İklim Fiziği

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
1.2
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
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
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
2.3
ii
2.3.11 Hortumlar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
34
2.3.12 Mezosiklon ’süper hücre’ . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
35
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
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
2.4
2.5
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
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
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
3.3
3.4
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
4.1
4.2
4.3
4.4
. . . .
95
Subgrid ölçekli akılar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
95
4.1.1
İklim Sistemi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
95
4.1.2
İklim modelleri . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
96
4.1.3
Hareket ölçeği . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
97
Sürtünmeden kaynaklanan işlemler . . . . . . . . . . . . . . . . .
99
4.2.1
Açık atmosfer ve PBL . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
99
4.2.2
Sınır katmanı taşınımı . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 101
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
4.3.4
Popüler Yeryüzü şemaları . . . . . . . . . . . . . . . . . . 107
Küresel Topoğrafya ve Yüksek Noktalar
4.4.1
4.5
4.6
. . . . . . . . . . . . . 107
. . . . . . . . . . . . . . 108
Yüzey işlem şemaları . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 110
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
Türbülans, Hissedilir Isı Akısı . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 114
4.6.1
Buharlaştırıcı (gizli) ısı akısı (QE ) . . . . . . . . . . . . . . 115
iv
BÖLÜM BEŞ- İKLİM MODELLERİ . . . . . . . . . . . . . . . . .
5.1
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)Sπr2 = 4πr2 ²σT 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/m2 olan solar sabitidir (birim alandaki güneş ışınımı), a dünyanın 0.3 olarak hesaplanan ortalama
aklığıdır. r dünyanın yarıçapıdır ve yaklaşık 6.371x106 m dir. π iyi bilindiği
gibi yaklaşık 3.14159 dir. σ Stefan-Boltzmann katsayısıdır - yaklaşık 5.67x10−8
JK −4 m−2 s−1 , ², dünyanın 0.612 civarında olan etkin yayma oranıdır. πr2 kat1
2
Şekil 1.1: Işınımsal dengenin basit bir modeli
sayısı denklemin iki tarafında bölünerek çıkarılabilir;
(1 − a)S = 4²σT 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
Si : i enlem şeridindeki solar akı Bu S/4(küresel ortalama güneş katsayısı) ve
güneş radyasyonu si ’nin çarpımıdır. si : güneş radyasyonu, mevcut solar akının
her bir enlem şeridine dağılımı alphai: i enlem şeridindeki aklık, buzun aklığı
kara/su aklığından çok daha fazladır. Ti > Tc için αi = 0.3 ve Ti ≤ Tc için
αi = 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.
Tc : Bu sıcaklığın altına düşüldüğünde kalıcı buz yığını oluştuğunu farz ediyoruz.
(Tc = −10◦ C) F : Isı taşınım katsayısı (F =3.80 W m−2 ◦ C) TAve : Ağırlıklı ortalama küresel sıcaklık. Bu sıcaklık, önceden tekrarlanan tüm enlem bölgelerinin
4
sıcaklıklarının ağırlıklı ortalamasıdır. fi 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 ) CE :
Isı sığası(kapasitesi) (CE : 2.08x108 J/m2◦ C)
dT = (Pgain − Ploss )dT /CE
(1.1.3)
Bu durumda i=1..9. bölgelerinin her biri için
Pgain = Si (1 − αi )/4
(1.1.4)
Ploss = A + BxTi + F x(Ti − Tave )
(1.1.5)
Bu denklemin denge limiti (dT =0 yaparak):
Ti = [Si (1 − αi ) + F Tave − 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.
Cp
∂hT i
= hQrad i + hQcon i
∂t
(1.1.7)
hQrad i Net ışınımsal ısınma. hQcon i 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
∇p
+ V · ∇V = −
− 2Ω × V + g + FV
∂t
ρ
(1.1.8)
Enerjinin Korunumu
Cp (
Kütlenin Korunumu
∂T
1 dp
+ V · ∇V ) =
+ Q + FT
∂t
ρ dt
∂ρ
+ V · ∇ρ = −ρ∇ · V
∂t
(1.1.9)
(1.1.10)
Su Korunumu(veya kimyevi izleyici)
∂q
Sq
+ V · ∇q =
+ Fq
∂t
ρ
(1.1.11)
p = ρRT
(1.1.12)
Durum Denklemi
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.
Cp (
∂T
1 dp
+ V · ∇V ) =
+ Q + FT
∂t
ρ dt
(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 (H2 O, CO2 , O3 , 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/m2 ’dir. Güneşten gelen gücü, tüm dünya yüzeyine
eşit olarak dağıtacak olursak yüzey başına düşen birim güç 1368/4 = 342 W/m2
olur. Bu ışınımın 77 W/m2 si dünya yüzeyine gelmeden bulutlar ve atmosfer
tarafından uzaya geri yansıtılır. 30 W/m2 si de dünya yüzeyi tarafından yansıtıldığından toplam uzaya geri yansıyan güç 107 W/m2 dir. Güneşten gelen
gücün 67 W/m2 si atmosfer tarafından 168 W/m2 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/metre2 (W/m2 ).
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/m2 ’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/m2 ’dır. Uydu tarafından ölçülen solar katsayı kabaca 1368 W/m2 ’dır, bu değer
ocakta 1412 W/m2 , temmuzda 1321 W/m2 olmaktadır ve yıl boyu değişmektedir.
17
TOA (atmosferin en üst tabakası)’da, Dünya 174 petawatt (1015 W) boyutunda
güneş ışınımına maruz kalmaktadır.
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= 1018 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’, 108
m/s hızla yukarı doğru ilerler. P ∼ 1012 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
2.4.1
Açıkhava Işınımı
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
38
yeröte adını alır. Dünyanın rotasyonel ekseni, eliptik düzleme dik çizilmiş kırmızı
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 Eylül21 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 1015 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
43
emilir. Dünya ısıl dengedeyken, %70 emilen aynı miktar tekrardan, %64 bulutlar
ve atmosfer tarafından, %6 yer tarafından olmak üzere tekrar ışıma yapar.
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 ga-
zlarından en çok miktardaki ve en iyi bilineni (CO2 , CH4 , 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.
45
Güneş ve Dünya sıcaklıklarında mükemmel radyatörler için dalga
boyu başı salınım
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
Bν =
2hν 3
1
(P lanckKanunu)
2
hν
c
e kT − 1
(2.4.2)
olup, burada; h: Planck sabiti, c: Işık hızı = 3.108 m/s, k: Boltzman sabiti
= 1, 38x10−23 j/k dir ve Bν nün birimi, (W/m2 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
1
)
(P lanckKanunu)
hν
λ5
e kT − 1
(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 cm2 ’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/cm2 sn derece4 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
47
taşır. Değişimlerdeki maksimum dalga boyları (λmax ) ile sıcaklık (T ) arasında
λmax 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 λmax ’dan çok kısa veya çok uzun olduğu zaman, Planck
fonksiyonunun basit bir yaklaşık ifadesi bulunabilir. λ ¿ λmax (veya hc/λkT À
1) olduğu zaman ehc/λkT À 1 olur. Bu durumda Wien yaklaşımı:
hc
2hc2
∼
Bλ (T ) = 5 e λkT
λ
(2.4.6)
olur. hc/λkT ¿ 1 (λ À λmax ) olduğu zaman ise;
ve
hc
hc
e λkT ≈ 1 +
λkT
(2.4.7)
2hc2 λkT
2ckT
Bλ (T ) = 5
=
λ hc
λ4
(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.
ls /le = 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.
d1
l1
= ( )2
l2
d2
(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
12.4
=⇒
λ
λ
(2.4.14)
denklemi elde edilir. Tanısal amaçlı X ışını fotonlarının enerjileri 100keV, dalga
boyları 10−2 nm frekansları 1019 Hz civarındadır. Elektromanyetik radyasyonların madde ile etkileşimini dalga boyları belirler. Dalga boyları metreleri bulan
radyo dalgaları, radyo antenleriyle alınabilir. Mikrodalgaların dalga boyları santimetrelerle belirtilir. Görülebilir ışığın dalga boyu, görme hücrelerini (rod ve
cone) etkileyecek boyuttadır. 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
2.5.1
Işınım ve Bulutlar
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.
αp = αc + t2c αs + t2c αs2 αc + t2c αs3 αc2 + t2c αs4 αc3 + ...
(2.5.1)
= αc + t2c αs [1 + αs αc + αs2 αc2 + αs3 αc3 + ...]
