה בהתאם לשיטת המדידה שבה נעשה שימוש, אך לרוב היא נעה בין מילימטר ל-20 מטרים מתחת לפני הים.

ההגדרה המוצעת על ידי הפאנל הבין-ממשלתי לשינוי האקלים (IPCC) לטמפרטורת פני הים אינה נוקבת במספר המטרים, כי אם מתמקדת יותר בטכניקות מדידה: טמפרטורת פני הים היא "טמפרטורת השטח התת-קרקעית במטרים העליונים של האוקיינוס, הנמדדת על ידי ספינות, מצופים וסחפים. [ ...] נעשה שימוש גם במדידות לווין של טמפרטורת העור (השכבה העליונה ביותר; עובי שבריר ממילימטר) באינפרא אדום או בסנטימטר העליון בערך בגלי מיקרו, אך יש להתאימן כך שיתאימו לטמפרטורה במטרים העליונים של האוקיינוס."[4]  

טמפרטורת המים מתחת לטווח זה נקראת טמפרטורת האוקיינוס או טמפרטורת האוקיינוס העמוק יותר. טמפרטורות האוקיינוס (יותר מ-20 מטרים מתחת לפני השטח) משתנות גם הן לפי אזור וזמן, והן תורמות לשונות בתכולת החום האוקיינית (Ocean heat content, אנ' (אנ')) ובריבוד האוקיינוס (Ocean stratification, אנ' (אנ')).[2] לעלייה בטמפרטורת פני האוקיינוס ובטמפרטורת האוקיינוס העמוק יש השפעה חשובה של שינויי האקלים על האוקיינוסים (Effects of climate change on oceans, אנ' (אנ')).[2]

היקף "פני השטח"[עריכת קוד מקור | עריכה]

היקף פני האוקיינוס אל תוך האוקיינוס מושפע מכמות הערבוב המתרחשת בין המים העיליים למים העמוקים יותר. קיימת תלות בטמפרטורה: באזורים הטרופיים שכבת פני השטח החמה של כ-100 מטרים די יציבה, ועל כן לא מתערבבת במידה רבה עם מים עמוקים יותר. מנגד, ליד הקטבים (Polar regions of Earth, אנ' (אנ')) ההתקררות שבאה עם החורף והסופות הנלוות הופכות את שכבת פני השטח לצפופה יותר, היא מתערבבת לעומק רב, ואז מתרבדת שוב בקיץ. זו הסיבה לכך שאין עומק יחיד לפני האוקיינוס. העומק הפוטי של האוקיינוס (Photic zone, השכבה העליונה ביותר של גוף מים המקבל אור שמש, אנ') הוא לרוב בעומק של כ-100 מטרים, וקשור לשכבת פני השטח זאת. עומקו יכול להיות עד 200 מטרים בים הפתוח.[5][6]

וריאציות ושינויים[עריכת קוד מקור | עריכה]

טמפרטורת פני הים וזרמים

וריאציות מקומיות[עריכת קוד מקור | עריכה]

ל-SST יש מחזור יומי (Diurnal cycle, אנ' (אנ')), בדיוק כפי שיש לאטמוספירה שמעל, אך במידה פחותה עקב קיבולת החום הנפחית (Volumetric heat capacity, אנ' (אנ')) הגדולה שלו.[7] בימים רגועים, הטמפרטורה יכולה להשתנות בשיעור של 6°C.[8] טמפרטורת האוקיינוס בעומק מפגרת אחר טמפרטורת האטמוספירה של כדור הארץ בשיעור של כ-15 ימים לכל 10 מטרים. המשמעות היא שעבור מקומות כמו ימת אראל, הטמפרטורות בקרבת קרקעיתו מגיעות למקסימום בחודש דצמבר, ולמינימום במאי ויוני.[9] סמוך לקו החוף, יש רוחות רחוקות מהחוף וכן רוחות הקרובות אליו, אשר מזיזות מים חמים קרוב לפני השטח מהחוף, ומחליפות אותם במים קרירים יותר המגיעים מלמטה בתהליך המכונה הסעת אקמן (Ekman transport, אנ' (אנ')). דפוס זה מגדיל בדרך כלל את היצע חומרי ההזנה (נוטריינטים) עבור בעלי החיים הימיים שנמצאים באזור, ויכול להיות בעל השפעה עמוקה באזורים מסוימים בהם מי הקרקע עשירים במיוחד בחומרים מזינים.[10] מחוץ לחופים של דלתאות, מים מתוקים זורמים על גבי מי הים הצפופים יותר, מה שמאפשר להם להתחמם מהר יותר נוכח ערבוב אנכי מוגבל.[11] ניתן להשתמש ב-SST כאמצעי חישה מרחוק לצורך זיהוי חתימת טמפרטורת פני השטח עקב סופות טרופיות. באופן כללי, התקררות SST נצפית לאחר חלוף הוריקן, בעיקר כתוצאה מהעמקת השכבה המעורבת, ואיבוד חום פני השטח.[12] בעקבות התפרצויות אבק מינרלי במהלך מספר ימים ברחבי צפון האוקיינוס האטלנטי הסמוך למדבר סהרה, טמפרטורות פני הים יורדות בשיעור של 0.2°C עד 0.4°C.[13] מקורות נוספים לתנודות SST קצרות טווח כוללים ציקלונים חוץ-טרופיים (Extratropical cyclone, אנ' (אנ')), זרימה מהירה של מים מתוקים מקרחונים יבשתיים,[14] ופריחה מרוכזת של פיטופלנקטון[15] עקב מחזוריות עונתית או נגר חקלאי.[16][דרושה הבהרה][ דרוש הבהרה ]

