Meteoroloji Ders Notu

Transkript

Ünite 1
Atmosferin Bileşimi ve Yapısı
Doç. Dr. Hasan TATLI
1
Atmosfer: yer küresinin etrafını çepeçevre kuşatan.
kalınlığı tam olarak bilinmemekle beraber 1000 km'nin
üzerinde olduğu tahmin edilen ve yükseklikle yoğunluğu
azalan bir gaz karışımıdır.
Atmosfer, eski Yunanca'da nefes anlamına gelen Atmos
ile
küre
anlamına
gelen
Sphere
kelimelerinin
birleşmesinden meydana gelmiştir. Atmosferin üst sınırı
tam olarak bilinmemektedir.
2
Atmosferin Önemi
Atmosferin hayatımızdaki önemi çok büyüktür. Her şeyden önce
atmosfer olmasaydı hayat olamazdı. Çünkü canlıların yaşaması için
gerekli olan Oksijen, Karbondioksit ve Azot gibi gazlar
bulunamayacaktı.
Atmosfer Dünyamıza koruyucu bir siper görevi de yapmakta
olup, güneşten gelen zararlı ışınları (Ultraviole) emerek yeryüzüne
kadar ulaşmalarını engeller
Atmosfer Uzaydan gelen göktaşlarını (Meteorlar) sürtünmeden
dolayı parçalayarak yer yüzeyine düşmelerini. güneşten dünyamıza
gelen ışınların hızla uzaya dönmesini, ışınları yansıtıp dağıtarak gölge
yerlerin karanlık olmasını, dolayısıyla güneş alan yerlerin çok sıcak,
almayan yerlerin çok soğuk olmasını önlemektedir.
Atmosferik hareketlerle yer yüzeyindeki büyük sıcaklık
farklılıkları bir ölçüde giderilmektedir.
Atmosfer olmasaydı gündüzleri sıcaklık 130°C kadar
yükselecek, ve geceleri ise –150°C ye kadar düşecekti
Yine atmosfer olmasaydı ses iletimi ve yanma olayı meydana
gelmeyecekti.
3
Atmosferik Havza
Atmosferik Havza
Eğer atmosferi, gazların bir havzası olarak düşünürsek,
havzaya giren-çıkan gazların eşitliğinden dolayı, gazların
konsantrasyonu hep sabit kalır. Bu kısıtlar altında, gazlar
daimi (steady state) durumdadır denir.
4
Atmosferin Bileşimi
Bundan 300 yıl öncesine kadar evreni meydana getiren
maddelerin sadece katı ve sıvı olduğu sanılıyordu. 17'nci yüzyılın
ortalarına doğru tabiattaki maddelerden birinin de gaz halinde olduğu
anlaşıldı. 18’nci yüzyılın sonlarında Lavoisier adındaki bir Fransız
bilgini havanın bir gaz karışımı olduğunu yaptığı deneyler sonunda
ortaya koydu. Bu karışımın sadece oksijen ve azot olduğu sanılıyordu.
1892'de İngiliz Fizikçisi Rayleigh'la birlikte çalışan Lavoisier, Argon,
Neon, Kripton ve Ksenon gibi gazların da havanın içinde olduklarını
buldular.
Atmosferde Bulunan Gazlar
Her zaman bulunan ve miktarları değişmeyen gazlar
(azot, oksijen, asal gazlar)
Devamlı bulunan fakat miktarları azalıp çoğalan gazlar
(Karbondioksit, su buharı, ozon)
Her zaman bulunamayan gazlar
(Tozlar, kirleticiler)
5
Yeryüzüne yakın seviyedeki atmosferin gaz bileşimleri
Gazın İsmi
Sembolü
Hacimsel
Yüzde %
Moleküler Ağırlık
(g/Mol)
Sabit Gazlar
Azot (Nitrojen)
N2
78.08
28.01
Oksijen
O2
20.95
32
Argon
Ar
0.93
39.95
Neon
Ne
0.0018
20.18
Helyum
He
0.0005
4
Hidrojen
H2
0.00005
2.02
Ksenon
Xe
0.000009
131.3
Değişken Gazlar
Su buharı
H2O
0-4
18.02
Karbon dioksit
CO2
0.035
44.01
Metan
CH4
0.00017
16.04
Azot Oksit
N2O
0.00003
44.01
EPA (ABD Çevre Koruma) Kalite Standartı
Karbon monoksit
CO
0.0035
28.01
Kükürt dioksit
SO2
0.000014
64.06
Ozon
O3
0.000012
48
Azot dioksit
NO2
0.000005
46.01
Ortalama Hava
Hava
100
28.96
6
Havada Bulunan Gazların Özellikleri Ve Önemi
Oksijen (O2) Atmosfer içerisindeki oksijen, canlıların
solunumu ve yanma olayı için çok önemlidir. Havadan biraz
daha ağır olup, sularda erime özelliği vardır. Soğuk suda
oksijenin erime oranı daha fazladır. Hava ısındıkça suda erimiş
olan bu oksijen havaya verilir. Bu yüzden yaz aylarında
havadaki oksijen miktarı az da olsa artar. Havadaki en az oksijen
miktarı ise kış aylarında olmaktadır. Yerleşim bölgelerinde,
havadaki oksijen miktarı daha az olmakta, ormanlık bölgelerde,
kırlarda, denizlerde ve yükseklerde ise biraz daha fazla
olmaktadır. Normal bir insan, oksijenin kısmi basıncı 200mb
olan bir havayı teneffüs etmeye alışmıştır. Şayet bu kısmi basınç
düşecek olursa, yani havadaki oksijen miktarı azalacak olursa
insanlarda; yorgunluk, uyku basması, görüş zayıflığı ve
kendinden geçme gibi haller görülür.
7
Karbondioksit (CO2) Havada çok az miktarda olmasına
karşın (%0.035) miktarının değişken olması, Klimatolojik
koşullara önemli derecede etki yapar. Bu gazın fazla oluşu
havanın kirliliğini, tersi ise havanın temizliğini ifade eder.
Havadaki karbondioksit miktarı karalar üzerinde, denizlerden
daha fazladır. Karalar üzerinde ise özellikle yerleşim bölgelerinde
fazladır. Çünkü şehirlerde, fabrika ve ev bacalarından çok
miktarda karbondioksit havaya verilir.
Karbondioksitin başlıca kaynakları: çeşitli fosil yakıt temelli
yanma olayları, volkanlar, maden ocakları, maden suları,
canlıların teneffüsü ve bakteri artıklarıdır. Bütün bu karbondioksit
kaynaklarına rağmen atmosferdeki miktarı çok fazla artmaz.
Çünkü denizler, havada fazla miktarda bulunan karbondioksiti
eritirler.
8
Yapılan aletsel ölçümlere göre, 1950’den beri karbon dioksit
konsantrasyon artış oranı 1.8 ppm/yıl civarındadır. Bu artışın
temel nedeni, fosil yakıtlar ve ormansızlaştırmadır.
yıl
9
Su buharı Havanın tabii şartlarda hiç bir zaman kuru olmadığı ve
daima içinde su buharı bulunduğu görülmüştür. Su buharı, yere ve
zamana göre hava içerisindeki miktarı en fazla değişen bir gazdır.
Hava içerisindeki su buharı miktarıyla hava sıcaklığı arasında çok
yakın bir ilgi vardır. Sıcaklık arttıkça havadaki, su buharı miktarı da
artar.
Havadaki su buharının yaşam ve iklimler üzerinde çok önemli
etkileri vardır. Havadaki su buharı, yağışların oluşmasını sağlamakla
kalmayıp atmosferde koruyucu bir örtü vazifesi de görerek dünyanın
çabuk soğumasını önler. Havayı yumuşatarak nefes almamıza ve
cildin çatlamamasına yardım eder. Hava içindeki bakterilerin
yaşamasını sağlar. Fakat hava içinde fazla oluşu, sıcaklık duygumuz
bakımından sıkıntı verdiği gibi bazı salgın hastalıkların yayılmasını
da kolaylaştırır.
10
Aerosoller (küçük katı partiküller) Havadaki bulut damlaları
ve yağış dışındaki partiküllere aerosoller denir. Aerosoller
bulut oluşumu açısından büyük öneme sahiptirler. Tüm bulut
damlaları yoğunlaşma çekirdekleri denen havada asılı
durumda bulunan aerosoller üzerinde yoğunlaşarak
meydana gelirler.
11
Ozon (O3) Hava içerisinde bulunan oksijen molekülleri, ultraviyole ışınlarının
etkisi altında birbirleriyle birleşerek Ozon gazını meydana getirirler. Ozon, üç
oksijen atomunun birleşmesinden meydana gelir. Soluk renkli bir gaz olan ozonun
çok keskin bir kokusu vardır. Yıldırımlı havalarda, atmosferin yere yakın
kısımlarında az miktarda ozon meydana gelir. Yere yakın hava katmanlarında ozon,
yok denecek kadar azdır. Fakat yerden 19 - 45 km. yükseklikler arasında bir ozon
katmanı vardır. Bu yükselliklerdeki ozon miktarı, ekvatordan kutba doğru artar.
Ozon katının ortalama yüksekliği ise ekvatorda 29 km ve orta enlemlerde ise 22 km
civarındadır.
Ozon, gaz olarak içinde hayatın gelişmesine olanak vermez. Ancak dünyamıza
güneşten gelen ultraviyole ışınlarını emerek hayatın devamım sağlar. Ultraviyole
ışınları, vücutta D vitamininin oluşumunu sağlar, fakat gereğinden fazla olursa
hayatı yok edici bir etki yapar. Ozon tabakası olmasaydı yer yüzeyine gelen
Ultraviyole ışınları 50 kat daha fazla olacaktı. Atmosferin alt tabakalarında ozonun
fazlalığı, havanın temiz oluşunu ifade etmektedir. Dağ, orman, ve deniz havalarında
oldukça boldur. Şehir havasında ise bulunmadığı bile söylenebilir. Mevsimlere ve
hava şartlarına göre de ozon miktarının değiştiği görülür.
12
Azot (N2) Havanın 4/5’ni meydana getiren bu gazın rengi,
kokusu ve tadı yoktur. Azot tek başına canlıların yaşamasına
imkan vermez.
Hava içerisinde Azot'un iki önemli rolü vardır:
1) Oksijenle birleşerek onun yakma özelliğini hafifletir. Şayet
sadece oksijenle solunum yapmak zorunda kalsaydık bütün
organlarımız yanardı.
2) Azot bitkilerle birleşerek endüstride ve tarımda büyük faydalar
sağlayan nitrat ve nitritleri meydana getirir (Sodyum nitrat,
potasyum nitrat gibi). Bitkiler, havadaki azot gazını doğrudan
doğruya alamazlar. Azot İhtiyaçlarını topraktaki azot
bileşiklerinden karşılarlar. Bundan dolayı bitkilerin köklerini azot
bileşikleriyle beslemek gerekir (gübre ile).
13
Bilim insanları, atmosferin kimyasal bileşiminden
çok, ortalama atmosfer sıcaklığının yükseklikle
değişim özelliklerine göre atmosferi tabakalara
bölerler.
Temelde atmosfer 4 tabakaya bölünür;
1) Troposfer
2) Stratosfer
3) Mezosfer
4) Termosfer
14
Sıcaklığa göre atmosferin katmanları
TERMOSFER
80-90 km
Mezopoz
MEZOSFER
Stratopoz
45 km
STRATOSFER
Tropopoz
12 km
TROPOSFER
YERYÜZÜ
15
Fiziksel ve Kimyasal Özelliklerine göre atmosferin katmanları
EKZOSFER
300-325 km
İYONOSFER
80-90 km
KEMOSFER
45 km
OZONOSFER
12 km
TROPOSFER
YERYÜZÜ
16
Kimyasal Özelliğine Göre Atmosferin Katmanları
HETEROSFER
90 km
HOMOSFER
YERYÜZÜ
17
Yükseklik (km)
Atmosferde Sıcaklık Profili
Sıcaklık
18
Atmosferin Genel Özellikleri Bakımından Katmanları
İyonosfer
19
Termodinamik Hal
Havanın termodinamik durumu 3 değişken ile ölçülür
• basınç
• yoğunluk
• sıcaklık
Basınç
Basınç P = birim alan A üzerine normali
doğrultusunda etkiyen F kuvvetidir.
P = F /A
20
Basıncın yükseklikle değişimi
P = P0 e
−(a /T ) z
a = 0.0342 K / m (bir sabit)
P0 := 101.325 kPa: Ortalama deniz seviyesindeki basınç
T : Sıcaklık (Kelvin): sabit kabul ediliyor.
z: Yükseklik
P = P0 e
−z/ H p
Hp = 7.29 km : Basıncın ölçek yüksekliği
21
Soru: Deniz seviyesinden 10 km yükseklikte, sıcaklığın 250
ve 300K olduğu durumlardaki basınçları karşılaştırınız.
Çözüm:
Verilenler: z = 10 km, (a) T= 250 K, (b) T = 300 K
İstenenler: (a) P = ? kPa, (b) P = ? kPa
(a)
P = P0 e
−( a / T ) z
⇒ P = (101.325)e
− ( 0.0342 / 250 )10 4
P = 25.8kPa
(b)
P = (101 .325 ) exp[( − 0 .0342 )(10 4 ) / 300 ]
P = 32 .4 kPa
Kontrol: Birimler tamam. Fizik anlamlı.
Tartışma: Basınç yükseklikle, sıcak havada soğuk havaya nazaran
çok daha yavaş düşer. Çünkü moleküller birbirinden çok daha
uzakta bulunurlar.
22
Yoğunluğun yükseklikle değişimi
ρ = birim hacimin (V) kütlesi (m) olarak tanımlanır.
ρ = m /V
Eğer hacim içindeki moleküllerin ağırlıkları
artarsa yoğunluk da artar. Standart atmosfer, yani
havanın sıcaklığı T = 15oC olarak değerlendirilir.
ρ = ρ0e
−(a / T ) z
veya
ρ = ρ0e
−z / Hρ
−3
ρ = 1.225kg ⋅ m = 1.225gr / Litre ( yer seviyesinde)
a = 0.04 K/m ve Hρ = 8.55 km yoğunluk ölçek yüksekliği
23
Soru: Havanın tek-düze (uniform), yani T = 15oC olduğu
durumda, 2 km yükseklikteki havanın yoğunluğu nedir?
Çözüm:
Verilenler: z = 2000 m
ρο = 1.225 kg/m3
T=15oC = 288.15 K
İstenen: ρ = ? kg/m3
ρ = ροe-(a/T)z = 1.225e-(0.04/288.15)2000 = 0.928 kg/m3
Tartışma: Hava yoğunluğunun düşmesinden dolayı, uçakların
kanatları %24 daha az kaldıracağından, motorlarlara %24 daha az
güvenmek gerekir.
24
Yükseklik (km)
Hava molekülleri
Hava yoğunluğu
Hava
basıncı
Düşük
Artım yönü
Yüksek
25
SICAKLIK
Eğer bir grup molekül (mikroskopik) daimi olarak aynı yönde
hareket ederse, harekete rüzgar denir.
Eğer moleküller rasgele yönlerde hareket ederlerse, hareket
sıcaklıkla ilgilidir.
Sıcaklığın yükselmesiyle, ortalama molekül hızı da artacağından:
T = a ⋅ mw ⋅v
2
Eşitliği yazılabilir.
a = 4x10-5 K. m-2 . s2 bir sabit,
mw: ilgili gazın moleküler ağırlığı,
v : ortalama molekül hızıdır.
T : Sıcaklık, Kelvin olarak tüm denklemlerde kullanılmak zorundadır.
26
Yaygın kullanılan sıcaklık birimleri
To F = (9 / 5) ⋅ T o C + 32
To C = (5 / 9) ⋅[To F − 32]
TK = T o C + 273 .15
Standart (ortalama) deniz-seviyesinde
Hava sıcaklığı: T = 15oC =288K=59oF
27
Soru: 20oC’de bulunan Azot molekülünün rastsal hızı nedir?
Çözüm:
Verilenler: T = 20 + 273.15 = 293.15 K
İstenen: v = ? m/s
v = [T / a ⋅ mw ]1/ 2 ⇒
v = [ 293 .15 /( 4 × 10 −5 ⋅ 28 .01)]1 / 2 = 511 .5 m / s
Tartışma: Tabancının mermisinden çok daha hızlı.
28
Hal denklemiİDEAL GAZ DENKLEMİ
P = ρ ⋅ Rd ⋅ T
(Kuru hava için)
Tv = T (1 + 0.61 ⋅ r ) (Virtüel sıcaklık)
P = ρ ⋅ Rd ⋅ Tv
(Nemli hava için)
−1
Rd = 287.053 J ⋅ K ⋅ kg
−1
r: karışma oranı [gsu buharı/gkuru hava]
29
Eğer hava içinde hem sıvı hem de
su buharı ikisi birden varsa
• Virtüel sıcaklık
Tv = T (1 + 0.61⋅ r − rL )
rL: sıvı-su karışma oranı
[gsıvı su/gkuru hava]
30
Soru: Ortalama (standart) basınç ve yoğunluk kısıtında, yer
seviyesinde kuru hava sıcaklığı ne olur?
Çözüm:
Verilenler: P = 101.325 kPa, ρ = 1.225 kg/m3
İstenen: T = ? K
P = ρ ⋅ Rd ⋅T ⇒
T = P /( ρ R d )
101325 Pa
T =
(1 . 225 kg ⋅ m − 3 ) ⋅ ( 287 Pa ⋅ K −1 ⋅ m 3 ⋅ kg −1 )
= 288 . 2 K = 15 o C
Tartışma: Daha önce üzerinde durulan standart atmosfer sıcaklığı
ile uyuşmaktadır.
31
Soru: Sıcaklığın 35oC ve karışma oranın 30 gsubuharı /kgkuruhava