(2.5.2)
= αc +
t2c αs
1 − αs αc
(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
64
uzunluğundan çok daha az ise iyi bir yakınlaştırmadır. Bu varsayım yüksek yatay
çözünürlük kullanılsaydı daha az kesinliğe sahip olurdu.
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
H2 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.
dqn
= Sqn n = 1, 2, 3
dt
(3.2.1)
q1 , q2 , q3 sırasıyla suyun katı, sıvı ve buhar fazlarının kütlerinin aynı hacimdeki
gaz kütlesine oranıdır. S1 , S2 , S3 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
Sq1 =[Donma-erime] + [Kırağlaşma-Süblimleşme] + [Yukarıdan düşen - Aşağı
düşen]
Sq2 =[Donma-erime] + [Yoğunlaşma -Buharlaşma] + [Yukarıdan düşen - Aşağı
düşen]
Sq3 =[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
73
yarar. Yoğunlaşma ve bulut oluşumu sırasında salınan potansiyel enerji havayı
ısıtır ve daha uzun bulutların oluşumu tetiklenir.
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).
75
Ancak döngü hep sürer. İşte bu nedenle her gün içtiğimiz su, dinozorlar dünyayı
dolaştığında da aynı döngü içerisinde dünyamızda dolaşmaktaydı.
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/m3 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.
82
3.4.2
Isı İletim Ayarlaması
Doyma oluştuğunda düşey sıcaklık değişimi hepsinin üstünde veya grid modelin
bir kısmının üzerinde nemli adiyabatik olmaya mecburdur. Isı iletim ayarlaması
en basit ve ucuz şekildedir. Mezoskala model için uygun değildir ve potansiyel
kararsızlık bölgeleri çabucak yer değişebilir. Bu şema ortalama altgrid ölçeğin
zayıf düşey ısınma ve nemlenme profillerini gösterir.
3.4.3
Tek Boyutlu Bulut Modellerinin Kullanımı
En önemli makaleler tek boyutlu bulut modellerini kümülüs ölçeklerden büyük
ölçeklere olan geri dönüşümü göstermek için kullanır veya tartışırlar. Bunlardan
bazıları şunlardır. Kuo (1965, 1974), Anthes (1977) Arakawa and Schubert (1974)
Fritsch and Chappell (1980a,b) Hong and Pan (1998)
3.4.4
Kümülüs Alan Modelinin Kullanımı Veya Eşdeğer Gözlemlerin
Düzeni
İki veya üç boyutlu kümülüs alan modeli (aka, bulut çözücü modeller veya bulut topluluğu modeli) simülasyonları veya gözlemlerin düzeni kümülüs bulutların
mezoskala bağımlı değişkenlerin belirli düzenine olan geçici ve mekana dayalı tepkilerini ve bir sonraki mezoskalaya olay geridönüşümlerini belirlemek için hesaplanır. Böyle kümülüs modellerin kümülüs bulutların büyük ölçekli çevreye olan
tepkilerinin parametrizasyonunda ki kullanımı yeniliktir ve gelişmiş parametrizasyon şemaları için büyük bir umut kaynağıdır.
83
3.5
Bulut Mikrofiziği
Su buharı kılavuz denklemleri farklı su değişkenleri için çözülmektedirler. Bunlar taşıma ve ulaştırma koşullarını açıklar. Mikrofiziksel gözlemlerin çok azı model
parametrizasyonlarını kıyaslamaya karşıdır. Tamamen doğru yapmak hesap olarak
pahalıdır. Aşırı komplex ve bazı durumlarda süreçler zor anlaşılıyor. (örneğin;
buz süreci)
Şekil 3.11: Mikrofiziksel Süreç.
3.5.1
Sonuçlanmış (inferred) Bulutlar
Grid ölçek bağıl nem değerine bağlıdır (eşik %100’e yakın). Aşırı buhar bir anda
tamamen yağışa dönüşür. Bulutlarda su bulunmaz, hepsi buhardır veya yağışla
düşmüştür. Doyma eşiğinde zorluklar; 1) özellikle doymuş grid hücrelerinde. 2)
Bağıl nem %100 den küçükken buza göre doyma bulut oluşumu demektir.
84
Şekil 3.12: Sonuçlanmış bulut şemaları.
3.5.2
Basit Bulut
Tahminen su veya buzdur. önce bulut oluşur sonra yağış. Bağıl nem eşik değeri
% 100 dür. Bu da kısmi bulut örtüsünün nedenini açıklar. Güçlü taraflar, bulutlar yatay hareket edebilir bulut su alanı değişmez. Bağıl nem değerleri gerçeğe
daha yakındır. CP şemaları ile daha direk etkileşir. Direk bulut/ışıma bağlantısı (buz ve su). Tasviri ve model uyduyu kıyaslayabilir. Bulutları başlangıçtaki
vaziyetine benzetebilir. Zayıf tarafları, daha fazla hesaplama gideri vardır. Yağış
yere bir zaman aralığında düşer. Hidrometeor tahminleri açık değildir. Yatayda
hidrometeor adveksiyonu yoktur (kar).
Modeller : GFS (2001 yenilemesinden önceki)
85
3.5.3
Kompleks Bulutlar
Tahmini bulutlar ve yağış RH değerine bağlıdır, direk olarak hidrometeorların
yağışının tahminine ve bulutun iç yapı sürecine bağlıdır. Yüksek çözünürlüklü
modellerde kullanılır; mikrofiziği etkileyen küçük ölçekli değişkenlik çözünürlüğü
gerektirir. RH grid üzerinde eşiği geçmiştir. Bulut oluşur; gizli ısı açığa çıkar. T
ve Td buna göre düzenlenir. Hidrometeor alanları (kar, yağmur, sulusepken, vs.)
oluşur. Yağış düşüşü hız uygular. Erimenin direk sebebi budur. Yağış yüzeye
ulaşır. Buharlaşma soğuması bulut tabanına yakındır. Güçlü yanları, ulaşılan
yüzeyden direk olarak yağış ve miktarları tahmin edilebilir. Buharlaşmada veya
erimede direk olarak soğuma tahmin edilebilir. Karın yatay konveksiyonunun
gerçekçi sebebi. Konvektif sistemin tabaka veya kök kısmını tahmin edebilir.
Uçak buzlanmasını direk olarak tahmin edebilir. Işıma şemalarının etkileşiminde
daha fazla yenilikler. Zayıf tarafları; daha fazla hesaplama masrafı. Gözlemleri
kıyaslamak zorur. Daha uzun spin up süresi gereklidir- model hidrometeor sırasını
doldurmak zorundadır. Birçok RUC, MM5, NAM modelleri ve WRF şemaları
kompleks bulutlardır ( bulut buzları, bulut sıvısı, kar, sulusepken).
3.5.4
Mikrofizik NAM
Ferrier şemaları (WRF-NMM varsayılan, Eta-NAM); basit ve kompleks şemalar
arasındaki fark. Hidrometeorları dört sınıfa ayırabiliriz; asılı kalmış bulutta su
damlacıkları, yağmur, büyük buz (kar, sulusepken vs.), küçük buz (genellikle asılı
bulut buzu, buza göre havanın alt tabakasında çabucak buharlaşır). Sadece adveksiyonu içeren toplam nem için yapılmış ful tahmin denklemlerini içerir (dört
hidrometeor sınıfının toplamı). Mikrofizik modelleri ne zaman ne kadar iş yapar? Kış havasını ele aldığımızda (örneğin, eriyen tabaka ayrımı). Kompleks
bulut durumlarında (çekirdek oluşumu destekleyicisi). Kış sistemlerinde deneyler
mikrofizikte CP şemalarından ve başlangıç koşullarından daha az hassaslık gös-
86
terir.
3.6
WRF modeline genel bakış
WRF’de yedi farklı seçenek mevcuttur. Mikrofizik sürecinde hepsi farklı parametrize
edilir. Gösterilen değişkenler farklı şemalarda aynı değildir. Tahmini değişken bu
şema için qv , qc , qr , qi , qs , qg dir. Mikrofizik şemaları yeryüzü modeli için önemli
bir girdi verisi sağlar.
Şekil 3.13: Mikrofizik Seçenekleri.
