IARS İKLİM FİZİǦİ YAZ OKULU DERS NOTLARI 10-20 HAZİRAN 2009. ITAP Marmaris İKLİM FİZİǦİ. Prof. Dr. Levent KURNAZ BOǦAZİÇİ ÜNİVERSİTESİ

IARS İKLİM FİZİǦİ YAZ OKULU DERS NOTLARI 10-20 HAZİRAN 2009 ITAP Marmaris İKLİM FİZİǦİ Prof. Dr. Levent KURNAZ BOǦAZİÇİ ÜNİVERSİTESİ DERS ASİSTANI : Şükrü Murat CEBECİ (Boğaziçi Üniversitesi) DERS NOTU ASİSTANLARI : Tuğba ÖZTÜRK GÖKGÖL (Boğaziçi Üniversitesi) Hamza ALTINSOY (Boğaziçi Üniversitesi )

İİNDEKİLER İÇİNDEKİLER.............................. ii BÖLÜM BİR - İKLİM MODELLERİNDE FİZİKSEL SİSTEMLER 1 1.1 İKLİM MODELLERİ......................... 1 1.1.1 Sıfır Boyutlu Modeller.................... 1 1.1.2 Tek Boyutlu Enerji Denge Modeli.............. 2 1.1.3 Işınımsal iletim modelleri................... 4 1.1.4 Genel Dolaşım Modelleri................... 6 1.2 Fiziksel Parametrelendirme...................... 8 1.2.1 Atmosfer Modellerinde Fiziksel Parametrizasyon...... 9 1.2.2 Sayısal Modellerde Parametrelendirmeyi Nasıl Yaparız?.. 10 1.2.3 İklim Sisteminde Bulut Etkileri............... 10 BÖLÜM İKİ - IŞINIM VE BULUTLAR.............. 11 2.1 Işınımsal Transfer........................... 11 2.2 Güneş Işınımı............................. 13 2.2.1 Işınım cinsinden Solar Enerji................. 15 2.2.2 Yoğunluk........................... 15 2.2.3 Güneş Enerjisi Sabiti (Solar Katsayı)............ 16 2.3 Bulutlar................................ 18 2.3.1 Yoğunlaşma.......................... 20 2.3.2 Yüksek bulutlar........................ 20 2.3.3 Orta Bulutlar......................... 22 2.3.4 Alçak Bulutlar........................ 24 2.3.5 Sis............................... 27 2.3.6 Dikey bulutlar......................... 28 2.3.7 Dünya nın Gezegensel Döngüsü............... 30 2.3.8 Tropopoz & Bulut yükseklikleri............... 31 2.3.9 Yıldırım (Atmosfer büyük bir kapasitürdür)........ 32 2.3.10 Tropikal Siklonlar (alçak basınç merkezleri)......... 33 ii

2.3.11 Hortumlar........................... 34 2.3.12 Mezosiklon süper hücre................... 35 2.4 Açıkhava Işınımı........................... 36 2.4.1 Dünya Döngüsü ve Devrimi................. 36 2.4.2 Dünyanın Enerji Bütçesi................... 40 2.4.3 Antropojenik değişiklik.................... 43 2.4.4 Işınım Isı Dengesi....................... 43 2.4.5 Işınımın Fiziksel İşlemleri.................. 44 2.5 Işınım ve Bulutlar........................... 61 2.5.1 Güneş Radyasyonunun Kontrolü............... 61 2.5.2 WRF Modeline Genel bakış................. 62 BÖLÜM ÜÇ - BULUT VE YAǦIŞ.................. 67 3.1 Bulut ve Yağış............................. 67 3.2 Model eşitliklerindeki su terimleri.................. 68 3.2.1 Yağış Olarak Su Düşüşü................... 70 3.2.2 Hidrolojik Döngü....................... 73 3.2.3 Küresel Su Bütçesi...................... 76 3.3 Yağış Süreçleri............................. 77 3.3.1 Orografik Yükselme...................... 77 3.3.2 Konveksiyonel Yükselme................... 78 3.3.3 Atmosferin Kararlılığı.................... 78 3.3.4 Cephe Yükselmesi: (Yakınsama)............... 78 3.3.5 Yağış Süreçleri: İki Model.................. 79 3.4 Konveksiyon şemaları......................... 80 3.4.1 Düzenli Konveksiyon..................... 81 3.4.2 Isı İletim Ayarlaması..................... 82 3.4.3 Tek Boyutlu Bulut Modellerinin Kullanımı......... 82 3.4.4 Kümülüs Alan Modelinin Kullanımı Veya Eşdeğer Gözlemlerin Düzeni 82 3.5 Bulut Mikrofiziği........................... 83 3.5.1 Sonuçlanmış (inferred) Bulutlar............... 83 3.5.2 Basit Bulut.......................... 84 3.5.3 Kompleks Bulutlar...................... 85 iii

3.5.4 Mikrofizik NAM........................ 85 3.6 WRF modeline genel bakış...................... 86 3.7 Kümülüs Bulutu Parametrizasyon şemaları............. 87 3.7.1 Manabe Nem Konvektif Ayarlama şemaları......... 87 3.7.2 Kuo Parametrizasyonu.................... 87 3.7.3 Arakawa-Schubert Parametrelendirmesi........... 88 3.7.4 Fritsch-Chappell Parametrelendirmesi............ 90 3.7.5 Betts-Miller Parametrelendirmesi.............. 91 3.7.6 Grell Parametrelendirmesi.................. 92 3.7.7 Kain-Fritsch Parametrelendirmesi.............. 93 3.7.8 PENN State Shallow Konveksiyon Parametrelendirmesi.. 93 BÖLÜM DÖRT - SÜRTÜNME VE YÜZEY İŞLEMLERİ.... 95 4.1 Subgrid ölçekli akılar......................... 95 4.1.1 İklim Sistemi......................... 95 4.1.2 İklim modelleri........................ 96 4.1.3 Hareket ölçeği......................... 97 4.2 Sürtünmeden kaynaklanan işlemler................. 99 4.2.1 Açık atmosfer ve PBL.................... 99 4.2.2 Sınır katmanı taşınımı.................... 101 4.3 WRF modeline genel bir bakış - yüzey katmanı.......... 101 4.3.1 Gezegen Sınır Katmanının Yapısı-PBL........... 103 4.3.2 Ekman Sarmalı........................ 106 4.3.3 Orografik yerçekimi dalgası çekimi............. 107 4.3.4 Popüler Yeryüzü şemaları.................. 107 4.4 Küresel Topoğrafya ve Yüksek Noktalar.............. 108 4.4.1 Yüzey işlem şemaları..................... 110 4.5 Yeryüzü Modelleri........................... 111 4.5.1 5-katmanlı termal difüzyon.................. 112 4.5.2 Noah LSM........................... 112 4.5.3 Hızlı güncelleme döngüsü (RUC) modeli LSM....... 113 4.6 Türbülans, Hissedilir Isı Akısı.................... 114 4.6.1 Buharlaştırıcı (gizli) ısı akısı (Q E ).............. 115 iv

BÖLÜM BEŞ- İKLİM MODELLERİ................. 1 5.1 İKLİM MODELLERİ NEDİR?................... 1 5.1.1 Küresel İklimi simule eden araçların hiyerarşisi....... 1 5.1.2 İklim Modelinin Dinamik çekirdeği............. 2 5.1.3 İklim Modellerinde Fiziksel Parametrileştirme....... 2 5.2 İklim Modelinin Fiziği........................ 3 5.3 Küresel İklim Modellerinin Performansı............... 9 BÖLÜM ALTI - BÖLGESEL İKLİM MODELLERİ........ 1 6.1 Neden Bölgesel İklim Modellemesi?................. 1 6.2 Büyük Ölçekteki Doğal İklim Zorlamaları.............. 1 6.3 Bölgesel İklim Modellemesini İç içe Geçirme Teknik ve Stratejileri 2 6.4 Bölgesel İklim Modellemesi Avantajları............... 3 6.5 Bölgesel İklim Modellemesi Limitleri................ 3 6.6 Kısa, Tarihsel Bir özet:........................ 3 6.7 Bölgesel İklim Modeli Uygulamaları................. 5 6.8 Bölgesel İklim Modelleme Konuları................. 6 6.8.1 Sınır koşullarının gösterimi.................. 6 6.8.2 Model Fiziği.......................... 6 6.8.3 Model Konfigurasyonu.................... 7 6.8.4 Eklenen Değer......................... 7 v

BÖLÜM BİR İKLİM MODELLERİNDE FİZİKSEL SİSTEMLER 1.1 İKLİM MODELLERİ Atmosfer, okyanus, kara yüzeyi ve buz etkileşimlerini gösterebilmek için sayısal yöntemler kullanılmalıdır. Bunlar nispeten basitten çok daha karmaşığa doğru derecelenebilirler. Dünyayı tek bir nokta olarak alan ve dışa verdiği enerjiyi ortalayan basit bir ışınımsal ısı transfer modeli mevcuttur. Bu model dikey olarak (ışınımsal-iletimli modeller) ya da yatay olarak genişletilebilir. Bütünüyle (birleştirilmiş) atmosfer-okyanus-deniz buz küresel iklim modellemeleri, kütle ve enerji transferi ve ışınımsal değişimlerden bütün halindeki denklemleri kavrayabilir ve çözebilir. 1.1.1 Sıfır Boyutlu Modeller Dünyanın ışınımsal dengesinin çok basit bir modeli, aşağıdaki denklemle gösterilebilir. (1 a)sπr 2 = 4πr 2 ɛσt 4 (1.1.1) Denklemde sol taraf, Güneş ten gelen enerjiyi, sağ taraf dünyadan çıkan enerjiyi temsil etmektedir. Bu denklem Stefan-Boltzmann kanunundan, ışınımsal sıcaklık T sabit farz edilerek hesaplanmıştır. S yaklaşık 1367 W/m 2 olan solar sabitidir (birim alandaki güneş ışınımı), a dünyanın 0.3 olarak hesaplanan ortalama aklığıdır. r dünyanın yarıçapıdır ve yaklaşık 6.371x10 6 m dir. π iyi bilindiği gibi yaklaşık 3.14159 dir. σ Stefan-Boltzmann katsayısıdır - yaklaşık 5.67x10 8 JK 4 m 2 s 1, ɛ, dünyanın 0.612 civarında olan etkin yayma oranıdır. πr 2 kat- 1

2 Şekil 1.1: Işınımsal dengenin basit bir modeli sayısı denklemin iki tarafında bölünerek çıkarılabilir; (1 a)s = 4ɛσT 4 (1.1.2) Buradan ortalama dünya sıcaklığını 288K olarak bulabiliriz. (15 C, 59 F ). Bunun sebebi yukarıdaki denklemin dünyanın (bulutlar ve atmosferi de dahil ederek) etkin ışınımsal sıcaklığını göstermesidir. Etkin yayma oranının kullanımı sera etkisi adına önemlidir. 1.1.2 Tek Boyutlu Enerji Denge Modeli S i : i enlem şeridindeki solar akı Bu S/4(küresel ortalama güneş katsayısı) ve güneş radyasyonu s i nin çarpımıdır. s i : güneş radyasyonu, mevcut solar akının her bir enlem şeridine dağılımı alphai: i enlem şeridindeki aklık, buzun aklığı kara/su aklığından çok daha fazladır. T i > T c için α i = 0.3 ve T i T c için α i = 0.6 kullanarak, aklığın sıcaklığa bağlılığının basit bir modelini yapabiliriz.

3 Şekil 1.2: Gezegenlerin aklıkları, ortalama sıcaklıkları ve atmosfer bileşenleri. Şekil 1.3: Tek boyutlu model. T c : Bu sıcaklığın altına düşüldüğünde kalıcı buz yığını oluştuğunu farz ediyoruz. (T c = 10 C) F : Isı taşınım katsayısı (F =3.80 W m 2 C) T Ave : Ağırlıklı ortalama küresel sıcaklık. Bu sıcaklık, önceden tekrarlanan tüm enlem bölgelerinin

4 sıcaklıklarının ağırlıklı ortalamasıdır. f i ağırlık faktörleri, kürenin yüzey alanlarının her bir enlem bölgesindeki göreceli dağılımıdır. A and B: Kızılötesi ışınım kaybını gösteren katsayılardır. (A = 204 W m 2 ve B = 2.17 W m 2 C 1 ) C E : Isı sığası(kapasitesi) (C E : 2.08x10 8 J/m 2 C) dt = (P gain P loss )dt/c E (1.1.3) Bu durumda i=1..9. bölgelerinin her biri için P gain = S i (1 α i )/4 (1.1.4) Bu denklemin denge limiti (dt =0 yaparak): P loss = A + BxT i + F x(t i T ave ) (1.1.5) T i = [S i (1 α i ) + F T ave A]/(B + F ) (1.1.6) olarak bulunur. 1.1.3 Işınımsal iletim modelleri Tek boyutlu ışınımsal iletim modeli enerji taşınımının, atmosfer tabakalarından yukarı ve aşağı doğru akan ışınımsal transfer, iki tür de kızılötesi ışınımı soğuruyor ve yayıyorlar ve ısının yatay iletim yoluyla yukarı doğru taşınımı (aşağı troposferde özellikle önemlidir) olmak üzere iki işlemini hesaba katar. C p T t = Q rad + Q con (1.1.7) Q rad Net ışınımsal ısınma. Q con Yoğunlaşma işlemleriyle bağıntılı ısınma. Işınımsal iletim modellerinin basit modellerden üstün avantajları vardır: çeşitlenen sera gazı yoğunluklarının etkin yayma oranına ve böylece yüzey sıcaklığı

5 üzerine etkilerini belirleyebilirler. Dünya Atmosferi Su buharı da dahil atmosfer gazlarının %99 u dünya yüzeyinden sadece 30km uzağa yayılmışlardır. Hava olaylarının büyük bir çoğunluğu ilk 10 ve 15 km arasında olur. Şekil 1.4: Atmosferin düşey yöndeki sıcaklık profili. Basınç & Yoğunluk Yerçekimi gazları dünyanın yüzeyine doğru çekmekte ve gazların bütün bir sütunu deniz yüzeyinde 1013.25mb veya 29.92 Hg değerinde bir basınçta 14.7 psi ağırlık oluşturmaktadır.

