סופה טרופית

מבחינה מבנית, סופה טרופית היא אזור לחץ נמוך אשר מכיל עננים ופעילות של סופות רעמים, כל אלה נישאים עם הרוח שלעיתים מגיעה למהירויות הרסניות, סביב מרכז הלחץ הנמוך. מקור האנרגיה של הסופה הטרופית הוא שחרור חום כמוס מהתעבות המים בשכבות הגבוהות של האטמוספירה. כלומר, מי האוקיינוס מקבלים אנרגיה מן השמש ומתאדים, אז הם מטפסים מעלה באטמוספירה ומתקררים, וכאשר הם מגיעים לטמפרטורה מסוימת (נקודת הטל) הם מתעבים ומשחררים את האנרגיה שהושקעה באידוי קודם. לכן למעשה, אפשר לחשוב על סופה טרופית כעל מנוע חום אנכי עצום.

חימום האוויר שברום (עקב שחרור החום הכמוס הנלווה להתעבות אדי המים) מוביל לאפקט של שקע תרמי – אזור של לחץ נמוך, השואב אליו אוויר לח מאזורים סמוכים. אדי המים הנשאבים פנימה אל השקע מטפסים מעלה ומתעבים גם הם ובכך "מלבים" את התהליך ומעצימים את מנוע החום. במובן זה, תהליך היווצרות סופה טרופית הוא דוגמה קלאסית ל"משוב חיובי".

סופות טרופיות נוצרות על ידי הפרשי טמפרטורות גם כן – מי האוקיינוס החמים מחממים את האוויר. האוויר החם עולה, ומשאיר אחריו אזור לחץ אוויר נמוך בשכבות האטמוספירה הנמוכות. אוויר קר מגיע כדי למלא את החסר, נפגש עם זרם האוויר החם העולה, נוצרים ענני סערה ואלו מסתובבים במהירות סביב מרכז לחץ האוויר הנמוך. מכיוון שהאנרגיה של סופות טרופיות נובעת משחרור של חום כמוס, הן מובדלות משאר המערכות הברומטריות, כמו שקעים בקווי הרוחב הבינוניים – אלה פועלים על הפרשי טמפרטורה אשר כבר קיימים בין גושי אוויר באטמוספירה. על מנת שסופה טרופית תמשיך לחיות ולפעול, היא חייבת להימצא מעל מקור מים חמים גדול (כמו האוקיינוס קרוב לקו המשווה), אשר מספק את אנרגיית החום לסופה. כאשר סופה טרופית מגיעה לאזור יבשתי, או לאזור שבו המים קרים יותר, התהליך נפסק והסופה הופכת לשקע ברומטרי רגיל (בהשראת אפיק רום שנמצא באזור, אם נמצא) או דועכת. עם זאת ייתכנו מקרים, כמו ציקלון אידאי, בהן הסופה חוזרת חזרה לאזור מעל מים חמים, ומתחזקת מחדש.

כדי שתיווצר סופה טרופית צריכים להתקיים כמה תנאים. טמפרטורת המים צריכה להיות חמה דייה, מעל 26 מעלות, כדי שתיווצר התאדות של המים, ולכן סופות טרופיות נוצרות כאשר יש מזג אוויר חם ובמרחק גדול מספיק מהאזור של קו המשווה. כמו כן, צריכה להיות מסת ים גדולה כדי שהתאדות המים תהפוך לסופה, ולכן סופה טרופית תיתכן רק באוקיינוסים או בחופיהם. עוד צריך שקע ברומטרי שיאפשר לאוויר לעלות למעלה כדי שיוכל להתעבות.

הסופה הטרופית מובילה אנרגיה מהאזורים הטרופיים לכיוון קווי רוחב רחוקים יותר. תהליך זה מכונה אינטראקציה טרופית-חוץ טרופית. הסופה הטרופית מעבירה אנרגיה בצורה משמעותית הרבה יותר מתופעות אחרות, כמו תמרה טרופית, למשל.