87
3.7
3.7.1
Kümülüs Bulutu Parametrizasyon şemaları
Manabe Nem Konvektif Ayarlama şemaları
Manabe and Strickler (1965). En eski ve basit modeldir. Temel fikir: eğer
düşey sıcaklık değişimi adiyabatik nem düşey sıcaklık değişiminden büyükse,
düşey nem ve ısı hava katmanını doygun yapmak için ayarlanır ve düşey sıcaklık
değişimi adiyabatik düşey sıcaklık değişimine eşittir. Nem aşırılığı yağmur olarak
düşünülür. Sınırlar: konveksiyon çok yavaştır. Konveksiyon kararsız tabakayla
sınırlıdır.
3.7.2
Kuo Parametrizasyonu
Kuo (1965, 1974); Anthes (1977). ARPS, COAMPS, MC2, MM5, OMEGA,
RAMS, RegCM ile kullanılır. Kuo-Anthes şeması başlangıçta Kuo tarafından
kuruldu(1965), Anthes geliştirdi(1974). Hareket modu: Konveksiyonun nem uyumundan oluştuğunu tahmin eder.(bu yanlıştır!). Nemin bir sütuna doğru yakınsanması sütun nemlenmesi ile yağış arasında bölünmüştür. Termodinamik profiller adiyabatik nem ve zaman ölçeği T’nin oranına doğru gevşer.
Qc =
θa − θ
τ
(3.7.1)
Kuo şeması çoğunlukla derin konveksiyon için GCM’de kullanılır. Temel fikir:
yağış oranı nemin ve yüzey buharının yatay uyum oranıyla dengelidir. çok basittir, konveksiyonun gerçekçi fiziksel davranışını güstermez. Sığ konveksiyonu
göstermez. b sabittir.
Kapanma altgrup konveksiyonun yoğunluğu bütünleşmiş yakınsama bir grid
sütununda su-kütle ile orantılı olmasına bağlıdır. Bu net çözünürlüklü ölçek nem
88
yakınsaması, Mt, (yüzey buharlaşmasını içeriyor) kritik eşik değerini, Mc, geçmeli.
Nem yakınsamasının konveksiyonu başlatması için hem bulut derinliğinin hem de
sütundaki batmayan var enerjinin (ABE) kritik eşik değerini geçmesi gerekir.
Nem yakınsaması kapaması grid kutu alanının ısı iletiminin yukarı doğru yükselmesi alanına kıyasen daha büyük olduğunu tahmin eder.(À%100). Su yakınsaması yağmur üretmek için veya sütunu nemlendirmek için kullanılabilir. Dışarı
yağan kısım, b, sütunun ortalama bağıl nem kısmı demektir. Nem-yakınsama kapsamı tropikler ve büyük grid uygulamaları için iyi tasarlanmıştır. çok çeşitlilikte
büyük grid uygulaması için sağlam olma eğilimindedir(NCEP’nin NGM ve pek
çok küresel model). Anthes, konveksiyondan gelen net ısınma ve nemlenme için
basitce ölçülmüş deneysel olarak temellendirilmiş bir profil eklemiş bu da doğanın
geri beslemelerini etkili hesaplamaya izin vermiştir.
30km veya altı gözcük sayılarında ayrıntılı mikrofizik uygulamaları için Molinar ve Dudek’in (1992) "grid-noktası fırtınaları" na benzer ciddi çapta yağmur
yağışları üretebiliyor. Konvektif aşağı yönlü akımları dahil etmez, yani orta ölçek
sınırlarından kuvvetlice etkilenilmiş konvektif sistemleri göstermek için çok uygun
değildir.
3.7.3
Arakawa-Schubert Parametrelendirmesi
MC2, MM5’ta kullanılan Arakawa ve Schubert(1974)
Arakawa ve Schubert’in 1974 Kompleks şemasının konveksiyon, farklı yükseklik ve karıştırma oranlarıyla karışan dumanların bütünü olarak gösterilebileceği
düşünülebilir. Konveksiyon atmosferi neredeyse nötr olarak tutar. Dengeye yakın
durum varsayımı: Konvektif eğilimler çok hızlı gerçekleşir. Böylece büyük ölçekli
eğilimler konvektif eğilimleri yaklaşık olarak dengeler. Karmaşıklık daha uzun zaman alır. Detaylı bulut gurup modeli gerektirmektedir. Bir bulut tarlası, gittikce
89
Şekil 3.14: Yanai Bulut Modeli.
sayıları azalan art arda gelen daha büyük bulutlarla daha küçük bulutlardan oluşmuş bir gurup olarak bulunur. Bu kapanım, konveksiyon yoğunluğunun bulutiş fonksiyonu tarafından kontrol edildiği varsayımına dayanmaktadır. Bulut-iş
fonksiyonu, doğada entegre edilmiş kaldırma kuvveti oluşumunun bir ölçüsüdür,
ki sonra bu buluttaki kinetik enerji oluşumuna dayandırılmaktadır. Yani konveksiyon, grid ölçeğindeki batmazlık üretimi oranıyla yakından ilişkilidir. Bulut modeli, katılım etkilerini dahil eder, fakat bulut tepesini katmaz (bazı araştırmacılar
tarafından katılmamıştır) ve denge-durumunda bir gaz sütunu tanımlar. Yağmur
oranı, bulut boyutu ve rüzgar değişimine bağlı olan bulut yukarı yönlü akım sıvı
su dağılımı oranıdır. Bir bulut gurubu kapsamının değerlendirilmesi, bir grid kutusundaki tüm bulutları bir örnek düşünen diğer parametrelendirmelerden fiziksel
olarak daha mantıklıdır. şema, kaldırma kuvveti oluşum oranının kademeli olduğu
tropik okyanuslar üzerindeki konveksiyon için güzel dizayn edilmiştir. Bulut-iş
fonksiyonu kapsamı denge durumuna erişmemiş durumlarla çok alakalı değildir,
orta enlem kıtaları üzerinden limitsiz konveksiyon gibi. Bulut-boyut guruplarının
hesaplamalarıyla kıyaslanınca pahalı kalmaktadır. Konveksiyon-ölçek aşağı yönlü
90
akım davranışlarını dahil etmiyor (Grell 1993 aşağı yönlü bir akım şeması dahil
etmesine rağmen).
3.7.4
Fritsch-Chappell Parametrelendirmesi
Fritsch ve Chappell (1980); Fritsch ve Kain (1993). MC2, MM5’te kullanılmıştır.
10-30 km arası grid ölçeği için dizayn edilmiştir. Konvektif aktivite, kaynağını
Potansiyel Kaldırma Enerjisi(PBE) kavramından ya da bir termodinamik diyagramda serbest konveksiyon(LFC) seviyesi ve denge seviyesi arasındaki pozitif
alandan alır. Eğer LFC’nin altındaki negatif alan aşılabilirse, böylece bir alt-bulut
parseli pozitif dikey hareketle LFC’ ne ulaşırsa, enerji ’elde edilebilir’ hale gelir.
Böylece elde edilebilir konvektif potansiyel enerji(CAPE), PBE olur-LFC’nin altındaki negatif alan. Konveksiyonun zaman ölçeği tc, yatay rüzgar hızına bölünmüş grid uzunluğu olan advektif zaman olarak tanımlanmıştır. Kapsam, konvektif eğilimlerin sütundaki bütün CAPE’lerin bir konvektif zaman periyodu tc’ye
taşındığı varsayımına dayanmaktadır. Ayrı yukarı yönlü ve aşağı yönlü akımlar
hesaplanmıştır. Bulut modeli parsel katılımının yukarı yönlü akım (katılan gaz
sütunu bulut modeli) olmasına izin verir. Bulutlar sadece tepelerinden örs bulutuna doğru ya da tabanlarında aşağı yönlü akımdan dolayı katılımdan ayrılırlar.
Yukarı yönlü akım alanı başlarda %1 olarak farz edilmiştir ve hesaplanmış yukarı
yönlü/aşağı yönlü akım bütün CAPE’leri tc sırasında taşıyana kadar alt-model
tekrarlanır. Tetikleyen mekanizma, Tv ’li ve qv ’li(alt-bulut karışım tabakası için
ortalama değerler) bir parselin ve de düzensizlik sıcaklığı DT ’nin LF C’ye pozitif batmazlıkla ulaşıp ulaşamayacağına bağlıdır. DT =C1 w1/3 düzensizliğinde C1
bir katsayı, w LFC’deki çözünürlüklü-ölçek dikey hızdır. İleri sürülmüş CAPE,
Büyük Ova Fırtınaları için uygun bir kapsamdır. Meso-β-scale uygulamaları için
özellikle tasarlanmış muhtemel ilk konvektif parametrelendirmedir. Zayıf noktası
su ve hava kütlesini muhafaza etmemesidir.