olduğu havanın Virtüel sıcaklığı nedir?
Çözüm:
Verilenler: T = 35oC, r = 30 g/kg
İstenen: Tv = ? oC
Önce sıcaklığı ve karışma oranını uygun birimlere dönüştürürüz.
T = 273.15 + 35 = 308.15 K
r = (30 gsubuharı/kghava)(0.001kg/g) = 0.03 gsubuharı/ghava
Tv = T (1 + 0.61⋅ r ) ⇒ Tv = 308.15(1 + 0.61⋅ 0.03)
o
= 313.6K = 40.6 C
Tartışma: Böylece, yüksek nem havanın yoğunluğunu çok daha
fazla azaltmakta, ki bu durum yaklaşık 5oC daha sıcak olan kuru
havaya etki eder gibidir.
32
HİDROSTATİK DENGE
Daha önce tartışıldığı üzere, basınç yükseklikle azalır.
A : yatay kesit alanı
P (üst) = düşük
g = -9.8 m/s2: yerçekimi ivmesi
Basınç gradyanı = F = ∆P A
∆z
Yer çekimi = F = m g
P (taban) = büyük
Hipotetik bir hava parseli
33
HİDROSTATİK DENGE DENKLEMİ
∆P = ρ ⋅ g ⋅ ∆z
veya
∆p
∆p ∂p
= − ρ g ⇒ lim
=
= −ρ | g |
∆z →0 ∆z
∆z
∂z
∂p
= − ρ | g | (hidrostatik denge denklemi)
∂z
A
∆z
34
Soru: Yere yakın seviyede, 100 m’lik yüksekliğe çıkmakla ne
kadarlık basınç düşer?
Çözüm:
Verilenler: ρ = 1.225 kg/m3 (deniz seviyesinde)
∆z = 100 m
İstenen: ∆P = ? kPa
Hidrostatik denge denkleminden,
∆P = ρ g ∆z
∆P = (1.225kg/m3)(-9.8m/s2)(100 m)
= -1200 Pa = -1.2 kPa = -12 hPa = -12 mb
P (üst)
∆z
P (alt)
Kontrol: Birimler tamam. Şekil uygun. Fizik anlamlı.
Tartışma: Bu durum büyük kalınlıklara genelleştirilemez.
35
HİPSOMETRİK DENKLEM
İdeal gaz denklemi ile hidrostatik denklemi birleştirirsek,
hipsometrik denklemini elde ederiz.
 P1 
∆z = z 2 − z1 = a ⋅ Tv ⋅ ln  
 P2 
T v : ortalama Virtüel sıcaklık
a : Rd / |g| = 29.3 m/K (bir sabit)
∆z : P2 ile P1 basınç seviyeleri arasında kalan kalınlık
Ev Ödevi: Birinci derece lineer diferansiyel Denk. çözüm
36
yöntemlerinden yararlanarak hipsometrik denklemi elde ediniz.
Soru: Aşağıda verilen sıcaklıklara göre, 100 kPa ile 90 kPa
arasındaki kalınlık ne kadardır?
P (kPa) T (K)
90
275
100
285
Çözüm:
Verilenler: Tabakanın üst ve tabanındaki gözlemler.
İstenen: ∆z = z2 - z1 m ?
Havanın kuru olduğuna varsayarak, Tv = (275 + 285) /2 ve
hipsometrik denklemde yerleştirirsek,
∆z = z2 –z1 = (29.3)(280)ln(100/90) = 856.7 m
Kontrol: Birimler tamam. Fizik uygun.
Tartışma: Böylece, bir uçakla 856.7 m yükseğe çıkmakla, yukarıda
verilen sıcaklıklara göre 10 kPa basınç azalmasını ölçeriz.
37
Ünite 2
Radyasyon
Konveksiyon
Radyasyon
Kondüksiyon
Radyasyon
38
AKI (Flux)
Tanım: Birim alanda, birim zamanda taşınan büyüklük
(fiziksel büyüklük). Ancak ele alınan alanın, akının
hareketine dik (normal) olması gerekir.
Ι = (kg m-2 s-1): Kütle akısı,
I = (J m-2 s-1): Isı akısı,
1 W = 1 J s-1 olduğundan, Isı Akısı = W m-2 olur.
I veya F
39
Kinematik AKI
∆t zaman aralığında, A alanından geçen toplam ısı veya kütle
miktarı,
Miktar = I A ∆t
Isı miktarı = ∆Q ile sembolize edilir.
Eğer Akı hava yoğunluğuna bölünürse, Akının kinematik şekli
elde edilir.
F = I /ρhava (kinematik akı)
Kinematik kütle akısı = rüzgar sürati (hız değil)
Sadece Isı akısı kinematik şekle, Isı akısının hem hava
yoğunluğuna hem de havanın özgül ısısı Cp (K m s-1) bölünmesiyle
elde edilir.
Kuru hava için = ρhavaCp = 1231 (W m-2)/(Kms-1) = 12.31 mb K-1
40
= 1.231 kPa K-1
Soru: 1 m enli ve 2.5 m yüksekli bir kapıdan geçen
kütle akısı = 1 kg m-2 s-1’dir.
1 dakikada kapıdan geçen kütle akısı miktarını ve kinematik akıyı
hesaplayınız.
Çözüm:
Verilenler: A = (1m) (2.5 m) = 2.5 m2, I = 1 kg m-2s-1
∆t = 1 dk = 60 s
İstenenler: a) Miktar = ? Kg
b) F = ? ms-1
a) Miktar = I A ∆t = (1 kg m-2s-1)(2.5 m2) (60 s) = 150 kg
b) ρ = 1.225 kg/m3 deniz seviyesinde varsayalım, bu durumda
kinematik akı F,
F = (1kg m-2 s-1)/(1.225 kg/m3) = 0.82 m/s.
Kontrol: Birimler tamam. Fizik uygun.
Tartışma: Kinematik akı, 1 m/s ‘den de küçük bir süratle esen, çok
yavaş rüzgar mertebesinde olmasına karşın, dakikada oldukça büyük
41
bir kütleyi taşımaktadır.
RADYASYON İLKELERİ
Soru: Radyasyonun tipik
dalga boyları nedir?
Dalga boyu
Genlik
Radyasyon - Dalgalar
Radyasyon nedir –
elektromagnetik dalgalar?
Bir dalganın
karakteristikleri -->>
42
Radyasyon dalgaları – dalga boyları
Soru: Radyasyon dalgalarının tipik dalga boyu nedir?
Genelde Mikrometre birimi radyasyon dalga boyunun
ölçü birimi olarak kullanılır.
1 mikrometre (µm) = 10-6 metredir.
Tipik bir defter
civarındadır.
sayfasının
kalınlığı
100
µm
43
44
•
•
•
•
Tüm Nesneler Radyasyon Yayar (Emisyon)
0 (sıfır) K den daha yüksek sıcaklığa sahip tüm
nesneler radyasyon yayar.
Sıcak nesneler soğuk nesnelerden daha fazla
radyasyon yayar.
Soru: Bir nesnenin yayabileceği radyasyon miktarı
ne kadar ve hangi dalga boyundadır?
Cevap: Yanıtı verebilmek için, önce siyah cisim
radyasyonu tanımlamak gerekir.
45
Tüm gelen enerjiyi
absorbe eder (emer)
• Siyah Cisim Radyasyonu
Siyah Cisim: emdiği tüm enerjiyi
yayabilen cisimlere denir. – Cismin kendisinin “siyah renkte”
olduğu anlamına gelmez.
– Güneş ve dünya yaklaşık olarak siyah
cisim gibi davranırlar.
Siyah
cisim
Tüm enerjiyi yayar
46
RADYASYON YASALARI (EŞİTLİKLERİ)
Stefan-Boltzman Yasası: Sefan-Boltzman yasası, bir
nesnenin yayabileceği radyasyon miktarının,
sıcaklığıyla bağlantılı olduğunu söyler.
Ε = σ Τ4 W/m2 (Stefan- Boltzman yasası)
E: cisim tarafından salınan enerji,
σ = 5.67 10−8 Wm-2 K-4 (Stefan-Boltzman katsayısı)
T: Kelvin olarak cismin sıcaklığıdır.
47
Dünya ile Güneşi ele alalım.
Güneşin dış çevresinde T = 6000 K dır.
E = 5.67 x 10-8 Wm-2K-4 (6000 K)4 = 7.3 x 107 Wm-2
Soru: Bu miktar çok mu büyüktür?
Cevap: 100 Wattlık bir ampul ile kıyaslayarak yanıtını
kendiniz bulunuz.
Dünyada, T = 288K
E = 5.67 x 10-8 Wm-2K-4(288 K)4 = 390 Wm-2
Soru: Bir cismin sıcaklığı 2 katına çıkartılacak olursa, kaç
kat fazla enerji yayar?
Yanıt: ?
48
Wein Yasası
Cisimlerin çoğu radyasyonu birçok farklı dalga boyunda yayarlar, ancak
öyle bir dalga boyu vardır ki en fazla enerjiyi bu dalga boyunda yayar.
En fazla enerjinin yayınladığı dalga boyu Wein yasası ile bulunabilir.
λmax = 2897 µm / T(K) (Wein yasası)
Soru: Güneş hangi dalga boyunda en fazla radyasyon yayar?
(0.5 mikrometre)
Soru: Dünya hangi dalga boyunda en fazla radyasyon yayar?
(10 mikrometre)
EV ÖDEVİ:
Farz edelim ki vücudunuzun ortalama sıcaklığı 90°F dır.
Vücudunuz Wm-2 biriminde ne kadar radyant enerji yayar?
Vücudunuzun toplam yayınladığı radyant enerji nedir?
Hangi dalga boyunda bu radyant enerji yayınlanır?
49
Dalga boyu
50
Radyasyon Şiddeti (W/m2/µm)
Güneş ve Dünyanın Radyasyon Eğrileri
Soru: Güneş ve dünya radyasyon eğrileri arasındaki fark ve
benzerlik nedir?
Güneş
6000 K
Dünya
Dalga boyu
Kısa dalga radyasyon
Uzun dalga
radyasyon
51
Güneşin radyasyon eğrisini yakından inceleyelim
Her dalga boyu bant içindeki yüzdelerine dikkat ediniz.
52
Enerji girişi = Enerji çıkışı
Radyatif denge şartı
Enerji çıkışı
T = sabit = Te
Enerji girişi
Radyatif Denge
Eğer bir cismin sıcaklığı zamanla değişmiyorsa, o cisim kendi denge
sıcaklığında (Te) ve radyatif dengededir denir.
Soru: Giren enerji > çıkan enerji ise ne olur? Cisim ısınır.
Soru: Dünya radyatif dengede midir? EVET, çünkü dünyanın küresel
ortalama sıcaklığı zamanla sabit kalır.
53
Dünyanın Radyatif Dengesi
Aldığı kısa dalga radyasyon miktarı yaydığı uzun dalgalı radyasyona eşittir.
Soru: Dünyanın radyatif denge sıcaklığı nedir?
Radyasyon
Solar (kısa dalga)
Giriş
Radyasyonu
Radyasyon
Çıkış
Karasal
(Uzun dalga)
Radyasyonu
54
Dünyanın Radyatif Denge Sıcaklığı
Dünyanın yaydığı enerji = 240 Wm-2 biliyoruz.
Stefan-Boltzman eşitliğini kullanarak,
E = σ Te4
=> Te = (E/σ)1/4
Eğer dünyanın atmosferi olmazsa, Te = 255 K bulunur.
Atmosferin olmadığı durum
Kısa dalga
radyasyonu
Kısa dalga radyasyon
dünya tarafından emilir
Uzun dalga
radyasyonu
Dünya tarafından yayılan
55
-2
enerji = 240 Wm
Dünyanın Radyatif Denge Sıcaklığı (devamı)
Atmosferin olmadığı durumda => Te = 255 K
Dünyanın donması gerekir!
Oysa aktüel (gözlemlenen) Te = 288 K dir.
Gözlenen sıcaklığın, Stefan-Boltzman yasası ile hesaplanandan büyük
olmasının temel nedeni ne olabilir?
Yanıt: ATMOSFER
56
Solar Radyasyonun Dünya İle Etkileşimi
57
Solar Radyasyonun Etkileşimi Ve Atmosfer
Biraz önce verilen şekilde, gelen kısa dalgalı radyasyonun
yaklaşık yarısı dünya tarafından emilir ve sadece %19 u
atmosferdeki gazlar tarafından emilir. Böylece, atmosfer
oldukça iyi bir kısa dalgalı radyasyon geçirgenidir sonucuna
varırız.
Bu sonuca varmanın başka bir yolu daha vardır.
Soru: Atmosferin, dünyanın emdiği radyasyon ile bir
etkileşimi var mıdır?
58
59
Uzun Dalga Radyasyon Etkileşimi Ve Atmosfer
Dünya tarafından yayınlanan radyasyonun bir kısmı uzaya
kaçarken, bir kısmı da atmosferde bulunan gazlar tarafından emilir.
Ve bu gazlar uzun-dalga radyasyonu dünyaya tekrar gönderirler.
Bu EK uzun dalga radyasyondan dolayı, dünyanın biraz daha
ısınması sağlanır.
Bu olaya “SERA ETKİSİ” denir.
Dünya tarafından yayınlanan uzun dalga radyasyonu emen
gazlara, “SERA GAZLARI” denir?
Soru: Bu gazlar hangileridir?
60
Sera Gazları
Metan (CH4)
Karbon Dioksit (CO2)
Ozon (O3)
Su Buharı (H2O)
Azot Oksit (N2O)
Atmosfer var olduğunda
Kısa
dalga
radyasyon
Uzun
dalga
radyasyon
61
Sera gazları farklı dalgalardaki radyasyonu emerek,
“Atmosferik Pencereyi” kapatarak “küresel ısınma” üzerinde
yaşamsal etkileri vardır. İklim değişikliği konusu, sonraki
sömestri derslerinizin konularından olduğundan bu derste
üzerinde fazla durulmayacaktır.
EV ÖDEVİ SORULARI
1.Neden açık geceler bulutlu gecelerden daha soğuk olurlar?
2.Atmosfer bir siyah cisim midir? (Neden veya neden değildir?)
3. Sera gazlarından hangisinin sera etkisi en fazladır? Bu soruyu,
atmosferdeki tüm CO2 yok sayarak veya tüm su buharını yok
sayarak açıklayınız.
62
Bu resimde meteorolojik açıdan ne oluyor? Açıklayınız.
63
Ünite 3
ISI
Konveksiyon
Radyasyon
Kondüksiyon
Radyasyon
64
ENERJİ NE YARATILABİLİR
NE DE YOK EDİLEBİLİR!
(Temel Fizik Yasa: Kütlenin Korumu Prensibi)
• Isı enerjinin bir şeklidir. Isının dünyaya girişinin ilk
adımı, kısa-dalga boylu güneş radyasyonu ile atmosfere
girmesidir.
• Atmosfere giren enerji hava olaylarını yönetimi
esnasında çok defa şekil değiştirir.
• En son adımda ise uzun-dalgalı (karasal radyasyon)
radyasyon şekline dönüşerek dünyayı terk eder.
65
HİSSEDİLEN ISI ve GİZLİ ISI
• Hissedilen Isı ∆QH ile gösterilir birimi Joule dür.
İnsanlar tarafından his edilir, yani sıcaklık farkını ortaya
çıkaran ısı miktarı olarak da tanımlanabilir.
∆QH = mhava Cp ∆T
Cp: sabit basınçta özgül ısı. Isıtılan maddenin bir
özelliğidir.
Kuru havanın özgül ısısı Cpd = 1004.67 J.kg-1 .K-1
Pratikte Cpd = 1005 alınabilir.
Csu = 4200 J kg-1K-1
Nemli hava için Cp = Cpd (1 + 0.84 . r)
r : karışma oranı birimi gsubuharı /gkuruhava dır.
66
Soru: 2 kg havanın sıcaklığını 5oC artırmak için ne kadar
hissedilen ısı gerekir?
Çözüm:
Verilenler: mhava = 2 kg; ∆T = 5oC
İstenen: ∆QH = ? J
∆QH = mhava Cp ∆T = (2 kg) (1004.67 J kg-1K-1)(5oC)
= 10.046 kJ (kilo Joule)
Tartışma: Bu kadar hava yaklaşık 2.45 m3 hacme sahiptir – küçük
bir küvet kadardır.
67
Gizli Isı: Gizlenmiş veya depo edilmiş ısı enerjisidir,
sadece suyun faz değişimi esnasında ortaya çıkar.
Buharlaşma esnasında her buharlaşan su
damlacığı çevresinden hissedilen ısı enerjiyi
depolayarak gizler havayı soğutur.
Havayı soğutan faz değişimleri
i) Buharlaşma: sıvı su buharı
ii) Erime: katı (buz) sıvı
iii) süblimleşme: katı su buharı
68
Havayı ısıtan faz değişimleri
Yoğunlaşma su buharı sıvı
Donma: sıvı katı (buz)
Depozisyon: su buharı katı
Faz değişim ısı miktarı: ∆QE = msu . L
L = gizli ısı
69
L değerleri
Lv = +- 2.5 x 106J.kg-1 = yoğunlaşma veya buharlaşma.
Lf = +- 3.34 x 105J.kg-1 = donma veya erime.
Ld = +- 2.83 x 106J.kg-1 = depozisyon veya süblimleşme.
Soru: 2 kg su buharı yoğunlaştığında ne dar gizli ısı
serbest kalır?
Çözüm:
Verilen: mbuhar = 2 kg, Lv = 2.5x106 J . kg-1.
İstenen: ∆QE = ? J
∆QE = (2.5x106 J kg-1)(2 kg) = 5000 kJ
70
Termodinamiğin 1. Yasası
Kütlesi mhava olan bir hava parseline ∆QH kadar ısı
eklendiğinde ∆T kadar sıcaklığı değişmesinin yanısıra
parselin üzerinde veya parsel iş yapar. Bu bağıntıyı
gösteren denkleme Termodinamiğin 1. yasası denir.
∆QH
∆P
= C p ⋅ ∆T −
m hava
ρ
Eşitliğin sağ tarafındaki 1. terim hissedilen ısıyı ve
son terim ise birim kütle için basıncın değişmesine bağlı olarak
parselin büzüşmesi veya genleşmesi sonucu oluşan işi temsil etmektedir.
71
Termodinamiğin 1. yasasını anlamak
∆QH
∆P
= C p ⋅ ∆T −
ρ
m hava
Eşitliğin sağ tarafındaki son terimi yakından inceleyelim.
Basınç = F /A ve ρ = birim hacmin kütlesi olduğundan,
bu 2 terimin oranı = (kuvvet x yol) /kütle = birim kütlenin işi
72
Termodinamiğin 1. yasasını hidrostatik denklemle
birleştirirsek
 g
∆T = 
C
 p