סופות טרופיות מהוות אזורים בעלי לחץ נמוך בטרופוספרה, כאשר השינויים הגדולים ביותר בלחץ מתחוללים בגבהים נמוכים בסמוך לפני השטח. הלחצים הברומטריים שנמדדו במרכזן של סופות טרופיות הם בין הנמוכים ביותר שנמדדו אי פעם בגובה פני הים. התנאים השוררים בסמוך למרכז סופות טרופיות מתאפיינים בטמפרטורה גבוהה יותר מסביבתן בכל הגבהים, על כן סופות טרופיות נקראות גם מערכות ליבה חמה – במהלך סופה טרופית הטמפרטורה בשכבות הנמוכות של הטרופוספרה גבוהות מהרגיל ב־20 עד 50 מעלות צלזיוס. רחוק יותר ממרכז הסופה ובסמוך לקרקע, לעומת זאת, הטמפרטורה נמוכה בכמה מעלות מן הממוצע בזכות כיסוי העננות והמשקעים הרבים.

שדה הרוח בסמוך לפני השטח של סופה טרופית מתאפיין בתנועת אוויר סיבובית מהירה סביב מרכז של סירקולציה תוך כדי שהוא זורם גם רדיאלית פנימה. בשפה החיצונית של הסופה, האוויר עשוי להיות רגוע באופן יחסי; אף על פי כן, עקב סיבוב כדור הארץ, לגושי האוויר שבשפה החיצונית יש תנע זוויתי מוחלט שונה מאפס. כשהאוויר זורם רדיאלית פנימה, הוא מתחיל להסתובב ציקלונית (נגד כיוון השעון בהמיספירה הצפונית ובכיוון השעון בהמיספירה הדרומית) כדי לשמר את התנע הזוויתי. הרוחות העזות המסתחררות סביב מרכז הסירקולציה הן למעשה תוצאה של ה"ניסיון" להשוואת לחצים, תוך כדי שכדור הארץ מסתובב במהירות על צירו – זרם האוויר שחותר להגיע למרכז הסופה מתערבל עם כיוון סיבוב כדור הארץ.

תופעה זו מוכרת בשם כוח קוריוליס – אפקט מדומה הנראה ככוח אמיתי. כיוון הסיבוב של הסופה נראה שונה בחצי הכדור הצפוני ובחצי הכדור הדרומי, אך הוא למעשה זהה – תמיד עם כיוון הסיבוב של כדור הארץ. קל יותר להמחיש זאת אם מדמיינים את סיבוב הכדור מזרחה: כאשר "מסתכלים" על הכדור במבט מעל הקוטב הצפוני, הסיבוב נראה נגד כיוון השעון. אך כאשר מדמיינים מבט מעל הקוטב הדרומי – הסיבוב נראה עם כיוון השעון. ברדיוס פנימי יותר, האוויר מתחיל לנסוק לקצה העליון של הטרופוספירה. הרדיוס הזה מתלכד עם הרדיוס הפנימי של חומת העין, ובו נעות הרוחות החזקות ביותר בסופה; בעקבות כך, רדיוס זה מכונה "רדיוס הרוחות המרביות". לאחר שהגיע למעלה, האוויר זורם החוצה ממרכז הסופה, תוך שהוא מפיק מסך של ענני צירוס.

התהליכים שהוזכרו מקודם מניבים שדה רוח שהוא כמעט בעל סימטריה גלילית: מהירויות הרוח נמוכות במרכז, מתחזקות במהירות בעוצמתן כאשר מתקדמים החוצה לרדיוס הרוחות המרביות, ואז דועכות בצורה הדרגתית יותר עם הרדיוס. עם זאת, שדה הרוח מפגין לעיתים קרובות התנהגות מורכבת יותר שכוללת השתנות במרחב ובזמן הודות לאפקטים של תהליכים מקומיים, כמו פעילותן של סופות רעמים ואי-יציבויות אופקיות בזרימה. בכיוון האנכי, הרוחות חזקות ביותר בסמוך לפני השטח ודועכות עם הגובה בתוך הטרופוספירה.

