Klimatoloji ve Meteoroloji

Transkript

1 Klimatoloji ve Meteoroloji Coğrafya Bölümü Fen Edebiyat Fakültesi Çanakkale Onsekiz Mart Üniversitesi

2 Ünite 3 Atmosferdeki SU 2

3 NEM Su buharı atmosferin sadece küçük bir bölümünü oluşturur % 0 ile 4 arasında değişir Atmosferik süreçleri anlamak için muhtemelen atmosferdeki en önemli gaz subuharıdır. Atmosferdeki suyun kaynağı «buharlaşmadır». 3

4 Kuzey Amerika üzerindeki bulutların uydu görüntüsü Buharlaşma miktarına ve havanın nem tutma kapasitesine bağlı olarak atmosferdeki subuharı miktarı değişir. 4

5 5

6 Yerküre nin Su Hazneleri ve Kaynakları Su kaynağı Su hacmi (km 3 ) Tatlı su (%) Toplam suyun yüzdesi Okyanuslar, denizler ve körfezler 1,338,000, Kara ve deniz buz ve buzulları, dağ buzulları ve kalıcı kar örtüsü 24,064, Yeraltı suyu 23,400, Tatlı 10,530, Tuzlu 12,870, Toprak nemi 16, Yer buzu ve permafrost 300, Göller 176, Tatlı 91, Tuzlu 85, Atmosfer 12, Bataklık suyu 11, Akarsular 2, Biyolojik su 1, Toplam 1,386,000,

7 Yerküre nin Su Hazne ve Kaynaklarının Dağılımları (%) 7

8 Küresel Su Kaynakları 8

9 Hidrolojik Döngü Nedir? Yerkürenin sahip olduğu su kaynağının, onun asal bileşenleri durumundaki okyanuslar, atmosfer ve kıtalar içerisindeki ve arasındaki sürekli dolaşımı. 9

10 Hidrolojik Döngü 10

11 Yerküre nin Yıllık Su Dengesinin Başlıca Öğeleri Etmen Tutarı (km 3 ) Okyanuslardaki yağış 382,000 Okyanuslardan buharlaşma 419,000 Karalardaki yağış 106,000 Karalardan olan buharlaşma 69,000 Okyanuslara akış 37,000 Kara buharlaşmasından olan karadaki yağış 12,000 Okyanus buharlaşmasından karadaki yağış 94,000 11

12 Küresel Hidrolojik Denge (Parantez içinde verilen sayısal değerler (km 3 ), 1000 ile çarpılması gereken su hacimlerini gösterir) 12

13 Yerküre nin Yıllık Su Dengesi Yılda yaklaşık 419,000 km 3 su okyanuslardan buharlaşırken, karalardan olan buharlaşma (gölleri ve akarsuları içerir) 69,000 km 3 su sağlar. Bu toplam 488,000 km 3 lük suyun yaklaşık 382,000 km 3 ü okyanuslara yağış olarak döner; kalan 106,000 km 3 yeryüzüne yağış olarak düşer. Karalardan 69,000 km 3 su buharlaştığı için, 37,000 km 3 su (Yağış- Buharlaşma, 106,000-69,000= ), okyanuslara dönüş yolculuğu süresince araziyi aşındırmak üzere yüzeysel akışa geçer. Bir başka dikkat çekici nokta, kara yağışlarının yalnız % 11 inin karalardan olan buharlaşmadan gelmesidir. 13

14 Evapotranspirasyon = Buharlaşma + Terleme Yeryüzündeki suyun atmosfere geçişi ya da suyun yüzeyden atmosfere uzaklaştırılması iki ayrı süreçle olmaktadır. (1) Buharlaşma, ister okyanusta isterse toprağı oluşturan parçacıkların arasında olsun, serbest ya da açık su yüzeylerinden atmosfere doğru su buharı geçişi şeklinde gerçekleşir. (2) Terleme, suyun bitki yapraklarının içinden bitki stomaları yoluyla çıktığı zaman gerçekleşir. Başka bir deyimle, buharlaşma, suyun topraktan ve açık su yüzeylerinden, terleme ise bitki yapraklarından su buharı biçiminde atmosfere geçişidir. Böylece, buharlaşma ve terleme yoluyla, su, atmosfere su buharı olarak dönmüş olur. 14

15 Evapotanspirasyon Buharlaşma (evaporasyon) ve terleme (transpirasyon) birbirinden belirgin bir biçimde ayrılan iki süreç olmasına karşın, oluşum düzenekleri benzer olduğu ve sonuçları aynı olduğu için, bu iki kavram birlikte ele alınmaktadır. Topraktan, açık su yüzeylerinden ve vejetasyondan atmosfere yönelik toplam su kaybına karşılık gelen bu birleşik sürece, evapotranspirasyon (buharlaşma-terleme) adı verilir. Herhangi bir andaki buharlaşma-terleme oranının ve buna bağlı olarak evapotranspirasyon tutarının belirlenmesi, 4 etmen tarafından denetlenir. Bunlar: i. Enerji, ii. Yüzeyden olan nemlilik gradyanı, iii. Yüzeyin hemen üzerindeki rüzgar hızı ve iv. Suyun varlığı. 15

16 Potansiyel ve Aktüel Evapotranspirasyon Evapotranspirasyonu denetleyen 4 etmenin etkisi, ki bu etmenlerden herhangi biri sınırlı ya da eksik de olabilir, evapotranspirasyonla ilgili iki önemli kavramın gelişmesini sağlamıştır: i. Potansiyel evapotranspirasyon (PE veya PET): PE, her zaman yeteri kadar sulu, etkin olarak büyüyen (çok canlı) ve kısa yeşil bitkilerle (çim, vb.) tümüyle kaplı yüzeylerden gerçekleşir. PE kavramı, ortamda sürekli su bulunduğu için, doğal açık su yüzeylerinden olan buharlaşma şeklinde de kabul edilebilir. ii. Aktüel evapotranspirasyon (AE): AE, herhangi bir yerde egemen olan belirli atmosfer ve yüzey koşulları altında gerçekleşen gerçek su kayıplarını karşılar. 16

17 Su Fazlası ve Su Açığı Yağış, evapotranspirasyon ve yüzeysel akış, su bütçesinin temel elemanlarıdır. Ancak, bazı bölgelerde, aylarca vejetasyonun gereksinimden ya da evapotranspirasyon kaybından daha fazla yağış düşebilir. Su fazlası olarak adlandırılan bu tutar, toprak yüzeyinde ya da üst toprak tabakası boyunca akışa geçer. Bunun sonucunda da, akarsular, nehirler oluşur ve sonunda su, okyanuslara geri dönmüş olur. Başka bir bölgede ise, aylar boyunca vejetasyonun gereksiniminden ve evapotranspirasyon yoluyla olan kayıptan daha az yağış düşer; toprak kurur ve gerçek bir su açığı yıl boyunca etkili olabilir. 17

18 Bir örnek: Thornthwaite Su Bilançosu (Biga) Biga 18

19 Havanın su buharıyla doymasını sağlayan olaylar dizisi Bazı moleküller buharlaşır; bazıları ise yoğuşur. Hava doymuş (buharlaşan molekül sayısı yoğuşan molekül sayısına eşittir). Su seviyesi düşer ve ardından seviye sabit kalır. 19

20 NEM Nem, havadaki su buharı miktarı olarak tanımlanır. Nemin, niceliksel olarak "buhar basıncı", "mutlak nem", "karışma oranı" ve "bağıl nem" olmak üzere çeşitli tanımları vardır. Bir su yüzeyinden çıkan su buharı molekül sayısı, atmosferden su yüzeyine geri dönen su molekül sayısına eşit olduğunda "hava doymuş" olur 20

21 NEM Doymuş buhar basıncı, havadaki su buharının doygunluğa ulaştığı basınçtır. Mutlak nem, birim hacim başına su kütlesidir. Birimler genellikle metre küp başına gramdır Karışma oranı, bir birim hava kütlesi içindeki su buharı kütlesidir. Genellikle birimi kilogram başına gramdır. Bağıl nem, havadaki aktüel nem miktarının havanın doyması için gerekli nem miktarına oranıdır. 21

22 e harfi geleneksel olarak su-buhar basıncını gösterir. Atmosferde, e nin değişim aralığı 0 ile 40 hpa arasındadır. Su buharı ideal gaz yasası ile tahmin edilebilir. e = ρr v T ρ: Hava yoğunluğu (kg/m 3 ) R v : Nemli havanın gaz sabiti (sabit değildir) T : hava sıcaklığı (Kelvin) 22

23 Mutlak Nem Mutlak nem, subuharın yoğunluğu veya bir metre küp havanın içerdiği su buharının kütlesi" olarak tanımlanır ve çoğunlukla g/m 3 ya da kg/m 3 birimi ile gösterilir. Gerçekte mutlak nem, v, su buharının kısmi yoğunluğu olduğu için, ideal gaz yasası su buharı için kullanılarak kısmi basınçtan elde edilebilir: v = e R T v = e P d Burada, e buhar basıncı (kpa) R v, nemli havanın gaz sabiti (461 J K -1 kg -1 ) T, hava sıcaklığıdır (K). Ayrıca, P, hava basıncı (kpa);, su buharı gaz sabiti (kg/kg) ve d, kuru havanın yoğunluğudur (kg/m 3 ). Doymuş mutlak nem değerini ( vs ) ise, e nin yerine e s yi kullanarak hesaplanır. 23