∆
Q
H
 ⋅ ∆z +

m hava ⋅ C p

Eşitliğin sağ tarafındaki son terim (∆QΗ/mhava) eklenen ısının nedeni;
i) Radyatif ısınma
ii) Yoğunlaşırken gizli ısı,
iii)Azalan (dispatif)Türbülans enerjisi
iv) Kimyasal reaksiyonlardan olan ısı,
v) Hava veya parsel içindeki konvektif veya advektif etkileşim
Dikkat:
Konveksiyon ve adveksiyon enerji taşımaz, ancak hava parselini taşır.
73
Akılar
Genişleme
z
Konveksiyon
Adveksiyon
x
74
Soru: 10 kg kütleli bir hava parseli 10 dakika boyunca H = 100 W
ısı oranıyla ısıtıldığında, parselin sıcaklığı ne kadar değişir?
r = 0.001 gsubuharı/ghava
Çözüm:
Verilenler: H = 100 W; mhava = 10 kg; ∆z = 0; ∆t = 10 dak.
r = 0.001 gsubuharı/ghava
İstenen: ∆Τ = ? K
1. adım özgül ısıyı hesaplayalım;
Cp = (1004.67 J kg-1K-1)(1+0.84. 0.01) = 1013.11 J kg-1 K-1
2. Adım eklenen ısıyı bulalım;
∆QH=H.∆t = (100 W) (600 s) = 6x104 J.
3. Ve son adımda sıcaklık farkını bulalım;
 g
∆T = 
C
 p

 ⋅ ∆z + ∆QH

m hava ⋅ C p

∆T = (6x104J)/[(10kg).(1013.11 J kg-1K-1)] = 5.92 K
75
Düşey Sıcaklık Gradyanı (Lapse Rate)
Γ = -∆T /∆z
1. Sürecin kendisinin düşey sıcaklık gradyanı
2. Sürecin çevresinin sıcaklık gradyanı
Adyabatik Düşey Sıcaklık Gradyanı
Adyabatik: Süreç ne dışarıdan ısı alır ne de verir.
∆QH = 0 => süreç adyabatiktir.
Eğer bir hava parseli adyabatik olarak yükseltilirse, içinde nem
olmadığını varsayarsak;
 g 
∆T
= −  = −0.98K / 100m = −9.8K / km
C 
∆z
 p
Kuru hava düşey sıcaklık gradyanı: Γd = 9.8K/km
76
Γd) nemli hava içinde
1. Kuru hava düşey sıcaklık gradyanı (Γ
uygulanabilir, ancak yükselen havanın doymamış olması
gerekir. Yani bulut ve yoğunlaşma olmaması durumunda
geçerlidir. Aksi durumda nemli hava düşey hava sıcaklık
gradyanı kullanılır.
2. Adyabatik düşey sıcaklık gradyanı, basınç terimleri
kullanılarak da elde edilir. Eğer İdeal gaz denklemini
Termodinamiğin 1. yasasına yerleştirirsek,
∆T  ∆P 
=