6 Şekil 1.5: Basınç ve yoğunluk. 1.1.4 Genel Dolaşım Modelleri İklim sistemi büyük ülçüde doğrusal olmayan bir eşleşmiş sistemdir. İklim sistemi bileşenleri, açık, izole edilmemiş alt sistemlerdir. Büyük oranda uzaysal ve zamansal ölçülerde etkileşimlere girerler. Güçlü bağlara sahiptirler. Gezegen ölçülerinde mikrodan mesoya uzanan çeşitli uzay ve zaman dilimlerinde gerçekleşen yoğun etkileşimlerle nitelendirilmişlerdir. Küresel iklime benzetebilmek için sırayla yapılması gerekenler Basit iklim modelleri, iklim sisteminin farklı bileşenlerini içeren ve bütün halinde GCM lerin küresel davranışını belirlemeye yönelik oluşturulmuş birkaç parametre dahil eden 1D veya 2D boyutlarında modellerdir. Ara düzeyde kompleksliğe sahip Dünya Sistemi modelleri(emics) düşük çözünürlüğe ve fiziksel işlemlerin oldukça basitleştirilmiş gösterimine sahip üç boyutlu, eşleşmiş modeller. İklim sis-

7 temi modelleri (veya Dünya sistemi modelleri) daha yüksek çözünürlüğe ve fiziksel işlemlerin kapsamlı ve karmaşık gösterimlerine sahip üç boyutlu, eşleşmiş modeller. İklim sistemi modelleri, iklim sisteminin davranışını ve bileşenleri arasındaki etkileşimleri açıklayan temel denklemlerin sayısal gösterimleridir( atmosfer, okyanus, cryosphere, biyosfer, kemosfer). İklim Modellemelerinin özet tarihi (I) 1922: Lewis Fry Richardson. -Sayısal hava durumu tahminlerinin temel metodoloji ve denklemleri. 1950: Charney, Fjortoft ve von Neumann(1950). -İlk sayısal hava durumu tahmini(barotropik girdap denklemi modeli). 1956: Norman Phillips. -İlk genel dolaşım denemesi(iki katmanlı, yarı jeostrofik yarıküre modeli). 1963: Smagorinsky, Manabe ve USA, GFDL de bulunan iş arkadaşları - 9 seviyede ilkel denklem modelleri. 1960 ve 1970 ler: Diğer gruplar ve onların şubeleri çalışmaya başladı. -California, Los Angeles üniversitesi (UCLA), Ulusal Atmosfer Araştırmaları Merkezi(NCAR, Boulder, Colorado) ve UK Meteoroloji Ofisi. İklim Modellemelerinin özet tarihi (II) 1980 ler: İlk eşleşmiş model simülasyonları. 1990 ların başları: Döngülü Karşılaştırma Modelinin Devri. -AMIP, CMIP, SMIP, ENSIP, PMIP.. 2000 lerin Başları: Multimodel mevsimsel grup tahmin sistemleri. -DEMETER 2004: EU ENSEMBLES Project (EU Guruplar Projesi)- mevsimselle-on yıllık birleştirilmiş multi-model iklim değişikliği grupları 2007: IPCC Dördüncü Değerlendirme Raporu. - 18 eşleştirilmiş okyanus-atmosfer-cryosphere(soğuk-küre) modellerinden 2100 tarihi için hazırlanmış iklim tahminleri.

8 Bir İklim Modelinin Denklemleri(atmosfer) Momentumun Korunumu V t + V V = p ρ 2Ω V + g + F V (1.1.8) Enerjinin Korunumu Kütlenin Korunumu C p ( T t + V V ) = 1 dp ρ dt + Q + F T (1.1.9) ρ t Su Korunumu(veya kimyevi izleyici) + V ρ = ρ V (1.1.10) q t + V q = S q ρ + F q (1.1.11) Durum Denklemi p = ρrt (1.1.12) 1.2 Fiziksel Parametrelendirme Atmosferik hareketlerin farklı ölçümleri vardır. İklim model çözünürlükleri, bölgesel 50 km, küresel 100-200km dir. Alt-grid ölçekli atmosferik işlemler modeller tarafından açık bir şekilde çözümlenememektedir. Fiziksel parametrelendirme çözümlenebilir ölçek alanları kullanılarak alt-grid işlemlerin etkisini gösterebilmek için kullanılır. Suyun faz değişimi gibi işlemler çok küçük ölçeklere sahiplerdir ve çok karmaşıklardır. Bulut mikrofiziği gibi işlemler çok az anlaşılabilmiştir. Bilgisayarlar bunun için yeterince güçlü değildir. Modelin fiziği ışınımsal transfer, yüzey işlemleri, dikey türbülans işlemleri, bulutlar ve büyük ölçekli yoğunlaşma,

9 küme bulut yatay iletimi, yerçekimi dalga sürüklemesi gibi işlemleri dahil eder. Model gridinin ana denklemlerinde, temel dinamik ve termodinamik değişkenlerle açıkça gösterilmemiş işlemler parametrelendirmelere dahil edilmelidir. Şekil 1.6: Atmosferik hareketler. 1.2.1 Atmosfer Modellerinde Fiziksel Parametrizasyon bu ç çeşit parametrizasyon vardır. Bunlardan ilki grid ölçeğinden daha küçük ölçeklerde gerçekleşen, bu yüzden çözümlenmiş hareketle açıkça belirtilmemiş işlemlerdir. Bu hareketler yatay iletim, sınır katman sürtünmesi ve türbülansı, yerçekimi dalga sürüklemesidir. Bunların hepsi dikey momentum taşınımını içermektedir. Ayrıca ısının, su kaynaklarının ve izleyicilerin (kimyasallar, aerosollar gibi) taşınımını da içermek zorundadır. Bir diğeri iç ısıtmaya katkıda bulunan işlemlerdir (adiyabatik olmayan). Işınımsal transfer ve yağış, her ikisi de bulut örtüsü öngörüsünü gerektirmektedir. Sonuncusu da kara yüzeyi işlemleri, karbon döngüsü, kimya, aerosoller gibi temel model değişenlerinin dışında başka değişenler de içeren işlemlerdir.

10 1.2.2 Sayısal Modellerde Parametrelendirmeyi Nasıl Yaparız? Bazı işlemler göz ardı edilir (basit modellerde). Bazı varsayımlara dayanarak karmaşık işlemler basitleştirilir. Gözlemlere dayalı istatistiksel/deneysel ilişkiler kurulur ve yakınlaştırmalar yapılır. İç içe modeller ve süper-parametrelendirme yapılır. Bir bulut modeli parametrelendirme örneği olarak iklim modelinin içine dahil edilebilir. 1.2.3 İklim Sisteminde Bulut Etkileri Emilimi değiştirme, dağılım ve salınım bulut ışınım etkilerindendir. Bulutların zemin yüzeyine yakın sınır tabakasına etkisi ısının dikeyde taşınmasına, rutubete ve momentuma etkisi olarak sayılabilir. Bulutların hidrolojik etkilerini de yoğunlaşma, buharlaşma ve yağış olarak tanımlayabiliriz. Şekil 1.7: Bulut Etkileri

BÖLÜM İKİ IŞINIM VE BULUTLAR 2.1 Işınımsal Transfer Amacımız, ışınım ve bulutlar arasındaki ilişkiyi anlamak, solar kısa dalga ışınımını, dünya-atmosfer uzun dalga ışınımını ve ışınım işlemlerinde bulutların etkisini anlamak ve yüksek çözünürlüklü sayısal modellerde ışınımsal işlemleri göstermek için geliştirilmiş hatasız metotları öğrenebilmektir. Bunun için ilk önce iklim modellerinin arkasında yatan fiziği öğrenmek gerekir. C p ( T t + V V ) = 1 dp ρ dt + Q + F T (2.1.1) Işınım, elektromanyetik dalgalar veya parçacıklar biçimindeki enerji emisyonu (yayımı) ya da aktarımıdır. Bilindiği gibi maddenin temel yapısını atomlar meydana getirir. Atom ise, proton ve nötronlardan oluşan bir çekirdek ile bunun çevresinde dönmekte olan elektronlardan oluşmaktadır. Herhangi bir maddenin atom çekirdeğindeki nötronların sayısı, proton sayısına göre oldukça fazla ise; bu tür maddeler kararsız bir yapı göstermekte ve çekirdeğindeki nötronlar alfa, beta, gama gibi çeşitli ışınlar yaymak suretiyle parçalanmaktadırlar. çevresine bu şekilde ışın saçarak parçalanan maddelere "radyoaktif madde", çevreye yayılan alfa, beta ve gama gibi ışınlara ise "radyasyon" adı verilmektedir. Güneş te yaklaşık 0, 2 güneş yarıçapından 0, 7 güneş yarıçapına kadar bulunan madde, çekirdekteki yoğun ısıyı dışarı doğru termal radyasyonla taşıyacak kadar sıcak ve yoğundur. Bu bölgeden ısı yayımı yoktur, yükseklik arttıkça madde soğusa da sıcaklık düşümü adiyabatik sapma oranından düşük olduğu için ısı yayım oluşamaz. Isı ışınım 11

12 yoluyla iletilir. Hidrojen ve helyum iyonları foton açığa çıkarır. Fotonlar diğer iyonlar tarafından emilmeden bir miktar yol alır. Bu şekilde enerji dışarı doğru çok yavaş bir hızla ilerler. Buna solar ışınım denir. Termal ışınım ise, herhangi bir cismin, ısısına bağlı olarak salınan elektromanyetik ışımadır. Elektromanyetik ışınım, oluşma tarzına göre iki gruba ayrılır. Termal ışınıma, kara cisim ışıması da denilmektedir. Güneşin ışınım tayfı çeşitli spektral bantlara bölünmüştür. Her bir bant için saçılım ve emilim parametrelendirilmiştir. Bu saçılım ve emilimde gazların (H 2 O, CO 2, O 3, GHG), aerosollerin ve bulutların katkısı büyüktür. Solar ve termal ışınım birbirinden bağımsız olarak incelenmelidir. Dünyanın yörüngesi üzerinde, uzayda, birim alana ulaşan güneş ışınları, güneşe dik bir yüzey üzerinde ölçüldükleri zaman 1368 W/m 2 dir. Güneşten gelen gücü, tüm dünya yüzeyine eşit olarak dağıtacak olursak yüzey başına düşen birim güç 1368/4 = 342 W/m 2 olur. Bu ışınımın 77 W/m 2 si dünya yüzeyine gelmeden bulutlar ve atmosfer tarafından uzaya geri yansıtılır. 30 W/m 2 si de dünya yüzeyi tarafından yansıtıldığından toplam uzaya geri yansıyan güç 107 W/m 2 dir. Güneşten gelen gücün 67 W/m 2 si atmosfer tarafından 168 W/m 2 si de yüzey tarafından soğurulur. Şekil 2.1: Küresel Isı Akışı

13 Şekil 2.2: Dünya günışığı haritası (Her 3 saatte bir güncellenmiş Dünya üzerine düşen Güneş Işığı) Dünya, gündüz Güneş ten gelen ışıma sayesinde ısınır. Fakat geceleri, Güneş ten ışıma yoluyla ısı gelmez. Gündüz, Güneş ten gelen ışıma nedeniyle daha çok ısınan dünya, geceye göre daha fazla termal ışınım yayar. Geceleri de aynı şekilde dünyanın yaydığı termal ışınımın bir kısmı bulutlar tarafından emilir. 2.2 Güneş Işınımı Güneş, Güneş Sistemi nin merkezinde yer alan yıldızdır. Orta büyüklükte olan Güneş tek başına Güneş Sistemi nin kütlesinin % 99, 8 ini oluşturur. Geri kalan kütle Güneş in çevresinde dönen gezegenler, asteroitler, göktaşları, kuyrukluyıldızlar ve kozmik tozdan oluşur. Güneş in yüzey sıcaklığı 5500 C ve çekirdeğinin sıcaklığıysa 15, 6 milyon C dir. Güneş ten çıkan enerjinin 2 milyonda 1 i yeryüzüne ulaşır. Güneş in üç günde yaymış olduğu enerji, dünyadaki tüm petrol, ağaç, doğalgaz, vb. yakıta eşdeğerdir. Güneş ışınları 8, 44 dakikada yeryüzüne ulaşır. Güneş dünyaya en yakın yıldızdır. çekim kuvveti dünya yer çekiminin 28 katıdır.

14 Şekil 2.3: Gece gündüz termal ışınım Solar enerji, Güneş çekirdeğinde nükleer füzyonla Hidrojen atomlarının Helyum la kaynaşması sonucu oluşmaktadır. çekirdek, Güneş in merkezinden bir yıldız yarıçapının yaklaşık çeyreği kadar bir alan kaplamaktadır. Yerçekimi, Güneş in tüm kütlesini çekirdekte içeri doğru çeker ve iç basınç oluşturur. Bu basınç atomik kütlelerin kaynaşmasını tetiklemek için yeterli büyüklüktedir. Şekil 2.4: Güneş

15 2.2.1 Işınım cinsinden Solar Enerji Güneş ve Dünyayı neredeyse 150 milyon km ayırmasına rağmen, solar enerji dünyanın iklimini belirlemektedir. Dünyadaki pek çok sistemi (iklim sistemleri, ekosistemler, hidrolojik sistem vb.) çalıştıran bütün enerji çeşitleri Güneş le beslenmektedir. Günışığı şeklinde Güneş ten yayılan enerji, fotosentez yoluyla Dünya üzerindeki hayatın hemen hemen tamamının var olmasını sağlar ve Dünya nın iklimiyle hava durumunun üzerinde önemli etkilerde bulunur. Şekil 2.5: Güneş sistemi 2.2.2 Yoğunluk Dalga, bir fizik terimi olarak, uzay veya uzay zamanda yayılan ve sıklıkla enerjinin taşınmasına yol açan titreşime verilen isimdir. Yoğunluk ise enerjinin bir dalga tarafından hangi oranda taşındığının ölçüsüdür. Yoğunluk, bir yüzeyde ortalama

16 enerji transferinin (güç) alan başına oranıdır. I = P/A (2.2.1) Birimler watt/metre 2 (W/m 2 ). Şekil 2.6: Güneş Sistemindeki Güneş Işığı yoğunluğu 2.2.3 Güneş Enerjisi Sabiti (Solar Katsayı) Solar katsayı, birim alan başına giren solar elektromanyetik ışınım miktarıdır, Dünya atmosferinin dış yüzeyinde ışınlara dik bir düzlemde hesaplanmaktadır. Dünyanın yörüngesi üzerinde, uzayda, birim alana ulaşan güneş ışınları, Güneş e dik bir yüzey üzerinde ölçüldükleri zaman 1368 W/m 2 dir. Bu değer Güneş enerjisi sabiti olarak da anılır. Atmosfer bu enerjinin %6 sını yansıtır, %16 sını da sönümler ve böylece deniz seviyesinde ulaşılabilen en yüksek güneş enerjisi 1, 020 W/m 2 dır. Uydu tarafından ölçülen solar katsayı kabaca 1368 W/m 2 dır, bu değer ocakta 1412 W/m 2, temmuzda 1321 W/m 2 olmaktadır ve yıl boyu değişmektedir.