24 Mutlak Nem (devamı) Deniz seviyesinde ve 15 C sıcaklığında, kuru havanın yoğunluğu yaklaşık d = kg/m 3 tür. Yoğunluk, ideal gaz yasasına göre yükselti, basınç ve sıcaklıkla değişir. Hava bir yerden bir başka yere taşındığında, basınç ve sıcaklığında ortaya çıkan değişiklikler havanın hacmini de değiştirir. Böyle bir hacim değişikliği gerçekleştiğinde, hava parseline hiç su buharı eklenmese ya da uzaklaştırılmasa bile mutlak nem de değişir. Bu yüzden, klimatoloji ve meteorolojide havadaki su buharı miktarını açıklamak amacıyla genel olarak karışma oranı (w) ya da özgül nem (q) kullanılır. 24

25 Örnek: Sıkıştırılan bir hava parselinde mutlak nemin arttığını gösteriniz. Çözüm: ρ v = 1 V denkleminden, hava parseli sıkıştırıldığında, yani hacim ΔV azaldığından mutlak nem ρ v artar. V = V -ΔV olduğundan ρ v = 1 V ΔV > 1 V Sonuç: Hacim ile mutlak nem ters orantılıdır.. 25

26 Özgül (Spesifik) Nem Diğer bir nem büyüklüğü ise özgül (spesifik) nem veya özgül karışma oranıdır. Özgül nem, sabit hacimde, su buharı kütlesi m v nin nemli hava kütlesi m m ye oranı veya subuharı yoğunluğu v nin hava yoğunlu m ya oranıdır. Özgül nem sıcaklıktan bağımsızdır. Korunumludur, yani havanın genişlemesi veya sıkışmasından etkilenmez. veya q = ε e P q s = ε e s P 26

27 Örnek: Mol unun % 2.5'i su buharı ve 0.01 kg/m 3 subuharı yoğunluğuna karşılık gelen kısmi su buharı basıncını sahip olan bir hava parseli ele alalım. Mol kütlesi M, yoğunluk ve özgül nem q'yü hesaplayınız. Çözüm: Su-buharı ve kuru-havanın mol kütleleri sırasıyla ve g/mol dur. M m = am+ 1 α M d = kg/kmol kg/kmol = kg/mol : Nemli havanın Mol kütlesi ρ m = ρ hava = 0.01kgm kgkmol 1 = 0.637kgm 3 αmd kgkmol 1 : Nemli havanın yoğunluğu q = ρ v ρ m = kgkg 1 : Özgül nem 27

28 Karışma Oranı Su buharı karışma oranı (kısaca, karışma oranı), (i) birim hacimdeki kuru havanın içerdiği su buharı kütlesi olarak tanımlanır, veya (ii) hava parselinin içerdiği su buharı kütlesinin kuru havanın kütlesine oranı olarak da tanımlanır. Karışma oranı (w veya r), kütle birimleriyle (genellikle kilogramda gram, g/kg) ölçüldüğü için, mutlak nemden farklı olarak, basınç ya da sıcaklıktaki değişikliklerden etkilenmez. 28

29 Karışma Oranı veya e w = ε P e ε = R d = 287 = R v 461 e: Buhar basıncı ve P: Havanın basıncıdır. Doymuş Karışma Oranı w s = ε e s P es ε = R d R v = 287 = e s : Doymuş buhar basıncı ve P: Havanın basıncıdır. Karışma oranı birimi gram su buharı/gram kuru hava (g/g) olmasına karşın, genellikle 1000 ile çarpılarak (g/kg) olarak verilir. Ancak, denklemlerde g/g şeklinde olmalıdır. Özgül nem gibi sıcaklıktan etkilenmez. 29

30 Örnek: Bir önceki örnekte, molunun %2.5 i su-baharı olan havanın karışma oranını bulunuz. Sonuçlarınızı tartışınız. r = M v M d = am v 1 a M d = H 2 Okmol kuru hava kmol 1 = 0.016kgkg 1 Tartışma: İki çözüm arasındaki küçük fark, paydada yeralan nemin ihmalinden kaynaklanmıştır. 30

31 Örnek: q = r 1+r olduğunu gösteriniz. Çözüm: ρ d = P e R d T olduğuna göre ρ = m V ve r v = m v m d yi q = ρ v ρ d +ρ v denkleminde yerleştirirsek, q = m v V m d V +m V V = m v dan q = r m d +mv v 1+rv elde edilir. 31

32 Örnek: Çözümlü Örnek Problem (13) Soru Bir meteoroloji istasyonunda buhar basıncı, e = 2.05 kpa ve hava basıncı P = kpa olarak ölçüldüğünde, karışma oranı ne olur? Hesaplama: w = e P e = 2.05 kpa = kpa 2.05kPa g/g w = g/g x 1000 = 13 g/kg. 32

33 Nispi (Bağıl) Nem Atmosferik su buharı için bir başka ölçü daha vardır. Bağıl nem, aynı sıcaklıktaki aktüel su buharı basıncının doymuş buhar basıncına veya özgül neminin doymuş özgül neme, karışma oranın doymuş karışma oranına bölümüdür. Atmosferik su buharının mutlak ölçümleri olan su buharı basıncına, mutlak neme, özgül neme ve karışım oranına karşın, bağıl nem nispi bir ölçüdür. Bağıl nem doyma derecesini gösterir ve genellikle yüzde cinsinden ifade edilir (%RH = 100 rh). Troposferde bağıl nem, 0'dan 100 ün biraz yukarısı arasında değişir. Bağıl nem korunumlu değildir. 33

34 Örnek: A isimli Park'ta, sıcaklık 45 C ve bağıl nemi % 10 dur. B isimli Park 5 o C hava sıcaklığına ve %100 bağıl nem oranına sahiptir. Hangi Park daha fazla su-buharına sahiptir ve neden? Çözüm: Magnus formülünde, e sw = exp 17.1δ 235+δ, kullanılarak sırasıyla A Parkı ve B Parkı için 95 ve 4.22 hpa değerleri bulunur. Su buharı içeriği, ρ v = RH esw formülünden bulunur. İlgili değerlerin bu formülde yerlerine R v T yerleştirilmesiyle, A ve B Parkları için sırasıyla ve kg/m 3 su buharı bulunur. Sonuçlardan görüleceği üzere, A parkında RH = %10 olmasına karşın nem içeriği B Parkından (RH = %100 olmasına karşın) daha fazladır. Not: Magnus formülündeki d Celcius biriminde hava sıcaklığıdır. 34

35 Bağıl nemin bulunması Tablodan, deniz seviyesindeki hava sıcaklığının 26 C olduğu bir ortamda, hava parselinin yaklaşık 22 g/kg su buharı içerdiği zaman doyacağı anlaşılır. Bu yüzden, eğer hava parseli 26 C sıcaklıkta 11 g/kg su buharı içerirse, bağıl nem 11/22 ya da % 50 olarak açıklanır. Bu ise, bu hava parselinin sıcaklığı değişmemek koşuluyla, tam doyabilmesi için daha % 50 oranında su buharına gereksinim duyduğunu ve bu yüzden de ortamda buharlaşmanın süreceğini gösterir. Eğer 26 C sıcaklığındaki bir hava parseli, 22 g/kg su buharı içeriğine sahip olursa, bu durumda bağıl nemin, 22/22 ya da % 100 olduğu söylenir. Bağıl nemin % 100 e ulaşması, havanın su buharı açığının bulunmadığını, başka bir deyişle havanın doymuş olduğunu ve bu yüzden de ortamda buharlaşmanın yoğuşmaya eşit olacağını gösterir. 35

36 Değerlendirme 1 inci tanımından da anlaşılabileceği gibi, bağıl nem, havadaki gerçek su buharı tutarını (örn. özgül nem ya da karışma oranı ile açıklanır) aynı hava parselinin su buharı kapasitesi ile karşılaştıran bir orandır. Bu yüzden çoğunlukla % ile gösterilir. Yine aynı tanıma dayanarak, kapasite, belirli bir sıcaklıkta havada bulunabilecek olan en yüksek su buharı miktarıdır. Buna göre, gerçekte kapasite, havadaki doymuş su buharı karışma oranını ya da doymuş özgül nemi karşılayan bir kavramdır. Buna göre, soğuk hava düşük bir su buharı kapasitesi gösterirken, sıcak hava yüksek bir su buharı kapasitesine sahiptir. 36

37 Su buharı karışma oranı (g/kg) Karışma oranı, sıcaklık ve bağıl nem ilişkisi RH = % 100 % Doymuş karışma oranı (w s ) eğrisi %60 %40 % Sıcaklık ( C) 37

38 Yüzeyden olan yükseklik (km) Tropikal Orta-enlem yazı Arktik kışı Karışma oranı (g/kg) 38

39 Doymuş Hava ve Doymuş Buhar Basıncı Kapalı kaptaki suyun yüzeyinden daha fazla sayıda molekül kaçtıkça, yukarıdaki havanın basıncındaki artış da, bu moleküllerin giderek daha fazlasını sıvı suya dönmeye zorlar. Sonunda, suya dönen buhar moleküllerinin sayısı, sudan ayrılan moleküllerin sayısını dengeleyecektir. Böyle bir dengeye ya da su buharı eşik değerine ulaşan hava, doymuş hava olarak adlandırılır. Buna bağlı olarak da, doymuş havadaki su buharının uyguladığı basınç, doymuş buhar basıncı olarak adlandırılır. Doymuş buhar basıncı, e s simgesi ile gösterilir. Doymamış hava açısından e e s dir. 39