T
 P 
T2  P2 
=  
T1  P1 
Rd / Cp
veya
Rd / Cp
Rd/Cp=0.28571 (boyutsuz bir sabit) kuru hava için geçerlidir.
Ancak sıcaklık Kelvin dir.
77
Soru: Yerde 15oC olan doymamış bir hava parseli, 2km yüksekliğe
adyabatik olarak yükseltilirse sıcaklığı ne olur?
Çözüm:
Verilenler: T1=15oC ; ∆z = 2 km
İstenen: T2 = ?oC
∆ T T2 − T1
=
= − 98 o C / km
∆z
z 2 − z1
⇒ T2 = T1 + ∆ z ( − 9 .8) = 15 o C + ( 2 km )( − 9 .8 o C / km )
= − 4 .6 o C
Tartışma: Suyun donması için yeterince soğumuştur.
78
Potansiyel Sıcaklık
• Tanım: Bir hava parseli üzerindeki kuru adyabatik
sıcaklık değişimlerini çıkardığımızda, elde edilen
sıcaklığa denir.
θ(z)=T(z) + Γd . z (Birimi oC veya K olabilir)
 P0 
θ = T ⋅ 
 P 
Rd / C p
P0 : referans seviye basıncı = 100 kPa alınır.
T : Kelvin olmak zorundadır
Potansiyel sıcaklık kuru adyabatik süreç için korunurdur.
79
Virtuel Potansiyel Sıcaklık
Eğer ortamda sadece subuharı varsa,
θv = θ.(1 + 0.61.r)
Ortamda hem subuharı hem de sıvı su varsa,
θv = θ.(1 + 0.61. (rs – rL))
r : karışma oranı
rs : doyma karışma oranı
rL: Sıvı su karışma oranı (bulutlar ve yağmur damlaları)
80
Soru: 500 m yükseklikte ve sıcaklığı T = 10oC olan havanın
potansiyel sıcaklığı nedir?
Çözüm:
Verilenler: z = 500m ; T = 10oC
İstenen: θ = ? oC
Ortamda sıvı su olmadığını farz edersek,
θ(z)=T(z) + Γd . z =>
θ (0.5 km) = 10oC + (9.8 oC/km) (0.5 km) = 14.9 oC
Tartışma: Bu sıcaklık, 500 m yükseklikteki havanın, kuru
adyabatik olarak yeryüzüne indirilmesiyle elde edilen sıcaklığıdır.
Diğer bir deyişle, referans seviyesi yeryüzü seçilmiştir.
81
Termodinamik Diyagramlar
• Pratikte sıklıkla, çevre havanın düşey değişimi ile hava
parselinin karşılaştırmasına gerek vardır.
• Çünkü, hava parselin yükselmesi, bulutluluk ve fırtına
gelişimleri için bu gereklidir.
Her adımda termodinamik hesaplar yerine,
termodinamik ilişkileri gösteren basit bir diyagram
çizilir. Bunlar termodinamik diyagramlar olarak
adlandırılır.
Termodinamik diyagramlarda:
a) Yatay eksen sıcaklığı
b) Düşey eksen ise genelde basıncı gösterir.
82
Bir Termodinamik Diyagramda Bulunan
Değişkenler:
1.
2.
3.
4.
5.
Basınç
Sıcaklık
Kuru adyabatik sıcaklık oranı (lapse rate)
Doymuş (veya nem) adyabatik karışma oranı
Doymuş karışma oranı
83
Yükseklik (km)
Basınç (mb)
Skew-T log-P diagramı
84
Sıcaklık
(oC)
Kırmızı çizgiler : izotermleri
Düz yeşil çizgiler : Potansiyel sıcaklık
Kesikli yeşil çizgiler: Eş değer potansiyel sıcaklığı
(Bu 3 büyüklük 1000 mb seviyesinde başlar)
Mavi çizgiler: izobarları
Kesikli mor çizgiler : nem karışma oranı
(birimi diyagramın sağ alt köşesinde
g/kg verilmiştir)
85
Basınç (mb)
Skew diyagramı
86
Sıcaklık
(oC)
Excel kullanarak diyagramın hazırlanışı
A
B
C
D
E
Kuru Adyabatik Örnek
1
2
P(kPa)
T (oC)
T (oC)
T (oC)
T (oC)
3
100.00
60.00
40.00
20.00
0.00
4
90.00
50.12
30.71
11.31
-8.10
5
80.00
39.42
20.66
1.89
-16.87
6
70.00
27.72
9.66
-8.40
-26.46
7
60.00
14.76
-2.52
-19.81
-37.09
8
50.00
0.15
-16.26
-32.67
-49.07
9
40.00
-16.73
-32.13
-47.52
-62.91
10
30.00
-36.97
-51.15
-65.32
-79.50
11
20.00
-62.80
-75.43
-88.06
-100.69
P
T2 = T1 ⋅  0
 P1



Rd / C p
=((B$4+273.15)*($A5/$A$4)^0.28571)-273.15
87
EULER ISI BÜTÇESİ
Termodinamiğin 1. Yasası (Gözden Geçirme)
Eğer şekilde görülen sabit bir hacimden giren ısı akısı çıkan ısı
akısından az ise, ∆Q kadar ısı dışarıya atılıyordur. Dolayısıyla,
Termodinamğin 1. yasası gereği, ısı kaybı sıcaklığın düşmesine neden
olur.
∆x boyunca akının kendisi değil, ancak akı gradyanı (∆I veya ∆F)
sıcaklığın değişmesine neden olur. Akı gradyanına, akı diverjansı
denir.
1. ∆Fx / ∆x > 0 ise pozitif akı diverjansı (Çıkan akı girenden fazladır).
1. ∆Fx / ∆x < 0 ise akı konverjansı (Çıkan akı girenden azdır).
I veya F
Çıkan Akı
I veya F
Giren Akı
A
x
88
Eğer Giren ve Çıkan akıları tüm 3-boyut için yazarsak; Isı
Bütçesi, Isı Dengesi veya Isı Korunum Denklemi elde edilir.
• Sabit hacim = A. ∆x için, ısı dengesi denklemi;
∆T
1
= −
∆t
ρ ⋅C
p
∆I y
 ∆Ix
∆S0
∆I z 
+
+

+
∆y
∆z  C p ⋅ ∆t
 ∆x
∆So : birim kütle için (Jkg-1) iç ısı enerjisi. Örn, Gizli ısı v.b.
• Kinematik-Akı (F) için ısı dengesi denklemi;
∆Fy
 ∆ Fx
∆T
∆ Fz 
∆S0
= −
+
+
+
∆t
∆y
∆z  C p ⋅ ∆t
 ∆x
∆Fy
 ∆ Fx
∆θ
∆ Fz 
∆S0
= −
+
+
+
∆t
∆y
∆z  C p ⋅ ∆t
 ∆x
89
Soru: Deniz seviyesinde, her bir kenarı 20 m olan bir küp hava
olduğunu varsayınız. Bu küpün solundan doğu yönlü 3 Wm-2 bir
ısı akısının ve sağından ise batılı 4Wm-2 bir ısı akısının girdiğini
varsayınız. İç ısı kaynağı ve başka diğer akılar mevcut değildir.
Her bir kenardaki kinematik ısı akısını ve hangi oranda sıcaklığın
değiştiğini hesaplayınız?
Çözüm:
Verilenler: Ixsağ = -4Wm-2 ; Ixsol=3Wm-2; ∆x = 20 m
İstenen: Fxsağ = ? K.m/s ; Fx sol = ? K.m/s; ∆T/∆t = ?K/s
Fx sol = (3 Wm-2)/(1231) = 2.437x10-3K.m/s
Fx sağ = (-4 Wm-2)/(1231)= -3.249x10-3K.m/s
Ix sol veya (+)
Fx sol
A
x
Ix sağ veya (-)
Fx sağ
90
Akı gradyanı:
[
(−3.249 × 10 −3 ) − (2.437 ×10 −3 )
∆Fx Fsağ − Fsol
=
=
[20 − 0]
xsağ − xsol
∆x
]
= -2.843 ×10-4 K / s
∆Fx
⇒ ∆T ∆t = −
= +2.843 ×10 − 4 K / s
∆x
Kontrol: Birimler tamam. Serbest cisim diyagramı uygun.
Tartışma: Isınma oranı yaklaşık 1 K /saat dır.
91
Akı Gradyanlarının Bileşenleri
∆Fx ∆Fx
=
∆x
∆x
∆Fy
∆y
=
∆Fx
+
∆x
adv
∆Fx
+
∆x
kond
∆Fx
+
∆x
türb
∆Fy
∆Fy
∆Fy
∆Fy
∆y
∆Fz ∆Fz
=
∆z
∆z
+
adv
∆y
∆Fz
+
∆z
adv
+
kond
∆y
∆Fz
+
∆z
kond
+
türb
∆y
∆Fz
+
∆z
türb
rad
rad
rad
92
1. Adveksiyon:
• Adeveksiyon: rüzgar ile taşınan anlamına gelir.
• Sıcaklık adveksiyonu: Bir bölgeye veya bir bölgeden
rüzgarla taşınan ısı anlamına gelir.
Fx adv = U . T
Fy adv = V . T
Fz adv = W . T
• Düşey harekete ortalama rüzgarla ise adveksiyon
denir; yok eğer kaldırma kuvvetindense konveksiyon
olarak adlandırılır.
93
Adveksiyon (devamı)
• Isı bütçesi denklemi ham akıları değil, akı
gradyanlarını kullanmaktadır. Dolayısıyla;
∆ F x adv
∆x
∆ F y adv
∆y
∆ F z adv
∆z
=
U ( T sa ğ − T sol )
x sa ğ − x sol
∆T
= U ⋅
∆x
∆T
= V ⋅
∆y
∆T

= W ⋅
+ Γd 
 ∆z

94
Soru: Farz edelim ki ortalama hava sıcaklığı yükseklikle
soğumaktadır; öyle ki z = 200 m de T = 15oC ve z = 1000 m de
T = 10oC olacak şekilde lineer değiştiğini düşünelim. Eğer
ortalama düşey rüzgar hızı soğuk havayı yukarıdan aşağıya doğru
itiyorsa, o zaman z = 600 m de Adveksiyon ile soğuma oranı ne
olur? W = - 0.1 m/s ve diğer ısıma süreçlerini yok kabul ediniz.
Çözüm:
Verilenler: W= -0.1 m/s; z = 600 m;
∆T/∆z = (10-15)/(1000-200) = - 0.00625 oC/m
İstenen: ∆T/∆t = ?oC/s
∆T/∆t = - ∆Fz adv/∆z = -W(∆T/∆z + Γd)
= - (-0.1 m/s).(-0.00625 + 0.0098 oC/m)
= + 3.55x 10-4 oC/s = 1.28 oC /saat
Tartışma: Pozitif işaret soğumayı değil ısınmayı gösterir.
95
2. Kondüksiyon ve Yüzey Akıları
Tanım: Moleküller birbiriyle temas halindeyken, ısı
taşımasına denir. Kondüksiyon süreci maddenin 3 hali
içinde geçerlidir. Yani katılar, sıvılar ve gazlar için
ortamda rüzgar olsun veya olmasın geçerlidir. Bu tür ısı,
genelde yerden atmosfere veya yeryüzünden yerin
içlerine doğru görülür.
Düşeyli taşınan dokunmatik (kondüksiyon) ısı miktarı:
∆T
I z kond . = − k ⋅
∆z
Deniz seviyesinde standart
k: moleküler ısı iletkenlik katsayısı koşullarda,
k= 2.53x10-2 W.m-1.K-1
96
Atmosferde, gerek x (batı-doğu) ve gerekse y (güney-kuzey)
yönlerinde, ısı iletkenliği ihmal edilecek kadar küçüktür.
∆ Fx kond. ∆ F y kond.
≈
≈0
∆x
∆x
97
Soru: 300 W m-2 ısı akısının, yerden 1 mm yukarıdaki atmosfere
iletilmesi için ne kadar sıcaklık farkı gereklidir?
Çözüm:
Verilenler: Iz kond. = 300 W m-2 , ∆z = 1 mm = 0.001 m;
k= 2.53x10-2 W.m-1.K-1
İstenen: ∆T = ? oC
∆T
I z kond . = − k ⋅
⇒ ∆T = − I z ∆z / k
∆z
∆ T = − (300Wm − 2 )( 0.001m ) / 2.53 × 10 − 2 Wm −1 K −1
∆ T = −11 .9 o C
Tartışma: Havanın temasta olduğu yerden, aşağı yukarı 12oC daha
soğuk olmalı ki bu kadar ısı iletilebilsin. Gerçek atmosferde bu sıcaklık
98
farkı genel gözlemlenebilir bir durumdur.
Efektif Isı Akısı
Genelde, atmosferde çalkantı (türbülans) ve kondüksiyon birlikte
hareket eder. Çoğunlukla kondüksiyonla ısı taşınımı önemliyse
türbülans önemsiz, tersi türbülans önemliyse kondüksiyon
önemsizdir. Ancak, ikisi de önemliyse, yani birleştirilirse;
Efektif yüzey türbülans ısı akısı elde edilir.
FH = CH . M . (θyer - θhava) veya
FH = CH . M . (Τyer - Τhava)
M : 10 m’deki ortalama rüzgar hızı büyüklüğü,
Thava : 10 m’deki hava sıcaklığı,
Tyer : yeryüzü sıcaklığıdır.
CH : boyutsuz, yığınsal (bulk) ısı iletim katsayısı
Düzgün yüzeyler üzerinde: 2x10-3
Orman ve düzgün-olmayan yüzeyler üzerinde: 2x10-2
99
Yerden 1-2 km yukarıdaki atmosfer (troposfer) tabakasına,
atmosferik sınır tabaka denir (ABL).
Kuvvetli güneş ışınımın ve konveksiyonun olduğu sakin havalı bir
günde, yükselen hava parselleri (termalleri) bu tabakada
meydana gelir. Bu tür ABL tabakaya karışım tabakası (ML)
denir. Bu durumda, yüzey akılar:
FH = bH . wB . (θyer – θML) veya
FH = aH . w* . (θyer – θML)
θML: 500 m’deki (ML’nin ortasında) potansiyel sıcaklığı,
aH : 0.0063 : karışım-tabaka taşınım katsayısıdır.
wb : yükselen parsel (konvektif) hız ölçeği
w*: Deardorff hızı (bir başka konvektif hız ölçeği)
100
Türbülans Isı Akısı
F z üst − F z alt
∆ F z türb .
=
∆z
zi
∆ F z türb . − 1 . 2 F H
≈
∆z
zi
zi : ABL derinliğidir (200 m ile 2 km arasında değişir)
101
Radyatif Isı Akısı
∆ F x rad . ∆ F y
≈
≈0
∆x
∆y
∆ F z rad .
≈ − 0 . 1 ile − 0 . 2 K / saat
∆z
∆T
∆z
x, y,z