 

במרכזה של סופה טרופית מפותחת, האוויר שוקע במקום לנסוק. בעבור סופה חזקה מספיק, האוויר עשוי לשקוע מעל שכבה עמוקה מספיק באופן שמדכא היווצרות עננים, וכך נוצרת "עין הסערה" – עיגול סביב מרכז הסופה בקוטר של עד כמה עשרות קילומטרים ששורר בו שקט ושמש זורחת בו, אבל מסביבו נעות הרוחות העזות ביותר שעלולות לגרום את הנזקים החמורים ביותר. בעוד שמזג האוויר בעין הסערה רגוע ונינוח ונקי מעננים, הים עשוי להיות סוער ביותר; כך מתהווה מראה מוזר לעין של ים סוער ביותר ללא כל סיבה ניכרת לעין. העין היא בדרך כלל מעגלית ובעלת קוטר אופייני של 30–65 קילומטרים, אם כי יש לה תחום גדלים רחב כך שגם עיניים קטנות בעלות קוטר של 3 קילומטר וגדולות עד כדי קוטר של 370 קילומטר נצפו.

השפה החיצונית המעוננת של העין נקראת "חומת העין". חומת העין בדרך כלל מתרחבת עם הגובה, ומקבלת צורה שמזכירה אצטדיון כדורגל; תופעה זו ידועה כ"אפקט האצטדיון" (stadium effect). חומת העין היא האזור שבו מצויות מהירויות הרוח הגבוהות ביותר, האוויר נוסק במהירות הרבה ביותר, העננים נחים בגובה מרבי בשמיים, ונפילת המשקעים היא אינטנסיבית ביותר. נזקי הרוח הגדולים ביותר מתחוללים כאשר חומת העין של סופה טרופית חולפת מעל הקרקע.

 

שדה הרוח התלת-ממדי בסופה טרופית ניתן לפירוק לשני מרכיבים: "סירקולציה ראשית" ו"סירקולציה משנית". הסירקולציה הראשית היא החלק הסיבובי של זרימת האוויר; היא לגמרי מעגלית. הסירקולציה המשנית מייצגת את חלק המפנה (פנימה-מעלה-החוצה-מטה) של הזרימה; היא בכיוונים הרדיאליים והאנכיים. הסירקולציה הראשית חזקה ונרחבת יותר, מהווה את חלק הארי של שדה הרוח בגובה פני הים, ואחראית לעיקר הנזקים שסופה טרופית גורמת, בעוד שהסירקולציה המשנית איטית יותר אך מושלת באנרגטיקה של הסופה.

מקור האנרגיה הראשי של סופה טרופית הוא החום מהתאדותם של מים מפני השטח של אוקיינוס חמים, שקודם לכן חומם על ידי אור השמש. האנרגטיקה של מערכת הסופה כולה ניתן לאידיאליזציה כמנוע קרנו אטמוספירי. ראשית, אוויר הזורם בסמוך לפני הים צובר חום הודות להתאדות המים בטמפרטורה של פני האוקיינוס החמים (במהלך ההתאדות, האוקיינוס מתקרר והאוויר מתחמם). שנית, האוויר המחומם, שנמצא באזור בעל מפל טמפרטורה אטמוספירי שתומך בזרמי קונבקציה והיווצרות משקעים^[1] (כלומר באזור בו האוויר לא יציב), מטפס מעלה ומתקרר (תהליך הטיפוס מתחולל בתוך גבולות עין הסערה) בעודו משמר את תכולת החום הכוללת (החום הכמוס של אדי המים מומר לחום מורגש במהלך התעבותם). שלישית, האוויר זורם החוצה ומאבד חום דרך קרינה תת-אדומה לחלל בעוד הוא שומר על טמפרטורה קבועה שערכה עומד על טמפרטורת הטרופופאוזה הקרה. רביעית, האוויר מתמוכך בגבולה החיצוני של הסופה, תוך שהוא משמר את תכולת החום הכוללת. התהליך התרמודינמי כולו מצומד לפיכך לשני מאגרי חום: מאגר תחתון בטמפרטורת פני הים ומאגר עליון בטמפרטורת הטרופופאוזה. החלקים הראשון והשלישי של התהליך הם איזותרמיים, בעוד החלקים השני והרביעי הם איזנטרופיים. נקודת המבט של מנועי קרנו מאפשרת להטיל חסם עליון תאורטי למהירות הרוח המקסימלית שיכולה להתקבל במהלך סופה טרופית נתונה.