האוקיינוס הטרופי התחמם מהר יותר מאזורים אחרים מאז 1950, כאשר שיעורי ההתחממות הגדולים ביותר נצפו באוקיינוס ההודי הטרופי, במערב האוקיינוס השקט, ובזרמי הגבול המערביים של הזרמים הסובטרופיים (Ocean gyre, אנ' (אנ')).[2] מנגד, מזרח האוקיינוס השקט, האוקיינוס האטלנטי הסובטרופי וכן האוקיינוס הדרומי התחממו לאט יותר מהממוצע העולמי, או לחלופין אף חוו התקררות מאז שנות ה-50.[2]

תנודה רב-עשורית אטלנטית[עריכת קוד מקור | עריכה]

התנודה האטלנטי הרב-עשורית (Atlantic multidecadal oscillation, AMO, אנ' (אנ')) היא מניע חשוב של ה-SST הצפון-אטלנטי, וכן של האקלים בחצי הכדור הצפוני. עם זאת, המנגנונים השולטים בשונות של ה-AMO נותרו מובנים במידה מועטה.[17] שונות פנימית אטמוספירית, שינויים במחזור האוקיינוסים או גורמים אנתרופוגניים עשויים לשלוט בשונות הטמפרטורה הרב-עשורית הקשורה ל-AMO.[18] שינויים אלה ב-SST של צפון האוקיינוס האטלנטי עשויים להשפיע על הרוחות בצפון האוקיינוס השקט הסובטרופי, ולייצר SST חמות יותר במערב האוקיינוס השקט.[19]

טמפרטורת פני הים הממוצעת השבועית באוקיינוס במהלך השבוע הראשון של פברואר 2011, במהלך תקופת לה ניניה (El Niño–Southern Oscillation, אנ' (אנ')).

וריאציות אזוריות[עריכת קוד מקור | עריכה]

אל ניניו של שנת 1997 כפי שנצפה על ידי TOPEX/Poseidon (אנ'). האזורים הלבנים מול החופים הטרופיים של דרום וצפון אמריקה מעידים על מאגר המים החמים.[20]

אל ניניו (El Niño) מוגדר על פי הבדלים ממושכים בטמפרטורות פני האוקיינוס השקט בהשוואה לערך הממוצע. ההגדרה המקובלת היא התחממות או התקררות של לפחות 0.5°C בממוצע מעל האוקיינוס השקט הטרופי המזרחי-מרכזי (מול חופי פרו ואקוודור). לרוב, אנומליה זו מתרחשת במרווחים לא קבועים של 2–7 שנים, ונמשכת בין תשעה חודשים לשנתיים.[21] אורך התקופה הממוצע עומד על 5 שנים. כשההתחממות או התקררות זו מתרחשת רק שבעה עד תשעה חודשים, היא מסווגת כ"תנאים" של אל ניניו/לה ניניה; כאשר הוא מתרחש בפרק זמן העולה באורכו על תקופה זו, הוא מסווג כ"פרקים" של אל ניניו/לה ניניה.[22]

הסימן של אל ניניו בתבנית טמפרטורת פני הים הוא כאשר מים חמים מתפשטים ממערב האוקיינוס השקט והאוקיינוס ההודי לעבר מזרח האוקיינוס השקט. הוא מביא איתו כמויות גשם רבות, גורם לבצורת נרחבת במערב האוקיינוס השקט ולגשמים במזרח האוקיינוס השקט, היבש בשגרה. הזרם החם של אל ניניו מביא מים טרופיים דלים בחומרים מזינים, הוא מחומם כשהוא עובר מזרחה בזרם המשווני, ומחליף את המים העיליים הקרים והעשירים בחומרי הזנה של זרם הומבולדט. כאשר תנאי אל-ניניו נמשכים חודשים רבים, השילוב בין תכולת החום האוקיינית לבין הפחתת רוחות הסחר המזרחיות מביא להגבלת היציאה של המים העמוקים העשירים בחומרי הזנה קרים והשפעתה הכלכלית על דיג מקומי לשוק הבינלאומי עשויה להיות חמורה.[23]

