Klimatoloji ve Meteoroloji

Klimatoloji ve Meteoroloji Prof. Dr. Hasan TATLI Coğrafya Bölümü Fen Edebiyat Fakültesi Çanakkale Onsekiz Mart Üniversitesi

Ünite 5 Yüksek Atmosfer Batı Rüzgarları ve Jet Akımları Not: Buradaki sunum, öğrencilere «Kaynak Kitap» olarak önerilen kitaptan alınmıştır. Kaynak: Murat TÜRKEŞ (2010). Klimatoloji ve Meteoroloji, Kriter Yayınevi, İstanbul. Prof. Dr. Hasan TATLI

Batı Rüzgarlarının Oluşumu İdeal gaz yasasına ( P = R T ) d ve kalınlık kuralına göre, sıcaklığın yüksek, bu yüzden de kalınlığın daha fazla olduğu ekvatoral bölge üzerinde, hava basıncı, soğuk polar bölgelere oranla daha yavaş azalır. Bu yüzden, Yerküre atmosferinde, aynı yükseltide, genellikle tropikal kuşakta yüksek merkez (yüksek basınç koşulları), kutuplar üzerinde ise alçak merkezler (alçak basınç koşulları) egemen olma eğilimindedir. Sonuç olarak, ortaya çıkan basınç gradyanı, ekvatorun yukarısındaki yüksek merkezden, kutupların yukarısındaki alçak merkeze yönelir. Hava, oluşan basınç gradyan kuvvetinin etkisiyle, tropiklerden kutuplara doğru ilerlemeye başladığında, Koriyolis kuvveti hava akışının yönünü değiştirmek için devreye girer. Sonuç olarak, kutuplara yönelen basınç gradyan kuvveti ile Koriyolis kuvveti arasında kuvvetli bir batı-doğu bileşeni bulunan rüzgarları oluşturmak üzere bir denge gelişir. Bu rüzgarlar jeostrofik rüzgarlar olarak adlandırılır. Ekvator ile kutuplar arasındaki sıcaklık gradyanı, küresel ölçekli olduğu için, yukarıda orta ve yüksek troposferde batılı akışların oluşması beklenir. Gerçek yüksek hava gözlemleri, bunun böyle olduğunu göstermektedir. Prof. Dr. Hasan TATLI 3

Batı Rüzgarlarının Oluşumu Soğuk polar hava ve sıcak tropikal hava arasındaki yoğunluk farkları yüzünden, atmosferde oluşan ideal basınç gradyanı ile Koriyolis kuvveti arasında gelişen dengenin ve buna bağlı olarak yüksek hava batı rüzgarlarının oluşumunun şematik Prof. Dr. Hasan TATLI 4 gösterimi.

Yüksek Batı Rüzgarları Ekvator ile kutuplar arasındaki enerji eşitsizliği sonucunda beliren sıcaklık gradyanı ve onunla bağlantılı basınç gradyanı yüzünden, özellikle orta ve yüksek troposferde ekvatordan kutuplara yönelen basınç gradyan kuvvetinin, ekvatora yönelen Koriyolis kuvvetince dengelenmesi sonucunda standart basınç düzeylerinde genel olarak batıdan doğuya doğru yükseklik konturlarına koşut esen egemen jeostrofik rüzgarlara batı rüzgarları adı verilir. Basınç gradyanı yükseklikle arttığı için, rüzgar hızları da artar. Rüzgar hızındaki bu artış, aynı zamanda rüzgar hızının stratosfere doğru azalmaya başladığı yerde bulunan tropopoza kadar etkili olur. Prof. Dr. Hasan TATLI 5

Troposferde Yükseklikle Rüzgar Hızındaki Artışın Kanıtı ------------ Orta Troposfer ( 5000 m) ------------ Rüzgarın ve bulutun hareket yönü Prof. Dr. Hasan TATLI 6

Kuzey Yarımküre de 500 hpa Düzeyindeki Ortalama Dolaşım ve Batı Rüzgarları (a) Ocak (b) Temmuz Prof. Dr. Hasan TATLI 7