מדענים מעריכים שסופה טרופית משחררת אנרגיית חום בקצב שבין 50 ל-200 אקסג'אול (${\displaystyle 10^{18}}$  ג'אול) ליום, הספק ששקול ל-${\displaystyle 10^{15}}$  ואט. קצב שחרור האנרגיה הזה שקול ל-70 פעמים צריכת האנרגיה העולמית של בני אדם ול-200 פעמים צריכת האנרגיה החשמלית העולמית, או לפיצוץ פצצת גרעין בעוצמה של 10 מגהטון כל 20 דקות.

הודות לחיכוך עם פני הים, הזרימה פנימה משמרת רק באופן חלקי את התנע הזוויתי. לפיכך, הממשק אטמוספירה-פני ים מתפקד הן כמקור (התאדות) והן כבור (חיכוך) עבור האנרגיה במערכת. עובדה זאת מובילה לקיום של חסם עליון תאורטי על הרוח החזקה ביותר שסופה יכולה להכיל. מכיוון שקצב האידוי של מים מפני הים גובר ליניארית עם מהירות הרוח (בדיוק כשם שיציאה מבריכה מרגישה קרה בהרבה כאשר מנשבת רוח), מתקבל משוב חיובי לקלט האנרגיה למערכת. מצד שני, השחיקה האנרגטית עקב החיכוך בממשק בין הים לאטמוספירה גדלה לפי החזקה השלישית של מהירות הרוח, כך שבמהירות רוח גבוהה מספיק שני האפקטים מאזנים זה את זה. החסם העליון המתקבל על מהירות הרוח ידוע כ"עוצמה פוטנציאלית מרבית", ${\displaystyle v_{p}}$ , והוא נתון בנוסחה:

${\displaystyle v_{p}^{2}={\frac {C_{k}}{C_{d}}}{\frac {T_{s}-T_{0}}{T_{0}}}\Delta k}$ 

כאשר ${\displaystyle T_{s}}$  היא טמפרטורת פני הים, ${\displaystyle T_{0}}$  היא טמפרטורת הטרופופאוזה, ${\displaystyle \Delta k}$  הוא ההבדל באנתלפיה בין פני השטח לבין האוויר, ו־${\displaystyle C_{k}}$  ו־${\displaystyle C_{d}}$  הם מקדמי התחלופה המשטחיים של האנתלפייה והתנע, בהתאמה. ההפרש בין אנתלפיית האוויר לפני המים נלקח כ־${\displaystyle \Delta k=k_{s}^{*}-k}$  כאשר ${\displaystyle k_{s}^{*}}$  היא אנתלפיית הרוויה של האוויר בטמפרטורת פני הים ובלחץ ששורר בפני הים (כלומר האנתלפייה עבור גוש אוויר לח בעל לחות יחסית של 100%) ו־${\displaystyle k}$  היא האנתלפייה של שכבת הגבול של האוויר (שבאה במגע עם פני הים).

העוצמה הפוטנציאלית המרבית היא בעיקרה פונקציה של סביבת הרקע בלבד (כלומר הסביבה ללא הסופה הטרופית), ולכן הגודל הפיזיקלי התאורטי הזה (העוצמה הפוטנציאלית המרבית) משמש כדי לקבוע אלו אזורים על כדור הארץ יכולים לתמוך בסופות טרופיות בעוצמה נתונה, ואיך האזורים התומכים הללו יכולים להשתנות עם הזמן. באופן ספציפי, לעוצמה הפוטנציאלית המרבית יש שלושה רכיבים מרחביים, אבל השתנותה במרחב ובזמן היא בעיקר הודות להשתנות של הבדלי האנתלפייה בין פני הים לאוויר ${\displaystyle \Delta k}$ .