בקרב מדענים, יש ביטחון במידה בינונית בכך שהאוקיינוס השקט הטרופי יעבור לדפוס ממוצע הדומה לזה של אל ניניו בקנה מידה של כמאה שנים, אולם עדיין קיימת אי ודאות גבוהה בתחזיות לגבי ה-SST באזור הפסיפי הטרופי מכיוון שקשה לקבל את השונות של אל ניניו במודלי אקלים.[2]

טמפרטורות האוויר על פני השטח על פני הקרקע עלו מהר יותר מטמפרטורת פני הים.[24]

עלייה בשנים האחרונות עקב שינויי אקלים[עריכת קוד מקור | עריכה]

טמפרטורת פני הים הממוצעת העולמית עולה מאז 1900 בערך (גרף המראה ממוצע שנתי וממוצע מוחלק ל-5 שנים, ביחס לערך הממוצע לשנים 1951-1980).

באופן כללי, מדענים משערים שכל אזורי האוקיינוסים יתחממו עד שנת 2050, אך שוררת חוסר הסכמה בין המודלים לגבי השינויים הצפויים ב-SST בצפון האוקיינוס האטלנטי התת-קוטבי, באוקיינוס השקט המשווני ובאוקיינוס הדרומי.[2] העלייה הממוצעת הגלובלית העתידית של SST לתקופת 1995–2014 עד 2081–2100 נעה בין 0.86°C תחת תרחישי פליטה מתונה של גזי חממה, ועד 2.89°C בתרחישי הפליטה החמורים ביותר.[2]

מדידה[עריכת קוד מקור | עריכה]

פרופיל הטמפרטורה של שכבת פני האוקיינוס (a) בלילה ו-(b) במהלך היום

ישנן מגוון טכניקות למדידת פרמטר זה שעשויות להניב תוצאות שונות, כיוון שלמעשה נמדדים דברים שונים. הרחק משטח הים, מדידות טמפרטורה כלליות מלוות בהתייחסות לעומק המדידה הספציפי. הסיבה לכך נעוצה בהבדלים המשמעותיים שקיימים בין מדידות הנערכות בעומקים שונים, במיוחד בשעות היום כאשר מהירות רוח נמוכה ותנאי שמש גבוהים עלולים להוביל להיווצרות של שכבה חמה על פני האוקיינוס, ולפיכך לגרדיאנטי טמפרטורה אנכיים חזקים (תרמוקלינה יומית).[8] מדידות טמפרטורת פני הים מוגבלות לחלק העליון של האוקיינוס, המכונה השכבה הקרובה לפני השטח.[25]

מדי חום[עריכת קוד מקור | עריכה]

SST היה אחד המשתנים האוקיינוגרפיים הראשונים שנמדדו. בנג'מין פרנקלין תלה מדחום כספית מספינה בזמן שנסע בין ארצות הברית לאירופה, עת ערך סקר על זרם הגולף בסוף המאה השמונה עשרה. SST נמדד מאוחר יותר על ידי טבילת מדחום בתוך דלי מים שנמשך ידנית מפני הים. הטכניקה האוטומטית הראשונה לקביעת SST הושגה על ידי מדידת טמפרטורת המים בפתח היניקה של ספינות גדולות, אשר יצאה לדרך עד שנת 1963. לתצפיות אלה יש הטיה לכיוון החם, בסביבות ה-0.4°C, וזאת עקב החום של חדר המכונות.[26]

מצופי מזג אוויר (Weather buoy, אנ' (אנ')) מקבועים מודדים את טמפרטורת המים בעומק של 3 מטרים. מדידות SST סבלו מחוסר עקביות במהלך 130 השנים האחרונות עקב הדרך בה הן נלקחו. במאה התשע-עשרה נלקחו מדידות בדלי שהוצב מחוץ לספינות. עם זאת, היה שינוי קל בטמפרטורה בגלל ההבדלים בדליים. למשל, דגימות נאספו בדליי עץ או בדליי קנבס לא מבודד, ודלי הקנבס היה מתקרר מהר יותר מדלי העץ. השינוי הפתאומי בטמפרטורה בין השנים 1940 ל-1941 היה תוצאה של שינוי לא מתועד בהליך המדידה. הדגימות נלקחו ליד כניסת המנוע מכיוון שהיה מסוכן מדי להשתמש באורות כדי לבצע מדידות מעבר לדופן הספינה במהלך הלילה.[27]