Jet Akımları Orta ve yüksek troposferde binlerce kilometre uzunluğunda dar menderesler oluşturarak batıdan doğuya doğru hareket eden hızlı jeostrofik rüzgar kuşaklarına jet akımları adı verilir. Jet akımlarının en iyi bilineni (polar jet), orta enlemlerde yaklaşık 8-12 km arasındaki yüksekliklerde oluşur. Yüksek hızlı jet akımları, yaklaşık 100 km ile yaklaşık 16.11.2007 (00:00 GMT) tarihinde yüksek atmosfer batı rüzgarları içinde gelişen polar jet akımı kuşağındaki 60 knot ve üzeri rüzgar hız dağılışı.rüzgar hızlarının en kuvvetli olduğu yerlerin ortasından geçtiği kabul edilen jet eksenine (mavi renkli) ve en yüksek rüzgar hızlarının ortasındaki 100 knot lık eş rüzgar hız eğrisinin ortasında kalan jet çekirdeğine (açık mavi gölgeli) dikkat ediniz. Prof. Dr. Hasan TATLI 500 km arasında değişen genişliğe sahiptir; kalınlıkları ise, genel olarak yalnız birkaç kilometredir. Jet akımlarındaki rüzgar hızları, çoğunlukla saatte 200 km yi geçer; ender olarak da 500 km/saat i aşar. 8

Kışın Polar Jetin Avrupa daki Konumu Prof. Dr. Hasan TATLI 9

Polar ve Subtropikal Jet Polar Jet Akımlarının Oluşumu Kuvvetli sıcaklık zıtlıklarının gözlendiği görece dar kuşaklar, aynı zamanda genel olarak sıcak ve soğuk hava kütlelerinin karşılaştıkları süreksizlik yüzeylerine karşılık gelir. Biri ötekine göre daha sıcak ve çoğunlukla daha nemli olan, farklı yoğunluktaki iki hava kütlesini birbirinden ayıran bu süreksizlik sınırına ya da yüzeyine cephe denir. Orta enlemlerde, troposferde polar cephe ile bağlantılı bir polar jet akımı oluşur. Polar jet akımı, doğrudan batı-doğu uzanımlı düzgün bir akış yerine, çoğunlukla menderesler çizerek hareket etme eğilimindedir. Polar jet kuşağı, bazen birbirine kavuşan ya da kavuşmayan iki jet akımına ayrılabilir. Polar cephe gibi, bu jet akımı kuşağı da Yerküre üzerinde süreklilik göstermez. Polar jet akımının hızı ender olarak 500 km/saat i geçer. Prof. Dr. Hasan TATLI 10

Subtropikal Jet Yerküre atmosferinde başka jet akımları da vardır. Örneğin, subtropikal enlemlerde egemen olduğu için subtropikal jet olarak adlandırılan yarı sürekli bir jet akımı, polar jet kadar etkili değildir ve etkisi çoğunlukla kış mevsimi ile sınırlıdır. Yazın subtropikal enlemlerde kuvvetli bir sıcaklık gradyanı gelişmediği için, subtropikal jet akımı yaz aylarında kaybolur. Orta enlem jet akımından göreceli daha yavaş olan bu batı-doğu akışlı hava akışı, yaklaşık 25 enlemi üzerinde 13 km lik bir yükseltide yerleşir. Bu jet akımının ekvatora yönelik menderesleri olduğu için, orta enlem jeti ender olarak subtropikal jet akımı ile birleşir. Prof. Dr. Hasan TATLI 11

Polar Jet Akımının Ortalama Hızındaki ve Yerindeki Mevsimlik Değişiklikler Prof. Dr. Hasan TATLI Polar jet, ortalama koşullarda kışın 125 km/saat hızla yol alır; yazın ise hızı bunun yarısı düzeyindedir. Bu mevsimsel farkın başlıca nedeni, kışın orta enlemlerde yaza göre çok daha kuvvetli bir sıcaklık ve buna bağlı kuvvetli bir basınç gradyanının ortaya çıkmasıdır. Soğuk kış aylarında polar jet akımı, daha güneye 30 N enlemlerine kadar uzanabilir 12