TOA (atmosferin en üst tabakası) da, Dünya 174 petawatt (10 15 W) boyutunda güneş ışınımına maruz kalmaktadır. 17 Şekil 2.7: Güneş Işınımı Şekil 2.8: Güneş döngüsündeki değişiklikler

18 Şekil 2.9: Yıllık Güneş akıları ve insanlığın enerji tüketimleri (Ej, Exajoule, 1Ej= 10 18 j) 2.3 Bulutlar Bulut, su damlacıkları, buz kristalleri ya da bunların karışımlarından oluşan, toprağa değmeyen, gözle görülür kütledir. Dünya da yoğunlaşan madde su buharıdır. Bu da, küçük su damlacıklarını, genellikle 0.01 mm buz kristallerini oluşturur. Milyarlarca damlacık ve kristallerin beraber durmasıyla bulut olarak görünürler. Bulutlar tüm görünür dalga boyutlarını yansıtır ve genellikle beyazdır fakat gri veya siyah olarak görünebilirler. Siyah görünmelerinin sebebi, çok kalın veya yoğun olması ile güneş ışığının geçmesine izin vermemesindendir. Öte yandan bulutun Meteorolojideki tanımı ise yoğunlaşmadır. Bir bulut, Dünya yüzeyinin üzerinde, atmosferde yüzen donmuş kristal damlalarından oluşan görünür bir kütledir. Yoğunlaşan madde, genellikle küçük damlacıkları veya 0.01mm çapında olan buz kristallerini şekillendiren su buharıdır. Bulutlar yüksek bulutlar, orta bulutlar, alçak bulutlar, dikey bulutlar, diğer türlerde bulutlar ve bulut tarlaları olarak sınıflara ayrılırlar.

19 Şekil 2.10: Güneş batarken gün ışığında görülen bulutlar Şekil 2.11: Pasifik üzerinde bulut yayı, ve bulutlar Şekil 2.12: Yellowstone Milli Parkında kontrol edilemeyen yangın

20 Şekil 2.13: Stratokumulus perlucidus(saydam) bulutlar 2.3.1 Yoğunlaşma Yükselen hava kütlelerinin genişlemesi sonucu hava parselleri soğuyunca, su buharı, toz, buz ve tuz gibi yoğunlaşma çekirdekçiklerinde yoğunlaşmaya başlar. Bu işlem bulutları şekillendirir. Bazen ön bölgenin taşınan kısmı, üst kısımlarda açık alanlar oluşmasını sağlar, bu da altostratus ve cirrostratus gibi bulut güvertelerinin oluşmasını sağlar. Stratus; durağan, soğuk bir hava kütlesi sıcak hava kütlesinin altına sıkıştığında oluşan, koyu, geniş, alçak bir bulut güvertesidir. Aynı zamanda, hafif esintili ortamlarda sislerin yatayda iletilerek taşınmasıyla da oluşurlar. Bulutlar ayrıca dağların ve başka topoğrafik alanların üzerinden taşınmalarla da oluşabilir. 2.3.2 Yüksek bulutlar Cirrocumulus (Cc) Gölgesiz ince beyaz parça, örtü ya da katman biçiminde bir buluttur. Birbirine karışmış ya da ayrı ayrı ve oldukça düzgün dizilmiş taneler, dalgacıklar biçiminde çok küçük öğelerden oluşur. Bu öğelerin gürünür genişlikleri 1 dereceden azdır.

21 Şekil 2.14: Cirrocumulus bulut, 6000m nin üzeri Cirrus (Ci) İnce beyaz iplikler, beyaz parçalar ya da dar şeritler biçiminde birbirinden ayrı bulutlardır. Bu bulutların ipliksi bir gürünümü ya da ipeksi bir parlaklığı vardır; Kimi zaman her ikisi bir arada bulunur. Şekil 2.15: Cirrus Bulutu, 7000m nin üzeri

22 Cirrostratus (Cs) Genellikle ışık halkası oluşturan ipliksi ya da düzgün gürünümlü, saydam ve gökyüzünü tümüyle ya da kısmen örten beyazımsı bulut türüdür. Şekil 2.16: Cirrostratus Bulut, 6000m nin üzeri 2.3.3 Orta Bulutlar Altocumulus (Ac) Beyaz ya da gri, ya da beyaz gri renklerde parça, örtü ya da katman biçiminde buluttur. Genellikle gölgeli yerleri olur; katmanlardan, yuvarlak kütlelerden ve tomarlardan oluşur. Kısmen ipliksidir ya da dağılıp yayılmış durumdadır; karışıp birleşmiş olabilir ya da olmayabilir. Düzenli dizilmiş küçük öğelerinin 1 ile 5 derece arasında belirgin bir genişliği vardır.

23 Şekil 2.17: Altocumulus Bulut, 2400-6100m Altostratus (As) Grimsi ya da mavimsi renklerde bulut örtüleri ya da çizgili ipliksi ya da bir örnek görünümlü katmanlardır. Gökyüzünü tümüyle ya da kısmen örter; güneşi, bir buzlu camın arkasından görünüyormuş gibi bulanık bir biçimde gösterecek kadar ince bölümleri vardır. Şekil 2.18: Altrostratus Bulut, 2400-6100m

24 2.3.4 Alçak Bulutlar Cumulus (Cu) Birbirinden ayrı bulutlardır. Genellikle yoğun olurlar ve dış çizgileri keskindir. Kabarık duran üst bölümü, karnabahara benzeyen, yükselen tepeler, kubbeler ya da kuleler biçiminde düşey olarak oluşur. Güneş in aydınlattığı bölümleri çoğu zaman parlak beyaz renk alır. Bu bulutların zemini görece koyu ve yataydır. Kimi zaman parçalı görünümde olurlar. Şekil 2.19: Cumulus Bulutu 2000m nin altında Şekil 2.20: Cumulus mediocris

25 Şekil 2.21: Cumulus congestus Stratocumulus (Sc) Gri ya da beyazımsı, ya da gri ve beyazımsı renklerde parça, örtü ya da katman biçiminde, hemen her zaman koyu parçaları olan buluttur. Mozaik gibi, yuvarlak kütlelerden, tomarlardan oluşur. Yere ulaşmadan buharlaşan yağış durumu dışında ipliksi değildir. Birleşmiş ya da birleşmemiş durumda olabilir. Düzgün dizilmiş küçük öğelerin çoğunun genişliği görünürde 5 dereceden çoktur. Şekil 2.22: Stratocumulus bulutu, 2400 m nin altında

26 Nimbostratus (Ns) Gri renkli bulut katmanı. Genellikle koyu renklidir. Oldukça sürekli yağan ve çoğu kez yere kadar ulaşan yağmur ya da kar yüzünden görünümü yayılmış gibidir. Güneş i tümüyle örtecek kadar kalındır. çoğu kez bu katmanın altında, parçalı bulutlar bulunur; nimbostratus bulutları bunlarla birleşmiş ya da birleşmemiş durumda olabilir. Şekil 2.23: Nimbostratus bulutu, 2400 m nin altında Stratus (St) Genellikle bir örnek bir zemini olan gri bulut katmanıdır. Çisenti, buz prizmaları ve kar taneleri verebilir. Güneş, bulutun arkasından göründüğünde çevresi açıkça ayırt edilebilir. Stratus ayla oluşturmaz; ayla olayı çok düşük sıcaklıklarda ortaya çıkabilir. Stratus, kimi zaman parçalar halinde de görülebilir.

27 Şekil 2.24: Stratus bulutu 2000 m nin altında 2.3.5 Sis Sis yatay görüş mesafesini 1 km nin altına düşüren meteorolojik bir olaydır. Stratus bulutunun yerde veya yere yakın seviyede oluşması olarak da bilinir. Yerle temas eden hava içindeki su buharının yoğuşması veya donarak kristalleşmesi sonucu ortaya çıkan çok küçük su damlacıkları veya buz kristallerinden meydana gelmiştir. Sis içinde çisenti biçiminde çok hafif yağış olabilir. Zirai açıdan faydalı olduğu kadar, Güneş e engel olduğu için deniz, kara ve hava ulaşımında büyük ölçüde olumsuz etkileri de görülmektedir. Şekil 2.25: Sis=Yer bazlı bulut

28 Şekil 2.26: Sisli gün ile güneşli günde görüş. 2.3.6 Dikey bulutlar Cumulonimbus (Cb) Dağ ya da çok büyük kuleler biçiminde, düşey doğrultuda büyük yer kaplayan, ağır ve yoğun buluttur. Üst bölümünün bir kısmı genellikle düzgün, ipliksi ya da çizgilidir ve hemen her zaman yassıdır. Bu bölüm, örs ya da çok büyük bir sorguç biçimi alana kadar yayılır. çoğu kez koyu renkte olan bulutun zemininin altında, sık sık onunla birleşmiş ya da birleşmemiş durumda parçalı bulutlar vardır. Burada çoğu kez yağış olur; bu yağış kimi zaman yere ulaşamadan buharlaşan türden olabilir. Bu bulutlara dış dünyayla bağlantısız kasırgalar denilebilir. Uzaktan bakıldığında sadece bir şekilli bulut gibi gözükür ama içinde 30, 000 C ısılı ve yüz binlerce vatlık elektrik enerjili şimşeklerle saatte 260km yi bulan rüzgarlar vardır. şu anda hiçbir cumulonimbus bulutun içi görüntülenmemiştir. Sadece sağ çıkan çok nadir görgü tanıkları ve radarlar sayesinde bilgi sahibi olunmuştur.

29 Şekil 2.27: Cumulonimbus calvus 2000-16000 m (ağır yağış ve fırtına ile birlikte). Şekil 2.28: Cumulonimbus incus. Şekil 2.29: Cumulonimbus mammatus.

30 Şekil 2.30: Cumulus congestus 6000m ye kadar. Şekil 2.31: Pyrocumulus (ateş bulutu). 2.3.7 Dünya nın Gezegensel Döngüsü Atmosferde havanın dolaşımı, yer yüzeyinin her yerinin eşit ısınmaması sonucunda oluşur. Güneş ten gelen enerjinin kutuplara göre büyük bir kısmı ekvatora gelir ve ekvator daha fazla ısınır. Kutuplar ekvatora göre daha soğuktur. Bu da küresel ölçekte basınç ve rüzgarın yeryüzü üzerindeki dağılımını etkiler. Bu dolaşım, kutuplardan ekvatora soğuk havayı, ekvatordan kutuplara sıcak havayı taşıyacak şekilde çalışır. Enerji dengesi ise; kutuplardaki net enerji kaybının ekvatordaki net enerji kazancıyla sağlanmış olur. Bu dolaşım, üç hücreli küresel dolaşım modeli ile açıklanmaktadır. üç hücre modeli, her bir yarımküre döngüsünü üç ayrı hücreye

31 böler: Tropikler ve alt-tropikler arasında havayı sirkülasyona sokan ısıya dayalı Hadley hücresi, orta enlemlerde Ferrel Hücresi ve bir Kutup hücresi. Hadley hücresi ekvatordaki ısınmaya bağlı olarak ısınan havanın tropopoza kadar yükselmesi ve kutuplara doğru hareket ederken soğuyarak çökmesiyle oluşan direkt bir hücredir. Ferrel hücresi polar hücre ve hadley hücresi arasında kalan bölgede oluşan indirekt bir hücredir. Daha yukarı enlemlerdeki soğuk havanın yükselmeye zorlanması, daha düşük enlemlerdeki sıcak havanın ise alçalmaya zorlanmasıyla oluşur. Bu nedenle hidrodinamik olarak zorlanmış bir hücre olarak kabul edilir. Polar hücre kutuplardaki soğuk havanın çökmesi ve daha düşük enlemlerdeki sıcak havanın yükselmesi ile oluşan direkt bir hücredir. Şekil 2.32: Üç hücre modeli. 2.3.8 Tropopoz & Bulut yükseklikleri Bu üç hücreli küresel dolaşım modeli, yer yüzeyinde de yüksek ve alçak basınç kuşaklarının oluşmasına ve bu kuşaklar arasında rüzgarlara neden olur. Ekvator bölgesindeki net enerji kazancı sonucunda ısınan hava tropopoza kadar yükselir

32 ve tropopozda yayılarak kutuplara doğru yünelir. Bu bölgedeki yüksek bulutların nedeni ısınan havanın tropopoza kadar yükselmesidir. Yaklaşık 30 enlemlerine geldiğinde bu hava soğur ve çökmeye başlar. Bu enlemlerde tropopoz seviyesinden çöken hava adiyabatik olarak ısınır ve bağıl nemi azalır. Yere doğru çöken hava yayılarak 60 enlemlerinde, kutuplarda net ısı kaybı nedeniyle soğuyan ve tropopozdan yere doğru çöktükten sonra yer seviyesinde ekvatora doğru yayılan soğuk hava ile karşılaşır ve yükselmeye zorlanır. Şekil 2.33: Tropopoz ve bulut yükseklikleri. 2.3.9 Yıldırım (Atmosfer büyük bir kapasitürdür) Yıldırım, gök gürültüsü ve şimşekle görülen, gökyüzü ile yer arasındaki elektrik boşalmasıdır. Şimşek, bir bulutun tabanı ile yer arasında, iki bulut arasında veya bir bulut içinde elektrik boşalırken oluşan kırık çizgi biçimindeki geçici ışığa denir. Gök gürültüsü ise, şimşek çakması ya da yıldırım düşmesi esnasında duyulan, patlamaya benzer çok yüksek sestir. Volkanik patlamalar ve kum fırtınaları esnasında da, toz veya kül bulutu içerisindeki statik elektrik nedeniyle yıldırım oluşabilir.