מצופים נסחפים רבים ושונים אשר משתנים בעיצובם קיימים ברחבי העולם, והמיקום של חיישני טמפרטורה אמינים משתנה. מדידות אלו מועברות ללוויינים לצורך הפצת נתונים אוטומטית ומיידית.[28] רשת גדולה של מצופי חוף במימי ארצות הברית מתוחזקת על ידי מרכז נתוני המצופים הלאומי (National Data Buoy Center, NDBC, אנ' (אנ')).[29] בין השנים 1985 ו-1994, מערך נרחב של מצופים מעוגנים ונסחפים, שנועד לעזור לנטר ולחזות את תופעת אל ניניו, נפרס על פני האוקיינוס השקט המשווני.[30]

לווייני מזג אוויר[עריכת קוד מקור | עריכה]

נתוני SST של השנים 2003–2011, מבוסס על נתוני MODIS Aqua (אנ')

לווייני מזג אוויר זמינים לצורך קביעת מידע על טמפרטורת פני הים מאז שנת 1967, כאשר הקלסתרונים העולמיים הראשונים נוצרו במהלך 1970.[31] מאז 1982,[32] לוויינים נוצלו יותר ויותר למדידת SST, ואפשרו לראות את השונות המרחבית (Spatial variability, אנ' (אנ')) והזמנית שלו בצורה מלאה יותר. מדידות לוויין של SST תואמות בהתאמה סבירה למדידות טמפרטורה באין סיטו.[33] מדידת הלוויין נעשית על ידי חישת קרינת האוקיינוס בשני אורכי גל או יותר בחלק האינפרא אדום של הספקטרום האלקטרומגנטי או חלקים אחרים של הספקטרום, אשר לאחר מכן ניתן לקשרם אמפירית ל-SST.[34] אורכי גל אלה נבחרים כיוון שהם:

  1. בתוך שיא קרינת הגוף השחור הצפוי מכדור הארץ,[35] ו-
  2. מסוגל לשדר בצורה מספקת דרך האטמוספירה.[36]

ה-SST הנמדד בלוויין מספק גם תצוגה סינופטית של האוקיינוס וגם תדירות גבוהה של תצוגות חוזרות,[37] המאפשר בחינת דינמיקת האוקיינוס העליון ברוחב האגן, שאינה אפשרית עם ספינות או מצופים. לווייני ה-SST של נאס"א וספקטרורדיומטר הדמיה ברזולוציה מתונה (MODIS) מספקים נתוני SST עולמיים מאז שנת 2000, והם זמינים בפיגור של יום אחד. לווייני ה-GOES (Geostationary Orbiting Earth Satellites) של NOAA מצויים במסלול גאוסטציונרי מעל חצי הכדור המערבי, מה שמאפשר להם לספק נתוני SST על בסיס שעתי, בפיגור של כמה שעות בלבד.

ישנם מספר קשיים עם מדידות SST אבסולוטיות המבוססות על לווין. ראשית, במתודולוגיית חישה מרחוק באינפרה-אדום, הקרינה נובעת משכבת המיקרו של פני הים (Sea surface microlayer, אנ' (אנ')), כלומר בערך ה-0.01 מ"מ העליונים או פחות, אשר עשויים שלא לייצג את החלק הארי של הטמפרטורה (Bulk temperature, אנ' (אנ')) מהמטר העליון של האוקיינוס, בעיקר בגלל ההשפעות של חימום פני השמש במהלך שעות היום, קרינה מוחזרת, כמו גם איבוד חום מוחשי והתאיידות מפני השטח. כל הגורמים הללו מקשים במקצת על השוואת נתוני לוויין למדידות ממצופים או מספינות, מה שמקשה על מציאת נתוני האמת בקרקע.[38] שנית, הלוויין לא יכול להסתכל דרך עננים, מה שיוצר הטיה בכיוון הקר ב-SST שמקורו בלוויין החש דרך אזורים מעוננים.[8] עם זאת, טכניקות גלי מיקרו פסיביות יכולות למדוד במדויק SST ולחדור דרך כיסוי עננים.[34] בתוך ערוצי סאונד אטמוספיריים בלווייני מזג אוויר, המגיעים לשיא ממש מעל פני האוקיינוס, הידע על טמפרטורת פני הים חשוב לכיול שלהם.[8]

חשיבות לאטמוספירה של כדור הארץ[עריכת קוד מקור | עריכה]