ניתן לראות בסופה טרופית סוג של מנוע חום שממיר אנרגיית חום הנקלטת מפני הים לאנרגיה מכנית בדמות הזרימה הסיבובית של האוויר (הסירקולציה הראשית) כנגד החיכוך עם פני הים. בשיווי משקל, קצב התפוקה האנרגטי במערכת משתווה לקצב אובדן האנרגיה עקב חיכוך בפני השטח, כלומר

${\displaystyle W_{in}=W_{out}}$ 

קצב אובדן האנרגיה ליחידת שטח עקב החיכוך, ${\displaystyle W_{out}}$ , הוא

${\displaystyle W_{out}=C_{d}\rho |u|^{3}}$ 

כאשר ${\displaystyle \rho }$  היא צפיפות האוויר, ו־${\displaystyle |u|}$  היא מהירות הרוח בסמוך לפני השטח.

קצב הפקת האנרגיה ליחידת שטח, ${\displaystyle W_{in}}$ , הוא

${\displaystyle W_{in}=\epsilon Q_{in}}$ 

כאשר ${\displaystyle \epsilon }$  היא נצילות מנוע החום ו־${\displaystyle \mathbb {Q} _{in}}$  הוא הספק היצירה של חום ליחידת שטח. בהינתן שסופה טרופית ניתנת לאידיאליזציה כמנוע קרנו, הנצילות של מנוע קרנו ניתנת בנוסחה

${\displaystyle \epsilon ={\frac {T_{s}-T_{0}}{T_{s}}}}$ 

חום (אנתלפייה) ליחידת מסה ניתן בנוסחה

${\displaystyle k=C_{p}T+L_{v}q}$ 

כאשר ${\displaystyle C_{p}}$  הוא קיבול החום של האוויר, ${\displaystyle T}$  היא טמפרטורת האוויר, ${\displaystyle L_{v}}$  הוא החום הכמוס של האידוי, ו־${\displaystyle q}$  הוא ריכוז אדי המים. האיבר הראשון באגף ימין מייצג את החום המורגש (sensible heat) והאיבר השני את החום הכמוס.

ישנם שני מקורות של קלט חום. המקור הדומיננטי הוא זה הנובע מהתאדות המים. הנוסחה האווירודינמית לקצב החימום ליחידת שטח, ${\displaystyle Q_{in:k}}$ , היא

${\displaystyle Q_{in:k}=C_{k}\rho |u|\Delta k}$ 

כאשר ${\displaystyle \Delta k=k_{s}^{*}-k}$  מייצג את הבדלי האנתלפייה בין משטח האוקיינוס לאוויר מעליו. המקור השני הוא החום המורגש הפנימי הנוצר עקב השפעת החיכוך (ששווה ל-${\displaystyle W_{out}}$ ) שמתחוללת בפני הים שבתוך גבולות הסופה הטרופית, כך שחום זה ממוחזר אל המערכת.

${\displaystyle Q_{in:friction}=C_{d}\rho |u|^{3}}$ 

לפיכך, קצב התפוקה האנרגטי הכולל ליחידת שטח הוא

${\displaystyle W_{in}={\frac {T_{s}-T_{0}}{T_{s}}}(C_{k}\rho |u|\Delta k+C_{d}\rho |u|^{3})}$ 

הצבת ${\displaystyle W_{in}=W_{out}}$  ו-${\displaystyle |u|\approx v}$  (כלומר שעיקר מהירות הרוח נובע מהרכיב הסיבובי; הרכיב הרדיאלי זניח) מובילה לנוסחה ל־${\displaystyle v_{p}}$  שניתנה מקודם.