Polar Jetin Mevsimlik Hareketi Yeryüzüne ulaşan güneş radyasyonundaki mevsimlik değişikliklere bağlı olarak, polar jet akımının yerinde oluşan mevsimlik göçün şematik gösterimi Polar jetin hızı da sıcaklık zıtlıklarının büyüklüğüyle ilişkili olarak değişir. Yazın, Kuzey Kutbu sürekli güneş enerjisi alır ve bu yüzden, polar ve ekvatoral/tropikal hava arasındaki sıcaklık zıtlığı daha zayıftır. Kış mevsiminde ise, Kuzey Kutbu sürekli karanlık olduğu için, polar ve ekvatoral/ tropikal hava arasında daha büyük bir sıcaklık gradyanı oluşur. Bu nedenle, polar jet akımı güney enlemlere kayar ve daha yüksek bir hız kazanır. Prof. Dr. Hasan TATLI 13

Polar Jetin Hava ve İklim Üzerindeki Etkileri Soğuk kış aylarında polar jet akımı, daha güneye 30 enlemlerine kadar uzanabilir. Örneğin; kışın Akdeniz havzasına kadar inen polar jet akımı, orta enlem siklonlarının, hareketini ve sürekliliğini denetleyen en önemli atmosfer dolaşımı özelliklerinden biridir. Türkiye ve bölgesine, sonbahar sonu ve ilkbahar başı arasındaki dönemde, özellikle kış aylarında bulutlu/yağışlı, soğuk/serin ve fırtınalı hava koşulları taşıyan ya da burada bu tip kötü hava koşullarının oluşmasını sağlayan orta enlem siklonları, jet akımlarının denetiminde gelişir ve genel olarak batıda doğuya farklı genlikte dalgalar oluşturarak hareket eder. İlkbahar ortalarıyla birlikte, polar jet akımı kuşağı yavaşça kuzeye çekilmeye başlar. Yaz ortalarına gelindiğinde, polar jetin ortalama yeri, yaklaşık 50 K enlemleri ve daha kuzeyindeki bölgelerdir. Polar jet akımı, yıl içinde yaklaşık 30 ve 70 enlemleri arasında göç ettiği için, orta enlem jet akımı olarak da adlandırılır. Prof. Dr. Hasan TATLI 14

Kuzey Amerika için yayımlanan bir 24 saatlik hava ve jet akımı ( ) tahmin haritası. Haritada, enlem, coğrafi konum ve kara-deniz dağılışı gibi fiziki coğrafya etmenlerinin doğrudan denetlediği alt troposfer ve yüzey hava sıcaklıklarının farklılıklarından kaynaklanan hava olayı ve özellikle yağış türü farklılıkları belirgin olmakla birlikte, jet akımının yeri ve konumu ile şiddetli hava olayları ve yağışlar arasındaki alansal ilişki çok dikkat çekicidir. 15

Polar Jetin Hava ve İklim Üzerindeki Etkileri Polar jet kuzeye kaydığında, onunla bağlantılı bölgesel değişiklikler de gerçekleşir. Örneğin; kuzey Amerika ana karasında, orajların ve hortumların etkinlik alanlarında ve oluşum sıklıklarında, polar jet akımının kış ve yaz mevsimindeki kaymalarıyla eş anlamlı bölgesel değişiklikler ortaya çıkar. Hortumların çoğunluğu, Şubatta, ABD nin Meksika Körfezi ile olan sınır bölgelerinde oluşur. Bu hortum etkinliğinin merkezi, yaz ortasında ABD nin kuzeydeki Büyük Ovalar ve Büyük Göller bölgelerine kayar. Görüleceği gibi, polar jet akımı, orta enlemlerdeki, kısmen de subtropikal kuşağın kuzeyindeki bölgelerde (örneğin; Akdeniz havzasında), hava olayları ve bu yüzden de iklimler üzerinde çok önemli bir denetçi görevi üstlenir. Polar jet akımı, orta enlem fırtınalarının dolaşımına sağladığı enerjinin yanı sıra, doğrudan bu fırtınaların izledikleri yolları da yönlendirir. Bu yüzden, polar jetin akış desenindeki ve yerindeki değişikliklerin belirlenmesi ve izlenmesi, çağdaş hava öngörülerinin en önemli öğelerinden birisidir. Prof. Dr. Hasan TATLI 16