פסי שלג עם אפקט ים ליד חצי האי הקוריאני

טמפרטורת פני הים משפיעה על התנהגות האטמוספירה של כדור הארץ הנמצאת מעליו, ולכן יש חשיבות לאתחול שלהן במודלים אטמוספיריים (Atmospheric model, אנ' (אנ')). בעוד שטמפרטורת פני הים חשובה לציקלוגנזה הטרופית, היא חשובה גם בקביעת היווצרות ערפל ימי ובריזות ימיות.[8] חום המגיע ממים חמים יותר יכול לשנות באופן משמעותי את מסת האוויר לאורך מרחקים קצרים כמו 35 עד 40 ק"מ.[39] לדוגמה, מדרום-מערב לציקלון אקסטרטרופי של חצי הכדור הצפוני, זרימה ציקלונית מעוקלת המביאה אוויר קר על פני גופי מים חמים יחסית יכולה להוביל לאפקט אגם השלג (או אפקט הים, Lake-effect snow, אנ' (אנ')) ברצועות צרות. רצועות אלו מביאות משקעים מקומיים חזקים, לעיתים קרובות בצורת שלג, מכיוון שגופי מים גדולים כמו אגמים אוגרים ביעילות חום שגורם להפרשי טמפרטורה משמעותיים - גדולים מ-13°C בין פני המים לאוויר שמעל.[40] בגלל הפרש טמפרטורות זה, חום ולחות מועברים כלפי מעלה, ומתעבים לעננים בעלי אוריינטציה אנכית אשר מייצרים ממטרי שלג. ירידת הטמפרטורה עם הגובה ועומק העננים מושפעת ישירות הן מטמפרטורת המים והן מהסביבה בקנה מידה גדול. ככל שהטמפרטורה יורדת עם הגובה בצורה חזקה יותר, כן העננים מתגברים, וקצב המשקעים גדל.[41]

סופות ציקלון טרופיות[עריכת קוד מקור | עריכה]

שיאים עונתיים של פעילות ציקלון טרופי ברחבי העולם
טמפרטורות ממוצעות של האוקיינוס השקט המשווני

טמפרטורת אוקיינוס של לפחות 26.5°C המתפרשת על פני עומק של לפחות 50 מטרים היא אחד הקריטריונים הדרושים לתחזוקת ציקלון טרופי (סוג של מזוציקלון - Mesocyclone, אנ' (אנ')).[42][43] מים חמים אלה נחוצים כדי לשמור על הליבה החמה שמזינה מערכות טרופיות. ערך זה הוא הרבה מעל טמפרטורת פני השטח הגלובלית הממוצעת לטווח ארוך של האוקיינוסים, העומדת על 16.1°C.[44] עם זאת, דרישה זו יכולה להיחשב כבסיס כללי בלבד מכיוון שהיא מניחה שהסביבה האטמוספירית המקיפה אזור של מזג אוויר מופרע מציגה תנאים ממוצעים. ציקלונים טרופיים התגברו כאשר SST היו מעט מתחת לטמפרטורה סטנדרטית זאת.

ידוע כי ציקלונים טרופיים נוצרים גם כאשר התנאים הרגילים אינם מתקיימים. לדוגמה, טמפרטורות אוויר קרירות יותר בגובה רב יותר (למשל, ברמת לחץ של 500 הקטור-פסקל, או גובה של 5.9 ק"מ) עשויה להוביל לציקלוגנזה טרופית בטמפרטורות מים נמוכות יותר, שכן נדרש מפל טמפרטורה (Lapse rate, אנ' (אנ')) מסוים בכדי לאלץ את האטמוספירה להיות לא יציבה מספיק להסעה. באטמוספירה לחה, מפל זה עומד על שיעור של 6.5°C/ק"מ, בעוד שבאטמוספירה עם פחות מ-100% לחות יחסית, שיעור המעבר הנדרש עומד על 9.8°C/ק"מ.[45]

ברמת לחץ של 500 הקטור-פסקל (500hPa), טמפרטורת האוויר הממוצעת באזורים הטרופיים היא כ-7°C-, אך האוויר באזורים הטרופיים יבש בדרך כלל בגובה זה, מה שנותן לטמפרטורת האוויר להגיע לטמפרטורת הגולה הלחה (Wet-bulb temperature, אנ' (אנ')), ולטמפרטורה נוחה יותר שמסוגלת לתמוך בהסעה. טמפרטורת הגולה הלחה ברמת לחץ של 500hPa באטמוספירה טרופית של 13.2°C - נדרשת כדי ליזום הסעה אם טמפרטורת המים היא 26.5°C, ודרישת טמפרטורה זאת עולה או יורדת באופן יחסי ב-1°C בטמפרטורת פני הים עבור כל שינוי של 1°C ברמת לחץ של 500hPa. בתוך ציקלון קר (Cold-core low, אנ' (אנ')), טמפרטורות 500hPa יכולות לרדת עד 30°C-, כך שניתן ליזום הסעה אפילו באטמוספירות היבשות ביותר. זה גם מסביר מדוע הלחות ברמות האמצע של הטרופוספירה, בערך ברמת 500hPa, בדרך כלל מהווה דרישה לפיתוח. עם זאת, כאשר נמצא אוויר יבש באותו גובה, טמפרטורות של 500hPa צריכות להיות אפילו נמוכות יותר, שכן אטמוספירות יבשות דורשות מפל טמפרטורה גדול יותר עבור חוסר יציבות מאשר אטמוספירות לחות.[46][47] בגבהים ליד הטרופופאוזה, הטמפרטורה הממוצעת על פני 30 שנים (כפי שנמדדה בתקופה המקיפה את השנים 1961 עד 1990) הייתה 77°C-.[48] דוגמה אחת לציקלון טרופי ששומר על עצמו מעל מים קרירים יותר הייתה אפסילון (Hurricane Epsilon (2005), אנ' (אנ')), מסוף עונת ההוריקנים האטלנטית של 2005.[49]