זרימת הסחרור הראשית בסופה טרופית נשלטת על ידי חוק שימור התנע הזוויתי. אף על פי שבתחילת התהוות הסופה התנע הזוויתי של גושי האוויר יחסית למרכז הסופה הוא אפס, ההשפעה של כוח קוריוליס (הנובע מכך שהסופה מתחוללת במערכת ייחוס מסתובבת – כדור הארץ עצמו) מטה את כיוון זרימת האוויר. נקודת מבט שקולה, אך לצרכים מסוימים נוחה יותר, מגולמת במה שמכונה במטאורולוגיה "חוק שימור הערבוליות הפוטנציאלית" (אנ'); עקב סיבוב כדור הארץ גושי האוויר ניחנים במידה מסוימת של ערבוליות ביחס לאנך המקומי לפני כדור הארץ; זאת בדומה לסיבוב של גוף קשיח, שבמסגרתו עצם השומר על החזית שלו כך שתצביע תמיד לכיוון הציר סובב גם סביב עצמו (בנוסף לסיבוב מרכז מסתו סביב הציר). "חוק שימור הערבוליות הפוטנציאלית" קובע שעבור גוש אוויר בעובי נתון, הסכום של ערבוליותו העצמית הטבעית (בגלל סיבוב כדור הארץ) ושל ערבוליותו הציקלונית, קבוע. לפיכך, כיוון שערבוליות עצמית זאת מרבית בקטבים ואפסית באזור קו המשווה, כל תנועה של גוש אוויר מקו רוחב אחד למשנהו תאלץ את הגוש לפתח תנועת סירקולציה ביחס לאנך המקומי כדי "לפצות" על שינוי הערבוליות העצמית, בהתאמה עם שימור הערבוליות. מתמטית, התנע הזוויתי הסגולי הכולל על כוכב לכת מסתובב ${\displaystyle M}$  ניתן בנוסחה:

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

כאשר ${\displaystyle f}$  הוא פרמטר קוריוליס, ששווה לפעמיים מכפלת המהירות הזוויתית של כדור הארץ בסינוס קו הרוחב, r הוא מרחק הנקודה מציר הסיבוב (שבמקרה של סופה טרופית עובר דרך עין הסערה) ו-v הוא רכיב המהירות המשיקי (מהירות הסיבוב) של גוש האוויר. האיבר הראשון באגף ימין הוא ההיטל של התנע הזוויתי הפלנטרי ביחס לאנך המקומי. האיבר השני באגף ימין מייצג את התנע הזוויתי הנובע מהסירקולציה עצמה, כלומר מסחרור מורגש של האוויר ביחס לציר סיבוב. כיוון ש־${\displaystyle M}$  נשמר עבור גוש אוויר נתון, ערבוליות פוטנציאלית ולא מורגשת הנובעת מסיבוב כדור הארץ יכולה להמיר עצמה לערבוליות מורגשת בדמות סירקולציה ביחס לעין הסערה. כיוון שאיבר התנע הזוויתי הפלנטרי מתאפס על קו המשווה (${\displaystyle f=0}$ ), סופות טרופיות נוצרות רק לעיתים רחוקות במרחק שקטן מ-5° קו רוחב מקו המשווה.

כאשר האוויר זורם רדיאלית פנימה במפלסים נמוכים, הוא מתחיל להסתובב ציקלונית כדי לשמר את התנע הזוויתי. בדומה לכך, כאשר אוויר המסתחרר מהר זורם רדיאלית החוצה בסמוך לטרופופאוזה, סיבובו הציקלוני פוחת ובסופו של דבר משנה סימן ברדיוס גדול מספיק, מה שגורם להתהוות מערכת אנטי-ציקלונית במפלסים גבוהים. התוצאה היא מבנה אנכי המאופיין על ידי ציקלון חזק במפלסים נמוכים ואנטי-ציקלון חזק ליד הטרופופאוזה; ממאזן רוח תרמלית, מצב כזה תואם למערכת מזג אוויר שהיא חמה יותר במרכזה מאשר את הסביבה המקיפה אותה ובכל הגבהים (לכן זו נקראת גם מערכת "ליבה חמה"). משיווי משקל הידרוסטטי, הליבה החמה מתורגמת ללחץ נמוך יותר במרכז בכל הגבהים, כאשר הצניחה המרבית בלחץ הברומטרי מתרחשת בסמוך לפני הים.