91
3.7.5
Betts-Miller Parametrelendirmesi
Betts ve Miller (1986). ETA, MM5, WRF’da kullanılmıştır. Temel olarak, Tropik,
denizle ilişkili gözlemlere dayanmaktadır. GATE ve Betts-Miller-Janjic’in ETA
modelinde kullandığı değişken gibi. Konvektif düzensizlik serbest bırakıldığında
T ve q’ya ait grid-ölçek profilleri denge profillerine doğru uzanmıştır. Denge
profilleri, donma yüzeyinin altında, bir dereceye kadar değişkendir. şemanın esas
versiyonunun kara ve su için farklı denge profilleri vardır, bu da problemlere sebep
olabilir. Sıcaklık ve karışım oranı profillerini, dengesiz katmandaki referans profiline yakınlaştırmaktır. Derin konveksiyon ve sığ konveksiyon ayrı düşünülmüştür:
Derin Konveksiyon: Konvektif katmanın derinliği belirli bir değeri aşarsa oluşur.
Referans profili deneysel olarak gözlemlerle belirlenmiştir. Sığ Konveksiyon: Konvektif katmanın derinliği belirli olan değerden az olursa, yağış oluşturmayacaktır. Sınırlandırmalar: RH’ın sabit referans profili iklim modellemelerinde problemlere sebep olabilir. Bulut tabanının altındaki değişikliklerin etkisi yoktur.
Konveksiyondan ötürü doğanın hareket ettiği yöne doğru denge benzeri termodinamik yapı vardır. Bu yapı, gözlemsel verilerden belirlenen ’karışım çizgisi’ ile
tanımlanabilir. Küresel modellerde konveksiyonu gösterebilmek için, ısınmayı
ve nemlenmeyi detaylı bir şekilde göstermek yukarı yönlü hava akımının, aşağı
yönlü hava akımının, katılmanın ve ayrılmanın alt-grid işlemleri yüzünden gereksizdir. Tasarımın basitliğinin daha kullanışlı ve hatalara daha az meyilli olduğu
varsayımıyla, bütün bunlar yüzeysel geçilmiştir. Kapsam, doğada oluşan konvektif düzensizlik oranının, doğa profilinin karışım çizgisine doğru ne sıklıkla
değiştiğini belirlediğini farz eder. Konvektif için gevşeme süre ölçüsü kabaca 2
saattir. Karışım çizgisi kapsamı, tropik okyanuslar, büyük gridler, ve doğanın
tepkisinin yavaşca geliştiği olaylar için güzel tasarlanmıştır. Büyük çeşitlilikte
uygulamalar için oldukça sağlamdır ve birkaç parametrenin eklenmesiyle orta
ölçeğe (mesoscale) adapte edilebilir. Uygulamaları itibariyle NCEP’in Eta modelindedir. Zayıf noktaları, konvektif ölçekte aşağı yönlü akım parametrelendirmesi
içermez (sonraki versiyonlarda bazı araştırmacıların etkilerini katmak istemesine
92
rağmen). Karışım çizgisi kapsamı aşırı derin konveksiyon durumları için çok uygun gözükmemekte ve genellikle meso-β-scale alçak ve yükseği doğrudan üretmemektedir.
3.7.6
Grell Parametrelendirmesi
Grell et al. (1991); Grell (1993). MM5, RegCM, WRF’ta kullanılmıştır. Arakawa
ve Schubert(1974) şemasının sadeleştirilmesidir. Bulut türleri spektrumu yerine,
tek bir baskın bulut türü vardır. Konvektif düzensizlik büyük ölçek (grid ölçeği)
tarafından üretilmiş, ve küçük ölçek (kümülüs ölçek) tarafından zaman ölçümü
τ ’da dağıtılmıştır. Düzensizliğin oluşumu ve dağıtımı arasında bir yarı-denge
vardır. Derinlik tetikleyiciyi taşıma: Taşınılmış yoğunlaşma düzeyi ve serbest
konveksiyon düzeyi arasındaki dikey uzaklık, belirli bir ∆p eşik değeri derinliğinden daha küçük hale gelir. Saptanmış, ∆p = 150 mb RegCM2’de ve ∆p = 50
mb MM5’te. Derin konvektif bulutların hepsinin bir ölçüde olduğunu farz eder.
Orijinal Grell şeması, Arakawa ve Schubert bulut-iş fonksiyonunu kapsamı için
kullanmıştır, ama bu sonraları Kain-Fritsch’de olduğu gibi CAPE kapsamı olarak
değişmiştir. Doğayla doğrudan bir karışımı, yukarı yönlü ve aşağı yönlü akımların oluşum ve bağlantı seviyeleri haricinde, yanlamasına oluşturmaz (katılma
ya da ayrılma yok). Böylece kütle akısı yükseklikçe sabittir. Yanlamasına karışım
olmadığı için (Reynolds ortalaması), grid sütunundaki yukarı ve aşağı yönlü akımların bölümlü alan kapsamının küçük olduğunu farz etmeye gerek yoktur. Bu şemaya daha iyi ölçeklerde hesaplama imkanı vermektedir, ama belli derecede ölçek
ayrımı hala önemlidir. Daha çok Kain-Fritsch’e benzemesi için çeşitlendirilmiş
oldukça sağlam bir şemadır. Aşağı yönlü akımların etkilerini dahil eder. 1012 km gridleri için bile iyi adapte edilmiştir. Zayıf noktaları kapsamın orijinal
Arakawa-Schubert özellikleri çoğunlukla yer değiştirilmiştir (ama bu derin konveksiyon performansını geliştirmiştir). Katılma-ayrılma etkilerini görmezlikten
gelir.
93
3.7.7
Kain-Fritsch Parametrelendirmesi
Kain ve Fritsch (1990, 1993). ARPS, COAMPS, MC2, MM5, WRF’da kullanılmıştır. Fritsch ve Chappell (1980, J. Atmos. Sci.) araştırmasının geliştirilmesidir. Orta enlem orta-ölçek konvektif sistemler için geliştirilen orijinal tek
şemadır. τ zaman ölçeğinde, anlık konvektif düzensizlik (CAPE) tüketilmiştir.
Grid-ölçek kararlı halden uzaklaşma oranı ile konvektif-ölçek kararlı hale gelme
oranı arasındaki ilişkiye dair varsayımlar üretmez. Taşınmış yoğunlaşma düzeyindeki parsel, kendi serbest konveksiyon seviyesine ulaşabilir. Bir parsel, LCL ve
LFC arasındaki negatif batmazlığı aşmalıdır. Grid-ölçek dikey hıza bağlı bir sıcaklık düzensizliği eklenmiştir. Bulut ve çevresel parseller beraber düşünülür, sonra
batmazlık değerlendirilir. ∼ 20-25 km grid ölçeği için tasarlanmıştır. FritschChappell parametrelendirmesinin pek çok varsayımı, alıkonulmuştur, kritik CAPEdeğiştirme kapsamı dahil. Bulut modeli, bir katılma-ayrılma modelinin içerisine,
çevre ve yukarı yönlü akım arasında yanlamasına karışmış parsel fonksiyonlarının
hesaplanmış parsel batmazlığıyla, yeniden formüle edilebilir. Farklar; kütleyi, termal enerjiyi ve momentumu korumak amacıyla yeniden formüle edilmiştir. O an
için mevcut konvektif parametrelendirmenin, bulut içi fiziksel işlemlerinden, en
tamamlanmaya yakın halini dahil eder. Aşağı yönlü akım parametrelendirmesi,
orta ölçek etkilerine pek çok şemada olabileceğinden daha iyi bir simülasyon
sağlar. Zayıf noktası, CAPE kapsamı tropik çevreler için yeterli uygunlukta
değildir ve aşırı güçlü konveksiyonla sonuçlanabilir.
3.7.8
PENN State Shallow Konveksiyon Parametrelendirmesi
Seaman et al. (1996); Deng (1999); Deng et al. (1999, 2000)’da kullanılmıştır.