40 Buhar basıncı (mb) SICAKLIĞIN FONKSİYONU OLARAK BUHAR BASINCI Sıcaklık Bağıl nem (%) 40

41 Doymuş Buhar Basıncı için Clausius-Clapeyron Denklemi Clausius-Clapeyron eşitliği, hava sıcaklığı ve doymuş buhar basıncı arasındaki ilişkiyi tanımlar ve aşağıdaki şekilde yazılabilir: e s = e 0 exp L R v 1 T 0 1 T Burada, 0 C de referans buhar basıncı e 0 = kpa ve referans hava sıcaklığı, T 0 = K sabit değişkenlerdir; L, buharlaşma gizli ısısı ve R v = 461 J K -1 kg -1 ise nemli havanın gaz sabitidir (ismi gibi değil, aslında değişkendir). 41

42 Buhar Basıncı İçin Ampirik Formüller Doymuş buharı basıncını belirlemek için çeşitli deneysel formüller mevcuttur ve bunların sonuçları, WMO (Dünya Meteoroloji Teşkilatı) Tablolarında listelenmiştir. Çoğunlukla Magnus formülü uygulanır. e sw = exp 17.1δ 235+δ : burada d, o C biriminde hava sıcaklığıdır. Sıklıkla kullanılan bir başka ilişki ise Murray formülüdür. e sw = exp a(t K) T b a = ve b = o K su üzerinde (alt indis w) ve a = ve b = 7.66 o K buz üzerinde (alt indis i) ve esw; i hpa'dır. Burada, sıcaklık, T, Kelvin birimindedir. Küçük tutarsızlıklar haricinde, sabitler analitik integralden de 42 bulunur.

43 Gizli Isı Terimleri Bulutlar havada asılı sıvı su damlacıklarını ve/veya buz kristallerini içerebildiğine göre, doyma olayını sıvı su ve buz için ayrı ayrı ele almalıyız: Sıvı su yüzeyinde (T > 0 o C), buharlaşma gizli ısısı, L = L v = J/kg kullanılır. Bu durumda, L/R v = 5423 K elde edilir. Buz yüzeyinde, birikme gizli ısısı, L = L d = J/kg kullanılır. Bu durumda, L/R v = 6139 K elde edilir. Not: Gizli ısı salımı, ısı entalpisinin değişimidir. 43

44 Çözümlü Örnek Çözümlü Örnek Problem (12) Soru Sıcaklığı 14 C olan hava parselinin doymuş su buharı basıncı ne olur? Çözüm Verilenler: e 0 = kpa, L = L v = J/kg, R v = 461 J K -1 kg -1, T 0 = K, T = 14 C = ( ) = K. İstenen: e s =? kpa Hesaplama: Çözüm: Eşitlik (86) sıvı su için kullanılarak: e s = e 0 exp L R v 1 T0 1 T e s = (0.611 kpa) exp (5423 K) K K e s = ( kpa) exp(0.968) e s = kpa Yorumu: Standart atmosferde deniz düzeyi (0 m) basıncı P = kpa olduğuna göre, örnekteki havanın su buharı içeriği, toplam atmosfer basıncının yaklaşık % 1.6 lık çok küçük bir kısmına karşılık gelir. 44

45 Doymuş buhar basıncı (kpa) Su yüzeyi için hesaplanan e s (kpa) değerlerinin hava sıcaklığı ile olan üstel ilişkisi Sıcaklık ( C) 45

46 e s (sıvı su) - e s (buz) Sıcaklık ( o C) Fark (kpa) Su buharı basıncı (kpa) 0.1 Sıvı su Buz Sıcaklık ( o C) 0 46

47 Sıcaklık ve Havanın İçerdiği Su Buharı Arasındaki İlişkinin Bağıl Nem e Yansıması Bağıl Nem Değişiklikleri Bağıl nem, havanın gerçek su buharı içeriğine bağlı olduğu ve havanın doyması için gerekli olan nem tutarı da sıcaklık ile yakından ilişkili olduğu için, bir hava parselinin bağıl nemi, nem miktarı veya sıcaklık ile değişir. 47

48 Havadaki Su Buharı Miktarının Değişmesi Bir hava parselinin sabit sıcaklıkta ve buna bağlı olarak da sabit kapasitede (w s ya da q s ) bulunması durumunda, bağıl nemin havanın (w ya da q) bağlı olarak değişmesi. Sabit sıcaklıkta, örneğin 25 C de havaya su buharı eklendikçe, bağıl nem artacaktır. Burada hava parselinin su buharı kapasitesi 20 g/kg da değişmeden kalır ve parselin su buharı içeriği arttıkça bağıl nem oranı % 25 ten % 100 e yükselir. 48

49 Hava Sıcaklığının Değişmesi 49 Bir hava parselinin sıcaklığının değişmesi ve bu yüzden de değişik kapasiteye (w s ya da q s ) sahip olması durumunda, bağıl nemin hava sıcaklığı ve en yüksek su buharı içeriğinin büyüklüğüne bağlı olarak değişmesi: Kabın içindeki havanın gerçek su buharı içeriği (w ya da q) değişmeden kaldığında, hava parselinin sıcaklığı düştükçe kapasitesi azalacağından, bağıl nemi artacak; yükseldikçe kapasitesi de artacağından bağıl nemi azalacaktır. Bu örnekte, (a) 20 C de su buharı kapasitesi 14 g/kg olan hava parselinin bağıl nemi % 50 iken, (b) aynı hava parseli soğutularak sıcaklığı 10 ye indirildiğinde, bağıl nemi % 50 den % 100 e çıkacaktır. (c) Hava daha fazla soğutulduğunda, örneğin sıcaklığı 10 C den 0 C ye indirildiğinde ise, kabın içindeki su buharının yarısı yoğunlaşır ve sıvı suya dönüşür.

50 Hava Sıcaklığının Değişmesi Hava doymanın gerçekleştiği sıcaklıktan daha fazla soğuduğunda ne olur? Bir önceki Tablo dan, kabın içindeki hava 0 C ye kadar soğutulduğunda, 3.5 g/kg su buharı ile doyar. Bu kap, gerçekte 7 gram su buharı içerdiği için, kalan 3.5 gram su buharı, kabın duvarlarında toplanan sıvı su damlacıklarını oluşturmak amacıyla yoğuşacaktır. Bu arada, kabın içindeki havanın bağıl nemi % 100 olarak kalır. Kabın dibinde kalan 3.5 gram su örneğinde olduğu gibi, bulutlar sıvı damlacıklardan oluştuğu için, artık havanın su buharı içeriğinin bir parçası değildir. Doğada, havanın doyma seviyesi, yani kapasitesi altında soğuması, çoğunlukla, bulut, çiy ya da sis biçiminde yoğuşmasına neden olur. 50

51 Yüzde (%) C o Bağıl Nem Kış İlkbahar Yaz Sonbahar Günün saatleri Ortalama Sıcaklık Saatlik Bağıl Nem (RH) ve Sıcaklığın (T) klimatolojisi Günün saatleri 51

52 Bir örümcek ağın etrafındaki havanın sıcaklığı çiy noktası sıcaklığına kadar soğutulduğunda, çiy oluşur ve ağ daha görünür hale gelir..! 52

53 Kuru hazne sıcaklığı ile ıslak hazne depresyonundan yararlanarak çiy noktası sıcaklığının ( C) bulunması. Kuru Hazne Islak Hazne Depresyonu (Kuru Hazne Sıcaklığı - Islak Hazne Sıcaklığı = Islak Hazne Depresyonu) Sıcaklığı ( C) D O Y M A S N I O C K A T K A ( C) L S I I Ğ I

54 (-1) 26 Soğuk Serin Sıcak Çok Sıcak Tehlikeli Sıcak > 55 Çok Tehlikeli Sıcak Fiziksel etkinliğe ve etkilenme süresine bağlı olarak oluşan termal stresten dolayı halsizlik, sinirlilik, dolaşım ve solunum sisteminde bir çok rahatsızlık meydana gelebilir. Fiziksel etkinliğe ve etkilenme süresine bağlı olarak kuvvetli termal stres ile birlikte ısı çarpması ısı krampları ve ısı yorgunlukları oluşabilir. Güneş çarpması, ısı krampları veya ısı bitkinliği meydana gelebilir. Isı veya güneş çarpması tehlikesi oluşur. Termal şok an meselesidir. Kaynak: 54

55 Bu molekün çok fazla komşusu var. Bu molekülün çok az komşusu var. 55

56 YOĞUŞMA VE KIRAĞILAŞMA (DEPOSITION) Eğrilik etkisi: Küçük bulut damlacıklarının buharlaşma hızı, daha büyük olan yüzey eğriliğinden dolayı büyük damlalara göre daha fazla olup, bu nedenle küçük bulut damlacıklarının büyümesinin zor olduğunu olgusu hava düz bir yüzey üzerinde doymuş olsa bile, eğri yüzey yüzeyler için bu durum geçerli olmayabilir. Aşırı doyma (supersaturation) Atmosferdeki bağıl nemin %100 ün üzerinde çıktığı durum (yoğuşma olmadan). Çekirdeklenme Damlacıklar genellikle parçacıkların etrafında oluşur Yoğuşma çekirdeği. Yoğuşma çekirdeği, hidroskopik veya hidrofobik olabilir. Buz çekirdeği. 56