33 Oluşan çarpışmalar yüklü parçacıklar üretir. Ağır(-) parçacıklar bulutların alt kısımlarında daha hafif(+) parçalarsa üst kısımlara yakınlarda toplanır. Yıldırım oluşumu; kademeli lider, atraksiyon, akan yük ve temas şeklinde isimlendirilerek, dört kademeye ayrılabilir. 1)Kademeli Lider= Negatif yükle yüklenmiş elektronlar aşağı doğru zigzag yaparak ilerler. V 200 M volt 2)Atraksiyon=Kademeli lider zemine yaklaştıkca, pozitif yük şeridini yukarı doğru çeker. I 40, 000 amper 3)Akan yük=lider ve şerit bir araya geldikce, güçlü elektrik akımı akmaya başlar. t 30ms 4)Temas=Pozitif yükün yoğun dalgası, dönüş çizgisi, 10 8 m/s hızla yukarı doğru ilerler. P 10 12 W 2.3.10 Tropikal Siklonlar (alçak basınç merkezleri) Pasifik bölgede tayfun, Atlantik bölgede kasırga olarak adlandırılırlar. Yoğunlaşma sürecinin oluşturduğu erime ısısından enerji açığa çıkarırlar. Rüzgarlar 125 km/saat tan daha büyük bir hıza sahiptir. Rüzgarların çıktığı maksimum hızlar 200-300km/saat arası değişir, yatayda 15-30km/saat hızları arası değerlere sahiplerdir. Ortalama 600km büyüklüğünde çapa sahiplerdir, merkezi basınç 950mb dir. Alçak yüzeyli atmosferik dalgalardır. SSTs ( 27 C), ılık hava, az oranda dikey rüzgar yön değişiminden oluşmaktadır, ciddi miktarlarda su buharı kaynağıdırlar. Kuzey Yarım Küre için Ağustos ve Eylül en aktif zamanlardır. Kasırgalar dünyanın pek çok bölgelerinde yüksek boyutlarda can ve mal kaybına sebep olmaktadır. Japonlar ise yağışlarının yarıdan fazlasını tayfunlardan edinirler. Kasırgalar aynı zamanda sıcak nemli tropik havayı orta enlemlere ve kutuplara taşıyarak küresel ısı dengesinin de sağlanmasına yardımcı olurlar. Tayfun ve kasırgaları neyin başlattığı çok az anlaşılabilmiştir. Merkezi göz, havayı berraklaştırır, rüzgarları oluşturur, 25 km çapa sahiptir. Göz duvarı, kümülüs, kümülonimbus gibi bulutlardan oluşmaktadır, yoğun konveksiyon halkasıdır (günde 2500mm). Yükselen havada nemin yoğunlaşmasıyla açığa çıkan enerji, sıcak okyanus suları üzerinden pozitif geri besleme döngüsünü sonuçlandırır. Nor easters,

34 Şekil 2.34: Kasırga. Avrupa kasırgaları ve Kutup alçalmaları gibi diğer alçak basınçlı (siklonik) kasırgalardan onları besleyen ısı mekanizması yönüyle ayrılır, bu da onları sıcak katman fırtına sistemleri yapan niteliktir. 2.3.11 Hortumlar Hortum, kümülüs bulutları ile bağlantılı olarak silindir şeklinde dönerek gezen bir rüzgar türüdür. Bu hortum bulutlardan yere kadar uzanır ve büyük yıkıcı güce sahip olan bir doğa felaketidir. Hortumlar hakkında bir bilimsel teori ilk olarak 1917 yılında Alfred Wegener tarafından üretilmiştir ve bu teori günümüzde de doğru olarak kabul edilmektedir. Hortum, kuru soğuk hava, sıcak nemli havayla karşılaşınca oluşur. Sıcak nemli havaya yüzeyde ihtiyaç vardır. Yoğunlaşmış birikinti, girdabı görünür kılar. Merkezi basınç oldukça düşüktür. ölçülmüş en düşük değer 813hPa dır. US(Great Plains) Muhteşem Düzlükler dünyanın en başta gelen kasırga bölgesidir. Aşağı ve yukarı doğru hava akımlarının beraber bulunduğu alanlarda şekillenir. Bir denizin ya da gölün üzerinde meydana gelen bir hortum, yerden emdiği sular ile bir "Su hortumu" oluşturur.

35 Şekil 2.35: Girdap. Şekil 2.36: Çoklu girdap. 2.3.12 Mezosiklon süper hücre Süper hücre, derin ve sürekli dönen yukarı çekiş olan mezosiklonun varlığı ile karakterize edilen gök gürültülü fırtınadır. Gök gürültülü fırtınanın (süper hücre, bora hattı, çoklu hücre ve tekli hücre) dört alt sınıfından biridir. Süper hücre bunlar arasında en az yaygın meydana gelir ve en şiddetli olma olasılığına sahiptir. Süper hücre çoğu zaman diğer gök gürültülü fırtınalardan izole olup 20 mil (32 kilometre) uzaklığa kadar ki yerli iklime hakim olabilir. Mezosiklon döngüsü, içinde oluşabilecek bir kasırgadan çok daha büyük alan kaplar.

36 Şekil 2.37: Mezosiklon. 2.4 Açıkhava Işınımı 2.4.1 Dünya Döngüsü ve Devrimi Dünya kendi çevresinde (23 saat, 56 dakika, 4.091 saniye) ve Güneş çevresinde (365 gün, 6 saat, 48 dakika) hareket eder. Günlük ve yıllık hareketlerine bağlı olarak gece, gündüz, mevsimler, kayaçların oluşması ve diğer canlılık ve biyolojik olaylar gerçekleşir. Mevsimlerin oluşmasında etken ise 23 derecelik eksen eğikliğidir. Sürekli olarak hareket eden dünyanın iki çeşit hareketi vardır. Bu hareketlerden birisi kendi ekseni etrafında olur ve batıdan doğuya doğrudur. Bu dönmesini 24 saatte tamamlar. Dünyanın kendi ekseni etrafındaki bu dönmesi ile birlikte olan ikinci hareketi, Güneş etrafındadır. Güneş etrafında dünya, elips şeklinde çok geniş bir yörünge üzerindeki hareketini de 365 1/4 günde, yani bir yılda tamamlar. Dünyanın kendi ekseni etrafındaki ve Güneş etrafındaki bu iki hareketi, iki önemli olaya sebep verir. Kendi ekseni etrafında dönmesi ile gece ve gündüz, Güneş in etrafında dönmesi ile mevsimler meydana gelir. Dünyanın yüzölçümü 509.200.000 kilometrekaredir. Bunun % 70 i denizler 360.600.000 kilometrekare, % 39 u karalar, 148.600.000 kilometrekare dir. Kuzey kutup çevresinde karalarla çevrilmiş bir deniz, Güney Kutup çevresinde denizlerle kuşatılmış bir

37 kara parçası vardır. Şekil 2.38: Dünyanın kendi eğimli ekseni etrafındaki hareketi. Şekil 2.39: Gece gündüz eşitliği, gündönümü, günöte ve Dünya nın Güneş etrafındaki yörüngesiyle bağıntılı perihelyon konumları. Enöte, bir gök cisminin yörüngesi boyunca, etrafında dolandığı merkezi cisim e en uzak olduğu nokta. Enöte noktası eliptik bir yörüngenin iki odak noktasından geçen büyük ekseni üzerinde bulunur ve enberi noktasına tam karşıt konumdadır. Güneş etrafında dolanan bir cismin (örneğin bir gezegen) yörüngesinin Güneş e en uzak noktası günöte olarak adlandırılır. Aynı kavram, Yer in uyduları için

yeröte adını alır. Dünyanın rotasyonel ekseni, eliptik düzleme dik çizilmiş kırmızı 38 Şekil 2.40: Eliptik düzlem. çizgiyle 23.5 eğimlidir. Eğim, Dünya nın Güneş etrafındaki yörüngesinin herhangi bir yerinde aynıdır. Bu eğim, Dünya nın Güneş ekseni etrafındaki hareketi ile beraber mevsimlerin oluşmasını saılar. Mevsimler, bir yılın farklı astronomik ve iklimsel özelliklere sahip olan bölümleridir. Orta iklimli paralellerde ilkbahar, yaz, sonbahar ve kışa ayrılırlar. Kutuplarda ve kutuplara yakın paralellerde bir yıl sadece yaz ve kış mevsimi diye ikiye ayrılır. Kutuplarda ayrıca 6 ay gece ve 6 ay gündüz olur. Mevsimler Dünya nın Güneş etrafında dönmesi sonucunda, gün ve gecelerin uzunluğuna bağlı olarak belirlenen, senenin dört bölümünden her biri. Dönme sonucu ortaya çıkan değişiklik, Güneş ten alınan ısı miktarının da farklı olmasını doğurur. Mevsimler arası sıcaklık değişmesi, özellikle ılımlı bölgelerde kendisini en fazla gösterirken, ekvatorda bu oldukça azdır. Kutuplar ise daima soğuktur. Ancak sıcaklıkta, mevsimlere bağlı olarak bir değişiklik fark edilir. Mevsimler, ekliptik denilen Dünya nın Güneş etrafındaki yörüngesinin düzlemiyle Dünya nın dönme ekseninin yaptığı açı sonucu ortaya çıkar. Bu sebeple Dünya nın Güneş etrafındaki hareketi sırasında kuzey ve güney yarım kürelerin

39 yönelmesi değişir. 21 Mart tan 23 Eylül e kadar kuzey yarım küre, güneye göre Güneş e daha dönüktür ve daha çok Güneş tarafından ısıtılır. Bu durum 23 Eylül- 21 Mart arasında tersine döner. Böylece kuzey yarım küresindeki mevsimlere 21 Marttan başlayarak aşağıdaki gibi isim verilmiştir: ilkbahar, 21 Mart-22 Haziran; yaz, 22 Haziran-23 Eylül; sonbahar, 23 Eylül-22 Aralık; kış, 22 Aralık-21 Mart. Güney yarım küresinde mevsimlerin sırası tersine olup, ilkbahar 23 Eylül de başlar. Mevsimler Dünya nın kendi dönüşünün, Güneş in etrafında döndüğü yörünge ile aynı hizada dönmemesinden kaynaklanırlar. Böylece yeryüzünden göğe bakıldığında Güneş Dünya nın her yerinde farklı bir yükseklikte gökyüzünden geçer. "Kuzey-kışı" döneminde Dünya nın Güney küresi Güneş e doğru yöneliktir ve Kuzey küresi daha az Güneş ışığı alır. "Güney-kışı" döneminde ise Dünya nın Kuzey küresi Güneş e yöneliktir ve kuzeyde sıcak mevsimler başlar. Yani Dünya nın Kuzey küresinde yaz başladığı zaman Güney küresinde (örneğin Güney Afrika ya da Avustralya da) kış başlar. Şekil 2.41: Dünya nın Güneş etrafındaki hareketi. Presesyon(Devinme), dünya ekseninin 26.000 yılda bir tamamladığı 360 dere-

40 celik dönüşe verilen isimdir. Devinme, yatık yapıda olan Dünya nın büyük oranda Güneş in biraz da Ay ın çekim etkisi nedeniyle ekliptiğini ekvatora doğru çeken kuvvetleri karşılamasından dolayı gerçekleşmektedir. Bir topacın dönüşü sırasında yaptığı devinim gibidir. Tam küre olmayan veya küresellikten uzaklaşan her gök cisminin dönüşü aynı zamanda devinme hareketini de beraberinde taşır. Bu hareket, tam küre olmayan bir topaçta dönmenin sonlanmaya başladığında gözlemlediğimiz kafa sallaması hareketinde olduğu gibi şeklinde tanımlanabilir. Şekil 2.42: Dünya nın devinim hareketi. 2.4.2 Dünyanın Enerji Bütçesi Dünya, giren enerji kazançlarını ve çıkan enerji kayıplarını içeren bir enerji bütçesine sahip fiziksel bir sistem olarak incelenebilir. Gezegenimiz yaklaşık olarak dengededir. Girenlerin toplamı neredeyse çıkanların toplamına eşittir.

41 Şekil 2.43: Dünya ya giren çıkan enerji miktarı. Giren enerji Dünya atmosferine giren toplam enerji akısı 174 x 10 15 watt olarak hesaplanır. Bu enerji; Güneş radyasyonu (% 99.978, yaklaşık 174 petawatt; ya da diğer bir deyişle 340 W m 2 ), jeotermal enerji (% 0.013, yaklaşık 23 terawatt; ya da diğer bir deyişle 0.045 W m 2, depolanmış ısı ve Dünya nın iç kısımlarından sızan radyoaktif bozunumdur), gelgit enerjisi (% 0.002, yaklaşık 3 terawatt; 0.0059 W m 2, Dünya nın kütlesiyle yerçekimi alanına sahip Ay ya da Güneş gibi kütlelerin etkileşimiyle üretilir) ve de fosil yakıt tüketiminden meydana gelen atık ısı (yaklaşık % 0.007, 13 terawatt; 0.025 W m 2 ) olmak üzere dört gurupta incelenebilir. Bu hesaplamalarda ihmal edilmiş küçük çapta enerji kaynakları vardır: uzaydaki termal radyasyon, yıldızlardan gelen ışınlar, güneş rüzgarları. İhmal edilecek kadar küçük olmalarının bilinmesine rağmen, bu her zaman kesin değildir: Joseph Fourier ilk zamanlarda sera etkisinden bahsederken uzaydan gelen radyasyonun önemli olduğunu düşünmüştür.

42 Çıkan enerji Dünya nın ortalama yansıtabilirliği 0.3 tür. Bu ise giren güneş enerjisinin %30 unun uzaya geri gönderildiği anlamına gelir. %70 i ise kızılötesi olarak emilir. Dünya nın yansıtabilirliği aydan aya farklılık gösterir, tümünün ortalaması ise 0.3 tür. Boyutsal olarak ise çok değişkendir: örneğin buzulların yansıtabilirliği yüksek, okyanuslarınki ise düşüktür. Jeotermal ve gelgit enerjisinin etkisi çok küçük olduğundan aşağıdaki hesaplamalarda ihmal edilmiştir. öyleyse %30 oranındaki yansıtılan enerji, %6 sı atmosferden, %20 si bulutlardan, %4 ü yerden (sular ve buzlar dahil) olmak üzere hesap edilir. Şekil 2.44: Dünya nın bulutlardan, atmosferden ve yerden yaptığı uzun dalga termal ısısal radyasyonu. Geriye kalan %70 oranındaki enerji ise emilir: %51 lik oran; %23 atmosfere suyun buharlaşması ile gizli ısı olarak geri iletilerek, %7 ısınıp yükselen havayla atmosfere geri iletilerek, %6 doğrudan uzaya gönderilerek, %15 radyasyonla atmosfere iletilip sonra uzaya saçılarak, %19 atmosfer ve bulutlar tarafından soğurularak, %16 uzaya geri saçılarak, %3 bulutlara iletilerek, karalar ve sular tarafından

emilir. Dünya ısıl dengedeyken, %70 emilen aynı miktar tekrardan, %64 bulutlar ve atmosfer tarafından, %6 yer tarafından olmak üzere tekrar ışıma yapar. 43 2.4.3 Antropojenik değişiklik Sera gazları emisyonu ve karaların kullanımındaki değişiklikler gibi diğer faktörler enerji bütçesini az ama önemli derecede değiştirir. Hükümetler arası İklim Değişikliği Paneli (IP CC) bu etkiyi bilindiği kadarıyla sunar. Sera gazlarından en çok miktardaki ve en iyi bilineni (CO 2, CH 4, halokarbonlar vb.) toplamda 2.4 W m 2 bir yükselişe neden olur. Bu miktar toplam giren güneş enerjisinin %1 inden daha azdır, fakat atmosfer ve okyanus sıcaklıklarının yükselmesine katkıda bulunur. Dünya nın Güneş radyasyonu ve karasal kızılötesi ışınımı arasında yıllık enerji dengesi, yerel olarak sadece iki enlem çizgisinden edinilmektedir. Ekvatoral bölgeden kutuplara transfer edilen fazla ısıdan küresel bir denge edinilir. 2.4.4 Işınım Isı Dengesi Işınım (radyasyon), elektromanyetik dalgalar veya parçacıklar biçimindeki enerji emisyonu (yayımı) ya da aktarımıdır. Bilindiği gibi maddenin temel yapısını atomlar meydana getirir. Atom ise, proton ve nötronlardan oluşan bir çekirdek ile bunun çevresinde dönmekte olan elektronlardan oluşmaktadır. Herhangi bir maddenin atom çekirdeğindeki nötronların sayısı, proton sayısına göre oldukça fazla ise; bu tür maddeler kararsız bir yapı göstermekte ve çekirdeğindeki nötronlar alfa, beta, gama gibi çeşitli ışınlar yaymak suretiyle parçalanmaktadırlar. çevresine bu şekilde ışın saçarak parçalanan maddelere "radyoaktif madde", çevreye yayılan alfa, beta ve gama gibi ışınlara ise "radyasyon" adı verilmektedir. Işınım, soğurulduğunda enerji açığa çıkaran foton dalgaları gibi hareket etmektedir. 0 K nin üzerinde bütün nesneler ışınım yayarlar ve ısı enerji değerleri sıcaklığın 4. kuvvetiyle

44 yükselir. Şekil 2.45: Solar ve Karasal Işınım. 2.4.5 Işınımın Fiziksel İşlemleri Işınımın fiziksel işlemleri, geçiş, yansıma, saçılım, emilim ve salınımdır. Geçiş işleminde, geçiş katsayısı 0.0-1.0 a değerlerdir. Yansımada yansıtıcılık değerleri de 0.0 1.0 a değerlerdir. Saçılım, ışık ve madde arası etkileşimler sonucu ışığın yeniden yönlendirilmesidir. Yansıtıcılık ve saçılım eş kavramlardır. Emilimde emme sığası(katsayısı) 0.0-0.1 arası değerlerdir. Emilim ısıya sebep olur. Son olarak salınımda, salıcılık değerleri 0.0-0.1 arasındadır ve salınım soğumaya sebep olur.