Kapsam, konvektif yoğunluğun, bulut-temeli kütle akısı açısından, sınır katman
türbülanslı kinetik enerji (TKE) ve sütundaki CAPE tarafından bir hibridle kontrol edildiği varsayımına dayanmaktadır. Bulut yarıçapı, dünya sınır-katman
94
derinliği ve bulut derinliğinin bir fonksiyonudur. Bulut tepe yüksekliği, bulut
tepesindeki çevresel dirençten dolayı maksimum yukarı yönlü akım hızının bir
parçası olarak büyür. Sığ konvektif yukarı yönlü akımlardan ayrılan bulut kütlesi,
doğayla birde karışmaz, bunun yerine ayrılma seviyesinde neredeyse nötr olarak
yüzmekte olan (NBC) bir bulutun parçası haline gelir. NBC içerisi alan ve sıvı su;
kümülüs yukarı yönlü akımın, bulut özelikleri adveksiyonunun, ve karışma, yerleşme, düzensizlik ve yağış işlemlerinin dağılımının kaynak terimlerine bağlı olarak
öngürülmüştür. Yukarı yönlü akımı başlatan parseller, PBL’in tepesinde serbest
bırakılmıştır, PBL’in aşağı %20’sindeki havada tanımlanan termal ve nemli özelliklere sahiptirler ve PBL’deki maksimum TKE’ye bağlı bir yatay hıza sahiptirler.
Sığ bulutların ışınımsal etkileri NBC’lerin kısmi dikey rastgeleliğinin etkilerini de
kapsar. Hibrid kütle-akı kapsamı atmosferdeki boyuta bağlı kümülüs zorlamayla
sabittir. Bir NBC sınıfının dahil edilmesi, stratokümülüs ve kümülüs çevreleri
arasında değişebilirliği sağlar. Sığ konveksiyondan deri konveksiyona (Kain and
Fritsch 1990), katı statiform buluta (Dudhia 1989) doğrudan bir geçiştir. Deniz
ve kara çevreleri ve orta-ölçek modellerde kullanmak için uygundur. Zayıf noktası
belli bir sayıda parametre ve alt-grid işlemlerinin daha sonra üzerinde durulmaya
ve LES ile ilave gözlemlere dayalı şekilde modellendirilmeye ihtiyacı vardır.
BÖLÜM DÖRT
SÜRTÜNME VE YÜZEY İŞLEMLERİ
4.1
Subgrid ölçekli akılar
Subgrid ölçeğinde akıları incelemek için öncelikle ortalama dikey ve yatay subgrid
akıları ve yüzey katmanındaki akılarla ilgili parametrelendirme işlemlerini anlamak ve çok yüksek çözünürlüklü sayısal modellerde sürtünmeden kaynaklanan
işlemlerin geliştirilmiş temsil metotlarını belirlemek gerekir.
4.1.1
İklim Sistemi
İklim, bir yerde uzun bir süre boyunca gözlemlenen sıcaklık, nem, hava basıncı,
rüzgar, yağış, yağış şekli gibi meteorolojik olayların ortalamasına verilen addır. Hava durumundan farklı olarak iklim, bir yerin meteorolojik olaylarını uzun
süreler içinde gözlemler. Bir yerin iklimi o yerin enlemine, yükseltisine, yer şekillerine, kalıcı kar durumuna ve denizlere olan uzaklığına bağlıdır. İklimi inceleyen
bilim dalına klimatoloji adı verilir. İklim türleri, sıcaklık ve yağış rejimi gibi durumlara bakılarak sınıflandırılabilir. İklim ile hava durumu arasındaki fark ise
iklim beklenendir, hava durumu elde edilendir şeklinde açıklanmaktadır. Tarihsel süreçte iklime etki eden etmenler enleme, yükseltiye, yer şekillerine, kalıcı
kar durumuna ve denizlere olan uzaklığa bağlı olsa da bazı dinamik etmenler de
iklime etki etmektedir. Bu etmenlerden olan okyanus akıntıları nedeniyle Atlantik Okyanusu’nun iki kuzey yakasından batıda olan Kanada kıyılarında hava
olması gerekenden daha soğukken, doğu yakasındaki Avrupa kıyıları olması gerekenden yaklaşık 5◦ C (9◦ F ) daha sıcaktır. Yine bir yerdeki bitki örtüsünün sıklığı,
95
96
o bölgedeki yer katmanının daha serin olmasına neden olur. Bitki örtüsünün
yoğun olması bölgesel olarak yağışı arttırır. Bunun dışında sera gazlarında görülen
değişiklikler dünyadaki sıcaklığı değiştirerek Küresel Isınma veya Küresel Soğuma
gibi iklimsel değişiklikleri ortaya çıkarır. Bu bağlamda iklime etki eden tüm durumlar tam olarak açıklanamayan karmaşık bir sistemin parçalarıdır. İklim uç
değerleri, şiddetli olayları, sıklık dağılımlarını ve değişkenliği de kapsamaktadır.
İklim sistemi, atmosfer, kara yüzeyleri, kar ve buz, okyanuslar ve diğer su kütleleri
ile canlıları kapsayan karmaşık ve etkileşimli bir sistemdir. Temel olarak bu sistem, bileşenleri zamansal ve uzaysal ölçekte geniş bir yelpazesiyle temas halinde
olan, yüksek ölçüde doğrusal olmayan eşleşmiş bir sistemdir.
Şekil 4.1: İklim sistemi
4.1.2
İklim modelleri
İklim modelleri, atmosfer, okyanus, kara kütleleri ve buzulların etkileşimlerini
gösteren modellerdir. Bu modeller gelecekteki iklim durumlarını belirlemek için
ve iklim konusunda ortaya konan çalışmaları açıklamak üzere hazırlanır. Tüm ik-
97
lim modellerinde, dünyaya giren kısa dalga elektromanyetik ışınımı ile, dünyadan
çıkan uzun dalga (kızılötesi) ışınları dengede veya hemen hemen dengede gösterilir. Herhangi bir dengesizlik, dünyadaki ortalama sıcaklığın belirlenmesinde
farklı sonuçlar ortaya çıkarır. Son yıllarda en çok üzerinde durulan modeller, atmosferdeki başta karbon dioksit olmak üzere belli bağlı sera gazlarındaki artış
hesaba katılarak hazırlananlardır. Bu modeller, dünyanın gelecekteki ortalama
sıcaklık konusunda gösterdiği eğilimi tahmin etmekte kullanılır. Modeller çok
basit olarak hazırlanabileceği gibi, çok karmaşık da olabilir.
4.1.3
Hareket ölçeği
Atmosfer çalışmalarında meteoroloji zamansal ve uzaysal olarak çeşitli dallara
ayrılır. Zaman ölçeği saatlerden günlere uzanırken, uzay ölçeğinde mikro, mezo,
synoptic ve küresel olarak ayrılır. Mikro ölçekteki sistemler yatay yünde 1km
veya daha az uzanan sistemlerdir. Tek başlarına gükgürültülü fırtınalar, bulutlar
ve binalar ve diğer engellerin sebep olduğu yerli turbulanslar bu kategori içerisine
girerler. Mezo ölçekteki sistemler mikro ölçekle synoptic ölçek arasında yatay
olarak uzanan sistemlerdir. Dikey ölçek dünya yüzeyinden başlar, atmosferik
sınır katmanını, troposferi, tropopozu ve stratosferin alt kısımlarını da içine alır.
Zaman ölçeğinde ise bir günden daha az bir zaman diliminden başlayıp atmosferik
olayın ömrüne kadar uzanır. Bu zaman bazı durumlarda haftalar da olabilir. Bu
olaylar yine gök gürültülü fırtınalar, tüm sağnak çizgileri, cepheler, tropiklerdeki
yağış bantları ve ekstratropikal siklonlar olabilir. Synoptic ölçekteki sistemler hem
zamanda hem uzayda genellikle büyük alanları kapsar. Bu sistemlerden bazıları
ekstratropikal siklonlar, cephesel bölgeler ve bazen jet akımlardır. Küresel ölçekli
sistemler de ise çok büyük çaplı salınımlar önemlidir. Mesela ısının tropiklerden
kutuplara taşınması, El Nino güney salınımı, on yıllık Pasifik salınımı ve MaddenJulian salınımını örnek olarak verebiliriz.
98
Şekil 4.2: Hareket ölçekleri.
Şekil 4.3: Hareket ölçeği örnekleri.
Basınçlı konveksiyon (ya da mekanik türbülans), bir akışkanın geniş ölçekli bir
akıntının etkisi altına girerken düzensiz girdap hareketleri yaptığında oluşur.
99
Şekil 4.4: Mekanik türbülans.