ראו גם[עריכת קוד מקור | עריכה]

קישורים חיצוניים[עריכת קוד מקור | עריכה]

ויקישיתוף מדיה וקבצים בנושא טמפרטורת פני הים בוויקישיתוף

הערות שוליים[עריכת קוד מקור | עריכה]

  1. ^ McCarthy, Gerard D.; Haigh, Ivan D.; Hirschi, Joël J.-M.; Grist, Jeremy P.; Smeed, David A. (2015-05-28). "Ocean impact on decadal Atlantic climate variability revealed by sea-level observations" (PDF). Nature. 521 (7553): 508–510. Bibcode:2015Natur.521..508M. doi:10.1038/nature14491. ISSN 1476-4687. PMID 26017453.
  2. ^ 1 2 3 4 5 6 7 8 Fox-Kemper, B., H.T. Hewitt, C. Xiao, G. Aðalgeirsdóttir, S.S. Drijfhout, T.L. Edwards, N.R. Golledge, M. Hemer, R.E. Kopp, G. Krinner, A. Mix, D. Notz, S. Nowicki, I.S. Nurhati, L. Ruiz, J.-B. Sallée, A.B.A. Slangen, and Y. Yu, 2021: Chapter 9: Ocean, Cryosphere and Sea Level Change. In Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, New York, USA, pages 1211–1362, doi:10.1017/9781009157896.011.
  3. ^ "The Oceans Are Heating Up Faster Than Expected". scientific american. נבדק ב-3 במרץ 2020. {{cite web}}: (עזרה)
  4. ^ IPCC, 2021: Annex VII: Glossary [Matthews, J.B.R., V. Möller, R. van Diemen, J.S. Fuglestvedt, V. Masson-Delmotte, C. Méndez, S. Semenov, A. Reisinger (eds.)]. In Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S.L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M.I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T.K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA, pp. 2215–2256, doi:10.1017/9781009157896.022.
  5. ^ Emerson, Steven; Hedges, John (2008-04-24). "Chapter 4: Carbonate chemistry". Chemical Oceanography and the Marine Carbon Cycle (1 ed.). Cambridge University Press. doi:10.1017/cbo9780511793202. ISBN 978-0-521-83313-4.
  6. ^ Chester, R.; Jickells, Tim (2012). "Chapter 9: Nutrients, oxygen, organic carbon and the carbon cycle in seawater". Marine geochemistry (3rd ed.). Chichester, West Sussex, UK: Wiley/Blackwell. ISBN 978-1-118-34909-0. OCLC 781078031.
  7. ^ John Siegenthaler (2003). Modern hydronic heating for residential and light commercial buildings. Cengage Learning. p. 84. ISBN 978-0-7668-1637-4.
  8. ^ 1 2 3 4 5 Vittorio Barale (2010). Oceanography from Space: Revisited. Springer. p. 263. ISBN 978-90-481-8680-8.
  9. ^ Peter O. Zavialov (2005). Physical oceanography of the dying Aral Sea. シュプリンガー・ジャパン株式会社. p. 27. ISBN 978-3-540-22891-2.
  10. ^ "Envisat watches for La Niña". BNSC via the Internet Wayback Machine. 2008-04-24. אורכב מ-המקור ב-2008-04-24. נבדק ב-2011-01-09.
  11. ^ Rainer Feistel; Günther Nausch; Norbert Wasmund (2008). State and evolution of the Baltic Sea, 1952–2005: a detailed 50-year survey of meteorology and climate, physics, chemistry, biology, and marine environment. John Wiley and Sons. p. 258. ISBN 978-0-471-97968-5.
  12. ^ Earth Observatory (2005). "Passing of Hurricanes Cools Entire Gulf". National Aeronautics and Space Administration. אורכב מ-המקור ב-2006-09-30. נבדק ב-2006-04-26.
  13. ^ Nidia Martínez Avellaneda (2010). The Impact of Saharan Dust on the North Atlantic Circulation. GRIN Verlag. p. 72. ISBN 978-3-640-55639-7.
  14. ^ Boyle, Edward A.; Lloyd Keigwin (5 בנובמבר 1987). "North Atlantic thermohaline circulation during the past 20,000 years linked to high-latitude surface temperature" (PDF). Nature. 330 (6143): 35–40. Bibcode:1987Natur.330...35B. doi:10.1038/330035a0. נבדק ב-10 בפברואר 2011. {{cite journal}}: (עזרה)