Güneş ve Dünya sıcaklıklarında mükemmel radyatörler için dalga boyu başı salınım 45 Monokromatik, yani tüm ışık fotonları tek ve aynı dalga boyunda olan salınım için Planck Yasası kullanılır. Planck Yasası, farklı sıcaklıklardaki bir karacismin ışınımını hesaplamak için kullanılan denklemdir. Kara cisim ışınımının özelliği Planck tarafından açıklanabildi. Planck özellikle ışığın "foton" lardan (enerji taneleri) meydana geldiğini kabul ederek fotonun sahip olduğu enerjiyi frekansı cinsinden, E = hν (2.4.1) şeklinde ifade etti. h, Planck sabiti olup değeri 6.62x10 27 erg/sn dir. Karacisim radyasyonunun dalga boyuna göre dağılımı, sadece sıcaklığın fonksiyonudur ve Planck kanunuyla verilir. T sıcaklığındaki karacismin, ν frekansındaki ışınımın şiddeti B ν = 2hν3 1 c 2 hν (P lanckkanunu) (2.4.2) ekt 1 olup, burada; h: Planck sabiti, c: Işık hızı = 3.10 8 m/s, k: Boltzman sabiti = 1, 38x10 23 j/k dir ve B ν nün birimi, (W/m 2 Hz stread) dir. Planck kanunuyla verilen karacisim spektrumu süreklidir. Sürekli spektrum hemen hemen bütün üzellikleri Planck tarafından açıklanabilmiştir. Planck ışınım kanununun, karacisimdeki enerji yoğunluğu ifadesi: U(λ, T ) = ( 8πhc λ ) 1 5 hν ekt 1 (P lanckkanunu) (2.4.3) U(λ, T ), λ dalga boyunda, T sıcaklığındaki birim dalga boyu için oyuk içindeki enerji yoğunluğudur. Mükemmel bir radyatör için tüm dalga boylarında emilim için Stefan-Boltzmann Kuralı kullanılır. Stefan-Boltzmann kanunu bir kara cismin oluşturduğu toplam enerji ile ilgilidir (Planck ve Wien kanunları ise dalga

46 boyları ile ilgilidir). Bu kanuna göre, bir kara cismin birim yüzeyinden saldığı toplam ışınım (yani bütün dalga boylarındaki ışınımın toplamı) onun mutlak sıcaklığı ile orantılıdır. (Yani kara cismin yüzeyinin 1 cm 2 lik kısmının 1 saniyede saldığı toplam enerji miktarı bu cismin sıcaklığının 4. kuvvetiyle orantılıdır. E = σt 4 (2.4.4) Bu Stefan-Boltzman Kanunudur. σ = 5, 6697.10 8 cal/cm 2 sn derece 4 tur ve Stefan-Boltzman sabitidir. Herhangi ışıyan bir cisim için pik (maksimum değer) Şekil 2.46: Monokromatik enerji yoğunluğunun dalga boyuna göre grafiği. salınımının dalga boyu(mikrometre cinsinden) Wien Kanunu ile verilmektedir. Wien Kanunu daha sıcak cisimlerin, soğuklara nazaran daha kısa dalga boylarında enerji ışınımı yaptıklarını belirtmektedir. Belli bir süre ısıtılan cisimlerin önce, görünen ışık içinde donuk kırmızı, sıcaklık arttıkça maviye kadar değişim gösteren ışınım yaydığı bilinir. Verilen bir sıcaklık için, deneysel olarak elde edilen enerjinin dalga boyuna göre değişimleri, cisimlerin cinsine bağlı olmaksızın aynı özellikleri

taşır. Değişimlerdeki maksimum dalga boyları (λ max ) ile sıcaklık (T ) arasında 47 λ max T = b = sabit (2.4.5) şeklinde bir bağıntı vardır. Buna Wien yer değiştirme kanunu denir. b = Wien yer değiştirme sabiti = 0, 298978 cmk dir. Wien yer değiştirme kanununa göre; bir cisim tarafından salınan ışınımın şiddeti bütün dalga boylarında aynı değildir, tayfın belli bir noktasında maksimumdur, bu noktanın yeri cismin sıcaklığına bağlıdır. Dalga boyu λ max dan çok kısa veya çok uzun olduğu zaman, Planck fonksiyonunun basit bir yaklaşık ifadesi bulunabilir. λ λ max (veya hc/λkt 1) olduğu zaman e hc/λkt 1 olur. Bu durumda Wien yaklaşımı: B λ (T ) = 2hc2 λ 5 olur. hc/λkt 1 (λ λ max ) olduğu zaman ise; hc e λkt (2.4.6) hc eλkt 1 + hc λkt (2.4.7) ve B λ (T ) = 2hc2 λ 5 λkt hc = 2ckT λ 4 (2.4.8) olur. Bu denklem, Rayleigh Jeans yaklaşık denklemidir ve özellikle astronomide kullanılır. Pik salınımının dalga boyu, sıcaklıkla ters orantılıdır. Başka bir deyişle, cisim sıcaklığı arttıkça pik salınımının dalga boyu küçülür. Kirchoff Kanunu Belirli bir dalga boyundaki (λ) iyi güzlemciler, iyi emicilerdir. Aynı λ da zayıf gözlemciler, zayıf emicilerdir. Denge halinde, emilen ışınım salınan ışınıma eşit

48 olmak zorundadır. Bu yüzden; 1 ε = R (2.4.9) Burada ε emicilik katsayısı, R ise yansıtıcılık katsayısıdır. Denklem, nicelikler dalga boyu üzerinden, ama herhangi bir dalga boyu olması şart değil(gelen görünür ışık kızılötesi olarak yeniden ışınlanabilinir) düzgün bir şekilde ortalandığı zaman geçerlidir. Uzun boylu & Kısa boylu dalgaların ışınımları Nispeten daha sıcak olan Güneş, daha fazla enerji taşıyan kısa dalga boylarında ışınlanmaktadır. Ve Wien Kanunu ndan öngürülebileceği gibi, daha soğuk olan Dünya nın emilim dağılımı daha uzun dalga boylarında yeniden ışınlanmıştır. Solar Işınım, spektrumun gürünür kısmında en yoğun olandır. Işınımın çoğu, kısa dalga boylu ışıma dediğimiz 4 mikrometreden küçük dalga boylarına sahiptir. l s /l e = 160000 (2.4.10) Dünya yüzeyinden ve atmosferden yayılan ışınım, temel olarak, uzunluğu genellikle 4 mikrometreden fazla dalga boylarından oluşmaktadır. Bu çeşit elektromanyetik enerji uzun dalga ışınımı olarak adlandırılır. Elektromanyetik Işınım Elektromanyetik ışınım veya elektromanyetik radyasyon, atomlardan çeşitli şekillerde ortaya çıkan enerji türleri ve bunların yayılma şekillerine verilen addır. İçinde X ve γ ışınlarının ve görülebilir ışığın da bulunduğu ışımalar, dalga boyları ve frekanslarına göre elektromanyetik spektrumu oluştururlar. Bu spektrumun bir ucunda dalga boyları en büyük, enerjileri ve frekansları ise en küçük olan radyo

49 Şekil 2.47: Dünya ve Güneş ışınım grafiği. dalgaları bulunur. Diğer ucunda ise; dalga boyları çok küçük, fakat enerji ve frekansları büyük olan X ve γ ışınları bulunur. Işığın parçacık teoremine göre elektromanyetik ışımanın da en küçük birimi fotondur. Fotonların kütlesiz olduğu ve boşlukta ışık hızında enerji paketleri şeklinde yayıldığı kabul edilir. Görülebilir ışık için geçerli olan bütün fizik kuralları tüm elektromanyetik ışımalar için de geçerlidir. Elektromanyetik ışımaların ortak özellikleri şunlardır; Boşlukta düz bir doğrultuda yayılırlar, hızları ışık hızına (yaklaşık 300.000 km/sn) eşittir, geçtikleri ortama frekanslarıyla doğru orantılı dalga boylarıyla ters orantılı olmak üzere enerji aktarırlar, ve de enerjileri maddeyi geçerken yutulma ve saçılma nedeniyle azalır, boşlukta ise uzaklığın karesiyle ters orantılı olarak azalır. Elektromanyetik ışınımlar, sinüsoidal yayılım yaparlar. Sinüsoidal yayılımı anlayabilmek için, dalga modelini incelemek gerekir. Elektromanyetik dalgaların elektriksel ve manyetik güçleri birbirine dik ve eş zamanlı olarak salınım yaparlar. Sinüsoidal yayılımdaki hız, frekans ve dalga boyu parametreleri fotonun yayılımını açıklamaktadır. Dalga yüksekliğinin (genlik veya amplitüd) burada diğer parametrelerle bir ilişkisi yoktur. Hız; dalga boyu (λ) ile frekansın (f) çarpımına eşittir. Elektromanyetik

50 radyasyonların hızları, ışık hızına eşittir. Bu nedenle formül "c" (ışık hızı) ile gösterilmektedir. c = λf (2.4.11) Işığın yayılım alanına dikey birim alandan birim sürede geçen enerji miktarına ışık şiddeti adı verilir ve bu nicelik uzaklıktan bağımsızdır. Nokta ışık kaynağından yayılan elektromanyetik radyasyonların enerjileri, uzaklığın karesi ile azalır. l 1 l 2 = ( d 1 d 2 ) 2 (2.4.12) Bu formüle göre ışık kaynağına 2x uzaklıkta ışığın aydınlanma şiddeti, x uzaklığına göre 4 kat azalır. Fotonlar ışık hızı ile hareket ederler ve enerjileri frekansları ile doğru orantılıdır. Enerjileri; E = hf (2.4.13) denklemiyle gösterilebilir. Burada E; fotonun enerjisi, h; Planck sabiti (4, 13x10 18 kevsn), f; frekansı gösterir. Bu denklem daha önce verilen c = λf denklemiyle birleştirilirse, E = h c λ = 12.4 λ (2.4.14) denklemi elde edilir. Tanısal amaçlı X ışını fotonlarının enerjileri 100keV, dalga boyları 10 2 nm frekansları 10 19 Hz civarındadır. Elektromanyetik radyasyonların madde ile etkileşimini dalga boyları belirler. Dalga boyları metreleri bulan radyo dalgaları, radyo antenleriyle alınabilir. Mikrodalgaların dalga boyları santimetrelerle belirtilir. cone) etkileyecek boyuttadır. Görülebilir ışığın dalga boyu, görme hücrelerini (rod ve Ultraviyole ışık, X ışını ise atom ve subatomik parçacıklarla etkileşir. Elektromanyetik spektrumun algılayabileceğimiz bölümü olan görülebilir ışık, spektrumun çok dar bir bölümünü oluşturur. Görülebilir ışığın, bir uçta kısa uzun dalga boyu olan kırmızı radyasyona uzanan bir renk spektrumu vardır. Elektromanyetik spektrumda görülebilir ışığa yakın yerleşen morötesi ve kızılötesi radyasyonlar insan gözüyle görülmezler fakat fotografik emülsiyon ve benzeri diğer yöntemlerle saptanabilirler. Görülebilir ışığın madde

51 ile etkileşimi X ışınından farklıdır. Görülebilir ışık fotonu maddeye çarptığında madde uyarılır ve foton, maddenin moleküler yapısına göre değişen diğer bir ışık fotonu şeklinde yansıtılır. Bir madde, günışığında eğer kırmızı görülüyorsa, bu madde gün ışığındaki kırmızı dışında tüm görülebilir ışık fotonlarını soğurur, yalnızca uzun dalga boylu olan kırmızı ışığı tekrar yayar. Görülebilir ışığın ve dolayısıyla elektromanyetik radyasyonların birçok özellikleri, yukarıda da belirtildiği gibi dalga modeliyle açıklanabilmiştir. Yapay dalgalarla yapılan deneylerde elektromanyetik radyasyonların; yansıma (refleksiyon), emilim (absorbsiyon) ve maddeyi geçebilme (transmisyon) gibi özellikleri gösterilebilmektedir. Görülebilir ışığı geçiren maddeler saydam (transparent), yarı geçirgen maddeler translusent, geçirmeyen maddeler ise opak olarak adlandırılır. Radyoloji pratiğinde kullanılan tanısal amaçlı X-ışınını fazla geçiren vücut yapıları (akciğerler, yağ dokusu gibi) radyolusent, az geçiren vücut yapıları (kemik, kalsifikasyon gibi) ise radyoopaktır. Daha sıcak olan Güneş kısa dalga boylu ışınımı (ultraviyole, görünür, ve kısa dalga boylu kızılötesi) yaydığı gibi, daha soğuk olan Dünya, çoğunlukla atmosferden çıkamadan geri emdiği (karbondioksit gibi) uzun dalga boylu (kızılötesi) ışınımı yayar. Şekil 2.48: Atmosferde Elektromanyetik Işık geçirmezlik.