57 ADVEKSİYON SİSİ 57

58 BUHAR SİSİ 58

59 SİS OLUŞUMU Sis, tabanı yere veya zemine yakın olan bir bulut olarak tanımlanır. Sis, hava soğuduğunda veya doymaya ulaşması için subuharı ilave edildiğinde oluşur. Radyasyon sisi Termal radyasyon emisyonu sonucu yüzeyin soğumasıyla oluşur. 59

60 SİS OLUŞUMU Adveksiyon sisi - serin bir yüzey üzerinde esen sıcak ve nemli havada oluşur. Yüzeyde türbülansın olması gerekir. Buharlaşma / buhar sisi - hava, su yüzeyleri üzerinde geçerken ek su içerir (alttan subuharı ile beslenir). Yamaç sisi hava yukarı doğru eğim boyunca hareket ederken soğur. 60

61 Soğuk hava Sıcak hava Soğuk hava Orografik yükselme Cephesel yükselme Güneşlenme Konveksiyon Yüzeydeki hava konverjansı Havanın yükselmesine neden olan dört mekanizma 61

62 Bulutları Oluşturan Yükselme Mekanizmaları Hava «Yükselme İle Yoğuşma Seviyesine (LCL)» yükseldiğinde doymuş olur. Orografik yükselme Cephesel yükselme Konveksiyon Konverjans 62

63 Bulut Percy Bysshe Shelley ( ) İngiliz Edebiyatının ve Romantik Dönemin en önemli şairlerinden biri I am the daughter of Earth and Water, And the nursling of the sky I pass through the pores of the ocean and shores; I change but I cannot die. For after the rain when with never a stain The pavilion of Heaven is bare, And the winds and sunbeams with their convex gleams Build up the blue dome of air, I silently laugh at my own cenotaph, And out of the caverns of rain, Like a child from the womb, like a ghost from the tomb, I arise and unbuild it again. Ben Toprağın ve Suyun kızı, Gökyüzünün yavrusuyum. Denizin ve kıyıların gözeneklerinden geçerim; Değişirim, ama ölmem. Çünkü yağmurdan sonra, çıplak ve lekesizken Cennetin mekanı, Ve rüzgarlar ile Güneş in dışbükey ışınları, Gökyüzünün mavi kubbesini kurduğunda, Gülerim sessizce kendi lahdime, Ve yağmurun mağaralarından, Rahimden çıkan çocuk, Mezardan çıkan ruh gibi Yeniden doğrulur, yıkarım lahdimi. 63

64 Bulut taban yüksekliklerine göre sınıflandırılan önemli bulut tipleri. 64

65 Cirrus Bulutları Beyaz renkte, çok ince iplikler halinde veya dar şeritler şeklinde bağımsız bulutlardır. Görünümleri lif veya ipek parlaklığındadır. Bu bulutlar genellikle Cirrocumulus ve Altocumulus bulutları ile Cumulonimbus bulutlarının üst kısımlarından meydana gelir. Cirrus bulutları, çok ufak buz kristallerinden meydana gelmiştir. 65

66 Güneş etrafında hale (ışık halkası) meydana getiren Cirrostratus bulutları Cirrostratuslar gökyüzünü tamamen veya kısmen kaplar ve genellikle Hale olayını meydana getirirler. Bunlar şeffaf, saça benzer, beyazımsı lifler halinde düzgün görünümlü bulutlardır. Cirrostratuslar küçük buz kristallerinden oluşurlar. Bu bulutlar fazla kalın olmadıklarından şeffaf görünürler. Güneş ve ay ışığını geçirirler. 66

67 Cirrocumulus bulutları Kum taneleri veya küçük dalgacıklar halinde, oldukça küçük kümeciklerden meydana gelmiş ince, beyaz ve gölgesiz bulut örtüsüdür. Bulutlar toplu halde oldukları gibi, ayrı ayrı parçacıklar halinde de görülebilirler. 67

68 YÜKSEK BULUTLAR Yerden 6000 metre yüksekte, Üç Ana tipi var: Cirrus Cirrostratus Cirrocumulus Yüksek bulutlar fırtınalı havanın bir işareti olabilir. 68

69 Altocumulus bulutlar Altocumulus bulutları, genellikle gölgeli, beyaz renge sahiptir. Bu bulutlar kısmen lif halinde yayılmış olduğu gibi ayrı ayrı durumda olan ince tabakalar, yuvarlak kütlelerden ve tomurcuklardan meydana gelir. Düzgün şekildeki parçacıkların gökyüzünün ancak yarısını kaplayacak kadar genişliğe sahip olduğu görülür. 69

70 Altostratus Gökyüzünün büyük bir kısmını veya tamamını kapatan, çizgili, lif veya düzgün görünüşteki grimsi veya mavimsi renkteki bulut tabakasıdır. Bazı kısımları çok ince olduğundan, Güneş; sanki buzlu cam arkasındaymış gibi bir görünüm alır. Bu bulut hale olayını göstermez. 70

71 Nimbostratus Genellikle koyu gri renkteki bulut tabakasıdır. Bunlar çoğu zaman yere kadar ulaşan ve devamlılık gösteren yağmur ve karın düştüğü bulutlardır. Çok kalın olduklarından, güneş ve ayın görülmesi mümkün değildir. Nimbostratus bulutunun altında, parçalar halinde alçak bulutlar meydana gelebilir. Bu bulutlar yatay ve dikey olarak çok geniş sahaları kaplarlar. Su damlaları, yağmur damlaları, kar kristalleri, kuşbaşı kar taneleri ve bunların karışımından meydana gelirler. Nimbostratusler dikey gelişmeli bulutlar sınıfından oldukları için; en alçak bulut seviyesinden, yüksek bulut seviyesine kadar çok kalın bir tabakayı tamamen kaplarlar. 71

72 ORTA SEVİYELİ BULUTLAR 2000 ile 6000 metre arasında, Su damlalarından oluşurlar. Altocumulus Altostratus Nimbostratus 72

73 Cumulus bulutları Üst kısımları karnabahar görünümünde olan; küme, kubbe veya kuleler halinde dikine olarak gelişen, genel olarak yoğun durumda bulunan bağımsız bulutlardır. Cumulus lerin güneşle aydınlanan kısımları çoğu zaman parlak beyaz görünüme sahiptir. Bu bulutların tepe ve yan kısımları tomurcuğu andıran kümeler halinde olmasına karşılık, tabanları daha koyu ve hemen hemen düzdür. Cumulusler bazı zamanlarda düzensiz şekillerde de bulunabilirler. Cumulus bulutları genel olarak su damlalarından meydana gelmiştir. Bulut içindeki sıcaklığın sıfırın altına düştüğü yerlerde, aşırı soğumuş su damlaları ve buz kristalleri de bulunur. Dikine gelişmeye sahip Cumulus lerde yağmur ve sağanak şeklinde yağışlar meydana gelir. 73

74 Cumulonimbus Kule Cumulus Dağ ve kuleler biçiminde, büyük bir dikine uzanışa sahip, yoğun ve koyu bir buluttur. Üst kısımları genellikle düz, lifli veya çizgili bir görünüme sahiptir. Cumulonimbus bulutlarının üst kısımları örs veya sorguç şeklinde yayılır. Bu bulutların altında düzensiz biçimde alçak bulutlar oluşabilir. Bunlar Cumulonimbus lerle bir arada veya ayrı olarak bulunabilirler. Gökyüzünün büyük bir bölümünü kapladıklarında, tabanları Nimbostratus bulutunu andırır. Bu durumda bulutun yapmış olduğu yağış şekline bakılmalıdır. Sağanak yağışlarla birlikte şimşek, gök gürültüsü veya dolu varsa bulut; Cumulonimbus bulutudur. Bu bulutlar tek bulut halinde oldukları gibi, birçok Cumulonimbus bulutunun meydana getirmiş olduğu büyük bir bulut silsilesi halinde de olabilirler. Böyle bir Cumulonimbus grubu içindeki her Cumulonimbus bulutuna Oraj meydana getirmesi sebebiyle Oraj Hücresi adı verilir. 74

75 Stratocumulus bulutları Stratocumuluslar gri veya beyazımtrak renkte, yada her iki renge birden sahip olan bulutlardır. Bu bulutlar toplu halde veya ayrı ayrı olabilen mozaik görünümünde yuvarlak kütleler ve tomarlardan meydana gelirler. Stratocumulusu meydana getiren elemanlar, genellikle sıralar halinde ve tepeleri düz şekildedir. 75

76 Stratus Genellikle gri renkte, düzgün görünüme sahip bulutlardır. Stratus lerden çisenti, buz prizmaları ve kar grenleri yağışı meydana gelir. Güneş bu bulutlardan görüldüğü zaman, bulutun sınırları kolayca teşhis edilebilir. Çok düşük sıcaklıklar dışında Stratus, hale olayını meydana getirmez. Bu bulutlar bazen düzensiz sıralar halinde de meydana gelebilir. Stratus lerin karakteristik yağışı çisenti olup, rüzgarın sakin veya hafif olduğu dönemlerde görüşü kısıtlayacak şekilde yere yakın seviyelerde görülebilmektedirler. 76