= − U


NET ISI BÜTÇESİ

∆T
∆T 
∆ Fz Lv m yoğuş.
⋅
+V ⋅
− − 0 .1K / sa .−
+
Rad .
∆x
∆y 
∆ z C p m hava ∆ t
Türb
.
Advek .

Gizli Isı
102
GÖRÜNEN SICAKLIK TÜRLERİ
1. Rüzgar Soğuğu:
Trüz
 M + M0 

= Tderi − 
 M0 
0.21
(Tderi − Thava )
Tderi: Vücut derisi sıcaklığı = 33oC
Mo: Ortalama bir insanın yürüme hızı = 2 m /s
2. Hissedilen Sıcaklık veya Isı İndeksi
HI = -42.379 + 2.04901523T + 10.14333127.RH - 0.22475541.T.RH
-0.00683783T2 - 0.05481717.RH2 + 0.00122874.T2.RH + 0.00085282.T.RH2
-0.00000199.(T.RH)2
RH: Bağıl nem
T > -57 °F ve T < 57 °F için geçerlidir
103
Ünite 4
NEM
104
DOYMUŞ BUHAR BASINCI
Buhar Basıncı: Hava bir gaz karışımı olduğundan, her bir gazın toplam basınca
olan katkısına kısmi basıncı denir. Su buharı da bir gaz olduğundan, onun da
kısmi basıncına buhar basıncı denir. e sembolü buhar basıncı temsil eder ve
birimi Pa veya hPa, mb veya kPa dır.
Doyma: Hava su buharını belli oranda kapsar, ancak belli bir eşik değerden büyük
olan neme doymuş nem denir. Su buharının hava içindeki yoğunlaşması, sıvı
sudan buhar fazına geçmesinden daha hızlıdır. Bu yoğunlaşma süreci, dengede
seviyesindeki nemi (doyma noktası) daha aşağı bir seviyeye düşürmesini sağlar.
Denge durumundan daha düşük seviyedeki nem oranlı havaya doymamış hava
denir.
Düz yüzeyler üzerindeki denge (doymuş) buhar basıncı değeri es sembolü ile
gösterilir.
Doymamış hava için daima e < es dir.
Çok nadiren de olsa hava süper doymuş olabilir e > es (ortam çok temiz, ortamda
yağmur çekirdekleri, sıvı veya buz partikülleri yoktur).
105
Buharlaşma oranı, sıvı suyun sıcaklığına bağlıdır.
Yoğunlaşma oranı ise havada bulunan neme bağlıdır.
Denge durumunda ise bu 2 oran bir birine eşittir.
Eğer sıvı suyun sıcaklığı artırılırsa, zamanla buharlaşma yoğunlaşmayı aşar ve
havadaki su moleküllerin sayısı yeni bir denge noktasına ulaşıncaya dek
artmaya devam eder. Böylece, denge nem miktarı sıcaklıkla artar.
Sonuçta sıcak hava, soğuk havaya göre, denge noktasında, çok daha fazla
su buharı içerir.
Clausius-Clapeyron (klaysius-kleypiron diye okunur) denklemi sıcaklık ile
doymuş buhar basıncı arasındaki bağıntıyı açıklar:
L
e s = eo ⋅ exp 
 Rv
 1 1 
⋅  −  
 T0 T  
eo = 0.611 kPa
To = 273 K
Rv = 461 J.K-1. kg-1
Lv/Rv = 5423 K: su yüzeyleri üzerinde,
Ld/Rv = 6139 K: buz yüzeyleri üzerinde.
106
Soru: T = 21 oC deki doymuş buhar basıncını bulunuz?
Çözüm:
Verilenler: T = 21 oC = 294K
T > 0 oC su yüzeyindedir.
İstenen: es = ? kPa
 L  1
1 
e s = e o ⋅ exp 
⋅ 
−   ⇒
 R v  T0 T  

1
 1
e s = ( 0 . 611 kPa ) ⋅ exp  ( 5423 K ) ⋅ 
−
294 K
 273 K

e s = 2 . 525 kPa



Tartışma: Deniz seviyesinde havanın ortalama basıncı = 101.3 kPa dır.
Dolayısıyla, bu hava basıncının kabaca %2.5’inin su buharı basıncı
olduğu söylenebilir.
107
Su ve buz yüzeylerinde doymuş buhar basıncı (es)
14
12
Su yüzeyinde
e s ( kPa )
10
Su ve buz farkı
8
0.03
6
0.025
4
0
-30
-20
-10
0
10
20
30
40
50
e s ( kP a )
0.02
2
0.015
0.01
o
T( C )
0.005
0
0.7
0.5
e s ( kP a )
-50
Su ve buz yüzeyinde
0.6
-40
-30
-20
-10
0
o
T( C )
0.4
0.3
0.2
0.1
0
-50
-40
-30
-20
o
T( C )
-10
0
108
Nem Değişkenleri
1. Karışma Oranı:Su buharı kütlesinin kuru hava
kütlesine oranıdır.
r=
ε ⋅e
P−e
ε = R d / Rv = 0 .622 g su buharı / g kuru hava
r : kısmi su buharı basıncı oranın, havada geriye kalan diğer gazlara
oranı olduğunu gösterir. Genelde birimi g/g olmasına karşın, g/kg
gösterilmesi adettendir.
1. Özgül Nem: Su buharı kütlesinin nemli hava kütlesine
oranıdır.
q=
ε ⋅e
P
109
Nem Değişkenleri (devamı)
1. Mutlak Nem: Su buharının hava içindeki yoğunluğuna (ρv) denir.
İdeal gaz denkleminde, hava basıncı P yerine su buharı basıncı e
konulduğunda;
e
e
3
ρv =
= ⋅ ε ⋅ ρ d (g/m )
Rv ⋅ T P
ρd : Kuru havanın yoğunluğu = 1.225 kg/m3 dir (deniz seviyesinde) ve
ideal gaz denklemine göre yükseklikle, basınç ve sıcaklıkla değişir.
1. Bağıl Nem:
e q
ρ r
% RH = = =
=
es qs ρ s rs
110
Çiğ Noktası Sıcaklılığı
Tanım: Sabit basınçta, havanın soğutularak (sıcaklığı düşültülerek) doymuş hale
geldiğindeki sahip olduğu sıcaklığa denir, Td ile gösterilir. Ya Tablolardan veya
es eşitliğinde, e yerine es konarak bulunur.
 1 Rv  e 
Td =  − ⋅ ln 
 e0 
 T0 L
−1
T0=273K; e0=0.611; Rv/Lv= 0.0001844K-1
Eğer eşitlikte L = Ld alınırsa; Td: donma-noktası sıcaklığıdır.
Eğer T = Td ise hava doymuştur denir.
Td genelde T den küçüktür.
Td : Çiğ-noktası higrometresi veya Sling Psikometre ile
111
ölçülürler.
Sling Psikometresi
112
NEM DEĞİŞKENLERİ TABLOSU
113
Soru: Sıcaklığı 30oC, basıncı 100 kPa ve bağıl-nemi %20 olan
havanın çiğ-noktası sıcaklığını bulunuz.
Çözüm:
Verilenler: T = 30oC; P = 100 kPa; RH = %20 = 0.2
İstenen: Td = ? oC
Nem Değişkenleri Tablosundan, es = 4.367 kPa okunur.
RH/100% = e/es e =RH.es = (0.2)(4.367) = 0.8734 kPa
Td eşitliğinden veya Tablo’dan, Td = 5oC bulunur.
Tartışma: Görüldüğü gibi, sonuç P bağlı değildir. Bu oldukça kuru
olan havanın sıcaklığı 25oC azaltılırsa, yoğunlaşma başlayabilir.
114
Doyma Yüksekliği veya Yoğunlaşma Seviyesi Yüksekliği
(LCL)
Tanım: Doymamış bir hava parseli kuru-adyabatik olarak yükseltilirse, T = Td
olduğu seviyeye LCL seviyesi denir. Bu seviyede bulutlar oluşmaya başlar.
ZLCL = a(T-Td)
a = 0.125 km/oC
115
Islak Hazne Sıcaklığı (Tw)
Tanım: Eğer termometre haznesi, ıslak bir bez ile sarılırsa; sıcaklık kuru
termometrye göre daha hızlı düşer. Çünkü soğumanın yanısıra, Gizli
Buharlaşma ısısından dolayı sıcaklık düşüşü daha fazla olur.
Islak-hazne depresyonu: Kuru-hazne termometre sıcaklığı ile ıslak-hazne
termometre sıcaklıkları arasındaki farka denir (T-Tw).
Nem Değişkenleri Ve Bağıntıları
r
r
q=
; e=
⋅P
1+ r
ε +r
ρv
ρv
r=
; q=
ρd
ρv + ρd
116
Ünite 5
DİNAMİK
117
BAZI KUVVETLER
Kuvvetler ile rüzgarlar arasındaki bağıntılar,
Atmosfer Dinamiği olarak adlandırılır.
Basınç, sürtünme ve adveksiyon yatayda etkili
olan belli başlı kuvvetlerdir. Diğer tarafta,
görünen (hayali) kuvvetler dünyanın
dönüşü ve rüzgarın bir eğri etrafında
dönüşünden meydana gelirler.
118
Newton’un İkinci Hareket Yasası
1.
2.
Lagrange Momentum Bütçesi
Euler Momentum Bütçesi
Newton’un 2. yasası Bir m kütleli hava parseli üzerine etki
eden vektörel bir F kuvveti, cisme uygulanan kuvvet
yönünde a büyüklüğünde ivme kazandırır.
v
r
r
∆v ∆(m ⋅ v)
F = m⋅a = m⋅
=
∆t
∆t
mv = momentum denir. Böylece, momentumun
zamanla değişimine Lagrange momentum bütçesi
denir.
119
Soru: Duran bir 1500 kg kütleli araba, 9 saniye içinde güney
yönünde 27 m/s hıza kavuşuyor.
a) Ortalama ivmeyi,
b) Araba etki eden kuvveti bulunuz.
Çözüm:
Verilenler: V1 = 0 m/s; V2 = 27 m/s
tbaşlangıç = 0, tson = 9 s; yön Güney ve m = 1500 kg.
İstenen: a = ? ms-2 ve F = ? N.
İvme ve kuvvet tanımından; a = ∆v / ∆t ve F = ∆(mv)/∆t
a)
a = (V2 – V1 )/∆t) = (27 -0) /9 = 3 m s-2 Güneye
b) F = ma = (1500 kg)(3 ms-2) = 4500 N
Hatırlatma 1 N = 1kg m s-2 dir.
120
EULER Momentum Bütçesi
Bir kasaba veya göl üzerinde rüzgar
tahmin edilmek istenirse; sabit bir nokta
için; doğusu x-ekseni, kuzeyi y-ekseni
ve yukarısı z-ekseni olmak üzere bir
kartezyen koordinat tanımlanır. Bu
durumda; yatay rüzgar hızları (U ve V
olarak adlandıracağız) verilen
denklemler ile tahmin edilirler.
Fx
U (t + ∆t ) = U (t ) + ∆t
m
Fy
V (t + ∆t ) = V (t ) +
∆t
m
F x net
∆U
=
∆t
m
∆V
F x net
=
∆t
m
HAREKET DENKLEMLERİ
121
KUVVETLER
Adveksion : AD
Basınç Gradyan Kuvvet : PG
Coriolis kuvvet: CF
Turbülans-sürükleme (sürtünme) kuvvet: TD
Fx = Fx
AD
+ Fx
PG
Fy = Fy
AD
+ Fx
CF
+ Fy
PG
+ Fx
+ Fy
CF
+ Fy
TD
TD
122
Adveksiyon Terimi
Fx AD
∆U
∆U
= −U ⋅
−V
∆y
m
∆x
Fy AD
∆V
∆V
= −U ⋅
−V
m
∆x
∆y
123
Basınç Gradyanı Kuvveti
1 ∆P
F x PG
= −
⋅
m
ρ ∆x
F y PG
1 ∆P
= −
⋅
m
ρ ∆y
P yüksek − P alçak
PG =
uzaklık
Y
A
PG
124
İzobarlar birbirinden
ne kadar uzaksa
PG o oranda küçük;
Birbirine ne kadar yakın ise
PG o oranda büyük olur.
Y
A
PG
Y
A
125
PG
Aşağıdaki yüzey basınç haritasında basınç gradyanı
kuvvetlerini verilen noktalarda inceleyiniz.
126
Coriolis Kuvveti
f c = 2 ⋅ Ω ⋅ sin(ϕ )
−4
−1
2Ω = 1.458 × 10 s (2 × Dünyanın açısal hızı)
ϕ : Enlem Derecesi
Coriolis kuvveti, hayali bir kuvvettir. Rüzgar hızına dik etki eder.
Kuzey Yarıkürede sağ tarafta, ancak Güney Yarıkürede sol taraftadır.
Rüzgar
Rüzgar
Kuzey Yarıküre
FCF
Doğu
FCF
Güney Yarıküre
127
Uçağın
Rotası
128
Bir Hava Parselin Yönü
Rüzgar
Rüzgar
Rüzgar
Parsel başlangıçta
hareketsiz
129
Coriolis Kuvvetin Hesabı
Fx CF
= f c ⋅V
m
Fy CF
= − f c ⋅U
m
Rüzgar yoksa FCF olmaz. Ekvatorda FCF = 0 çünkü fC =0 dır.
Coriolis kuvveti rüzgarın hızına etki etmez, sadece yönünü değiştirir.
130
Soru: U = 10 m/s ve φ = 35.2 oN olan yerdeki Coriolis kuvvetini
bulunuz.
Çözüm:
Verilenler: U = 10 m/s; φ = 35.2 oN
İstenen: Fy CF/m = ? ms-2
Önce Coriolis parametresi fC yi bulalım.
fC = (1.458x10-4 s-1).sin(35.2o) = 8.4x10-5 s-1
Fy CF / m = -(8.4x10-5 s-1)(10 m/s) = -8.4x10-4 m s-2
Kontrol: Birimler tamam. Fizik anlamlı. İşaretin (-) eksi olması,
kuvvetin kuzeyden güneye olduğunu gösterir.
131
RÜZGARLAR
Jeostrofik Rüzgar
Tanım: Eğer izobarlar paralel doğrular
şeklindeyseler ve sadece 2 kuvvet etkiliyse (yani,
FPG ve FCF) oluşan rüzgara denir.
FGF ve FCF bu şartlarda: büyüklükleri aynı fakat zıt
yönlü kuvvetler olurlar.
Jeostrofik rüzgar, her zaman izobarlara (izobarik
harita yükseklik çizgileri) paralel eser.
132
500 mb kartını inceleyerek, haritanın hangi bölgelerinde
akışların Jeostrofik olduğunu belirleyiniz.
Ne zaman ki akış
yaklaşık olarak düz
çizgiler boyunca
paralel akıyorsa, bu
akışa Jeostrofik
rüzgar denir.
Soru: Jeostrofik
rüzgarın büyüklüğünü
ne belirler?
133
Jeostrofik akışın büyüklüğü
Jeostrofik
1 ∆P
f cV = −
ρ ∆x
1 ∆P
f cU = −
ρ ∆y
Coriolis
Basınç Gradyanı
Rüzgar
1 ∆P
Ug = −
ρf c ∆y
1 ∆P
Vg = +
ρf c ∆x
134
Soru: Eğer basınç 500 km’lik bir mesafede doğuya doğru 1 kPa
artıyorsa, Jeostrofik rüzgarları bulunuz? (ρ = 1kg/m3 ve
fc = 10-4 s-1 alınız).
Çözüm:
Verilenler: ∆P = 1 kPa, ∆x = 500 km
İstenen: Ug = ? m/s ve Vg = ? m/s
Basınç değişimi yatay ve sadece doğu yönünde (x-ekseni boyunca)
olduğundan, ∆P /∆y = 0 => Ug = 0 m/s
Vg = 1/[(1 kg/m3).(10-4s-1)].[(1 kPa)/(500 km)] = 20 m/s
Tartışma: Pay ve paydada bulunan “kilo” birbirini götürür. Yani
kPa/km = ∆P /∆x = 0.002.
135
Önemli Not: Eğer yeryüzünde değil de, yükseklik haritalarında
Jeostrofik rüzgar değerleri bulunmak isteniyorsa; bu durumda
∆z: basınç seviyesinde, yükseklik kontur farklarını,
g : yerçekimi ivmesini (9.8 m s-2) ve
gz : φ Jeopotansiyel yüksekliği temsil etmek üzere,
Jeostrofik rüzgar bileşenleri aşağıdaki denklemler ile hesaplanır.
Ug
g ∆z
1 ∆φ
=−
=−
fc ∆y
fc ∆y
g ∆z
1 ∆φ
Vg = +
=+
fc ∆x
fc ∆x
136
Buy Ballot Kuralı: Kuzey yarkürede sırtımızı, rüzgarın estiği
yönde olacak duracak olursak, solumuzda alçak basınç
sağımızda ise yüksek basınç bulunur.
Alçak Basınç
FPG
Jeostrofik rüzgar
FPG
Yüksek Basınç
137
Gradyan Rüzgar
138
Yüksek ve alçak basınç merkezleri civarında, daimi
rüzgar kuzey-yarıkürede, solunda alçak basınç kalacak
şekilde, eğrisel izobarları takip eder.
1)Alçak basınç civarında, rüzgar Jeostrofik rüzgardan
daha yavaş eser,
2)Yüksek basınç civarında ise, rüzgar Jeostrofik
rüzgardan daha hızlı eser.
Bu eğrisel daimi rüzgara gradyan rüzgar denir.
139
Gradyan rüzgarın hesabı
[
Mr = U
2
r
+ Vr
]
2 1/ 2
(Gradyan rüzgarın büyüklüğü)