4.2
Sürtünmeden kaynaklanan işlemler
Sürtünmeden kaynaklanan işlemler temel olarak, gezegen sınır katmanı, yatay
difüzyon, dikey difüzyon ve yerçekimi dalgası sürüklemesidir. Sürtünme kuvveti
sürtünen yüzeylerin cinsine bağlıdır. Cisme etkiyen sürtünme kuvveti yüzeylerin cinsine göre değişir. Sürtünme kuvveti (yatay düzlemde) cismin ağırlığıyla
doğru orantılı değişir. Sürtünme kuvveti sürtünen yüzeylerin büyüklüğüne bağlı
değildir. Sürtünme kuvveti daima harekete zıt yöndedir. Sürtünme kuvvetinin
hareket ettirici özelliği yoktur. Sürtünme hareket halindeki cismin hızı ve cismin
yol aldığı akışkanın bağıl akışkanlığı olmak üzere iki etkene bağlıdır. Sürtünme
yükseklere göre (havanın büyük oranda daha az yoğunlukta ve çalkantılı olduğu
yere göre) yüzeye yakın yerlerde (havanın daha yoğun ve daha fazla çalkantılı
olduğu yerlerde) çok daha fazladır. Sürtünme yüzeye yakın havada önem arz
eder fakat 1 km’nin üzerinde önemsizdir/ etkisi önemsenmeyebilir.
4.2.1
Açık atmosfer ve PBL
Türbülans işlemlerine (sürtünme kaynaklı) maruz kalan alçak hava katmanları
gezegen sınır katmanı (PBL) olarak bilinir. Troposferdeki geri kalan hava açık
100
atmosfer olarak bilinir.
Şekil 4.5: Gezegen Sınır Katmanı.
Sürtünme, gezegen sınır katmanında önemli ölçüde yer yüzeyine hava direnci
şeklindedir. Sürtünmeye bağlı yüksek enerji yayımı vardır. Bununla birlikte açık
atmosferde hava direnci önemsizdir. Sürtünme olmamasından dolayı az miktarda enerji yayımı vardır. Gezegen sınır katmanında devamlı türbülans meydana
gelmektedir. Açık atmosferde ise sadece konvektif bulutlarda ve jet dalgalanmalarının yakınlarında türbülans oluşmaktadır. Gezegen sınır katmanının kalınlığı 100 ve 3000 m arasındadır, bu mesafe arazi üzerinde günlük olarak değişmektedir. Açık atmosferin kalınlığı 8 ve 18 km arasındadır ve az miktarda değişmektedir. Açık atmosfer trapopoz ve PBL arasında bulunmaktadır. Gezegen sınır
katmanındaki karışım yatayda ve dikeyde hızlı türbülans karışım sayesinde olmaktadır. Açık atmosferde hızlı yatay karışım ve biraz da moleküler difüzyon ile
karışım meydana gelmektedir.
101
4.2.2
Sınır katmanı taşınımı
Sınır tabakasındaki türbülans taşınımını hesaplamanın en kolay yolu moleküler
difüzyonla aralarındaki benzerlik yardımıyla K-teorisini kullanmaktır.
u0 w0 ≈ −K
∂U
∂z
∂u0 w0
∂
∂U
∂2
≈
(−K
) ≈ K 2U
∂z
∂z
∂z
∂z
(4.2.1)
(4.2.2)
Difüzyon katsayıları sabitlilik fonksiyonlarıdır (örneğin Monin-Obukhov Benzerlik
Teorisi’ne dayalı) ve yerel ya da yerel olmayan dengeye dayandırılabilirler. Yüksek
düzen şemaları, eşitliklerin sınır tabakası değişkenlerinin fırtınalı bileşenleri için
geliştirilmiş eşitliklerde mevcuttur.
4.3
WRF modeline genel bir bakış - yüzey katmanı
Yüzey katmanı şemaları, sürtünme hızlarını ve değişim katsayılarını hesaplar: ve
bu, kara-yüzey modellerle yüzey ısısı ve nem akılarını, ve gezegen sınır katmanı
şemasındaki yüzey geriliminin hesaplanmasını sağlar.
(w0 θ0 )s = −CH U (θair − θground )
(4.3.1)
(w0 q 0 )s = −CE U (θair − θground )
(4.3.2)
Su yüzeyleri üzerinde, yüzey akıları ve yüzey diyagnostik alanları yüzey katmanı
şemalarının kendisi tarafından hesaplanır. Bu şemaların hiçbir eğilimleri yoktur, sadece arazi yüzeyi ve gezegen sınır katmanı şemaları için yüzey katmanları
hakkında kararlılığa bağımlı bilgi sağlarlar.
Tipik NWP yatay grid çözünürlüklerinde, türbülansın çözünmediğinden bah-
102
setmiştik. Gezegen sınır katmanı (PBL) şeması, sadece sınır katmanında değil
tüm atmosfer sütunundaki anafor taşınımlarından kaynaklanan dikey subgrid
ölçekli akılardan sorumludur. En uygun yatay difüzyon seçenekleri yatay deformasyona veya yatay ve dikey karışımın ayrı ayrı incelendiği Kh sabitlerine bağlı
olanlardır. Yüzey akıları, yüzey katmanı ve kara-yüzey şemalarıyla sağlanır. PBL
şemaları iyi karışmış sınır katmanı ve sabit tabaka içindeki akı profillerini belirler
ve bu yüzden sıcaklığın, nemin (bulutlar dahil) ve tüm atmosferik sütundaki yatay
momentumun atmosferik meyillerini sağlar. çoğu PBL şeması kuru karışımı dahil
eder, ama karışımı belirleyen dikey sabitlilikteki doygunluk etkilerini de dahil edebilir. şemalar bir boyutludur, ve subgrid anaforlarla çözünmüş anaforlar arasında
açık bir ölçek ayrımı olduğunu varsayar.
Şekil 4.6: Şematik atmosferik sınır katmanı.
Havalandırmada sabit şartlar, zayıf türbülans, az zorlanmış konveksiyon, hafif
rüzgarlar, yüksek derişimler şeklinde şartlar mevcuttur. Duman çöküşü yükselmenin tersi olup, zemin hava kirliliği için daha kötü enverziyon gecikmesi yer
altında sabit olmayan, gündoğumundan hemen sonraki zaman diliminde gelir.
103
Döngüleme; gün içindeki dengesizlik, daha geniş anaforlar ve açık konveksiyon
tarafından bastırılmış PBL’dir. Konileme, rüzgarlı veya bulutlu şartlardaki doğal
dengedir, gündüz veya gece görülebilir. Kirlilik Dağılımı ise akşam erken vakitlerde en çok görülür, yüzey enverziyon inşası şeklindedir, ama hava yükselmesi
duruma bağlı olarak dengesizdir, geçiş çok uzun zaman değildir.
4.3.1
Gezegen Sınır Katmanının Yapısı-PBL
PBL 4 ayrı bileşen katmanına göre parsellenebilir; yüzey tabakası, karışık tabaka,
sabit tabaka ve artık (residual) tabaka. Yüzey tabakası yüzeye en yakın ve hızlardaki değişimin max. olduğu katmandır ve gezegen sınır katmanının %10 unu
oluşturmaktadır. Yüzey tabakasının üzerinde PBL türbülansı kinetik enerjisini
sürtünmeyle kaybederek ve potensiyel enerjiye dönüştürerek gitgide yok olmaktadır. Türbülans kinetik enerjisinin üretilip, yok olması arasındaki denge gezegen
sınır katmanının derinliğini belirlemektedir. Gezegen sınır katmanının derinliği
genel olarak değişmektedir. örneğin 8 m/s lik bir rüzgar hızında ve türbülans
üretiminde, gezegen sınır katmanı Arktik’te 50 m kadar sığ, orta enlemlerde 300
m ve tropiklerde de 2000 m kadar olabilir.
WRF’de en son mevcut 4 tane PBL şeması var.
Gezegen sınır katmanı (PBL) sadece sınır katmanında değil anafor taşınımının
yapıldığı tam atmosferik sütunlarda dikey subgrid ölçek akılarından sorumludur.