77 ALÇAK SEVİYELİ BULUTLAR Taban yükseklikleri 2000 metreye kadar, Stratus Stratocumulus Cumulus Cumulonimbus (düşey gelişmeli) 77

78 Bulutlar güneş ışığını yansıtır Bulutlar uzundalga radyasyonu her yönde yayar. Bulutlar aşağıdan olan uzundalga radyasyonu soğur. 78

79 YAĞIŞ OLUŞUMU 79

80 YAĞIŞ VE BÜYÜME Bulut damlacıkları tipik olarak 10 mikrometre boyutundadır. Küçük yağmur damlaların boyutu tipik olarak 1000 mikrometredir (~ bir milyon damla). Yağmur damlaları 2 süreçle ile büyür Çarpışma-birleşme süreci sıcak bulutlar. Bergeron süreci soğuk bulutlar. Bergeron sürecinde kar/buz kristalleri oluşur orta enlem bulutları Orta enlemlerdeki yağmur, karın / buzun erimesi sonucu oluşur. Düşerken sıfırın üzerindeki sıcaklık bölgelerinden geçmesi sonucudur. 80

81 Sıcak Bulutlarda Yağış Bir bulut damlacığı diğeri ile nasıl birleşir? En basit açıklama, su damlacıklarının yoğuşma ile büyümesidir. Ancak bu durum bir kaç gün gerektirir Diğer bir yol ise çarpışma-birleşme süreci ile oluşumdur. Bu süreç, sadece tropik bölgelerde görülen çok sayıda damla ve yüksek mutlak nem gerektirir. 81

82 Çarpışma-Birleşme Sıcak bulut gerektiği için süreç sadece tropik bölgelerde görülür. Bulut damlası oluştuğunda, yerçekimi tarafından çekilir; ancak daha sonra bulutun içindeki yükselen hava hareketiyle yukarı doğru hareket eder. Dolayısıyla bir bulutun içindeki damlacıklar her yönde hareket ederek çarpışabilir ve birleşerek daha büyük damlacıklar oluşturabilirler. Yükselerek boyutu büyüyen damlacık üzerinde, bağıl anlamda yükselen havaya göre yerçekimi daha büyük olacağından dolayı yeryüzüne doğru düşmeye başlar. Bu düşüş esnasında etrafındaki diğer damlacıkları da toplar. 82

83 83 Çarpışma-Birleşme Bulut damlası (1 mm) Sıcak bulut Bulut damlası (0.5 mm) Yağmur damlası (5 mm)

84 Çarpışmabirleşme süreci 84

85 85 Soğuk Bulutlarda Yağış Büyümesi Tropik bölgelerin dışında, çarpışma-birleşme süreci ile yağmur damlaları oluşturmak için yeterli bulut damlacıkları mevcut değildir. İsveç'li bir atmosferik fizikçi olan Bergeron, sonbaharda dağlık bir yerde tatil yaparken, çam ormanlarının arasından yükselen sisli bir yol boyunca sık sık sabahın erken saatlerinde yürüyüşe çıkıyordu. Bergeron,bu yürüyüşe esnasında sıcaklığın O o C'den fazla olduğu koşullarda sisin yere kadar indiğini, diğer taraftan sıcaklığın -10 o C altına düştüğü durumda ise sisin ağaçların tepesine kadar yükseldiğini farketti.

86 Bergeron nun Yürüyüşü 86

87 Neden? Bergeron, sıcaklık -10 C'nin altına düştüğünde, çam iğnelerinin buz ile kaplandığını farketti. Bunun nedeni, suyun buz üstündeki buhar basıncının su üzerindeki buhar basıncından daha düşük olmasıdır. 87

88 Sıcaklık = -5 o C Süper soğumuş su Buz Basit bir deney Buz subuharını çeker..! Sıcaklık Tıkaç açıldığında su buza doğru akar(düşük basınca doğru) Su seviyesi düşer Buz miktarı artar 88

89 Doymuş buhar basıncı Su ve buz üzerindeki doymuş buhar basıncın değişimi Sıcaklık Sıcaklık 89

90 Su moleküllerin hareketi Buz kristalleri zamanla büyür 90

91 Birleşme ve büyüme süreci 91

92 92 Toplanma ve Büyüme Buz kristali büyümesi sonucu, önce düşmeye ve daha sonra yukarı doğru yükselmeye başlayacağı bir 'kar tanesi' oluşturacağını belirtmek gerekir. Bu buz kristalleri daha sonra büyük kar taneleri haline gelir. Buz kristali aynı zamanda aniden donan aşırı soğumuş su damlacıkları ile çarpışabilir. Buz kristalleri bir noktaya inerken, sıcaklık 0 C'nin üzerine çıkabilir ve kristal eriyerek yağmur damlasına dönüşür.

93 Büyüme süreci 93

94 94 Büyüme (a) Aşırı soğumuş suyun düşen buz kristalleri ile teması sonucu donmasıyla daha büyük buz parçacıkları oluşabilir. (b) Düşen buz kristalleri diğer buz parçacıklarıyla çarpışabilir ve bir çok küçük (ikincil) parçaya bölünebilir. (c) Düşen buz kristalleri diğer buz kristallerine çarpışıpyapışabilir (kümeleme) ve kar taneleri oluşturabilir.

95 95 Buz Kristallarinin Biçimi

96 Bu resim düşme izlerini gösteriyor. Bunlar, bir buluttan düşen ve yere ulaşmadan önce buharlaşan buz parçacıklarıdır. 96

97 Yağış Damla ve buz kristali büyümesi Yoğuşma ve kırağılaşma Doyma Yağışın oluşum adımları Yükselme ve soğuma Çekirdek ve nemli hava 97

98 Sıcak Cephe 98

99 Yağış oluşabilmesi için yer ve yağışın oluştuğu seviye arasında belirli bir sıcaklık farkının olması ve yeterli nemin bulunması gerekir. Yer seviyesi sıcak ve yukarı seviyeler de sıcak ise burada yağış yoktur ve yaz durumudur. Keza yer soğuk, yukarıda soğuk ise bu ayaz kış durumudur. Yağışın olduğu durum yer sıcak ve yukarı seviyede yeterli soğuk havanın bulunması gerekir. Elbette yoğunlaşmanın oluşabilmesi için ya yerden ısınarak yükselme, ya dağ ya da tepelere çarparak oroğrafik yükselme, yada bir alçak basınç merkezine bağlı dinamik yükselmeyle yoğunlaşmanın sağlanması gereklidir. Bu yağış türleri; konvektif, oroğrafik ve cephesel olarak tanımlanır. 99

100 100

101 YAĞIŞ ÇEŞİTLERİ 101 Yağmur: Bulutlardan düşen 0.5 mm çapından daha büyük su damlalarına verilen isim. 6 mm'den büyük yağmur damlalarının hava sürtünmesinden dolayı parçalanır ve küçülür. Kar: Buluttaki nemin 0 C altında buz kristalleri şeklinde yoğunlaşmasıyla oluşan yağış türü. Dolu: Dikey hava hareketlerine bağlı, damlacıkların yükselmesi ve donmasıyla oluşan buz parçalarının yere düşmesiyle oluşur. Çisenti: 0.5 mm'den küçük damlaları olan yağmura verilen addır. Sulusepken: Kar ve yağmurun birlikte yağması durumudur. Çiy: Baharlarda, açık, soğuk ve rüzgarsız gecelerde zemin, bitkiler ve cisimler havadan daha soğuk durumdaysa, su buharı bu cisimler üzerinde yoğuşur. Yerdeki cisimler üzerinde su damlacıkları oluşur. Kırağı: Çiy oluşumu ile benzerdir. Farkı, toprak ve zeminde soğumanın şiddetli olmasından dolayı, nem buz kristalleri haline dönüşür. Cisimlerin üzerini ince, beyaz bir buz tabakası kaplar. Kırç: Aşırı soğumuş cisimler üzerinde buz tabakaları halinde yoğunlaşmasıdır. Kırağının ilerlemiş halidir. Vergla: 0 C'nin altına kadar soğumuş cisimler üzerine yağmur tanelerinin düşerek, donmasıyla oluşur. Yağmur, kar, dolu, çisenti,sulusepken gökyüzünden düştükleri için yağış (düşen hidrometeor) denir. Kırağı, çiğ, vergla yerde oluşur, düşmeyen hidrometeor adı verilir.

102 Yağış Çeşitleri (Katı ve Sıvı Hidrometeorlar) Yağmur: Bulutlardan yeryüzüne sıvı damlalar olarak düşen ve çapı mm arasında değişen sıvı yağış çeşidi. Yağmur yağışı, çoğunlukla nimbostratus bulutlarında ve bulut patlaması olarak da bilinen kuvvetli sağanak yağmurlarını oluşturan, cumulus, cumulus congestus ve cumulonimbus gibi dikine gelişimli bulutlarda oluşur ve yeryüzüne düşer. Altostratus ve stratocumulus bulutlarından da ender olarak yağmur düşebilir. Daha iri damlaların damlaları bir arada tutan yüzey geriliminin havanın sürtünme etkisinden daha zayıf olması yüzünden, yağmur damlalarının büyüklüğü ender olarak 5 mm yi geçebilir. Çapı yaklaşık 5 mm den büyük damlalar düzenli olarak daha küçük parçalara ayrılır. 102

103 103 Virga Yağmur, bulutun altındaki doymamış havaya vardığında, buharlaşmaya başlar. Hava parselinin nemlilik düzeyine ve damlaların boyutuna bağlı olarak, yağmur yeryüzüne ulaşmadan önce tümüyle buharlaşabilir. Bu sürecin sonucunda, virga adı verilen ve buluttan yeryüzüne doğru yağış huzmeleri (ince çizgisel demetler) şeklinde görülen bir atmosferik ışık olayı gerçekleşir.