4⋅G 
M r = 0 .5 ⋅ f c ⋅ R ⋅  − 1 + 1 +
 (Siklonik akış)
fc ⋅ R 


4⋅G 
M r = 0.5 ⋅ f c ⋅ R ⋅ 1 − 1 −
 (Anti - Siklonik akış)
fc ⋅ R 

140
Gradyan rüzgarın Rossby Sayısı İle Bağlantısı
Ro eğ
G
=
( Eğrisel Rossby Sayısı)
fc ⋅ R
G
Mr =
⋅ − 1 + 1 + 4 ⋅ Roeğ (Siklonik akış)
2 ⋅ Roeğ
[
]
G
Mr =
⋅ 1 − 1 − 4 ⋅ Roeğ (Anti - Siklonik akış)
2 ⋅ Roeğ
[
]
141
Gradyan Rüzgarın Önemli Özellikleri
1
Yüksek Basınç Merkez civarında - - > Ro eğ ≤
4
Kısıt 1: Anti-siklonlar (yüksek basınç) civarında, basınç merkezin dışına
doğru hızlı bir şekilde düşmez.
Kısıt 2: Siklonlar (alçak basınç) civarında, bu tür bir kısıt gereksizdir.
Rossby sayısının herhangi değeri için gradyan rüzgar geçerlidir.
Sonuç Basınç gradyanı ve rüzgar yüksekler civarında hafif-yavaş ve
izobarlar ani kırıklar şeklinde değişmezlerken; alçaklar civarında çok
daha kuvvetli-hızlıdır.
142
Soru: Bir alçak basınç merkezi civarındaki jeostrofik rüzgar hızı
10 m/s, fc = 10-4s-1 ve R = 500 km eğrilik yarıçapı için
gradyant rüzgarı ve Roeğ değerini hesaplayınız.
Çözüm:
Verilenler: G = 10 m/s, R = 500 km, fc = 10-4s-1
İstenen: Mr = ? m/s ve Roeğ = ? (boyutsuz)

4G 
M r = 0 .5 f c R  − 1 + 1 +
⇒
fc R 



4 ⋅ (10 m / s )
M r = 0.5 ⋅ (10 s ) ⋅ (500000 m ) ⋅  − 1 + 1 +
 = 8.54 m / s
− 4 −1
(10 s )(500000 m ) 

G
(10 m / s )
Roeğ =
⇒ Roeğ =
= 0 .2
− 4 −1
5
(10 s ) ⋅ (5 × 10 m )
fc ⋅ R
−4
−1
Tartışma: Küçük rossby sayısı, akışın jeostrofik dengede olduğunu
gösterir. Gradyant rüzgar ise, buradaki alçakta, jeostrofik rüzgardan
143
daha yavaş esmektedir.
HAREKETİN TAM DENKLEMLERİ
∆U
=
∆t
U
∆U
∆U
+ f c (V − Vg ) − wT
−U
−V
∆y
zi
∆x
∆V
=
∆t
∆V
∆V
V
−U
−V
+ f c (U − U g ) − wT
∆x
∆y
zi
6
474
8
Tandans
64748
Adveksiyon
6474
8
Jeos. Fark
64748
Türbülans
U ag = U − U g 
 Ajeostrofik Rüzgar (Jeostrofik fark)
Vag = V − Vg 
144
KÜTLENİN KORUNUMU DENKLEMİ
Euler yaklaşımına göre, sabit bir hava hacimine giren
moleküllerden, bu sabit hacimden çıkan moleküllerin farkı,
bize bu sabit hacimde kütlenin değişimini anlatır. Kütlenin
dengesini açıklayan denkleme SÜREKLİLİK DENKLEMİ
(kütlenin korunum denklemi) denir.
Süreklilik denklemi, birim hacmin kütlesi (yoğunluk)
ρ kg/m3 cinsinden aşağıdaki gibi yazılabilir.
 ∆U ∆V ∆W 
∆ρ
= −ρ 
+
+

∆t
∆z 
 ∆x ∆y
145
SIKIŞTIRILAMAZ SÜREKLİLİK DENKLEMİ
Süreklilik denkleminde, akışkan sıkıştıralamaz ise,
yoğunluğun zamanla değişimi sıfır olur.
∆ρ/∆t = 0 ∆U ∆V ∆W
+
+
= 0 olur.
∆x ∆y
∆z
146
Ünite 6
GENEL DOLAŞIM
147
ATMOSFERİK SİRKÜLASYON (DOLAŞIM)
Uzun bir periyod içerisinde atmosferin ortalama hareketine atmosferik
sirkülasyon denir.
Atmosferdeki bu hareketin en önemli sebebi, Ekvator bölgesinin aşırı
derecede ısınması ile kutup bölgelerinin aşırı derecede soğumasıdır. Bu iki
bölge arasındaki sıcaklık farkından dolayı, atmosferik sirkülasyon
oluşmaktadır. Atmosferik sirkülasyon her ne kadar termik nedenlerle
doğmuş olsa da, Dünyanın dönmesi ve yer yüzeyinin homojen olmaması
nedeniyle, birçok dinamik faktörlerin ve diğer bazı faktörlerin bir araya
gelmesiyle çok daha karışık bir durum arz ermektedir.
Atmosferdeki hava hareketleri devamlılık yönünden iki bölüme ayrılır.
Bazı hava hareketleri gelip-geçicidir. Uzun süre devam etmezler. Bu tür
hava hareketlerine tali veya geçici sirkülasyon sistemleri denmektedir. Bazı
hava hareketleri de belirli yerlerde ve yönlerde hemen hemen devamlı olarak
bulunurlar. Bu tür hava hareketlerine de atmosferin genel sirkülasyonu denir.
148
Atmosferin Genel Sirkülasyonunu Etkileyen Faktörler
a) Dünyanın dönmesi: Dünyanın dönmesinden dolayı koriyolis
kuvveti denen bir kuvvet meydana gelmektedir. Bu koriyolis kuvveti
hava hareketlerine etki ederek onları saptırmaya çalışmaktadır. Bu
yüzden kuzey yarım kürede, ekvatordan kutuplara doğru giden hava
akımları sağa doğru saparlar. Güney yarım kürede ise hava akımları
sola doğru saparlar.
b) Mevsimlerin etkisi: Yer yüzeyindeki basınç ve rüzgar kuşakları
mevsimlik değişikliklere uyarak, yaz aylarında kuzeye, kış aylarında
ise güneye doğru kaymaktadır. Böylece kuşaklar arasında kalan bazı
bölgeler, yazın bir rüzgar ve basınç sisteminin kışın ise başka bir
rüzgar ve basınç sisteminin etkisi altında kalır. Basınç ve rüzgar
kuşaklarının bu mevsimlik kayması, güneşin görünüşteki hareketini
yaklaşık olarak bir-iki aylık bir gecikmeyle takip eder.
149
c) Kara ve denizlerin etkisi: Karalar ve denizlerin farklı ısınması
yüzünden basınç ve rüzgar kuşaklarında önemli değişmeler meydana
gelmektedir. Güney yarım kürede karalar az olduğu için basınç ve
rüzgar kuşakları pek değişime uğramazlar. Kuzey yarım kürede orta
enlemlerinde ise bu kuşaklar düzenini kaybederler.
Denizler yazın karalara göre daha serindir. Bu termik nedenle,
yüksek basınç kuşaklarının denizler üstündeki bölümü yazın daha
güçlü ve geniş antisiklon çekirdeklerini oluştururlar. Karalar ise yazın
fazla ısındığından, termik alçak basınç merkezleri haline gelirler.
Kışın ise durum bunun tam tersidir.
150
Genel Sirkülasyon Teorileri
(EK’te verilen Ders notunda okuyunuz)
151
Meridiyonal Sıcaklık Gradyanı
Yer seviyesinde, Ekvatordaki hava sıcaklığı kutup bölgelerine
göre sıcaktır. Bu durumu, yıllık olarak, her enlem dairesi boyunca
sıcaklıkların ortlamasını alırsak daha net görebiliriz. Böylece,
enlem-derecesine bağlı meridiyonal sıcaklık değişimini elde etmek
mümkün olabilir.
3  2