Bu yüzden, ne zaman bir PBL şeması aktif hale getirilirse, PBL şemasının bu
işleyişe el atacağı varsayımıyla açık dikey difüzyonun aktivite ağı daraltılır. En
uygun yatay difüzyon seçenekleri ve yatay ve dikey karışımın ayrı değerlendirildiği
Kh sabit değerlerine ve yatay deformasyona bağlı olanlardır. Yüzey akıları yeryüzü
şemaları ve yüzey katmanı şemalarıyla sağlanır. PBL şemaları iyi karışmış sınır
katmanı ve sabit katman içindeki akı profillerini belirler, ve bu yüzden sıcak-
104
Şekil 4.7: Gezegen Sınır Katmanı Seçenekleri.
lığın, nemin (bulutlar dahil), ve tüm atmosfer sütunundaki yatay momentumun
atmosferik meyillerini sağlar. çoğu PBL şeması kuru karışımı içerir, ama karışımı
belirleyen dikey sabitlikteki doyma etkilerini de içerebilir. şemalar bir boyutludur
ve subgrid anaforlarla çözünmüş anaforlar arasında açık bir ölçek ayrımı olduğunu
varsayar. Bu varsayım sınırlayıcı katman anaforlarının çözünmeye başladığı yerler olan birkaç yüz metrenin altındaki grid ebatlarında daha da az belirginleşir, ve
bu durumlarda şema TKE difüzyon şeması gibi tamamen 3 boyutlu yerel subgrid
bir türbülans şemasıyla değiştirilmelidir.
Orta Dereceli Hava Tahmini Modeli (MRF) PBL
şema Hang ve Pan tarafından (1996) tanımlandı. Bu PBL şeması sözde sabit olmayan koşullarda nem ve ısı için sayaç değişimli akı çalıştırır. O, PBL’de geliştirilmiş dikey akı katsayıları kullanır, ve PBL yüksekliği kritik hacim Richardson
sayısından belirlenir. Belirsiz bir yerel şemayla dikey difüzyonu ele alır, ve açık
105
atmosferdeki yerel Ri ’lere bağlıdır.
Yonsei üniversitesi (YSU) PBL
Yonsei üniversitesi PBL(Hong et al., 2006) MRF PBL’nin bir sonraki jenerasyonudur ve yerel olmayan gradyentlere bağlı akıları temsil etmek için sayaç gradyenti
terimler kullanır. Bu, MRF PBL (Hong ve Pan, 1996)’e PBL’nin zirvesindeki
karıştırma tabakasına açık bir müdahale katar. Karıştırma geniş anaforlu model
çalışmalarından elde edilen çizgi genişliği sonuçlarındaki yüzey boşlukta kalma
akısına oransal olarak yapılır(NOh eet al.,2003). PBL zirvesi kritik bir Richardson
sayısıyla belirlenir (MRF PBL’deki 0, 5’e kıyasla), bu nedenle PBL zirvesinin maksimum karışım katmanında (difüzyonluğun sıfır olduğu katmana kıyasla) tanımlandığı boşlukta kalma profiline etkin bir şekilde bağlıdır. MRF PBL’de karışık
tabakanın üst kısımlarında aşırı sabit yapılar olmasına rağmen, YSU PBL’De
counter-gradient karışımın küçük bir değeri, iyi karışmış sınır katmanı profili üretir. Yağış fiziği ve sınır katmanı arasındaki etkiletişimin analizini içeren detaylı
bilgi Hong et al.(2006)’da mevcuttur. 3.0 versiyonunda, daha derin karışıma
imkan tanıyan genişletilmiş sabit sınır katmanı difüzyonu algoritması (Hong,
2007) rüzgarlı şartlarda icat edildi.
Mellor-Yamada-Janjic(MYJ) PBL
PBL’deki ve açık atmosferdeki türbülansın bu parametrelenmesi ( Janjic, 1990,
1996, 2002) atmosferik türbülans rejimlerinin tam dağılımını gösteren MellorYamada seviyesi 2.5 türbülans kapatma modeli (Mellor ve Yamada , 1982)nin tekil
olmayan uygulamasını temsil eder. Bu uygulamada, ana uzunluk ölçeğine bir üst
limit aşılanır. Bu üst limit akımın hız değişimi ve boşlukta kalması kadar TKE’ ye
de bağlıdır. Kararsız çapta, üst limitin fonksiyonel şekli büyüyen türbülansa TKE
106
üretiminin tekil olmaması gerekliliğinden türetilir. Kararlı çapta, üst limit dikey
hız değişimi türetişinin değişim oranının gerekliliğinden türetilir, ve TKE kaybola
türbülansın rejimine denk gelen değerden daha az olamaz. TKE üretimi, dağılımı
diferansiyel eşitliği tekrarlanarak çözülür. Kabaca sabitler yenilenmiştir(Janjic,
1996, 2002). Okyanus akıntıları, suya 45 derecelik (Kuzey Yarımküre’de) sağa bir
sürükleme kuvveti uygulayan ve hızları azalırken saat yönünde değişime devam
eden alçak atmosfer rüzgarlarıyla oluşurlar. Yaklaşık 100 m derinlikte; akıntı,
yüzey akıntısının tersi yönüne yaklaşır ve Ekman spirali olarak bilinen kalıpta
sönmeye başlar.
Asimetrik Konvektif Model Versiyon 2 (ACM2) PBL
Konvektif modelinin ve anafor difüzyon modelinin bir modifikasyonu olan basit bir
transilyen modelinin kombinasyonudur. Bu nedenle, konvektif şartlarda ACM2
havada asılı kalan kirliliğin hızlı yukarı taşınımını ve yerel rüzgar hızının yol açtığı
türbülans difüzyonunu simüle edebilir. Yerel ve yerel olmayan taşınım bileşenleri
arasındaki paylaşım Holtslag ve Boville (1993)’nin modeline göre yerel olmayan ısı
akısının parçasından elde edilir. Sabit şartlardaki anafor difüzyonundan kararsız
durumlardaki birleşik yerel ve yerel olmayan taşınımına algoritma geçişleri.
4.3.2
Ekman Sarmalı
Okyanus akımları, su üzerinde sağa doğru 45◦ (Kuzey Yarımkürede) açı yapan bir
hava direnci oluşturarak ve hızları azaldıkça saat yönünde kaymaya devam eden
aşağı atmosfer rüzgarları tarafından sürülmektedir. 100 m gibi bir derinlikte,
akım yüzey akımının ters yönüne ulaşmış olur Ekman spiral olarak bilinen bir
modelde tükenmeye başlar.
107
Şekil 4.8: Ekman Sarmalı.
4.3.3
Orografik yerçekimi dalgası çekimi
İklim modellerinin yatay çözünürlüğünün gelişmesiyle, bazı modeller 1980lerde
orta enlemlerde çok kuvvetli batılı rüzgarların var olacağına kanıt gösterdiler.
Bu kısmi olarak Met Office II- katmanlı modelinde fark edilebiliyordu ve ’batılı
problemi’ olarak biliniyordu. Problem, çözünmemiş orografiyle harekete geçmiş
yerçekimi dalgalarının ürettiği sürüklenmeleri parametrikleştiren Palmer, Shutts
ve Swinbank(1986) tarafından çözüldü. Benzer bir parametrikleştirme McFarlane
tarafından geliştirildi ve Kanada iklim modelinde kullanıldı.
4.3.4
Popüler Yeryüzü şemaları
R.E. Dickinson’dan BATS1E; CLM: CoLM (Ortak Kara Modeli, Dai), CLM(
Topluluk Kara Modeli) 3.5; Sib, SSIB: A. Henderson-Sellers; CLASS: Kanada
Kara Yüzeyi şemaları; LSM: Bonan, G.B. (1996), NCAR; NOAH LSM: (Noah
Kara-Yüzey Topluluk Modeli), NCEP; PILPS: Kara-Yüzey Parametrelendirme
108
şemalarının Döngülü Karşılaştırması. Arazi şekillerinin iklim sistemi içinde çok
ünemli bir yeri vardır. Bir bölgenin yüzey cinsleri, çevresel kalite, tarım ve
hidroloji bakımından ele alındığında o bölgenin su hareketini, su kalitesini ve
boşaltma karakteristiğini belirler. Aynı zamanda yüzey cinslerini anlamak özellikle tarımda toprak bütünlüğü açısından çok önemlidir. öte yandan topografya
hava olaylarını tanımlamada da önemlidir. Birbirine yakın iki bölgeyi ele aldığımızda,
bu iki bölge coğrafik olarak farklı ise yağış seviyeleri de birbirinden farklı olur.
Şekil 4.9: Bugünkü Dünya Topoğrafyası.