104 Donan Yağmur Donma noktasının üzerindeki bir hava, yeryüzüne yakın donma noktasının altındaki daha soğuk bir havanın üzerine gelir (örneğin, sıcak cephe eğiminin az ve bu nedenle soğuk havanın fazla kalın olmadığı atmosfer bölümünde). Bu koşullarda, yeryüzüne yakın soğuk hava kütlesi, bulutlardan düşen yağmur damlalarının donmasına yetecek kadar kalın değildir. Ancak, yağmur damlaları, yukarıdaki görece sıcak havadan aşağıdaki soğuk havaya doğru düştüğünde aşırı soğuduğu için, katı cisimlere ve yeryüzüne çarptığında hemen buza dönüşür. Bu yüzden, aşırı soğumuş yağmur damlalarının yeryüzüne ya da bir cisme çarparak donması yoluyla oluşan yağış çeşidine donan yağmur adı verilir. 104

105 105 Çisenti Çisenti: Çapı 0.5 mm den küçük ve oldukça düzgün bir yapıya sahip olan sıvı su damlacıklarından oluşan yağış çeşidi. - Çisenti ve küçük yağmur damlaları, genellikle kalın ve alçak, bazen yeryüzüne deyen stratus bulutlarından ya da nimbostratus bulutlarından oluşur. - Nimbostratus ve bazen stratus bulutlarından, saatlerce, bazen de günlerce süren hafif yağmur ve çisenti yağışları düşebilir. Donan çisenti: Donan yağmur gibi, aşırı soğumuş çisenti damlalarının, yeryüzüne, bir cisme ya da bir uçağa çarparak donmasıyla oluşan yağış çeşidine, donan çisenti denir.

106 Yağmur ve Çisenti Süresi ve Şiddeti Yağmurun süresi - Aralıklı yağmur: Gözlem yapılan son bir saat içinde, şiddetinde küçük bir değişiklik olmasına karşın, en az bir kez kesilen ve tekrar başlayan yağmur yağışı. - Sürekli yağmur: Gözlem anını da içerecek biçimde, gözlemden önceki bir saatlik süre içinde, şiddetinde küçük bir değişiklik olmasına karşın, hiç kesilmeden süren yağmur yağışı. Yağmurun şiddeti - Hafif yağmur: Gözlem saatinin son 10 dakikalık bölümünde, m 2 ye 0.5 mm den (mm/m 2 ) daha az su bırakan yağmur. - Orta yağmur: Gözlem saatinin son 10 dakikalık bölümünde mm/m 2 arasında su bırakan yağmur. - Kuvvetli yağmur: Gözlem anını da içerecek biçimde, gözlem saatinin son 10 dakikalık bölümünde 1.3 mm/m 2 ve daha fazla su bırakan yağmur. Çisentinin süresi - Aralıklı çisenti: Gözlem yapılan son bir saat içinde, şiddetinde küçük bir değişiklik olmasına karşın, en az bir kez kesilen ve tekrar başlayan çisenti yağışı. - Sürekli çisenti: Gözlem anını da içerecek biçimde, gözlemden önceki bir saatlik süre içinde, şiddetinde küçük bir değişiklik olmasına karşın, hiç kesilmeden süren çisenti yağışı. Çisentinin şiddeti - Hafif çisenti: Gözlem saatinin son on dakikalık bölümünde, 0.1 mm/m 2 den daha az su bırakan çisenti yağışı. - Orta çisenti: Gözlem saatinin son on dakikasında mm/m 2 arasında su bırakan çisenti yağışı. - Kuvvetli çisenti: Gözlem anını da içerecek biçimde, gözlem saatinin son 10 dakikalık bölümünde 0.8 mm/m 2 ve daha fazla su bırakan çisenti yağışı. 106

107 107 Kar 0 C nin çok altındaki hava sıcaklıklarında çeşitli buz kristalleri biçimde, 0 C ye yakın sıcaklıklarda ise buz kristallerinin toplanmasıyla kuşbaşı büyüklüğünde yağan katı yağışa kar adı verilir. Çeşitli biçimlerde olmakla birlikte, kar genellikle yıldız biçimli altıgen katı yağıştır. Kar tanelerinin boyutu, biçimi ve yoğunluğu, temel olarak oluştuğu sıcaklığa yakından bağlıdır. Kar tanelerinin çapı 2 cm ye ulaşabilir.

108 108 Altıgen Biçimli Kar Kristalleri

109 Kar Paleti ve Kar Greni (Danesi) Kar paleti (graupel): Genellikle hava sıcaklığı 0 C dolayında olduğu zaman, sağanak yağış içinde kuş başı kar ya da yağmurla birlikte (kar ya da karla karışık yağmur sağanağı) yeryüzüne düşen, taneleri küre ya da koni biçimindeki beyaz ve sık buz zerresi yağışı. Buz zerreleri kırılgan olduğu için, sert bir yüzeye çarptığı ya da düştüğü zaman parçalanır. Kar danesi ya da greni (grezil): Çapı çoğunlukla 1 mm den küçük, beyaz renkli, düz, ince ve sık buz zerresi yağışıdır. Kar daneleri, genellikle kararlı havada stratus bulutlarından yer yüzüne düşen çok zayıf bir katı yağış biçimidir. 109

110 110 Buz Paleti (Sleet) Saydam ya da yarı saydam, küre ya da koni biçimli, çapı mm arasında değişen ve çoğunlukla kışın oluşan küçük buz taneleri yağışı. Buz paletinin oluşabilmesi için, sıcaklığı donma noktasının üzerinde olan görece sıcak bir hava katmanının, yeryüzüne yakın fakat sıcaklığı donma noktasının altında bulunan, donan yağmurdakine göre daha kalın ve daha soğuk bir katmanın üzerinde bulunması gerekir. Çoğunlukla eriyen kar tanelerinden oluşmuş olan yağmur damlaları, yukarıdaki daha sıcak havadan ayrılarak aşağıdaki daha soğuk bir hava ile karşılaştığında, donar ve yeryüzüne küçük buz paletleri olarak ulaşır.

111 Buz Prizması Küçük ve ince, iğne ya da sütun biçimindeki buz kristalleri yağışıdır. Donma noktasının altındaki buluttan düştükleri gibi, aşırı soğumuş stratus ya da altostratus bulutlarında ya da aşırı soğuk bulutsuz havalarda, havanın içindeki az su buharının soğuyarak ince buz kristalleri biçiminde yoğunlaşmasıyla da oluşur. Buz prizmaları, güneş ışığı altında parladığında Güneş (ışık) sütunları ya da hale olayı görülür. Bu olay daha çok polar bölgede, aşırı soğumuş dikine atmosfer hareketlerinin çok zayıf olduğu kararlı hava kütleleri içinde oluşur. 111

112 112 Güneş (Işık) Sütunu

113 Dolu Çapı, çoğunlukla 5-50 mm arasında değişen ve iç içe buz katmanlarından oluşmuş bir katı yağış çeşididir. Dolu taneleri, yuvarlak paletler ya da düzensiz buz taneleri biçiminde olabilmektedir. İri dolu tanelerinin kesiti alındığında, çoğunlukla farklı yoğunluktaki ve saydamlık derecesindeki iç içe buz kabuklarından oluştuğu görülür. Doluyu oluşturan yoğun buz katları, başlangıçta aşırı soğumuş su damlaları ve buz kristalleri şeklinde olan dolu tanelerinin, kuvvetli dik gelişimli bir Cumulonimbus bulutunun içerisindeki bir çok alçalma ve yükselme hareketinin sonucunda birikmesiyle oluşur 113

114 (a) (a) (b) (b) Şekil (a) Şekil Cb225: bulutunun (a) (a) Bir Bir Cb içindeki Cb bulutunun alçalıcı içindeki ve yükselici alçalıcı ve ve yükselici hareketler hareketler sırasında birçok dolu tanesinin birleşmesi ile ile oluşan oluşan çok çok iri iri bir bir dolu dolu tanesi. (b) 1984 te Almanya nın Münih Münih kentinde kentinde evlerin evlerin cam cam ve ve çatıları ile araçlarda önemli hasarlar oluşturan oluşturan dolu dolu afetine neden olan orta enlem dolu dolu fırtınası sırasında sırasında yeryüzüne ulaşan dolu tanelerinden birisi. birisi. Fotoğraftaki dolu dolu gram ağırlığında ve ve bir bir tenis tenis topu topu büyüklüğündedir. Dolu tanelerinin genellikle 1-5 cm arasında değişen çapı vardır. Ender olarak, kuvvetli oraj olaylarında, bir ceviz hatta bir elma büyüklüğünde dolu tanelerinin de düştüğü olur. İri dolu taneleri, Cb bulutunun içindeki birçok dolu tanesinin alçalıcı ve yükselici hareketler sırasında çarpışarak birleşmesiyle oluşmuş olabilir. 114

115 115 İyi gelişmiş büyük bir Cb bulutunda dolu tanelerinin büyümesi ve dolu sağnağı oluşumu Dolu taneciklerinin yolculuğu aşırı soğumuş su damlacıklarının bir bulut içindeki hareketi sonucunda üst üste eklenmesiyle büyüyen küçük buz çekirdekleri ya da kristalleri olarak başlar. Kuvvetli dikine hareketler, dolu tanelerini birçok kez yinelenen döngüler şeklinde aşağı ve yukarıya taşır. Bu alçalma ve yükselme hareketleri sonucunda, dolunun boyutu, her döngüde yeni bir buz katmanının eklenmesi ile artar. Sonunda, irileşen dolu taneleri ya aşağı yönlü bir harekete katılır ve yere düşer ya da yukarı yönlü hareketlerle desteklenerek, yerçekiminin etkisi başat oluncaya kadar daha da büyür. Yerçekimi yukarı yönlü hareketi yendiğinde, çok irileşmiş olan dolu taneleri, yeryüzünde ciddi hasarlar ve kayıplar oluşturan doğal afete neden olabilir.