נוכחותה של סופה טרופית מעל האוקיינוס גורמת לשכבות העליונות של האוקיינוס להתקרר במידה משמעותית, מה שעשוי להשפיע על ההתפתחות העתידית של הסופה. הקירור הזה נגרם בראש ובראשונה בשל ערבוב של מים קרירים ממעמקי האוקיינוס עם המים החמימים שעל פניו, זאת כתוצאה מההשפעה המערבלת של הרוחות העזות על השכבה העליונה שלו. אפקט זה מוסיף משוב שלילי למערכת שיכול למנוע מהסופה להתחזק או להביא להחלשתה. קירור נוסף נגרם על ידי נפילת טיפות גשם קרירות (זה מכיוון שהאטמוספירה קרה יותר ברום). כיסוי עננות עשוי לשחק גם הוא תפקיד בקירור האוקיינוס, בכך שהוא ממסך את משטח האוקיינוס מאור שמש ישיר לפני ואחרי חלוף עין הסערה. כל האפקטים הללו עשויים לחבור יחדיו ולגרום לירידה דרמטית בטמפרטורת פני הים בתוך ימים ספורים בלבד. בדומה לכך, הערבוב של הים גורם לחום מהשכבה העליונה להיקלט במים העמוקים יותר, דבר שהוא בבחינת גורם משפיע פוטנציאלי על האקלים הגלובלי.

 

סופות טרופיות מסווגות לשלוש קבוצות עיקריות: שקע טרופי, סופה טרופית וקטגוריה שלישית ששמה נקבע על פי האזור שבו הסופה מתרחשת.

• שקע טרופי הוא מערכת מאורגנת של עננות וסופות רעמים בעלת זרימת אוויר בשכבות הקרובות לקרקע בכיוון מוגדר. בשקעים טרופיים הרוחות מגיעות למהירות של פחות מ־17 מטרים לשנייה.
• הפעילות בסופה טרופית חזקה ואינטנסיבית יותר מבשקע טרופי, והרוחות בה מהירותן מעל 17 מטרים לשנייה ומתחת ל־33 מטרים לשנייה.
• שמות הסופות בקטגוריה השלישית, שהרוחות הנמדדות בהן מהירותן מעל 33 מטרים לשנייה הם:
  • בצפון האוקיינוס האטלנטי ובצפון האוקיינוס השקט (ממזרח לקו התאריך) הסופות נקראות הוריקן.
  • בצפון מערב האוקיינוס השקט הסופות נקראות טייפון.
  • בדרום מערב האוקיינוס השקט ובצפון מזרח האוקיינוס ההודי נקראות הסופות "סופה טרופית חמורה", או ציקלון טרופי חמור.
  • בצפון האוקיינוס ההודי נקראות הסופות "סופה ציקלונית חמורה".
  • בדרום מערב האוקיינוס ההודי הסופה נקראת ציקלון טרופי.

הוריקנים מדורגים (לפי עוצמת הרוח הנושבת בהם) בסולם סאפיר סימפסון. על פי סולם זה ההוריקנים מקוטלגים בין 1 ל־5, כאשר 1 הוא הוריקן שבו הרוחות מנשבות בעוצמה החלשה ביותר, ו-5 החזקה ביותר. הוריקן בקטגוריה נמוכה יכול לגרום יותר נזק מהוריקן בקטגוריה גבוהה יותר, מפני שפעמים רבות עיקר הנזק אינו נגרם מעוצמת הרוח אלא מהצפות ומפולות בוץ וכדומה.

טייפון טיפ היה ציקלון טרופי שהתפתח באוקיינוס השקט בשנת 1979, ונחשב, נכון ל-2016, לגדול ולחזק ביותר בהיסטוריה המתועדת.

עונת ההוריקנים האטלנטית 2005 שברה את כל השיאים מבחינת מספר ההוריקנים ועצמתם. בצפון האוקיינוס האטלנטי היו 28 סופות טרופיות (שיא), 15 מתוכן הוגדרו כהוריקן (שיא) ומתוכם 7 היו בעצמה של קטגוריה 3 ומעלה. בהוריקן וילמה נמדד שקע ברומטרי של 882 מיליבר (שיא) ורוחות בעצמה של 295 קמ"ש. בעונת ההוריקנים נספו 2280 אנשים (בעיקר בעקבות הוריקן קתרינה והוריקן סטן), ונגרם נזק של כ-120 מיליארד דולר (שיא).