52 Dünya dan yapılan astronomik gözlemlerde bilindiği gibi atmosferin bozucu etkisi çok büyüktür. Elektromanyetik spekturumun gama ışını, kızılötesi gibi bantları atmosferden geçemiyor. Kızılötesi bantın belirli dar aralıkları geçerken bir taraftan da atmosferin kendisinin kızılötesi bantta ışınım yapması bu gözlemlerin Dünya dan yapılmasını imkansız hale getiriyor. Atmosferin geçirgenliği; dalga boyunun soldan sağa arttışı yukarki grafikte çukur bölgeler atmosferin geçirgen olduğu bantları gösteriyor. Optik bantın ve radyo bantının tamamını geçirirken diğer dalga boylarında kısmen geçirgen olduğu veya hiç geçirmediği görülüyor. Gama ışınları, X ışınları ve morötesi ışınlar atmosferin üst katmanı tarafından engellendiği için bu dalgaboylarındaki en iyi gözlemler ancak uzay araçları ile yapılabilmektedir. Görünür ışık atmosferden biraz bozularak da olsa geçer ve yeryüzünden çıplak gözle algılanabilir. Kızılötesi tayfın büyük bir kısmı atmosferdeki gazlar tarafından emildiğinden bu dalga boyları en iyi uzaydan gözlemlenir. Radyo dalgaları atmosferi aşabilir ve yeryüzünden kolayca algılanabilir. Uzun-dalga radyo emisyonları tamamen bloke edilir. Giren Solar Işınım Giren mevcut solar ışınım atmosferden geçerken birtakım işlemlere maruz kalmaktadır. Atmosferde bulutlar ve gazlar 19 ve 6 birimi radyasyon yoluyla uzaya geri yayar. Atmosfer diğer 25 birimi de soğurur. Atmosfer tepesindeki güneşlenmenin sadece yarısı, gerçekte yüzeye erişir ki bunların 5i tekrar uzaya yansıtılır. Yüzey tarafından soğurulan net solar ışınım 45 birimdir. Sera etkisi Evren, üzerine düşen güneş ışınlarından çok, dünyadan yansıyan güneş ışınlarıyla ısınır. Bu yansıyan ışınlar başta karbondioksit, metan ve su buharı olmak üzere at-

53 Şekil 2.49: Giren solar ışınım muhasebesi. mosferde bulunan gazlar tarafından tutulur, böylece Dünya ısınır. Işınların bu gazlar tarafından tutulmasına sera etkisi denir. Atmosferde bu gazların miktarının artması Yerküre de ısınmayı artırır. Dünyanın enerji dengesi sabit bir sıcaklık dengesine ulaşmak üzere soğurulmuş solar ışınımın salınmasını gerektirmektedir. Sera gazlarının doğal seviyelerdeki varlığı göz ardı edilecek olsaydı, yüzey sıcaklığı ölçülmüş değerinden 33 C daha soğuk olurdu. Günümüzdeki tehlike, karbondioksit ve diğer sera gazlarının miktarındaki artışın bu doğal sera etkisini şiddetlendirmesinde yatmaktadır. Binlerce yıldır dünyamızdaki karbon kaynakları kararlı kalırken, şimdi modern insanoğlu aktiviteleri, fosil yakıtların kullanımı, ormanların yok oluşu, aşırı tarım yapılması, atmosfere büyük miktarlarda karbondioksit ve diğer sera gazlarının atmosfere salınmasına sebep olmaktadır. Küresel ısınma, sera etkisiyle atmosferin periyodik olarak sıcaklığının artarak ısınması olan, doğal bir süreçtir. İnsanların aktiviteleri sonucunda atmosfere, özellikle gazların girdileri arttığından etki giderek fazlalaşmaktadır. 16.02.2001 tarihinde Cenevre de açıklanan BM çevre Raporu na göre 21.Yüzyılda, ortalama hava sıcaklığının 1.4 C ile 5.3 C arasında artacağı, buzulların erimesiyle denizlerin 8-88

54 cm kadar yükseleceği, uzun vadede dünyanın fiziksel yapısında geri dönüşümü olmayan değişiklikler ortaya çıkacağı, Afrika kıtasında, tarım rekoltesinin düşeceği, ortalama yıllık yağış miktarının azalacağı, su sıkıntısı görüleceği, Asya kıtasında, kurak ve tropik bölgelerde yüksek sıcaklıklar, seller ve toprak bozulması, kuzey bölgelerinde ise tarım rekoltesinde artış görüleceği, tropik kasırgaların artacağı, Avrupa kıtasında, güney bölgelerinin kuraklığa eğilimli hale geleceği, Alp Dağları buzullarının yarısının 21. Yüzyılın sonunda yok olacağı ve tarım rekoltesinin azalacağı, Kuzey Avrupa da ise tarım rekoltesinin artacağı, Latin Amerika da kuraklık olacağı, sellerin çok sık tekrarlanacağı, tarım rekoltesinin azalacağı, sıtma ve koleranın artacağı, Kuzey Amerika da tarım rekoltesinin artacağı, özellikle Florida ve Atlantik kıyılarında deniz seviyesinin yükseleceği, büyük dalgaların oluşacağı ve sellerin görülebileceği, sıtma ve ateşli humma gibi hastalıkların artacağı, sıcaklık ve nem artışıyla ölüm oranının artacağı, Polar bölgelerde buzulların eriyeceği, bitki ve hayvan türlerinin sayısının ve dağılımının etkileneceği, buzulların erimesiyle bağlantılı olarak deniz seviyesi her yıl 0.5 cm kadar yükseleceğinden, gelecek 100 yıl içersinde mercan kayalıklarının zarar göreceği, çok sayıda küçük ada ve kıyı kentlerinin sulara gömüleceği gibi öngürülere yer verilmekte ve dünyanın bilinmezlerle dolu bir geleceğe doğru yol aldığı ortaya konmaktadır. Küresel ısınma üzerinde en etkili gaz olan karbondioksit emisyonlarını % 5 oranında azaltmak için bütün ülkelerin doğayı etkilemeyen yeni endüstri politikalarını devreye sokmak zorunda olduğu belirtilmektedir. Net ışınım, güneş ışınımının emiliminin ve uzun dalga boylu ışınımların emiliminin ve ışınımının sonucudur. Yüzey 29 birimlik bir ışınım fazlalığına sahiptir, atmosfer ise 29 birim ışınım açığı içindedir.

55 Şekil 2.50: Sera etkisi olmasaydı Dünya nın ortalama sıcaklığı. Şekil 2.51: Sera etkisi olduğunda Dünya nın ortalama sıcaklığı. Atmosferik emilim Atmosferdeki çeşitli gazların gelen ışınımı hapsetmesi o ışınımın dalga boyuna bağlıdır. Emilme katsayısının sıfır olması emilimin olmadığını, 1 olması tam emilimi göstermektedir. Kızılötesi ışınımın baskın emicileri arasında su buharı ve karbobdioksit gelirken, oksijen ve ozon Güneş in morötesi ışınımını büyük ölçüde emerler. Güneş ışınımı atmosferden serbestçe geçer, fakat dünyadan yayılan uzun dalga boylu enerji ya dar bir pencereden geçebilir ya da sera gazları tarafından emilip yeryüzüne geri yollanır.

56 Şekil 2.52: Atmosferin enerji muhasebesi. Şekil 2.53: Sera gazlarının geçirgenlikleri. Aklık Aklık ya da Albedo, yüzeylerin yansıtma gücü; veya bir yüzeyin üzerine düşen elektromanyetik enerjiyi yansıtma kapasitesidir. Genel olarak güneş ışığını yan-

57 sıtma kapasitesi için kullanılır. Albedo, cismin yüzey dokusuna, rengine ve alanına bağlı olarak değişir. Elektromanyetik tayfın tümünde veya belirli bir bölümünde hesaplanabilir. Uzaydan dünyamıza bakıldığında, bulutlar parlak, okyanus yüzeyi ise genelde koyu olarak gözükür. Beyaz bulutlar üzerlerine düşen ışığın büyük bölümünü yansıtırlar; yani albedoları yüksektir. Deniz yüzeyi ise üzerine düşen ışığın büyük bölümünü emer, ancak çok küçük bölümünü yansıtır; yani albedosu düşüktür. Gezegenimizin yüzeyinde en yüksek albedo oranına sahip olan cisimler arasında kar ve kum sayılabilir. En düşük albedo değerlerine ise yeni sürülmüş nemli topraklarda ve ormanlık alanlarda rastlanır. Karanlık bir yüzey düşük aklık değerine sahiptir. örneğin okyanusların aklığı düşüktür. Yaklaşık 0.1 dir, %10 u yansıtılmaktadır. Dolayısıyla solar enerjinin %90 ı soğurulmaktadır. Açık renk bir yüzeyinse aklığı yüksektir. Örneğin kar aklığı yüksektir. Yaklaşık 0.8 dir ve solar enerjinin %80 i yansıtılmaktadır. Yani sadece %20 si soğurulmaktadır. Geri Besleme Sistem teorisinde, geri besleme, sebep ve sonuç arasındaki karşılıklı etkileşim anlamına gelir. Sistem teorisinde, iki tür geri besleme vardır; negatif geri besleme ve pozitif geri besleme. Negatif geri besleme, kendi kendini dengeleyen (selfcorrecting) anlamındadır. Bunun anlamı sistemin iki unsurundan biri (sebep veya sonuç) değiştiğinde, sistem değişikliğe karşı direnç gösterir ve eski haline geri dönmeye çalışır. Pozitif geri besleme, kendi kendini güçlendiren (self-reinforcing) demektir. Bunun anlamı sistemin iki unsurundan biri değiştiğinde, sistem içi etkileşimler, bu değişikliğin giderek artmasına sebep olur. Yeryüzündeki su döngüsü dinamik bir sistemin örneği olarak ele alınabilir. Bu sistemin unsurları bulutlar, atmosfer, güneş, toprak ve deniz, bitkiler ve diğer canlılardır. Güneş yeryüzündeki denizleri ve canlıları ısıtır, canlılar ve denizler ısındıkça su kaybederler, buharlaşan su atmosferdeki hava akımlarının etkisiyle yükselir ve yoğunlaşır. Yoğunlaşan su buharı bulutları oluşturur. Güneş in yeryüzünün farklı yerlerini birbirinden

58 farklı şekilde ısıtması sonucunda basınç farklılıkları meydana gelir. Bu basınç farklılıklarından dolayı, bulutları hareket ettiren hava akımları oluşur ve belirli şartlarda bulutlardaki su buharı yoğunlaşarak yağmur ancak yeryüzüne düşer, deniz ve toprak tarafından emilir. Buradan da yeniden canlılara geçer. Bu döngü sürekli olarak birbirini besleyerek devam eder. Bu sistemdeki unsurlar arasında geri-besleme döngüleri vardır, çünkü denizlerden ve canlılardan buharlaşan su döngünün sonucunda denizlere ve canlılara geri döner. Ayrıca, sistemin unsurları arasındaki su alışverişi gecikmelidir, örneğin bir gölden yazın buharlaşan su ancak aylar sonra ve de dolaylı yollardan oraya geri döner. Ancak bir bütün olarak ele alındığında, dünyadaki farklı farklı su stokları arasındaki su alışverişi sonucunda yine başka bir yerden bir şekilde su baharlaşan yere geri dönmektedir. Şekil 2.54: Pozitif geri besleme. Bulut geri beslemesi, bulutluluk ve yüzey hava sıcaklığı arasındaki eşleşmedir, ki yüzey hava sıcaklığında bir değişim bulutlarda değişime sebep olabilir. Bu da başlangıçtaki sıcaklığın düzensizliğini arttırabilir ya da azaltabilir.

59 Şekil 2.55: Negatif geri besleme. Şekil 2.56: Su buharı geri beslemesi. Şehirsel ısı adası şehirsel ısı adası kavramı, şehirsel alanlar bitişiklerindeki kırsal kesimlere göre doğal alanların asfaltlanmış ve inşa edilmiş olmaları ve insan aktivitelerinin yerel çevreye ısı bırakmaları sonucu daha yüksek sıcaklıklara sahiplerdir. En yüksek sıcaklıklara genellikle şehir merkezinde rastlanılmaktadır. şehirsel-kırsal sıcaklık farkları gece geç saatlerde ve kış aylarında en yüksek değerindedir. Gelen ışınım bir binayla etkileştiği zaman, bir kısmı her yöne dağıtılır, bir kısmı soğurulur. Dağıtılmış ışınım, sırayla bitişik binalara çarpabilir, böylece şehirsel aklık düşerek daha çok emilim gerçekleşir. şehirsel aktivitelere bağlı olarak arttırılmış parçacık-

60 Şekil 2.57: Bulut geri beslemesi. lar, gelen solar ışınımı soğurabilir ve dağıtabilir. Ayrıca atmosferdeki uzun dalga boylu enerjinin emilim ve yeniden ışınım miktarlarını arttırabilir. Parçacıkların artması bulut örüsünü de arttırması şeklinde sonuçlanabilir. Şekil 2.58: Gelen solar ışınımın şehirsel ısı adasında yansımaları. Isı adası geceleyin de varlığını sürdürme eğilimi gösterir. Parklar şehirsel ısı adası etkisini azaltabilir. Sulanmış bitkiler şehri soğutabileceğinden çölsel şe-

61 hir bölgeleri genellikle ısı adaları bulundurmazlar. Kırsal alanlarda nispeten Şekil 2.59: Yerleşim alanlarındaki değişikliğe göre hava sıcaklığının değişimi. düşük sıcaklıklara rastlanılır. Terleme ve buharlaşmanın birleşimine evapotiranspirasyon denir. Yüksek sıcaklıklara ise şehirsel alanlarda rastlanılır. Su kanalize edilmiştir, böylece kuru yüzey olma eğilimi gösterebilecek yüzeyler çoğunlukla siyahtır(asfalt). Yapı malzemeleri ısıyı tutar ve böylece yapılardan da ısı salınır. 2.5 Işınım ve Bulutlar 2.5.1 Güneş Radyasyonunun Kontrolü Güneç açısı (yoğunluğu), enleme bağlı olarak değişir, gündüz süresini, yıl süresini belirler. Süreç yani gün uzunluğu, enleme bağlı olarak değişir, yıl süresini belirler. Bulut örtüsü dünyanın genel yansıtıcılığını belirler. Yüzey aklığı da su, toprak,

62 kar, buz, bitki örtüsü ve arazi kullanımı gibi parametrelere bağlıdır. α p = α c + t 2 cα s + t 2 cα 2 sα c + t 2 cα 3 sα 2 c + t 2 cα 4 sα 3 c +... (2.5.1) = α c + t 2 cα s [1 + α s α c + α 2 sα 2 c + α 3 sα 3 c +...] (2.5.2) = α c + t2 cα s 1 α s α c (2.5.3) Şekil 2.60: Yüzey ve tek bir bulut katmanından oluşan sistemden yansıyan Güneş ışını diagramı. 2.5.2 WRF Modeline Genel bakış WRF modelinde uzun ve kısa dalga boylu ışınımlardan oluşan 7 tane ışınım şeması bulunmaktadır.