  15. ^ Beaugrand, Grégory; Keith M. Brander; J. Alistair Lindley; Sami Souissi; Philip C. Reid (11 בדצמבר 2003). "Plankton effect on cod recruitment in the North Sea". Nature. 426 (6967): 661–664. Bibcode:2003Natur.426..661B. doi:10.1038/nature02164. PMID 14668864. {{cite journal}}: (עזרה)
  16. ^ Beman, J. Michael; Kevin R. Arrigo; Pamela A. Matson (10 במרץ 2005). "Agricultural runoff fuels large phytoplankton blooms in vulnerable areas of the ocean". Nature. 434 (7030): 211–214. Bibcode:2005Natur.434..211M. doi:10.1038/nature03370. PMID 15758999. {{cite journal}}: (עזרה)
  17. ^ Knudsen, Mads Faurschou; Jacobsen, Bo Holm; Seidenkrantz, Marit-Solveig; Olsen, Jesper (2014-02-25). "Evidence for external forcing of the Atlantic Multidecadal Oscillation since termination of the Little Ice Age". Nature Communications. 5: 3323. Bibcode:2014NatCo...5.3323K. doi:10.1038/ncomms4323. ISSN 2041-1723. PMC 3948066. PMID 24567051.
  18. ^ Wills, R.C.; Armour, K.C.; Battisti, D.S.; Hartmann, D.L. (2019). "Ocean–atmosphere dynamical coupling fundamental to the Atlantic multidecadal oscillation". Journal of Climate. 32 (1): 251–272. Bibcode:2019JCli...32..251W. doi:10.1175/JCLI-D-18-0269.1.
  19. ^ Wu, Baolan; Lin, Xiaopei; Yu, Lisan (17 בפברואר 2020). "North Pacific subtropical mode water is controlled by the Atlantic Multidecadal Variability". Nature Climate Change (באנגלית). 10 (3): 238–243. Bibcode:2020NatCC..10..238W. doi:10.1038/s41558-020-0692-5. ISSN 1758-6798. {{cite journal}}: (עזרה)
  20. ^ "Independent NASA Satellite Measurements Confirm El Niño is Back and Strong". NASA/JPL.
  21. ^ Climate Prediction Center (2005-12-19). "ENSO FAQ: How often do El Niño and La Niña typically occur?". National Centers for Environmental Prediction. אורכב מ-המקור ב-2009-08-27. נבדק ב-2009-07-26.
  22. ^ National Climatic Data Center (ביוני 2009). "El Niño / Southern Oscillation (ENSO) June 2009". National Oceanic and Atmospheric Administration. נבדק ב-2009-07-26. {{cite web}}: (עזרה)
  23. ^ WW2010 (1998-04-28). "El Niño". University of Illinois at Urbana-Champaign. נבדק ב-2009-07-17.
  24. ^ Data from NASA GISS.
  25. ^ Alexander Soloviev; Roger Lukas (2006). The near-surface layer of the ocean: structure, dynamics and applications. The Near-Surface Layer of the Ocean: Structure. シュプリンガー・ジャパン株式会社. p. xi. Bibcode:2006nslo.book.....S. ISBN 978-1-4020-4052-8.
  26. ^ William J. Emery; Richard E. Thomson (2001). Data analysis methods in physical oceanography (2nd Revised ed.). Elsevier. pp. 24–25. ISBN 978-0-444-50757-0.
  27. ^ Burroughs, William James (2007). Climate change : a multidisciplinary approach (2. ed.). Cambridge [u.a.]: Cambridge Univiversity Press. ISBN 9780521690331.
  28. ^ Vittorio Barale (2010). Oceanography from Space: Revisited. Springer. pp. 237–238. ISBN 978-90-481-8680-8.
  29. ^ Lance F. Bosart, William A. Sprigg, National Research Council (1998). The meteorological buoy and coastal marine automated network for the United States. National Academies Press. p. 11. ISBN 978-0-309-06088-2.{{cite book}}: תחזוקה - ציטוט: multiple names: authors list (link)
  30. ^ K. A. Browning; Robert J. Gurney (1999). Global energy and water cycles. Cambridge University Press. p. 62. ISBN 978-0-521-56057-3.
  31. ^ P. Krishna Rao, W. L. Smith, and R. Koffler (בינואר 1972). "Global Sea-Surface Temperature Distribution Determined From an Environmental Satellite" (PDF). Monthly Weather Review. 100 (1): 10–14. Bibcode:1972MWRv..100...10K. doi:10.1175/1520-0493(1972)100<0010:GSTDDF>2.3.CO;2. נבדק ב-2011-01-09. {{cite journal}}: (עזרה)תחזוקה - ציטוט: multiple names: authors list (link)