2
3
Tdeniz seviyesi ≈ a + b ⋅  ⋅  + sin ϕ  ⋅ cos ϕ 

2  3

o
o
ϕ : enlem derecesi; a = -12 C ; b = 40 C
b: Ekvator ile kutuplar arasındaki sıcaklık farkını gösterir,
dolayısıyla b = 40 K de yazılabilir.
152
Eğe yukarı atmosferdeki sıcaklık hesaplanması istenirse,
Denklemlerde biraz önce verilen b’lere b1 dersek, yeni b :
∆T
3
2
≈ −b ⋅ c ⋅ sin ϕ ⋅ cos ϕ
∆y
[
]
−3
ϕ : enlem derecesi; b = 40 K ; c = 1.18 ×10 km
−1

z 
b ≈ b1 ⋅ 1 − 
 zT 
o
b1 = 40 C ve z = yerden olan yükseklik;
z T = 11 km ortalama troposfer kalınlığıdır. 153
Soru: 45oN enleminde ve yer seviyesindeki sıcaklık ve sıcaklık
gradyanını hesaplayınız.
Çözüm:
Verilenler: Enlem = 45oN
İstenen: T = ? oC ve ∆T/∆y = ? oC /km
3  2
2
o 
3
o
T yer = − 12 C + ( 40 C ) ⋅   + sin 45  ⋅ cos 45 