63 Şekil 2.61: WRF modelindeki yedi ışınım şeması. Atmosfer Işınımı Işınım düzeni, ışınımsal akı dağılımıyla ve zemin ısı hesabı için aşağı doğru uzun ve kısa dalgalarda ışınımla atmosferin ısınmasını sağlar. Uzun dalga ışınımı, gazlar ve yüzey tarafından soğurulan ve salınan kızılötesi ve termal ışınımı kapsar. Zeminden yukarı doğru uzun dalga ışınımının akısı yüzey yansıtıcılığına bağlıdır. Yüzey yansıtıcılığı da, arazi kullanımı türüne ve zemin yüzey sıcaklığına bağlı değişir. Kısa dalga ışınımı solar spektrumu oluşturan görünür dalga boyu ve çevresindeki dalga boylarını dahil eder. Tek kaynak Güneş olduğu haliyle, işlemler emilimi, yansıtmayı ve atmosfere ve yüzeylere dağıtımı dahil eder. Kısa dalga boylu ışınım için, yukarı yönlü akı yüzey aklığının yansımasıdır. Işınım, atmosferde modeli öngörülmüş bulutlara ve su buharı dağılımına etki ettiği gibi, karbondioksit, ozon ve gaz (tercihen) izi konsantrasyonlarına etki eder. Işınım şemalarında WRF, sıklıkla (bir boyutlu) sütun şemasıdırlar, yani her bir sütun birbirinden bağımsız hareket eder ve akılar onlara yatayda aynı, sonsuz düzlemlerde karşılık gelir. Bu da model katmanlarının dikeydeki kalınlığı yatay grid

uzunluğundan çok daha az ise iyi bir yakınlaştırmadır. Bu varsayım yüksek yatay çözünürlük kullanılsaydı daha az kesinliğe sahip olurdu. 64 Uzun dalga Ani Işınımsal Transfer Modeli (RRTM) MM5 ten edinilen bu model (RRTM) Mlawer a (1997) dayanmaktadır ve ilişkili-k metodu kullanılan bir spektral band şemasıdır. Su buharı, karbondioksit, ozon, gaz izine (mevcutsa) bağlı olan uzun dalga işlemlerini net bir şekilde gösterebilmek için, ayrıca bulut optik derinliğini de hesaba katmak için önceden oluşturulmuş tabloları kullanır. Eta Uzun dalga Jeofizik Sıvı Dinamiği Laboratuarı (GFDL) Bu uzun dalga ışınım şeması GFDL den edinilmiştir. Fels ve Schwarzkopf un(1975) ve Schwarzkopf ve Fels in(1991) su buharı, karbondioksit ve ozonla ilişkili spektral band üzerinden hesaplanmış, basitleştirilmiş Exchange yöntemini takip etmektedir. İçerikler; Schwarzkopf ve Fels in(1985) karbondioksit geçiş katsayıları, Roberts et al.(1976) su buharı sürecidir, ve de su buharı-karbondioksit örtüşmesiyle ve Voight çizgi-şekil doğrulamasının etkileridir. Rodgers (1968) formülasyonu ozon emilimi için uygulanmıştır. Bulutlar rastgele örtüşmektedir. Bu şema işlevsel Eta modeliyle karşılaştırmalar yürütmek üzere uygulamaya geçirilmiştir. CAM Uzun dalga NCAR Ortak Atmosfer Modelinde(CAM 3.0) iklim simülasyonları için kullanılan bir spektral band şemasıdır. Bazı gaz izlerini değerlendirebilecek potansiyele sahiptir. çözünürlüklü bulutlar ve bulut dağılımları ile etkileşir. Collins et al.(2004)

65 tarafından bütünüyle belgelenmiştir. Eta Kısa dalga Jeofizik Sıvı Dinamiği Laboratuarı (GFDL) Bu kısa dalga boylu ışınım Lacis ve Hansen(1974) parametrelendirmesinin bir GFDL versiyonudur. Atmosferdeki su buharının, ozonun (her ikisi de Lacis ve Hansen(1974)den edinilmiş), ve karbondioksitin (Sasamori et al. 1972) etkileri dahil edilmiştir. Bulutlar rastgele örtüşmüştür. Kısa dalga boyu hesaplamaları zaman aralığı boyunca ortalama-gündüz solar kosinüs zirve açısı kullanılarak yapılmıştır. MM5 (Dudhia) Kısa Dalga Bu şema Dudhia ya (1989) dayandırılmış ve MM5 ten alınmıştır. Açık hava dağıtımını, su buharı emilimini (Lacis ve Hansen,1974) ve bulut aklığı ve emilimini hesaplamak için basit aşağı yönlü bir solar akı entegrasyonuna sahiptir. Bulutlar için Stephens ın (1978) yukarı yönlü tablolarını kullanır. 3 numaralı versiyonunda şema, arazi eğimi ve yüzey solar akısının gölgelendirme etkisini hesaba katmak için bir opsiyona sahiptir. Goddard Kısa dalga Bu şema Chou ve Suarez e (1994) bağlıdır. Toplamda 11 spektral bandı vardır. Dağınık ve doğrudan solar ışınım bileşenlerini; dağıtılmış ve yansıtılmış bileşenleri hesaba katan iki-akımlı araştırmada dahil eder. Ozon mevcut birtakım iklimsel profillerle incelenmiştir.

66 CAM Kısa dalga NCAR Ortak Atmosfer Modelinde(CAM 3.0) iklim simülasyonları için kullanılan bir spektral band şemasıdır. Birtakım aerosol türleri ve gaz izlerinin optik özelliklerinin üstesinden gelecek kabiliyetlere sahiptir. Bulut dağılımlarını ve örtüşme varsayımlarını doymamış bölgelerde kullanır ve aylık bölgesel bir ozon iklimbilimine sahiptir. Collins et al.(2004) tarafından bütünüyle belgelenmiştir. CAM ışınım şeması, aylık ortalama-bölgesel iklim verilerine bağlı olarak simülasyon boyunca çeşitlenen ozon dağılımlarına sahip olmalarıyla, özellikle bölgesel iklim simülasyonları için uygundur.

BÖLÜM ÜÇ BULUT VE YAǦIŞ 3.1 Bulut ve Yağış Bulut ve yağışın nasıl oluştuğunu anlayabilmemiz için buz ve sıvı fazlar ve onların etkileşimi dahil bulutta yağışın mikro fiziksel gelişimini anlamalıyız. Ayrıca çok yüksek çözünürlükteki sayısal modellerle yağış oluşumunu sunmak üzere geliştirilmiş metotları belirlemek de önemlidir. Konveksiyonel (Alt-Grid Yağış) yağış bir yağış oluşum mekanizması, aynı zamanda bu mekanizma sonucu gerçekleşen yağıştır. Konveksiyon bir ısı iletim mekanizması olup, meteorolojide genel olarak çevreye göre daha düşük yoğunluktaki hava parselinin yükselmesiyle eşdeğer anlamda kullanılır. Burada anahtar kelime yoğunluktur; ki atmosferde yoğunluk doğrudan ölçülebilen bir parametre değildir. Ancak sıcaklık, nem ve basınç gibi değişkenler yardımıyla hesaplanabilir. Hava parselinin çevre ile dengeye ulaşana dek yükselmesi ve yükselme esnasında genişleyerek adyabatik soğuması sonucu içerisindeki nemin yoğuşması, konveksiyonel bulutları meydana getirir. Genel olarak cumulus humilis, cumulus congestus bu tip bulutlara örnek olarak verilebilir. Yükselerek soğuma esasına dayandığından, konvektif bulutların ve dolayısıyla konvektif yağışların etki alanı dar, ancak bıraktıkları miktar önemlidir. Yaz aylarında İç ve Doıu Anadolu da görülen kırkikindi yağışları, konveksiyonel yağışlara güzel bir örnek teşkil eder. Anadolu nun iç kısımlarında Nisan ve Mayıs aylarında görülür. 67

68 3.2 Model eşitliklerindeki su terimleri Su, bilinen tüm yaşam biçimleri için gerekli ve vazgeçilmez olan tatsız ve kokusuz bir maddedir. Su, canlıların yaşaması için hayati bir öneme sahiptir. Canlılık için gereken tüm fiziksel olaylar hep suyun özellikleri ile gerçekleşebilmektedir. Dünya üzerinde farklı şekillerde bol miktarda bulunur. Suyun kimyasal formülü H 2 O dur. Bunun anlamı bir su molekülünün iki hidrojen ve bir oksijen atomundan oluştuğudur. Oksijen atomunun 2 yanında 104, 45 açı oluşturacak şekilde bağlanmış iki hidrojen atomu bulunur. Iyonik olarak da, (H+) bir hidrojen iyonuna bağlanmış, (OH ) hidroksit iyonu; yani HOH şeklinde tanımlanabilir. Standart sıcaklık ve basınçta, suyun buhar fazı ve sıvı fazı arasında dinamik (değişken) bir denge vardır. Su moleküllerinin bir tarafı negatif, bir tarafı pozitif yüklüdür. Bu nedenle suyun pozitif yüklü hidrojenleri diğer moleküllerin negatif yüklü kısımları ile zayıf da olsa bir bağ oluşturur. Hidrojen bağı denilen bu özel etkileşim sayesinde su molekülleri birbirlerine ve çevrelerinde bulunan diğer maddelere tutunurlar. Şekil 3.1: Suyun moleküler yapısı Su yerkürede değişik hallerde bulunur: su buharı, (bulutlar), su (denizler, göller), buz (kar, dolu, buzullar) gibi. Su sürekli olarak su döngüsü olarak bilinen döngü içinde değişik fiziksel hallere dönüşür.

69 Şekil 3.2: Sıvı fazındaki suyun yarı-düzenli moleküler yapısı. Sıvı Faz: Su, bulut suyu. Şekil 3.3: Katı suyun düzenli moleküler yapısı. Katı Faz: Buz, kar, dolu, bulut buzu. Şekil 3.4: Buharlaşmış suyun rastgele dağılmış, moleküler arası bağlarının çok zayıf olduğu moleküler yapısı. Gaz Faz : Su buharı.

70 Suyun korunum yasasını şu şekilde yazabiliriz. dq n dt = S qnn = 1, 2, 3 (3.2.1) q 1, q 2, q 3 sırasıyla suyun katı, sıvı ve buhar fazlarının kütlerinin aynı hacimdeki gaz kütlesine oranıdır. S 1, S 2, S 3 terimleri de kaynağın yüzey terimidir. 3.2.1 Yağış Olarak Su Düşüşü Yağışın insanlık ve tarım için öneminden dolayı, değişik biçimlerine farklı isimler verilmiştir: çoğu ülkede genel ismi yağmurdur, dolu, kar, sis ve çiy diğer örneklerdir. Temel olarak, su akışı, nehirler ve tarım için su ihtiyacı gibi, insanlık tarihinde büyük roller oynamıştır. Su akışı, erozyon etkisi ile çevrenin şekillenmesinde büyük roller oynamıştır. Su aynı zamanda zemine nüfuz ederek, yer altına doğru iner. Bu yeraltı suları daha sonra tekrar yüzeye çıkarak doğal kaynaklar, sıcak su kaynakları ve gayzerler oluşturmaktadır. Harekete göre yağış: Dikey (düşüş) yağışı: Yağmur, Donan yağmur, çiselemek Kar, Kar yumakları, Buz yumakları, Donan yağmur: Dolu, Buz kristalleri. Yatay (oturmuş) yağış: Çiğ, Kırağı, Atmosfer buzlanması, ince buz tabakası. Hale göre yağış: Sıvı yağış: Yağmur, Donan yağmur, çiselemek, çiğ Katı yağış: Kar, Kar yumakları, Buz yumakları, Donan yağmur: Dolu, Buz kristalleri, kırağı, Atmosfer buzlanması, ince buz tabakası

71 Karışık yağış: 0 C civarında sıcaklıklarda düşen yağış. Şekil 3.5: Kar Tanecikleri. Faz değişim Süreçleri S q1 =[Donma-erime] + [Kırağlaşma-Süblimleşme] + [Yukarıdan düşen - Aşağı düşen] S q2 =[Donma-erime] + [Yoğunlaşma -Buharlaşma] + [Yukarıdan düşen - Aşağı düşen] S q3 =[Buharlaşma-Yoğunlaşma] + [Süblimleşme-Kırağlaşma]

72 Su Buharı değişimi ve Potansiyel Isı Akışı Moleküler hareketin ölçüsü olan ısı enerjisi; su buharı, sıvı ve buz fazları arasında hareket eder. Su buhara doğru hereket ederken, hissedilmeyen potansiyel ısı emilir ki; moleküllerin hareketi sağlansın. Gizli ısı akısı (Latent heat flux) dünya yüzeyindeki buharlaşma ve terlemeyle ve bunu takiben traposferde suyun yoğunlaşmasıyla ilişkili olan, dünya yüzeyinden atmosfere doğru akan ısı akışıdır. Bu dünya yüzeyi enerji kapasitesinin önemli bir bileşenidir. Gizli ısı akısı genellikle Bowen oranı tekniği yada Eddy kovaryansı ile ölçülür. Şekil 3.6: Su Buharı değişimi ve Potansiyel Isı Akışı. Fırtınalar için Isı Enerjisi Enerji dönüşümünün en önemli etkilerinden biri, rüzgar sistemlerini ve fırtınaları meydana getirmektir. Meydana gelen bu rüzgarlar aynı zamanda enerji (ısı) dönüşümüne yardım eder. Bu da atmosferdeki karışık hadiseleri izah etmeye

yarar. Yoğunlaşma ve bulut oluşumu sırasında salınan potansiyel enerji havayı ısıtır ve daha uzun bulutların oluşumu tetiklenir. 73 3.2.2 Hidrolojik Döngü Hidrolojik döngü, suyun okyanus ve denizlerden atmosfere, atmosferden yeryüzüne, ve yeniden deniz ve okyanuslara ulaşması şeklindeki genel turuna verilen isimdir. Bugün kullandığımız suyun milyonlarca yıldır dünyada bulunduğu ve miktarının çok fazla değişmediği doğrudur. Dünyada su hareket eder, formu değişir, bitkiler ve hayvanlar tarafından kullanılır, fakat gerçekte asla yok olmaz. Hidrolojik döngünün bir başlangıç veya sonu yoktur. Bu döngüde suyun hareket etmesini sağlayan beş değişik olay vardır: Yoğunlaşma (kondansasyon), yağış (precipitation), Toprağa geçiş (Infiltration) ve yeraltı sularının oluşumu, Yüzeysel akıntı (Runoff) ve yüzey suları ile yeraltı sularının oluşumu. Su buharı yoğunlaşarak bulutları oluşturur, koşullar uygun olduğunda yağış meydana gelir. Yağış şeklinde yeryüzüne düşen su, toprağa sızarak yeraltı sularına veya yüzeysel akıntı olarak okyanuslara, denizlere karışır. Yüzey sularının buharlaşmasıyla su atmosfere geri döner. Yoğunlaşma suyun buhar formundan sıvı formuna değişim sürecidir. Havadaki su buharı konveksiyon yardımıyla artar. Ilık-nemli hava yükselirken soğuk hava aşağı doğru hareket eder. Ilık hava yükseldikçe sıcaklığı azalıp enerjisini kaybettiğinden gaz halden sıvı veya katı (kar veya dolu) haline döner. Yoğunlaşmayı buzdolabından soğuk bir su şişesi aldığınızda ve oda ısısında bıraktığınızda şişe yüzeyinde açıkça görebilir, su şişesinin oda ısısında nasıl terlediğini rahatlıkla izleyebilirsiniz. Atmosferde yoğunlaştığı, atmosferik hava akımında kalmasının zorlaştığı durumda su buharından sonra yağış meydana gelir. Dünya yüzeyine erişen yağışların