  32. ^ National Research Council (U.S.). NII 2000 Steering Committee (1997). The unpredictable certainty: information infrastructure through 2000; white papers. National Academies. p. 2. ISBN 9780309060363.
  33. ^ W. J. Emery; D. J. Baldwin; Peter Schlüssel & R. W. Reynolds (2001-02-15). "Accuracy of in situ sea surface temperatures used to calibrate infrared satellite measurements". Journal of Geophysical Research. 106 (C2): 2387. Bibcode:2001JGR...106.2387E. doi:10.1029/2000JC000246.
  34. ^ 1 2 John Maurer (באוקטובר 2002). "Infrared and microwave remote sensing of sea surface temperature (SST)". i. נבדק ב-2011-01-09. {{cite web}}: (עזרה)
  35. ^ C. M. Kishtawal (2005-08-06). "Meteorological Satellites" (PDF). Satellite Remote Sensing and GIS Applications in Agricultural Meteorology: 73. נבדק ב-2011-01-27.
  36. ^ Robert Harwood (1971-09-16). "Mapping the Atmosphere From Space". New Scientist. 51 (769): 623.
  37. ^ David E. Alexander; Rhodes Whitmore Fairbridge (1999). Encyclopedia of environmental science. Springer. p. 510. ISBN 978-0-412-74050-3.
  38. ^ Ian Stuart Robinson (2004). Measuring the oceans from space: the principles and methods of satellite oceanography. Springer. p. 279. ISBN 978-3-540-42647-9.
  39. ^ Jun Inoue, Masayuki Kawashima, Yasushi Fujiyoshi and Masaaki Wakatsuchi (באוקטובר 2005). "Aircraft Observations of Air-mass Modification Over the Sea of Okhotsk during Sea-ice Growth". Boundary-Layer Meteorology. 117 (1): 111–129. Bibcode:2005BoLMe.117..111I. doi:10.1007/s10546-004-3407-y. ISSN 0006-8314. {{cite journal}}: (עזרה)תחזוקה - ציטוט: multiple names: authors list (link)
  40. ^ B. Geerts (1998). "Lake Effect Snow". University of Wyoming. נבדק ב-2008-12-24.
  41. ^ Greg Byrd (1998-06-03). "Lake Effect Snow". University Corporation for Atmospheric Research. אורכב מ-המקור ב-2009-06-17. נבדק ב-2009-07-12.
  42. ^ Chris Landsea (2011). "Subject: A15) How do tropical cyclones form?". Hurricane Research Division. נבדק ב-2011-01-27.
  43. ^ Webster, PJ (2005). "Changes in tropical cyclone number, duration, and intensity in a warming environment". Science. Gale Group. 309 (5742): 1844–6. Bibcode:2005Sci...309.1844W. doi:10.1126/science.1116448. PMID 16166514.
  44. ^ Matt Menne (15 במרץ 2000). "Global Long-term Mean Land and Sea Surface Temperatures". National Climatic Data Center. נבדק ב-2006-10-19. {{cite web}}: (עזרה)
  45. ^ Kushnir, Yochanan (2000). "The Climate System". Columbia University. נבדק ב-24 בספטמבר 2010. {{cite web}}: (עזרה)
  46. ^ John M. Wallace & Peter V. Hobbs (1977). Atmospheric Science: An Introductory Survey. Academic Press, Inc. pp. 76–77.
  47. ^ Chris Landsea (2000). "Climate Variability of Tropical Cyclones: Past, Present and Future". Storms. Atlantic Oceanographic and Meteorological Laboratory. pp. 220–41. נבדק ב-2006-10-19.
  48. ^ Dian J. Gaffen-Seidel, Rebecca J. Ross and James K. Angell (בנובמבר 2000). "Climatological characteristics of the tropical tropopause as revealed by radiosondes". Journal of Geophysical Research. 106 (D8): 7857–7878. Bibcode:2001JGR...106.7857S. doi:10.1029/2000JD900837. אורכב מ-המקור ב-8 במאי 2006. נבדק ב-2006-10-19. {{cite journal}}: (עזרה)
  49. ^ Lixion Avila (2005-12-03). "Hurricane Epsilon Discussion Eighteen". National Hurricane Center. נבדק ב-2010-12-14.
אוחזר מתוך "https://he.wikipedia.org/w/index.php?title=טמפרטורת_פני_הים&oldid=38356288"