Polar Jetin Türkiye de Hava ve İklim Üzerindeki Etkileri Türkiye de hava ve iklimin yaz ve kış aylarındaki belirgin farklılıkları da, öteki bölgesel atmosfer dolaşımı etmenlerinin yanı sıra: temel olarak polar cephe ve ona bağlı olarak da polar jet akımı kuşağı boyunca oluşan ve doğu Akdeniz havzasına ve Türkiye ye ulaşan orta enlem gezici basınç sistemlerinin (orta enlem siklon ve antisiklonlarının), yazın ortalama olarak yaklaşık 60 K enlemlerine çekilmesi, kışın ise Güney Avrupa ve Akdeniz havzasına hatta kuzey Afrika ya kadar kayması ile açıklanır. Prof. Dr. Hasan TATLI 17

Rossby Dalgaları ve Yerküre nin Isı Dengesi Orta ve yüksek troposferdeki egemen batılı akışlarda oluşan döngüsel değişiklikler (yüksek atmosfer indis döngüsü) ve Rossby dalgalarının evrimi. Prof. Dr. Hasan TATLI (a) Döngünün birinci (Yüksek Zonal İndis) evresi, eksenini jet akımının oluşturduğu batılı akışlar, zayıf bir dalgalanmayla birlikte neredeyse doğubatı doğrultuludur. (b) İkinci evrede, bu akımlar menderesler çizerek dalgalanmaya başlar. (c) Üçüncü evrede, belirgin oluk ve sırtlardan oluşan ve Rossby dalgaları adı verilen geniş ölçekli atmosfer salınımları gelişir. (d) Son (Düşük Zonal İndis) Evrede ise, köklerinden koparak kapalı alçak ve yüksek merkezlere dönüşen dinamik basınç yapıları ve uzun süreli benzer hava koşullarının yaşanmasına, özellikle ekstremlerin oluşmasına neden olan blok etkinliği egemen olur. Daha sonra, gittikleri subtropikal elemlerde ısınan alçak merkezlerin ve subpolar bölgelerde soğuyan yüksek merkezlerin erimesi ya da zayıflayıp ortadan kalması sonucunda, döngünün başlangıç evresinde olduğu gibi yeniden batı-doğu doğrultulu yüksek hava akışları egemen olacaktır. 18

Yüksek Batı Rüzgarları ve Jet Akımları İçin Sonuç Yüksek batı rüzgarları ve jet akımları, büyük ölçüde yüzeydeki hava koşullarını denetleyen, uzun dönemlerde ise, iklimlerin oluşumlarını ve sürekliliklerini sağlayan en önemli geniş ölçekli atmosfer dolaşımı özellikleridir. Örneğin, polar jet akımları, sinoptik ölçekli orta enlem siklon ve antisiklonlarının yerini, etkinliğini, hareketlerini ve onlara bağlı bölgesel hava olaylarını yakından denetler. Bu akımların dalgalanması ise, tropikal ve polar hava kütlelerinin batı-doğu doğrultulu düzenli akışı ya da kuzeygüney yer değiştirmelerini sağlayarak, yeryüzündeki hava koşullarını denetler. Yeryüzündeki küçük ölçekli farklar, yalnız bu büyük etmen ve süreçler üzerinde yeryüzünün yaptığı termik ve dinamik etkilerden doğar. Yüksek atmosfer hava akışları, göreceli olarak düz (küçük genlikli dalgalar) olduğunda, yüzeyde zayıf ve daha küçük alanlı bir siklonik etkinlik gelişir. Tersine, yüksek batı rüzgarları ve polar jetteki eş zamanlı büyük genlikli dalgalar, yüzeyde derin ve yıkıcı orta enlem siklonik fırtınalarını oluşturur. Prof. Dr. Hasan TATLI 19

Mezo Ölçekli Dolaşım ve Yerel Rüzgarlar Prof. Dr. Hasan TATLI 20

Deniz Meltemi Belirli yere basınç ve sirkülasyon koşullarına bağlı olarak, gündüz, denizden karaya esen serin ve nemli rüzgar sistemine, deniz meltemi adı verilir. Deniz meltemleri, genellikle öğleye doğru başlar ve kara ile deniz arasındaki en büyük sıcaklık ve basınç zıtlıklarının belirdiği öğleden sonraakşamüstü saatleri arasında maksimum gücüne ulaşır. Deniz meltemleri, genellikle hava sıcaklığı ve basınç koşullarının kara ve deniz yüzeyinde yeniden benzer olduğu zamana karşılık gelen gün batımında etkisini yitirir ve kaybolur. Prof. Dr. Hasan TATLI 21