74 bir kısmı toprağa sızar (infiltrasyon) ve yeraltı sularını meydana getirirler. Toprağa sızan su miktarı, toprağın eğimi, bitkilerin tipi ve miktarı, toprağın su ile doygun olup olmamasına bağlı olarak değişir. Yüzeyde büyük yarıklar, delikler bulunması, toprağa su geçişini kolaylaştırır. çok fazla yağış olduğunda, toprak suya doyar ve suyun fazlasını alamaz. Kalan su toprağın yüzeyinden akar (Runoff). Suyun toprağa emilemeyen kısmı yüzey suları olarak isimlendirilir. Yüzeysel sular kar ve buzların erimesiyle de oluşabilir. Yüzey suları çaylara, derelere ve nehirlere akar. Yüzey suları daima daha alçak noktalara doğru taşınır, dolayısıyla okyanuslara karışır. Dünya yüzeyine erişen yağışların bir kısmı toprağa sızar (infiltrasyon) ve yeraltı sularını meydana getirir. Yeraltı sularının bir bölümü derinde kapalı bir su katmanına ulaşır ve kullanılabilmeleri için yeryüzüne özel bir yöntemle çıkarılmaları gerekir. Yeraltı sularının diğer bir bölümü ise basınç etkisiyle üst toprak katmanlarına doğru hareket eder ve yeryüzüne ulaşır. Bu sulara kaynak suyu denir. Yeraltı suyu toprak katmanlarından geçerken temas ettiği yüzeydeki mineral vb maddeleri de yapısına alır. Bu maddeler suyun yararlı bileşenlerini (demir, magnezyum vb) oluşturabileceği gibi arsenik, nitrat, tarım ilacı kalıntıları gibi zehirli maddeler de olabilir. Toprak sarsıntıları, yağmur ve eriyen kar suları, bu zehirli maddelerin suya karışma riskini artırır. Bu nedenle suyun bileşimindeki değişikliklerin sürekli izlenmesi ve güvenli hale getirilmesi için etkin filtrasyon yöntemleriyle arındırılması gereklidir. Buharlaşma bitkilerin nemlenmesiyle ve toprağın buharlaşmasıyla oluşan sudur. Evapotranspiration, atmosfere yeniden giren su buharıdır. Evapotranspiration, buhar olarak atmosfer içinde artmaya başlayan su moleküllerinin neden olduğu güneş enerjisinin suyu ısıttığı durumda oluşur. Görüldüğü gibi, gereksinmemiz olan suyun bize ulaşması için birçok oluşum gerçekleşmektedir. Ve bu oluşumlar daima iş başındadır. Uç örneklerde ise döngü farklı şekillerde gerçekleşir. örneğin, Antartika donmuş olduğundan buharlaşma oluşmaz (buzlar sublimation adı verilen bir oluşumla doğrudan su buharına dönüşür). Yine örneğin, Sahra çölü çok kurak olduğundan yağış olmaz (su, yere düşmeden buharlaşma oluşur).

Ancak döngü hep sürer. İşte bu nedenle her gün içtiğimiz su, dinozorlar dünyayı dolaştığında da aynı döngü içerisinde dünyamızda dolaşmaktaydı. 75 Şekil 3.7: Su Döngüsü. Yeryüzündeki su döngüsü dinamik bir sitemin örneği olarak ele alınabilir. Bu sistemin unsurları bulutlar, atmosfer, güneş, toprak ve deniz, bitkiler ve diğer canlılardır. Güneş yeryüzündeki denizleri ve canlıları ısıtır, canlılar ve denizler ısındıkça su kaybederler, buharlaşan su atmosferdeki hava akımlarının etkisiyle yükselir ve yoğunlaşır. Yoğunlaşan su buharı bulutları oluşturur. Güneş in yeryüzünün farklı yerlerini birbirinden farklı şekilde ısıtması sonucunda basınç farklılıkları meydana gelir. Bu basınç farklılıklarından dolayı, bulutları hareket ettiren hava akımları oluşur ve belirli şartlarda bulutlardaki su buharı yoğunlaşacak yağmur ancak yeryüzüne düşer, deniz ve toprak tarafından emilir. Buradan da yeniden canlılara geçer. Bu düngü sürekli olarak birbirini besleyerek devam eder. Bu sistemdeki unsurlar arasında geri-besleme döngüleri vardır, çünkü denizlerden ve canlılardan buharlaşan su döngünün sonucunda denizlere ve canlılara geri döner. Ayrıca, sistemin unsurları arasındaki su alışverişi gecikmelidir, örneğin

76 bir gölden yazın buharlaşan su ancak aylar sonra ve de dolaylı yollardan oraya geri döner. Ancak bir bütün olarak ele alındığında, dünyadaki farklı farklı su stokları arasındaki su alışverişi sonucunda yine başka bir yerden bir şekilde su baharlaşan yere geri dönmektedir. Dolayısıyla küresel çapta bir su dengesi vardır. Buharlaşma = yağış + Kaçırılan Şekil 3.8: Küresel Su Dengesi. 3.2.3 Küresel Su Bütçesi Küresel su Kapasitesi, su döngüsünün içerdiği yıllık su miktarıdır. Tüm dünya üzerine düşen günlük ortalama yağış miktarı yaklaşık 86 cm dir. Bunun %77 si okyanuslar üzerine %23 ü ise karalara düşmektedir. Bitkilerin terlemesini de kapsayan, karada oluşan buharlaşma, edinilen toplam yağışın %16 sına ve denizlere nehirler ve yeraltı nehirleriyle dönen küresel yağışın %7 sine denk gelir.

77 3.3 Yağış Süreçleri Yağışın olabilmesi için ön şart su buharı (nem)dir. Ancak bu yeterli değildir. Bununla beraber artarda 4 ayrı olay daha gereklidir. Soğuma, yoğunlaşma, damlaların büyümesi ve yağış alanına yeni bulutların gelmesi. Yoğunlaşma için havanın soğuması gerekir. Soğuma soğuk ve sıcak hava kütlelerinin karışmasıyla veya konvektif yükselmeyle olabilir. Soğuma da konveksiyon, radyasyon kaybı, karışma ve adyabatik olmak üzere 4 şekilde olur. Konveksiyonla soğuma da sıcak hava soğuk yeryüzüne temas ederek soğur. Radyasyon kaybı ile soğuma açık gecelerde atmosferden uzaya radyasyonla ısı kaybı sonucu olur. Karışma ile soğumada ise sıcak ve soğuk 2 hava kütlesi karışarak soğuma olur. Adyabatik soğuma çevresiyle ısı değişimi olmadan yükselerek soğumadır. Bu durumda hava ısınır genleşir hafifler yükselir ve soğur. Yoğunlaşmanın olabilmesi için havada yoğunlaşma çekirdeklerinin olması gerekir. Bunlar suyu üzerinde tutan 10 mikrondan küçük çaplı parçacıklardır. Yoğunlaşma çekirdekleri olmazsa yoğunlaşma olmaz. Yoğunlaşma çekirdeklerinin etrafındaki ince film su tabakası higroskopik su olarak adlandırılır. Bu su kalınlaşır, kalınlaşır ve havada kalamaz hale gelir. Sonra da düşmeye başlar. Düşerken diğer su damlacıklarıyla da birleşir ve yağış olur. çok soğuyan havada buz kristalleri oluşabilir. Bunların üzerinde de yoğunlaşma olabilir. Bulutlardaki su buharı miktarı 2 3 g/m 3 kadardır. Dolayısıyla yağışta bu su hemen tükenir. Yeni bulutlar gelip beslemedikçe uzun süreli yağışlar oluşmaz. 3.3.1 Orografik Yükselme Orografik Yükselme, yükselmiş olan karanın basıncıyla yükselmeye zorlanan havanın varlığında oluşur. Hava parseli yükseldikçe, adiyabatik genişlemenin sonucunda 1000 metrede ortalama 10 C sıcaklık düşer, hava parseli doygunluğa ulaşana kadar. Kanada nın batı kıyılarındaki bulut ve yağış oluşumu genellikle bu tür süreçlerle gerçekleşir.

78 3.3.2 Konveksiyonel Yükselme Sıcak hava soğuk havadan daha hafif olduğu için yükselir. Konveksiyonel yükselme, zeminde hava yüzeyinin ısınmasıyla alakalıdır. Yeterince ısınırsa, çevresiyle kıyasla hava kütlesi daha sıcak ve hafif olur, sıcak hava balonu gibi, yükselir, şişer ve soğur. Yeterince soğuma olduğunda hava parseli doygunluğa ulaşır ve bulutlar oluşur. Bu süreç, iç kıtalarda ve ekvator çevresinde etkilidir. Burada Kümülüs ve Kumulonimbus bulutlarını oluştururlar. Gökgürültülü fırtına yaratan bulutların çok büyük kısmının kısa sürelerde yerel bölgelerde taşınan yağmurla ilgilidir. 3.3.3 Atmosferin Kararlılığı Atmosferin içerisinde havanın ya düşme ya yükselme eğilimi, kararlı şartlar havanın yükselmesini önler, kararlı olmayan şartlar havanın ani yükselişine sebep olur. Kararlılığı belirlemek için eş yükseltide çevresel lapse rate sıcaklığı, yükselen havanın sıcaklığı ile karşılaştırılır. Yükselen havanın sıcaklığı çevresel lapse rate sıcaklığından yüksekse, kararlı olmayan bir yapı vardır ve hava parseli yükselmeye devam edecektir. çevresel lapse rate sıcaklığına ulaşana kadar hava yükselmeye ve soğumaya devam edecektir. 3.3.4 Cephe Yükselmesi: (Yakınsama) çökme iki farklı hava kütlesi yan yana gelince meydana gelir. Genellikle ikisinin birbirlerinden farklı nem özellikleri ve sıcaklıkları vardır. Biri sıcak ve nemlidir, diğeriyse kuru ve soğuktur. İkincisi eğimli bir duvar gibi davranır ve sıcak-nemli hava onun üzerinden yükselmeye başlar. Tabi ki bu yükselme şişmeden soğumaya, dolayısıyla doygunluğa sebep olur. Bu bulut oluşma mekanizması, kutuplu cepheler boyunca siklonların olduğu orta enlemlerde ve ticaret rüzgarların birleştiği tropikler arası çökelme bölgelerinin olduğu ekvatora yakın yerlerde görülür.

79 Şekil 3.9: Cephe Yükselmesi. Cephe çarpışan hava kütlelerinin arasındaki sınırdır. Durağan cephe sınır yatay uzantıda durağandır. Soğuk cephe, sıcak havanın kapladığı alana doğru soğuk havanın hareketiyle oluşur. Sıcak cephe, soğuk havanın kapladığı alana doğru sıcak havanın hareketiyle oluşur. Yayılan cephe soğuk cephenin sıcak cepheyi arkasına alıp yerdeki sıcak havayı kaldırmasıyla oluşur. 3.3.5 Yağış Süreçleri: İki Model Yağış nasıl gerçekleşir? Meteorolog ve bilim adamlarının önerdiği iki model vardır, yağışın oluşması için: 1) çarpışma ve birleştirme süreci. 2) Buz-Kristal süreci. Bunların arasındaki en önemli fark bulutun sıcaklığıdır. Sıcak Bulutlar, kütleleri donma seviyesinin üzerinde bulunan; soğuk bulutlar ise kütlelerinin sıcaklığı donma seviyesinin altında bulunan bulutlardır. Sıcak bulutların sıcaklığı 0 C nin üzerindedir. çarpışma ve birleştirme sürecine göre, en büyük damla

80 (Toplayıcı damla, yoğuşma çekirdeği) sıcak bir buluttan düşer ve daha küçük damlaları toplar; çünkü bu süreçten dolayı büyük damlanın düşüş hızı daha fazladır. Birleşme, sıcak bir buluttaki küçük damlaların çarpışmasıyla daha büyük damlaların oluşmasıdır. Birleşme, bulutlarda asılı duran küçük su damlalarının oluşturduğu atmosferik dengeyi bozar. Birleşen damlalar bazen o kadar ağır hale gelir ki; bulutların yükselmelerini önlerler. Bu damlalar bulutlardan yağış olarak düşmeye başlar. Buluttan aşağı düşerken büyüyen damlalar, çevreden damlalarla birleşmesini sürdürür ve yağış böylelikle devam eder. Bazen de bu damlalar ayrılırlar. Birleşmenin farklı elektrik yüklerine sahip damlalarda daha iyi sağlandığı bulunmuştur. Eğer bulutun çevresi nemli ise, damlalar yeryüzüne çise olarak ulaşır. Eğer bulut yeryüzünden çok yukarda ise, damla yeryüzüne ulaşana kadar buharlaşacaktır. Soğuk bulutların 0 C sıcaklıkta buz kristalleri, süper dondurulmuş damlacıkları ve her ikisinin karışımı vardır. Serin bulutların ise 0 C nin üzerinde sıcaklıkları ve erime şartlarının üzerindedir. 3.4 Konveksiyon şemaları İlk konveksiyon şemaları sıcaklık profilini adyabatik katmanları kaldırmak için basitce ayarlamışlardır. Daha sonra büyük ölçekte zorlamayı göstermek için denenmiş nem stoklarına dayalı şemalar tanıtılmıştır. En güncel konveksiyon şemaları farklı seviyelere ulaşmak için itilen ve çekilen batmayan akıntılarla kütle-akış yaklaşımını kullanır. Bu şemalardan bazıları şunlardır. Arakawa and Schubert (1974) Gregory and Rowntree (1990) Tiedtke (1989) Kain and Fritsch (1990) Aşağı doğru inen doymuş hava ve momentumun etkilerinin de içerilmesi gereken önemli süreçlerdendir. örneğin: Grell (1993), Gregory, Kershaw and Inness (1997)

81 3.4.1 Düzenli Konveksiyon Günümüzdeki kümülüs konveksiyon şemaları düzenli konveksiyonların benzetimini yapmaya elverişli değildir. Bu, (bulut) çözünürlüğü yüksek GCM grid kutusuna gömülü bir modelleme gerektirebilir. Şekil 3.10: Küme Bulutların şemaları. Rutubetli havanın, dikey akımlarla yoğunlaşmanın olacağı seviyeye taşınması halinde oluşurlar. Küme bulutlar, içerlerindeki dikey akımlar nedeniyle, istisnasız bir dereceye kadar türbülans içerirler. Genel olarak gökyüzünün 5/8 ini kapatırlar ve sağnak şeklinde yağmur veya kar yağışı yaparlar. Atılmış pamuk yığınları veya karnıbahar görünümündedirler. Bunları dört grupta incelemek faydalı olur; ısı iletim ayarlaması, tek boyutlu bulut modellerinin kullanımı, kümülüs alan modelinin kullanımı veya eşdeğer gözlemlerin düzeni ve nemli termodinamiklerin açık gösterimleri.