116 116 Sis Sis: Yeryüzüne yakın havanın içindeki su buharının, bu bölümdeki havanın doyma noktası sıcaklığına yaklaşacak düzeyde soğuması sonucunda yoğunlaşarak ya da bu havaya buharlaşma ile ek su buharı verilmesi sonucunda asılı küçük su damlacıkları biçimini alması

117 Buz Sisi Buz sisi: Küçük buz kristallerinin donma sıcaklığının çok düşük olduğu hava koşullarında havada asılı kalması ve görüş uzaklığını azaltması ile oluşan sis olayı Sisin içindeki sıcaklığın giderek donma noktasının çok altına inmesi sonucunda, havada asılı duran sıvı su damlacıkları buz kristallerine dönüşerek, buz sisini oluşturur. - Sisin içindeki buz kristalleri, genellikle güneş ışığı altında parlar. - Buz sisi, cisimler ya da yeryüzünde kırağı ya da buz iğnesi görünümünde buz zerreleri ve hale olayı gibi optik bir olayı da oluşturabilir. - Normal siste olduğu gibi, buz sisinde de görüş 1 km nin altındadır. 117

118 Pus Yeryüzüne yakın hava içerisinde asılı duran ve çok küçük sıvı su damlacıklarından oluşmuş olan fazla yoğun ve kalın olmayan yoğunlaşmış kütle. Sis kadar olmamakla birlikte, pus da, yeryüzünde görüş uzaklığını azaltan bir yoğunlaşma şeklidir. Pus, ya yüzeydeki ışınımsal soğuma sonucu havadaki su buharının çapı mm arasında değişen çok küçük su damlacıkları şeklinde yoğunlaşmasıyla, ya da fazla yoğun ve kalın olmayan stratus bulutunun alçalarak yeryüzüne dokunması sonucunda oluşur. 118

119 119 Pus Havanın yaklaşık 1m/s hızla hareket ettiği bir pusun içine girildiğinde, bu çok küçük sıvı damlacıkların yüzde hissedilecek kadar iri olduğu anlaşılır. Pus olayında görüş uzaklığı, 1-10 km arasında değişir. Pusun içindeki nem koşulları sise göre daha düşüktür (genellikle %70 dolayında). Pusun görünüşü, genel olarak yeryüzünü kaplayan, ince ve grimsi bir bulut biçimindedir.

120 Yüksek basınç koşulları altında, gece ışınımsal soğuma sonucu havadaki su buharının çok küçük su damlacıkları şeklinde yoğuşmasıyla oluşan bir pus olayı 120

121 Çiy Havadaki su buharının, kendi sıcaklığını çevresindeki havanın doyma noktasının altına indirecek kadar soğuyan, başka bir deyişle ışıma ile çevresinden daha soğuk olan cisimlerin üzerinde sıvı su olarak yoğuşması. Çiy, radyasyon sisinin oluşmasını sağlayan benzer atmosfer koşulları altında (yüksek basınçlı açık gecelerde, sabah saatlerinde), yeryüzüne yakın havanın içindeki su buharının, ısı enerjisi kaybederek donma noktasının üzerinde soğuyan cisimlerin üzerinde ve yeryüzünde oluşur. 121

122 Çiy (devamı) Çiy, görece sıcak ve su buharı içeriği yüksek hava kütlesinin hava akımlarıyla taşınarak (sıcak adveksiyon), dağların ya da tepelik alanların rüzgar alan yamaçlarının yukarısındaki soğumuş cisimlerin ve bitki örtüsünün üzerinde sıvı su damlacıkları şeklinde yoğuşması ile de oluşabilir. Yamaç sisinin, çevresine göre daha fazla soğuyan çeşitli bitki ve ağaç yüzeyleri üzerinde oluşturduğu yoğuşma ürünü çiy, hatta çiy yağışı olayları, serin bahar günlerinde, örneğin, Uludağ ve Kaz Dağı nın yamaç yukarı bölümlerinde yaygın olarak görülür. 122

123 Taze çimenler ve yapraklar üzerinde çiy oluşumu 123

124 Çiy 124

125 Kırağı Aşırı soğuk sis ya da bulut damlacıklarının yüzey sıcaklığı donma noktasının altında olan cisimler üzerinde donmasıyla oluşan don benzeri ve tüysü buz kristali birikmesi. Çiy oluşumuna uygun olan atmosfer ve yüzey koşulları, havadaki su buharının yoğuşmasının 0 o C ve altında gerçekleşmesi koşulu ile kırağı oluşumuna da elverişlidir. Kırağı, ağaçlar üzerinde oluştuğunda, onları çok güzel ve eşsiz karakteristik buz kristali tüyleri ile sarar. Bu durumda, örneğin kara çam, sarı çam, ladin ya da köknar iğneleri, aşırı soğumuş su damlacıklarının değme ile donmasına neden olan donma çekirdeği görevini üstlenir. Ayrıca, rüzgarlı koşullarda, genel olarak cisimlerin yalnız rüzgar alan yüzeylerinde bir kırağı tabakası birikebilir. 125

126 Çeşitli Kırağı Oluşumları 126

127 Kırç (Kırçal) Kırç: Tanım olarak, kırağıya benzer bir biçimde ancak çoğunlukla daha iri kristalli ve daha kalın bir buz kristali örtüsü oluşturacak biçimde yeryüzünde, bitkiler ve çeşitli cisimler üzerindeki buz kristali birikmesi ya da buzlanma olayı. Kırçı oluşturan buz kristalleri, bazen kırağı gibi yumuşak ve kadife benzeri beyaz bir örtü şeklindedir ve soğuk cisimlerin, örneğin metallerin köşelerinde daha kalındır. Bu çeşit kırç olayına, yumuşak kırç denir. Bazen de hem daha soğuk hem de su buharı içeriği daha fazla olan kalın ve yoğun sis kütlelerinin etkili olduğu hava koşullarında, kırçı oluşturan buz kristalleri 2-3 cm uzunluğundaki iğneler ya da dişler şeklinde olabilir; bunlara sert kırç adı verilir. 127

128 Kırç (Kırçal)) Kırç olayının oluşumunda iki evre ayırt edilir: Birinci evrede, havanın içerisinde yoğuşma sonucunda sis ya da alçak bulutların oluşumunu sağlayacak düzeyde su damlacıkları oluşur. Bu durumda, aşırı soğumuş sıvı su damlacıklarından oluşan bir sis katmanı ya da alçak stratus bulutunun yeryüzünde ya da yere çok yakın atmosfer bölümünde etkili olması gerekir. İkinci evrede, hava kütlesi aşırı soğumuş fakat kararlı ve durgun olduğundan yağışa dönüşemeden hava asılı kalan bu su damlacıkları, soğuk cisimlere çarpar çarpmaz buza dönüşür; havanın hareketiyle (soğuk adveksiyon) sonradan gelen damlacıklar da öncekilere eklenerek buz kristalleri irileşir ve biriken buz örtüsü kalınlaşır. 128

129 Kırç (Kırçal) 129

130 Plüviometre (Yağış Ölçer) 130

131 Yağışın Süresi ve Şiddeti Yağış şiddetinin (i) başlıca yağış çeşitlerine göre sınıflandırılması. Değişken Ölçüt (mm/saat) Şiddet sınıfı Çisenti i < i < 0.5 i 0.5 Hafif Orta Kuvvetli Yağmur (ve yağmur sağanağı) Kar (ve kar sağanağı) i < i < i < 50.0 i 50.0 i < 1.0 (su eşdeğeri) 1.0 i < 5.0 (su eşdeğeri) i 5.0 (su eşdeğeri) Hafif Orta Kuvvetli Şiddetli (Aşırı) Hafif Orta Kuvvetli Bunların dışında, karla karışık yağmur (İng. mixed precipitation of rain and snow) için kar, dolu için yağmur ve buz paletleri için karın ölçüt ve şiddet sınıfları kullanılır. 131