Deniz Meltemlerinin Hava Sıcaklığına Etkisi Deniz meltemleri, kıyıdaki hava sıcaklıkları üzerinde önemli bir yumuşatma etkisi gösterir. Deniz meltemi başladıktan hemen sonra, kara üzerindeki hava sıcaklıkları, birkaç derece, hatta bazen 5-10 C kadar düşebilir. Ancak, deniz meltemlerinin serinletici etkisi, genellikle tropikal bölgelerde kara içerisine doğru en fazla 100 km kadar sokulabilir. Deniz meltemlerinin yarattığı bu etki uzaklığı, orta enlemlerde ise, yalnız 50 km kadardır. Öğleden önce oluşmaya başlayan bu serin rüzgarların hızı, yaklaşık 10-20 km/saat dolayındadır. Daha küçük ölçekli deniz meltemleri, büyük göllerin kıyıları boyunca da oluşabilir. Türkiye deki Van Gölü, İsviçre deki Leman Gölü ve ABD deki Büyük Göller gibi büyük göllerin kenarlarında yaşayanlar, göllerin serinletici etkisini özellikle yaz mevsiminde belirgin olarak hissederler. Türkiye nin genel olarak Ege kıyılarında, özellikle İzmir yöresinde, yazın denizden karaya esen serin ve nemli deniz meltemlerine imbat adı verilir. Prof. Dr. Hasan TATLI 22

Gün batımıyla birlikte, karanın güneş radyasyonu alması ve ısınması sona erer ve gece ilerledikçe kara yüzeyi su yüzeyinden daha hızlı oranda ısı enerjisi kaybetmeye başlar. Birkaç saat sonra, kara ve deniz yüzeyleri arasında yeniden hava sıcaklığı ve basınç zıtlıkları gelişir. Kara yüzeyinin su yüzeyinden daha soğuk olması, kara üzerinde bir termik yüksek basıncın oluşmasına neden olur. Karaya göre daha sıcak olan deniz ise, bir termik alçak basınç alanı özelliğini kazanır. Geceleyin kara üzerindeki termik yüksek basınçtan deniz üzerindeki termik alçak basınca doğru esen göreceli olarak serin ve kuru rüzgar sistemine kara meltemi adı Prof. Dr. Hasan TATLI verilir. 23 Kara Meltemi

Kara ve Deniz Meltemlerinin Şiddeti ve Alansal Dağılışı Güneş ışınlarının yıl boyunca dik ve dike yakın geldiği ve bu yüzden de ısınmanın yıl boyunca süreklilik gösterdiği tropikal bölgeler, orta enlemlerden daha sık ve daha kuvvetli deniz meltemlerine sahne olur. En kuvvetli deniz meltemleri, serin okyanus akıntılarına komşu tropikal kıyılar boyunca gelişir. Deniz meltemleri, orta enlemlerde en sıcak aylarda (Temmuz ve Ağustos) çok etkili ve yaygındır; tersine, kara meltemleri okyanuslardan her zaman daha soğuk olmayan karalarda gelişemez. Orta enlemlerin kuzey bölümlerinde, orta enlem yüksek ve alçak basınç sistemlerinin hızlı hareketi ve birbiri ardınca yer değiştirmesi geniş ölçekli ya da bölgesel ölçekli dolaşıma egemen olduğu için, kara ve deniz meltemleri daha az dikkat çekicidir. Prof. Dr. Hasan TATLI 24

Vadi Meltemi Prof. Dr. Hasan TATLI 25 Gündüz vadi ya da dağ yamaçları boyunca yukarıya doğru yönelen sıcak hava akışına, vadi meltemi adı verilir. Vadi yamaçları boyunca yükselen havanın dikine hareketi, genellikle doruklar düzeyinde bir sıcaklık terselmesinin varlığı yüzünden sınırlıdır. Yamaçlar boyunca yukarıya tırmanan hava akımları, sıcaklık enverziyonu katmanıyla karşılaşınca, önce yatay olarak hareket etmeye ve sonra alçalarak vadi tabanına geri dönmeye zorlanacaktır. Gündüz yamaçlar boyunca yukarıya doğru gelişen sıcak vadi meltemleri, yükselen havanın adyabatik olarak soğuması ve yoğunlaşmasına; dağların doruklarının üzerinde dağınık Cu bulutlarının oluşmasına neden olur. Bazen, sıcak yaz günlerinde, öğleden sonra ya da akşama doğru kümülüs bulutları daha da gelişerek, Cb bulutlarına dönüşür ve buna benzer günlerde dağların doruklarında ya da yüksek yamaçlarında sağanak ve gök gürültülü sağanak yağışlar oluşabilir.