מאז שנת 1953 ניתנים לסופות הטרופיות (מטעמי נוחות) שמות פרטיים, בסדר עולה של האלפבית הלטיני (ABC), כשכל שם מתחיל באות הבאה בתור. הרשימה מורכבת מראש על ידי הארגון העולמי למטאורולוגיה. עד 1979 ניתנו רק שמות של נשים ואז הוכנסה לשימוש רשימה שש־שנתית שבה ניתנים לסירוגין שמות של גברים ושמות של נשים. במקרים שסופה גרמה נזק כבד מאוד – שמה מוצא מן הרשימה כדי שלא ייעשה בו שימוש שוב במחזור נתינת השמות הבא. ברשימה לכל שנה 21 שמות,^[2] וביחד 126 שמות למחזור בן שש שנים, כשלכל אזור סופה, מוגדרת רשימת שמות שש־שנתית שונה. אם בעונה אחת מתרחשות יותר מ־21 סופות טרופיות, הבאות תקראנה בשמות אותיות האלפבית היווני (אלפא, בטא, גמא וכו'). השירות המטאורולוגי הישראלי מעניק שמות לסופות גדולות ומשמעותיות.^[3]

אדמונד היילי היה הראשון, שכבר ב־1686 פרסם את מפת העולם המציגה את משטר הרוחות מעל האוקיינוסים. הוא תיעד את תוצאות המחקר שעשה בסנט הלנה בדבר הקשר בין הלחץ הברומטרי והגובה מעל פני הים והקשר בין התחממות לבין היווצרות רוחות וסופות טרופיות.

מייג'ור גנרל ויליאם ריד(אנ') הוצב באיי ליווארד, היה עד להוריקן של 1831(אנ') ובעקבות כך חקר את משטר הרוחות. ב-1838 הוא פרסם את ממצאיו ב-"An Attempt to Develop the Law of Storms by Means of Facts" וכעבור כעשור פרסם את "The Progress of the Development of the Law of Storms and of the Variable Winds".

הנרי פידינגטון (אנ') היה בקולקטה ב-1833 כאשר ציקלון הכה במקום. ב-1838 קרא את מחקרו של ריד על "משטר הסערות". פידינגטון היה זה שכינה את הסופות המכות בחופי הודו בשם "ציקלון" ופרסם סדרת מאמרים בנושא. הוא הבחין בעובדה שיש לציקלון מרכז שקט וכי רוחות נעות סביבו נגד כיוון השעון בחצי הכדור הצפוני ובכיוון השעון בחצי הכדור הדרומי.

החל משנת 2023 החלה לפעול מערכת לוויינים "טרופיקס" אשר מודדת נתוני טמפרטורה ולחות ברזולוציה גבוהה על מנת לשפר את ההבנה של תהליכי יצירת הסופה.

• מערבולת
• מטאורולוגיה - מונחים
• נואול (טייפון)

 

 

מסלולי כל הסופות הטרופיות שנוצרו בשנים 1985–2005

מיזמי קרן ויקימדיה
תמונות ומדיה בוויקישיתוף: סופה טרופית

• רוחות וסופות, אתר מט"ח
• על סופות, אתר מוזיאון המדע בירושלים
• סערות טרופיות (אורכב 11.02.2007 בארכיון Wayback Machine), אתר "שער לים"
• היבטים מדעיים על תופעת הסופות הטרופיות, אתר הידען
• על שמות של סופות
• איך נוצרים הוריקנים?, אתר מכון דוידסון, מר-חשוון תשע"ז
• רשימת הסופות הקטלניות ביותר בארצות הברית, באתר המעבדה האטלנטית לאוקיינוגרפיה ומטאורולוגיה
• סופה טרופית, באתר אנציקלופדיה בריטניקה (באנגלית)
• בפעם הראשונה: מדענים גילו הוריקן חלל משתולל מעל הקוטב הצפוני, באתר סוכנות החלל הישראלית, מרץ 2021
•   The Rainiest Place On Earth, סרטון בערוץ "Veritasium", באתר יוטיוב (אורך: 15:02), 24 בינואר 2024