2  3

= 12 .75 o C
∆T
= − ( 40 o C ) ⋅ (1 .18 × 10 − 3 ) ⋅ sin 3 45 o ⋅ cos 2 45 o
∆y
o
o
[
]
= − 0 .0083 o C / km
Tartışma: Kuzey yarı kürede sıcaklık kuzeye doğru (kutuplara) azalır;
gradyanın (-) negatif işaretli olması bu durumu gösterir.
154
Termal Rüzgar
2 farklı seviyedeki Jeostrofik rüzgar arasındaki farka Termal
Rüzgar denir.
U
T
= U
g 2
−U
g1
g ∆z
= −
fc ∆ y
VT = V g 2 − V g1
g ∆z
= +
fc ∆ x
∆z = z
: kalınlık.
p1
− z
p2
155
Soru: Bir noktadaki 100-70 kPa tabakanın kalınlığın 2.9 km ve
aynı noktanın 500 km doğusunda ise 3km olduğunu varsayarak;
termal rüzgar bileşenleri bulunuz (fc = 10 -4 s-1 alınız).
Çözüm:
Verilenler: Güney-kuzey kalınlık gradyanını yok kabul ediyoruz.
∆z1= 2.9 km, ∆z2 = 3km, ∆x = 500 km, fc = 10-4s-1
İstenen: UT = ? m/s ve VT = ? m/s
Kuzey - güney gradyanıolmadığından, UT = 0 m / s
g ∆Ka 9.8ms−2 (3 − 2.9)km
VT =
= −4 −1
f c ∆x
10 s
(500km)
= 19.6m / s
Tartışma:Termal rüzgarın (+) pozitif olması, güneyden-kuzeye
olduğunu gösterir.
156
JET AKIMLARI
Baroklinite (yani, küzey-güney sıcaklık gradyanı) atmosferin
tepesindeki, batıdan-doğuya olan rüzgarları yönetir.
Kutuplar üzerinde tropozun ekvatora göre daha sığ seviyede
olması, ekvator üzerindeki stratosferde sıcaklıkların
kutuplara göre daha soğuk olmasını doğurur. Bu duruma
sıcaklık alanı denir. Eğer termal rüzgar eşitlikleri aynı
bölgelere uygulanırsa, basınç alanları oluşur. Ekvator ve
kutuplar üzerindeki farklı kalınlıktan dolayı, basınç
yüzeylerinin orta enlemlerde fazlaca eğilmesine neden
olur. Tropozun yukarısında ise bu eğilme tersine döner,
çünkü kuzey-güney sıcaklık gradyanı tersine çalışır.
Eğimlerin fazla olması, çok daha fazla basınç gradyanı
kuvvetine işaret eder. Dolayısıyla, jeostrofik rüzgarların
kuvvetlenmesi demektir. Orta-enlemlerde oluşan- çok
kuvvetli- tropopoz seviyesindeki bu batılı rüzgarlara Jet
Akımları denir.
157
İzoterm
İzobar
Kuzey Yarıkürede
Atmosferin Düşey Kesiti:
Koyu noktalı çizgiler
Tropopozu ve cephesel
bir bölgeyi temsil eder.
c şeklindeki rüzgar yönü
sayfa içerisine doğrudur.
158
İzotah (eş hız)
Vortisiti (Çevrinti)
Bağıl Vortisiti ( ζr ) (ksi okunur): Düşey bir eksen etrafında, bağıl
olarak dünyanın dönüşüne göre dönen bir akışkanın dönüşünün
ölçüsüdür. Dönüş saat ibreleri tersi yönünde ise ζr pozitiftir.
Vortsitinin birimi saniyenin tersidir.
Aşağıda verilen 2 tanım eşdeğerdedir:
∆V
∆U
−
ξr =
∆x
∆y
M
∆M
ξr = −
+
R
∆n
U ve V: sırasıyla batılı ve güneyli
rüzgar bileşenleri,
R: Yörüngenin eğrisel yarıçapı,
M: Rüzgar hızının büyüklüğü,
n: Eğrilik merkezine yönelmiş
yöndür.
159
Vortisitinin anlamı:
R
n
Rüzgar kayması bağıl vortisitiye neden olur. Saat ibresinin tersi
yönde bir dönüş pozitif vortisitiye işaret eder.
(a) ∆U/∆y negatiftir. (b) ∆V/∆x pozitiftir.
160
Mutlak Vortisiti
Sabit bir yıldıza göre Voritisiti hesaplanırsa, yani
bağıl vortisitiye dünyanın dönüşü de eklendiğinde
mutlak vorstisiti elde edilir.
ζa = ζr + fc
fc = 2Ωsinϕ : dünyanın vortisitisi
2Ω : 1.458 x 10-4s-1
Potansiyel Vortisiti
Mutlak vortisitin dönen hava sütunun derinliğine
bölünmesiyle elde edilir.
ξp =
ξr + fc
∆z
−1 −1
= sabit (birimi : m s )
161
Ünite 7
OPTİK
162
Normal
IŞIN GEOMETRİSİ
Işınların buz kristalleri veya
havadaki yağmur damlaları Geliş
θ1
θ3
ile olan etkileşemine
Hava
atmosferik optik denir.
Işınlar, tek tür olmayan bir
ortam içinde, düz doğrular
şeklinde hareket ederken;
θ2
yansıma ve kırılma ve
Su
saçılma optik olayları
meydana gelir.
Kırılma :
Yansıma θ1 = θ3
Yansıma
Kırılma
sin Θ1 c1 n2
=
=
(Snell Yasası)
sin Θ 2 c2 n1
c0
ni = : Kırılma indisi, c 0 = 3 × 10 5 km / s
163
ci
Atmosferde çok sayıda optik olay meydana gelir. Açık havada gökyüzü
mavi, ufuk ise süt beyazdır.
Gündoğumu ve günbatımında göyüzü pembe, kırmızı, turuncu ve morun
parlak renklerini içeren bir görünüm kazanır.
Gece, yıldızlardan, gezegenlerden ve aydan gelen ışık dışında göyüzü
karanlıktır. Gece boyunca ayın büyüklüğü ve renkleri değişir. Gece
yıldızlar sürekli olarak göz kırpıyormuş gibi görünürler. Tüm bunları
anlayabilmek için güneş ışığının atmosferle olan etkileşiminin yakından
incelenmesi gerekmektedir.
RENKLER
Atmosfere ulaşan güneş radyasyonunun yaklaşık yarısı görünür ışık
formundadır. Güneş ışığı atmosfere girdiğinde absorbsiyon, yansıma ve
saçılmaya uğrar ya da her hangi bir engelle karşılaşmaksızın yoluna
devam eder. Yeryüzündeki cisimlerin gelen güneş enerjisine karşı
davranışları, gelen ışığın dalga boyuna ve bu cisimlerin renk, yoğunluk,
164
bileşim vb. özelliklerine bağlıdır.
Görme olayı: Elektromanyetik dalgaların gözümüzün retina
tabakasındaki sinir uçlarını uyarması sonucu gerçekleşir. Çünkü retina
gözün ışığa duyarlı tabakasıdır. Retina görme alıcılarına sahiptir. Bu
alıcılar iki tip olup koni ve basil olarak adlandırılır.
Basil (Çomak veya Çubuk) alıcılar cismin şeklinin algılanmasını
sağlar ve görünür ışığın tüm dalga boylarına duyarlıdırlar; aydınlığı
karanlıktan ayırmamızı sağlar. Eğer retina yalnızca basil tipi alıcılara
sahip olsaydı doğayı yalnızca siyah ve beyaz olarak algılayacaktık.
Koni tipi alıcılar da (basiller gibi) görünür ışığın tüm dalga boylarına
karşı duyarlıdır. 0.4-0.7 µm arasındaki dalga boylarına karşı gelen
güneş radyasyonu koni tipi alıcılar tarafından sinir sistemi yoluyla bir
impuls şeklinde beyne iletilir. Bu impulsu renk duyusu olarak
algılarız. 0.4 µm’den daha kısa veya 0.7 µm’den daha uzun dalga
boyları insan gözü için renkli görme yetisini harekete geçiremez.
165
BULUTLAR VE SAÇILMA
Gelen güneş ışınlarının bir yüzeye çarptıktan sonra, geliş açısına eşit bir
açıyla yüzeyden uzaklaşması yansıma olarak adlandırılır. Çeşitli
atmosferik elemanlar (hava molekülleri, bulutlar vb.) güneş
radyasyonunu ilerleme doğrultusundan saptırır ve bütün yönlerde
yansımasına neden olurlar. Bu olay saçılma olarak adlandırılır. Saçılma
süreci, ortamda her hangi bir enerji kaybı ya da kazanımına neden olmaz.
Dolayısı ile saçılma süreci esnasında sıcaklık değişmez. Saçılmaya
genellikle hava molekülleri, küçük toz parçacıkları, su molekülleri ve
çeşitli kirleticiler gibi çok küçük boyutlu maddeler neden olur.
Çok küçük de olsalar bulutlar optik olarak kalındır. Bu, bulutların
önemli miktarda güneş ışığını saçılmaya uğratacağı; diğer bir deyişle
güneş ışınlarının saçılmaya uğramadan bulutu geçmesi olasılığının çok
zayıf olduğu anlamındadır. Bulutlar aynı zamanda güneş ışığının zayıf
absorblayıcısıdırlar. Dolayısı ile bir buluta baktığımızda, sayısız bulut
damlacıklarının görünür güneş ışığını bütün dalga boylarında her yönde
166
saçılmaya uğratması nedeniyle beyaz olarak görünürler.
167
Bir bulut büyüdükçe yansıttığı güneş ışığının yüzdesi artarken,
geçirdiği güneş ışığının yüzdesi azalır. Bulutun tabanına çok az güneş
ışığı ulaştığından, saçılma da çok az olacak ve bulut tabanı karanlık
görünecektir.
Bulut tabanına ulaşan
az miktardaki görünür
ışık saçılmaktan ziyade
absorblanır ve bulut
tabanının daha karanlık
görünmesine neden
olur. Bu, halk arasında
kara bulut olarak
adlandırılan bulutların
neden genellikle yağışa
yol açtığını da
açıklamaktadır.
168
PUS VE GÖKYÜZÜ
Mavi renk duyusunu yaratan ışığın retinaya ulaşması sonucu
gökyüzünü mavi olarak görürüz. Hava moleküllerinin büyüklüğü, bulut
damlacıklarından ve görünür ışığın dalga boyundan çok daha küçüktür.
Her bir O2 ve N2 molekülü seçici saçıcıdırlar. Bu moleküller görünür
ışığın kısa dalga boylarını, uzun dalga boylarına göre daha etkin olarak
saçılmaya uğratırlar. Bu seçici saçılma olayı Rayleigh saçılması olarak
adlandırılır. Değişik saçılma tipleri aşağıdaki Tablo’da verilmiştir.
Parçacık Tipi
Parçacık Çapı (µm)
Saçılmanın Tipi
Gözlenen Olay
0.0001-0.001
Rayleigh
Kirleticiler
0.01-1.0
Mie
Mavi gökyüzü, kırmızı
günbatımı
Kahverengimsi smog
Bulut damlacıkları
10-100
Geometrik
Hava molekülleri
Beyaz bulutlar
169
Güneş ışığı atmosfere girdiğinde mor, mavi ve yeşil gibi görünür
ışığın kısa dalga boyları, sarı, turuncu ve özellikle kırmızı gibi uzun
dalga boyundaki ışığa göre daha fazla saçılmaya uğrarlar.
Rayleigh saçılmasının şiddeti, λ dalga boyu olmak üzere 1/λ4 şeklinde
değişir.
Dolayısı ile mor ışık kırmızı ışıktan 16 kat daha fazla saçılır.
Gökyüzüne baktığımız zaman, görünür ışığın mor, mavi ve yeşil dalga
boylarındaki saçılmış ışık bütün yönlerde gözümüze ulaşır. Bu dalga
boylarındaki saçılmış ışığın birlikte oluşturduğu etki mavi ışık olarak
algılanır. Bu nedenle gökyüzü mavi olarak görünür.
Dünyamız renkli gökyüzüne sahip tek gezegen değildir. Örneğin toz
fırtınaları nedeniyle Mars, öğle vakti kırmızı, günbatımında ise mor
bir renk alır.
170
Hava molekülleri ve çok küçük parçacıklar tarafından mavi ışığın
seçici saçılımı, uzaktaki dağların mavi görünmesine neden olabilir.
Bazı yerler (bu yerler insan kaynaklı hava kirliliğinden uzak
yerlerde olabilir) mavi pus ile örtülmüş olabilir. Mavi pus bazı özel
süreçlerin sonucu olarak meydana gelmektedir. Bitkiler tarafından
ozonla etkileşebilen son derece küçük partiküller (hidrokarbonlar)
atmosfere bırakılır. Bu etkileşim, mavi ışığı seçici olarak saçan
küçük parçacıkların (0.2 µm çapında) oluşmasına neden olur.
Atmosferde asılı haldeki toz ve tuz gibi küçük parçacıkların
konsantrasyonu arttıkça gökyüzünün rengi de maviden süt beyaza
doğru değişir. Bu parçacıklar boyutça çok küçük olmalarına karşın,
görünür ışığın bütün dalga boylarını her yönde ve eşit bir şekilde
saçılmaya uğratacak kadar büyüktürler (geometrik saçılma).
Görünür ışığın bütün dalga boyları gözümüze ulaştığı için gökyüzü
beyaz görünür, görüş uzaklığı düşer. Bu olay pus olarak
adlandırılır.
171
Eğer nem yeterince yüksek ise çözünebilir parçacıklar (çekirdekler)
gittikçe büyüyecek ve pus partikülleri haline gelecektir. Bu nedenle
gökyüzünün rengi, atmosferde ne kadar asılı madde olduğu hakkında
bir fikir verir.
Örneğin, ne kadar çok asılı madde varsa, saçılma da o kadar fazla
olacak ve gökyüzü daha beyaz görünecektir.
Asılı parçacıkların önemli bir kısmı yere yakın olduğundan, ufuk
beyaz renkte görünür. Eğer bir dağın tepesinde isek, asılı
parçacıkların önemli bir kısmı, bulunduğumuz seviyenin altında
kalacağı için gökyüzü koyu mavi bir renkte görünür. Pus, güneş
doğarken veya batarken ışığı saçar. Bunun sonucunda güneş ışığını
daha parlak bir renkte görürüz (crepuscular rays). Benzer görüntü
güneş ışınlarının bulutların arasında kalan açıklıklardan geçmesi
durumunda da ortaya çıkar.
172
GÜNEŞ VE AYIN RENKLERİ
Güneş öğle vakti parlak beyaz, oysa günbatımında
sarı, turuncu veya kırmızı bir renkte görünür.
173
GECE YILDIZLARIN
GÖRÜNÜŞÜ
Bilindiği gibi daha yoğun bir ortama
giren ışığın hızı azalır. Eğer ışık
ortama bir açıyla girerse, ilerleme
doğrultusunu değiştirir, bu olaya
kırılma denir. Kırılma miktarı iki
faktöre bağlıdır: Ortamın yoğunluğu
ve ışığın bu ortama giriş açısı. Az
yoğun bir ortamdan daha yoğun bir
ortama giren ışığın hızı azalır ve
normale yaklaşır; tersi durumda ise
hızı artar ve normalden uzaklaşır.
174
SERAP OLAYI
Atmosferde bir nesnenin gerçek konumuna göre yer değiştirmiş gibi
görünmesine serap denir. Serap, bir hayal ürünü değildir. Bu olayda
bizi yanıltan zihnimiz değil, atmosferdir.
Atmosferdeki seraplara ışığın farklı yoğunluktaki hava
katmanlarından geçmesi ve kırılması neden olur. Bu tür belirgin
yoğunluk değişimleri hava sıcaklığındaki belirgin değişimlerin bir
sonucudur. Sıcaklıktaki değişim ne kadar fazla ise ışığın kırılması da o
kadar fazla olur.
Örneğin sıcak ve güneşli bir günde, asfalt yollar önemli miktarda
güneş enerjisi absorblar ve aşırı derecede ısınırlar ve yol yüzeyi ile
temas halindeki havayı kondüksiyonla ısıtırlar. Ancak hava zayıf bir
termal iletken olduğu için, bu yolla ısı iletimi yüzeye yakın bir tabaka
ile sınırlı kalır. Dolayısı ile daha serin hava yerden biraz daha
yukarıdadır. Sıcak günlerde bu yollar ıslakmış gibi görünür
175
Yer yakınıdaki havanın yukarı seviyedeki havadan daha sıcak
olması durumunda, cisimler bulundukları konumdan daha aşağıda ve
(sıklıkla) ters dönmüş olarak görünürler. Bu tür seraplar alçak seraplar
olarak adlandırılır. Aşağıdaki verilen şekildeki ağacı dikkate alalım ve
bu ağacı neden ters dönmüş olarak gördüğümüzü açıklamaya çalışalım.
Yüzey üzerindeki sıcak ve az yoğun havaya giren ışık ışınları yukarı
doğru kırılır ve gözümüze aşağı seviyelerden (yer seviyesinden) gelerek
ulaşırlar.
176
Serap olayları yalnızca çok sıcak bölgelerde değil, çok soğuk
bölgelerde de meydana gelir. Kutup bölgelerinde, karla örtülü alanların
üzerindeki hava, daha yukarılardaki havaya göre çok soğuktur. Soğuk
hava çok daha yoğundur dolayısı ile uzaktaki nesnelerden gelen ışık
normale yaklaşarak kırılır. Bunun sonucunda uzaktaki nesne gerçek
konumundan daha yukarıda görünür. Bu tip seraplar yüksek seraplar
olarak adlandırılır
177
HALE, PARHELIA VE IŞIKLI KOLON
Güneş veya ayın etrafında görülen dairesel ışıklar hale olarak adlandırılır. Bu
görüntü, güneş ya da ay ışıklarının buz kristalleri içinden geçerken kırılması
nedeniyle oluşur. Bundan dolayı halenin görülmesi sirüs türünden bulutların
varlığına işaret eder.
En yaygın görülen hale, 22o yarıçaplı haledir, buna küçük hale denir. Bu
haleler, çok küçük buz kristallerinin (çapı 20 µm’den küçük) varlığında
meydana gelirler. 46o yarıçaplı hale (büyük hale) durumunda da kolon
tipindeki buz kristalleri sözkonusudur. Ancak bu durumda buz kristallerinin
çapı 15-25 µm arasında değişir.
178
Eğer güneş ufka yakın bir konumda ise gözlemci ve buz kristalleri aynı
yatay düzlemde bulunurlar. Böyle bir durumda gözlemci, güneşin her
iki tarafında dışa doğru incelen, parlak renklerden oluşmuş bir ışık
demeti görür. Bu optik oluşum parhelia (sundog) olarak adlandırılır.
Parheliada güneşe yakın renk (en az bükülen) kırmızı; uzak olan renk
ise (daha fazla bükülen) mavidir.
179
GÖKKUŞAĞI
Gökkuşağı, gökyüzünün bir kısmında yağmur, diğer kısmında güneş
varken görülen yaygın bir optik olaydır. Bu olay havaya püskürtülen
spreylerde, su fıskiyelerinde ve çağlayanlarda
sıklıkla görülür.
Gökkuşağını görebilmek için, güneş arkamızda olacak şekilde yağışın
olduğu tarafa bakmamız gerekir.
180
KORONA, GLORİ VE HEILIGENSCHEIN
Küresel su damlacıklarından oluşmuş ince bulutların arkasında ayı
çevreleyen ışıklı görünüm korona olarak adlandırılır. Korona güneşin
etrafında da oluşur, ancak güneşin parlak ışıklarından dolayı
farkedilmesi zordur.
Korona: Işığın difraksiyonu sonucu oluşur.
Difraksiyon: Işığın bir engelin etrafından geçerken bükülmesi şeklinde
tanımlanır.
Su dalgalarının küçük bir havuza bırakılan taşın etrafındaki davranışını
dikkate alalım. Dalgalar taşın etrafında yayılırken, birinin çukuru
diğerinin tepesi ile üst üste gelebilir. Bu durumuda dalgalar birbirlerini
sönümlendirir, dolayısı ile bu kısımlarda su yüzeyi sakindir. Dalgaların
bu türden girişimi sönümlendirici girişim olarak adlandırılır. Diğer
taraftan iki dalga tepesinin üst üste binmesi durumunda daha büyük bir
181
dalga meydana gelir, bu da şiddetlendirici girişim olarak adlandırılır.
Işık küçük su damlacıklarının etrafından geçerken benzer olaylar
meydana gelir. Işık ışınlarının şiddetlendirici girişiminde daha parlak
ışık, sönümlendirici girişiminde ise ortam karanlıktır. Korona bazı
durumlarda beyaz, bazı durumlarda ise renkli görünebilir.
Bulut damlacıkları üniform boyutta olduğu zaman korona renkli
görünür. Difraksiyon nedeniyle olan bükülme ışığın dalga boyuna bağlı
olduğu için, kısa dalga boylu ışık (mavi) koronanın iç kısmında, uzun
dalga boylu ışık (kırmızı) ise dış kısmında yer alır. Yeni oluşmuş
bulutlar, örneğin ince As (Alto-stratus) ve Ac (alto-kümülüs) korona
oluşumu için en uygun bulutlardır.
Bulut damlacıklarının üniform olmaması durumunda koronanın
görünüşü oldukça düzensizdir. Bulutun görünüşü pembe, mavi veya
yeşilin pastel tonlarından oluşmuş renkli yamalar şeklindedir. Işığın
difraksiyonu sonucu oluşan bu parlak görünüm sedeflenme olarak
adlandırılır.
182
Korona gibi glori’de difraksiyon olayının bir sonucudur. Bir uçağın,
50 µm’den daha küçük damlacıklardan oluşan bir bulut tabakasının
üzerinde uçarken, uçağın gölgesinin etrafında oluşan renkli halkalar
glori olarak adlandırılır. Sırtımız güneşe dönükken bir bulut ya da sis
tabakasına baktığımızda, su damlalarının gölgesi etrafında parlak ışık
halkaları görülebilir. Glori oluşumunda ışık aşağıdaki şekilde
görüldüğü gibi damlaya üst kısımdan girerek, önce kırılmaya daha
sonra da damlanın (ışığın geliş yönüne göre) arka kısmı tarafından
yansımaya uğratılır. Damlanın alt kımından çıkan ışık bir kez daha
kırılmaya uğrar. Bununla birlikte ışığın gözlerimize ulaşması için, çok
kısa bir mesafe boyunca yüzey dalgası şeklinde damlanın kenarından
bükülmesi gerekir. Damlaların kenarlarından gelen ışığın difraksiyonu
glori olarak görmüş olduğumuz ışık halkalarını meydana getirir.
183
Çimenler üzerinde eğer çiğ oluşmuş ise güneşli sabah saatlerinde ilginç
bir optik olayı gözlemek mümkündür. Sırtı güneşe dönük olan
gözlemcinin başının gölgesi etrafında heiligenschein olarak adlandırılan
ışıklı bir alan oluşur.
Heiligenschein, hemen hemen küresel çiğ damlaları üzerine gelen
güneş ışınlarının odaklanması ve gelen ışınlarla yaklaşık aynı
doğrultuda tekrar yansıtılması sonucu meydana gelir.
184

Meteoroloji Ders Notu

Transkript

Benzer belgeler

Recipient name

Proje Hazırlama : Örnek Fizik Proje Raporu

MAHZUNSULTAN