Prof. Dr. Hasan TATLI Dağ Meltemi 26 Geceleyin soğuyarak yoğunluğu arttığı için yamaç aşağıya doğru harekete geçen soğuk hava akışına dağ meltemi adı verilir. Bu hareketin sonucunda ortaya çıkan soğuk hava drenajının konverjansı vadi tabanında tamamlanır. Vadi tabanına yönelik bu soğuk hava konverjansı, vadi içindeki havayı yukarıya doğru dikey olarak hareket etmeye zorlar. Vadinin ortasından yükselmeye başlayan havanın bu hareketi, havayı yatay olarak yanlara hareket etmeye zorlayan bir sıcaklık terselmesinin varlığı yüzünden genellikle dağların doruk yüksekliğiyle sınırlıdır. Yükselen havanın terselme düzeyindeki yatay hareketi, yerel dolaşım hücresini tamamlar. Dar vadilerde dağ rüzgarlarının hızı artar ve saatte 150 km ye çıkabilir.

Dağ Meltemlerinin Etkisi Vadi tabanları, küçük havzalar ya da tektonik çöküntüler gibi çukur alanlar, yamaç aşağı akan soğuk hava drenajının etkisiyle, özellikle bulutsuz yüksek basınçlı gecelerde, radyasyon sisinin ilk önce oluştuğu ve tarımsal üretim açısından önemli kayıplara neden olabilen don olaylarına eğilimli alanlar olarak bilinir. Vadi içlerine ya da çevresi yüksek alanlarla çevrili çukur alanlara yönelen soğuk hava drenajının etkisi, temel olarak minimum sıcaklıklarda görülür. Soğuk hava drenajının desteklediği don olaylarına ve radyasyon sislerine eğilimli çevresi yüksek arazilerle çevrili bu tür çukur alanlara, don çanağı ya da don cebi adı verilir. Prof. Dr. Hasan TATLI 27

Vadi ve Dağ Meltemlerinin Mevsimselliği Birçok rüzgar sistemi gibi, dağ ve vadi rüzgarları da, yöresel iklimin mevsimsel değişimlerine bağlı olarak, bazı mevsimlerde daha etkili, bazılarında ise daha az etkili olabilir. Vadi meltemleri, kısa dalga boylu güneş radyasyonuyla ısınmanın en şiddetli olduğu sıcak mevsimde daha etkili ve çok yaygın olmasına karşın, dağ meltemleri, soğuk mevsimde daha etkili ve daha sık oluşma eğilimindedir. Prof. Dr. Hasan TATLI 28

Fön Rüzgarları: Adyabatik Isınma ve Soğuma Hava parselinin dikey hareketi, çevresiyle enerji alışverişi yapmasını önleyecek düzeyde hızlı olmak koşuluyla, parselin dışarıdan ısı enerjisi alışverişi yapmadan gerçekleştirdiği sürece adyabatik alçalma ya da adyabatik yükselme adı verilir. Yükseklikle basıncın azalması nedeniyle, hava parseli atmosferde yükseldikçe, çevre basıncının daha düşük olduğu katlara geçer. Bunun sonucunda da, adyabatik olarak yükselen hava parseli genişler ve soğur; bu sürece adyabatik soğuma adı verilir. Adyabatik olarak soğuyan hava parseli yeteri kadar nem de içeriyorsa, yoğunlaşır; bulut ve yağış oluşur. Tersine, adyabatik bir alçalma hareketinde, hava parseli giderek yükselen basınç koşullarının altında sıkıştığı için ısınır; bu sürece adyabatik ısınma adı verilir. Adyabatik olarak ısınan hava doyma noktasından uzaklaşır. Bu durumda, aynı zamanda hava parselinin bağıl nemi ve bana bağlı olarak yağış olasılığı da azalır. Prof. Dr. Hasan TATLI 29