132 Klimatolojik gözlem parkında kurulu bir plüviyometre (solda) ve bir plüviyografın (sağda) görünüşü. 132

133 Plüviograf (Yazıcılı Yağış Ölçer) (1) (2) (3) (4) (5) Şekil 238: Helman tipi elektriksiz otomatik sifonlu bir plüviyografın yakından görünüşü ve başlıca bölümleri. (1) Su toplama ağzı, (2) gövde ve kapak, (3) silindir ve plüviyogram, (4) hazne düzeneği, (5) sifon. 133

134 Yükselme Yoluyla Soğuma ve Bulut Oluşum Düzenekleri (1) Orografik yükselme (2) Konverjans sonucunda yükselme (3) Cephesel yükselme (4) Konvektif yükselme 134

135 Orografik Yükselme ve Yağışlar Yüksek platolar, dağlık alanlar ve özellikle sıra dağlar, hava akımlarının önünde engeller oluşturduğunda, hava akımlarının bu engeller üzerinde tırmanmaya zorlanması sonucunda, orografik yükselme gerçekleşir. Bir hava kütlesi, bir dağın yamacında yükseldiğinde, gerçekleşen adyabatik soğuma havanın doyma noktasına ulaşarak yoğuşmasına, yoğun bulut ve yağışlar oluşturmasına neden olur. Bu yüzden, Yerkürenin en yağışlı yerleri, dağların hakim hava akımlarına bakan yamaçlarında oluşur. 135

136 Bir dağın üzerindeki hava akışının etkileri 136

137 Dağların yakınlarındaki bulutlar ve yağış Hava dağdan yükseldikçe adiyabatik biçimde soğur, bulutlar oluşur ve yağış meydana gelir. Bu rakımın üstünde bağıl nem %100 kalır. Dağ zirvesindeki mutlak nem, -12 C'de doymuş buhar basıncı ile belirlenir. Hava inerken mutlak nem zirvedeki gibi kalır. 137

138 Dağların yakınlarındaki bulutlar ve yağış Hava inerken sıkışır, bu yüzden ısınır. Böylece doymuş buhar basıncı yükseldiğinden, bağıl nem düşer. Hava dağdan yükselirken ve inerken havanın daha kuru ve daha sıcak hale dönüşmesidir. Hawaii adasında, kıyının batı tarafında (batılı rüzgarlar) yağmur ormanları ve doğu tarafında ise çöller vardır. 138

139 139 Adyabatik Isınma ve Yağmur Gölgesi Hava kütlesi bir dağın ya da bir sıra dağın rüzgar altı (dulda) yamacına ulaşıncaya kadar neminin çoğunu bulut ve yağış oluşumu şeklinde kaybeder. Hava kütlesi, dağın kuytu yamacına doğru alçaldığında adyabatik olarak ısınır ve doyma noktasından uzaklaşarak yoğuşma ve yağış oluşumu olasılığı azalır. Hakim hava akımlarına göre dağların kuytu yamaçlarında kalan, komşu derin vadiler ya da alçak ova ve platolar, çevrelerine göre daha az yağış aldıkları ve daha kurak oldukları için yağmur gölgesi olarak adlandırılır. Örneğin, kuzeyli egemen hava akımlarına göre Kuzey Anadolu Dağları nın duldasında kalan güneydeki derin vadiler (örn. Kelkit ve Çoruh nehirlerinin vadileri) ile Torosların duldasında kalan Konya ovası, Türkiye nin başlıca yarıkurak ya da kurak-yarınemli yağmur gölgesi alanlarıdır.

140 Yağmur Gölgesi Çölü Yağmur gölgesi özelliğindeki bazı bölgeler, aynı zamanda çok kurak olduğu ve buralarda çöl iklimleri ve topografyası (kurak morfojenetik bölge) egemen olduğu için, yağmur gölgesi çölü şeklinde de adlandırılır. Örneğin, ABD nin batısındaki Büyük Havza Çölü, Büyük Okyanustan yalnız birkaç yüz kilometre uzaklıkta olmasına karşın, Sierra Nevada sıradağlarının okyanustan gelen nemli hava kütlelerinin iç bölgelere girmesine engel olduğu için bir yağmur gölgesi çölü olarak varlığını sürdürmektedir. Ayrıca, Moğolistan daki Gobi Çölü, Çin deki Takla Makan Çölü ve Arjantin deki Patagonya Çölü, yeryüzünde egemen hava akımlarına göre dağların rüzgaraltı bölümlerinde kaldıkları için oluşan çöllere örnek olarak verilebilir. 140

141 Uygun bölgesel basınç ve dolaşım koşulları altında Marmara Bölgesi nin Biga Yarımadası güneyinde kabaca DKD-BGB doğrultusunda uzanan Kaz Dağının kuzey yamaçlarında orografik olarak yükselmeye zorlanan ılık ve nemli hava kütlesinin oluşturduğu kalın ve yoğun nimbostratus (Ns) bulutu (bulutun içerisinde kalan yerdeki birisi için aynı zamanda yamaç sisi). 141

142 Uygun bölgesel basınç ve dolaşım koşulları altında, Doğu Anadolu Bölgesi nde Erzincan-Kemaliye-Tunceli yöreleri arasında kabaca KD-GB doğrultusunda uzanan Munzur Dağları kuzey yamaçlarında hava kütlesinin orografik olarak yükselmeye zorlanmasıyla oluşarak dağın doruklar bölümünü bir şapka gibi kaplayan geniş ve kalın cumulus (Cu) ve stratocumulus (Sc) bulut örtüsü. Sc örtüsü kümülüs bulutlarının yayılmasından oluşmuşsa, bu bulut stratocumulus cumulogenitus olarak da tanımlanabilir. 142

143 Türkiye de Yıllık Ortalama Yağış Toplamlarının (mm) Coğrafi Dağılışı 143

144 Konverjans Sonucunda Yükselme ve Tropikal Yağışlar A Konverjans Alt troposferde birbirine yaklaşan hava akımları, yükselici hava hareketleri ile sonuçlanır. Hava akımlarının konverjansı sonucunda hava parsellerinin yükseldiği yüzeyde genellikle bir alçak basınç oluşur. Konverjans sonucunda yaklaşan hava akımlarının yükselmesi, adyabatik soğumaya, yoğuşmaya ve bulut oluşumuna neden olur. Aynı zamanda kuvvetli bir yükseltici düzenek olan konverjans, özellikle ITCZ ve tropikal siklonlarla ilişkili yağışlı ve fırtınalı hava koşullarının oluşumunda önemli bir rol oynayan başlıca atmosferik hareket süreçlerinden birisidir. 144

145 Cephesel Yükselme ve Cephesel Yağışlar Farklı yoğunluktaki hava kütlelerinin karşılaşmasıyla aralarında oluşan süreksizlik yüzeyine cephe adı verilir. Cephelerin iki yanındaki meteorolojik değişkenlerin ve hava koşullarının birbirinden çok farklı olması ve alansal dağılış açısından birbirlerinden oldukça kesin sayılabilecek bir sınır ile ayrılmaları, onların fiziksel özellikleri açısından farklı iki hava kütlesi arasında bir süreksizlik yüzeyi biçiminde uzandıklarının açık bir kanıtıdır. Uyarı: Matematikte nasıl ki, bir fonksiyonun bir noktada sürekli olması o noktadaki sağdan-soldan limitleri ve fonksiyonun kendi değeri eşit olmasını gerektiriyorsa, burada da durum benzerdir!! 145

146 146 Cephesel Yükselme ve Yağışlar Cephesel siklonlarda, daha soğuk ve yoğun hava, daha sıcak ve daha az yoğun havayı üzerinde yükselmeye zorlayan bir engel ya da kama görevi yapar. Bu düzenek, cephesel yükselme olarak adlandırılır. Cephe yüzeyi, bulutların ve yağışların oluşumunda çok önemli bir rol oynamaktadır. Cephesel bulut ve yağış oluşumunda, havanın (özellikle sıcak havanın) kararlılık durumu beklenen yağışın çeşidini ve tutarını denetleyen bulut tipini büyük ölçüde belirlemektedir. Bu noktada, orta enlemlerdeki yağışlı, fırtınalı ve soğuk kötü hava koşullarının oluşumundan ve sürekliliğinden sorumlu olan bu sistemlerin, orta enlem siklonları, cephesel siklonlar, tropikler dışı siklonlar ya da dalga siklonları olarak adlandırıldığını belirtmek gerekir. Bilimsel çalışmalarda, özellikle klimatoloji literatüründe daha çok orta enlem siklonları olarak adlandırılan bu hava olayı üreticisi sistemler, meteoroloji kuruluşlarında genellikle cephesel alçak basınç olarak adlandırılır.

147 Konvektif Yükselme ve Konvektif Yağışlar Yeteri kadar nem içeren hava parselleri yeterince ısıtılırsa, önce bu parsellerin kararsızlığı artar ve sonra konvektif bulutları ve yağışları üretmek için yükselebilir. Isınan nemli havanın yükselerek konvektif bulutları (cumulus congestus, cumulonimbus, vb.) ve konvektif yağışları (kuvvetli yağmur ve dolu sağanakları) oluşturması olayına, konvektif yükselme adı verilir. Konvektif yükselme sırasındaki adyabatik soğuma sonucunda oluşan dikine gelişimli cumulus congestus ve cumulonimbus bulutlarıyla bağlantılı yağışlara da konvektif yağış adı verilir. Konvektif yükselme sonucunda oluşan yağışlar, genellikle yerel ve kısa sürelidir. 147