Fön Rüzgarlarının Oluşumu ve Özellikleri Yüksek dağ yamaçlarında alçaldıkları için adyabatik ısınmaya bağlı olarak doğan, çevresine göre belirgin ya da göreceli sıcak ve kuru rüzgarlara, genel olarak fön adı verilir. Fön terimi, Aplerin kuzey eteklerinde oluşan sıcak ve kuru rüzgarlara Avrupa da verilen isimden alınmıştır. Fön rüzgarlarının oluşum süreci, bulut oluşum sürecinin tersidir. Bulut ve yağış oluşumu, atmosferik hareket düzenekleri sonucunda yükselen hava parselinin adyabatik olarak soğuyarak yoğunlaşması süreciyle bağlantılı olmasına karşılık, fön rüzgarlarının oluşumu, alçalan havanın adyabatik olarak ısınması ve nem içeriğinin azalarak kurumasıyla bağlantılıdır. Kuzey Amerika nın dağlık alanlarında esen göreceli olarak sıcak ve kuru rüzgarlara ise, chinook ya da snoweater (kar yiyici) adı verilir. Prof. Dr. Hasan TATLI 30

Fön ve Chinook Rüzgarlarının Oluşumu Fön rüzgarları, hava Alpler gibi yüksek bir sıra dağların üzerine tırmanıp alçaldığında gelişebilir. Kuramsal olarak, dağın egemen hava akımlarına dönük rüzgar alan yanında yükselen kuru hava, doyma noktası sıcaklığına ulaşıp yoğunlaşıncaya kadar kuru adyabatik sıcaklık lapse-rate te 10 C/km soğur. Yoğunlaşma gerçekleşip bulut oluşmaya başladığında yoğunlaşma gizli ısısı salınır ve bu gizli ısı hava parselinin yükseklik ile soğuma oranını azaltır. Doyma noktasına ulaşarak yoğunlaşma gizli ısısı salan hava parseli, bundan sonra yükselmesini sürdürdüğünde nemli (doymuş) adyabatik sıcaklık değişme oranında 5 C/ km soğur. Sıra dağların kuytu yamacına ulaşan havanın nemi, dağın rüzgara dönük yanındaki tırmanması sırasında adyabatik olarak soğuyarak bulut ve yağış oluşturduğu için azalır. Ayrıca bu hava parseli, alçalırken adyabatik olarak da ısınacağı için, tümüyle kuru adyabatik sıcaklık değişme oranı ile 10 C/km ısınacaktır. Prof. Dr. Hasan TATLI 31

Klasik Fön Alplerin kuzey eteklerinde oluşan fön rüzgarları, Batı ve Orta Avrupa da derin bir orta enlem alçak basıncının ve orta-doğu Akdeniz havzasında ya da doğu Avrupa da bir yüksek basıncın egemen olduğu bölgesel ölçekli dolaşım koşullarında gelişebilir. Fön rüzgarları, tanımlanan bu bölgesel dolaşım tipindeki, hem alçak basıncın siklonik dönüşüne bağlı güneyli ve güneybatılı akışlar, hem de yüksek basıncın antisiklonik dönüşüne bağlı güneyli ve güneydoğulu akışların kuzeye taşıdığı ılık ve nemli Akdeniz hava kütlesinin Alpleri aşması ve kuzey yamaçlarda alçalırken adyabatik olarak ısınıp kuruması sonucunda doğar Prof. Dr. Hasan TATLI 32

Fön ve Fön Benzeri Rüzgarların Etkileri Türk rüzgarı, bakır sattıran rüzgar Prof. Dr. Hasan TATLI 33

Fön ve Fön Benzeri Rüzgarların Etkileri: Orman Yangınları... Y 1020 Fön etkisiyle Fethiye-Antalya-Anamur kıyılarında çok sıcak ve kuru hava 1000 Ağustos 2008 in ilk haftasında Antalya yöresinde oluşan büyük orman yangınının oluşumunu kolaylaştıran ve/ya da denetleyen fön olayına neden olan sinoptik ölçekli atmosfer koşullarını gösteren 1 Ağustos 2008 tarihli yüzey hava haritası. Prof. Dr. Hasan TATLI 34

Ünite 5 in sonu Prof. Dr. Hasan TATLI 35