4.4
Küresel Topoğrafya ve Yüksek Noktalar
Cordillera geniş bir dağlar veya sıradağlar halkasıdır, özellikle bağlıca geniş bir
ada veya kıtaların dağ sistemi şeklindedir. Adı, Cuerda’nın küçümsenmişi ya da
’cord’ olan İspanyol kelime cordillera’dan geliyor.
Her bir bitki fonksiyonel tipi için optik üzellikler. Yaprak açısı yaprak açılarının
109
Şekil 4.10: Farklı arazi yüzeyleri ve bitki örtüsü yapısı.
Şekil 4.11: Genel ekotiplerin 5 x 5 gridde dağılımı (Olson et al. 1963).
yatay yapraklar için 1 rastgele için 0 dikeyler için −1 değerlerini aldığı rastgele dağılımının başlangıcına karşılık gelir. Görünür ışık, yakın kızılötesi dalga
boylarında yansıtma ve taşınım. NET, iğne yapraklı hep yeşil ağaç NDT, iğne
110
Şekil 4.12: Yüzey Aklığı.
yapraklı her yıl yaprak döken ağaç, BET, geniş yapraklı her daim yeşil ağaç BDT
geniş yapraklı her yıl yaprak döken ağaç BES geniş yapraklı her daim yeşil fundalık, BDS geniş yapraklı her yıl yaprak döken ağaç. İki cins ekin, farklı ekin
psikolojilerini hesaplamak için yönlendirildi, ama sadece bir cinsi yüzey data setleri için özelleştirildi.
4.4.1
Yüzey işlem şemaları
Yüzey şemalarına; atmosfer ve yüzey arasındaki enerji değişim hesabı için, yüzey
sıcaklığı ve diğer değişkenleri hesaplamak için, arazi yüzey hidrolik döngüyü
tanımlamak için (toprak su bileşenleri, kar, akarsu) ihtiyaç duyulur. Okyanus
üzerinde, şemalar biraz basittir. Karada, şemalar birbiriyle etkileşim halindeki
modüllerin (toprak su bileşenleri, kar, akarsu) kombinasyonundan oluşur. Arazi
yüzey şemaları çok fazla karmaşık olabilir.
111
4.5
Yeryüzü Modelleri
Yeryüzü Modelleri, kara ve deniz-buz noktalarındaki ısı ve nem akıları sağlamak
için yüzey katmanı şemasındaki, radyasyon şemasındaki ışınımsal zorlamaları, ve
mikro fiziğin ve konvektif şemaların zorladığı yağışı, karanın mevcut değişkenlerinin ve yeryüzü özelliklerinin atmosferik bilgilerini kullanır. Bu akılar PBL
şemalarında yapılan dikey taşınım için alt sınır şartı sağlar. Yeryüzü modelleri
toprağın çoklu katmanlarındaki termal ve nem akılarıyla ilgili çeşitli kapsamlılık
derecelere sahiptir, ve bitki örtüsünü, kökleri, kanopi etkilerini ve yüzey karlılığı tahminini ele alabilir. Yeryüzü modeli meyil sağlamaz, ama kara toprağının
kabuk sıcaklığı, toprak sıcaklığı profili, toprak nemi profili, kar örtüsü, ve mümkün
kanopi özelliklerini içeren durum değişkenlerini günceller. LSM’de komşu noktaların yatay etkileşimi yoktur, bu nedenle her bir WRF kara grid noktası 1 boyutlu
sütun modeli olarak varsayılabilir, ve birçok LSM yalnız durum modunda koşturulabilir.
WRF de 4 tane arazi yüzeyi modeli mevcuttur. Yeryüzü Modelleri, kara ve
deniz-buz noktalarındaki ısı ve nem akıları sağlamak için yüzey katmanı şemasındaki, radyasyon şemasındaki ışınımsal zorlamaları, ve mikro fiziğin ve konvektif şemaların zorladığı yağışı, karanın mevcut değişkenlerinin ve yeryüzü özelliklerinin atmosferik bilgilerini kullanır. Bu akılar PBL şemalarında yapılan dikey
taşınım için alt sınır şartı sağlar. Yeryüzü modelleri toprağın çoklu katmanlarındaki termal ve nem akılarıyla ilgili çeşitli kapsamlılık derecelere sahiptir, ve
bitki örtüsünü, kökleri, kanopi etkilerini ve yüzey karlılığı tahminini ele alabilir.
Yeryüzü modeli meyil sağlamaz, ama kara toprağının kabuk sıcaklığı, toprak sıcaklığı profili, toprak nemi profili, kar örtüsü, ve mümkün kanopi özelliklerini
içeren durum değişkenlerini günceller. LSM’de komşu noktaların yatay etkileşimi
yoktur, bu nedenle her bir WRF kara grid noktası 1 boyutlu sütun modeli olarak
varsayılabilir, ve birçok LSM yalnız durum modunda koşturulabilir.
112
Şekil 4.13: Yeryüzü şeması Seçenekleri.
4.5.1
5-katmanlı termal difüzyon
Temel LSM MM5 5 katmanlı toprak sıcaklığı modeline dayanır. Katmanlar 1,
2, 4, 8 ve 16 cm kalınlığındadır. Bu katmanların altında, sıcaklık derin katman
ortalamasına sabitlenmiştir. Enerji kapasitesi radyasyonu, hissedilir ve gizli ısı
akısını içerir. Toprak nemi de arazi kullanımı ve mevsime bağlı sabit bir değerdir
ve açık bir bitki örtüsü etkisi yoktur.
4.5.2
Noah LSM
Noah LSM, Dudhia ve Chen (2001) tarafından tanımlanmış OSU LSM nin ardılı
şema NCARE ve NCEP tarafından ortaklaşa gerçekleştirildi ve NCEP Kuzey
Amerika Mezo ölçek Modeli (NAM) da kullanılan Koda neredeyse eş olan işletimsel amaçlar ve araştırma için birleştirilmiş bir koddur. Bu, analiz data setlerinde sağlanmış zamana bağlı toprak arazilerle tutarlı olmanın faydasına sahiptir. Bu, kanopi nemi ve kar örtüsü tahminli, dört katmanlı toprak sıcaklık ve
113
nem modelidir. Katman kalınlığı zirveden aşağı (2 m’ye ekleyerek) 10, 30, 60 ve
100 cm’dir. Bu, bitki kategorilerini hesaba katarak, aylık bitki örtüsü dağılımı ve
toprak yapısı, kök bölgesini evapotransprasyonu, toprak drenajını ve akışı içerir.
şema, sınır katmanı şemasına hissedilir ve gizli ısı akıları sağlar Noah LSM, ek
olarak toprak buzluluğunu ve parçalı kar örtülülüğünün etkilerini tahmin eder,
gelişmiş şehir müdahalesine sahiptir ve OSU şemasından bu yana yeni olan yüzey
yayım özelliklerini hesaba katar.
4.5.3
Hızlı güncelleme döngüsü (RUC) modeli LSM
RUC LSM toprak alanının zirve kısmında yüksek çözünürlüklü orta seviye bir
toprak modeline sahiptir(6 seviye varsayılandır, 9 veya üstü de olabilir). Toprak
modeli ısı difüzyonu ve Richardson nem transfer eşitliklerini çözer, ve soğuk
mevsimde toprak suyunun faz değişimlerini hesaba katar ( Smirnova et al., 1997,
2000). RUC LSM, değişken kar yoğunluğu, kar yığınından sızan donmuş sıvı su,
kar derinliği ve sıcaklığa bağlı albedo, hem karlı atmosfer arayüzüne hem de kartoprak arayüzüne uygulanmış erime algoritmaları, ve donma seviyesinin üzerine
çıkan grid ortalaması kabuk sıcaklığı ihtimalini içeren parçalı kar örtüsünün temel
parametrikleştirmesini bulunduran multi katmanlı bir kar modelidir. Ayrıca,
kanopi suyu ve bitki örtüsü etkilerini içerir. RUC LSM’nin enerji ve nem kapasitelerinin çözümlerine bir katman yaklaşımı vardır. Katman yer yüzeyini kanatlar ve bunlara karşılık gelen özelliklerle (yoğunluk, ısı sığası, vs.) üst toprak
katmanının yarısı ve ilk atmosferik katmanın yarısını içerir. Gelen akıdan kalanlar (net ışınım, gizli ve hissedilir ısı akıları, toprak ısı akısı, ısı depolamasına yağış
katkısı vs.) bu katmanın ısı deposunu yapılandırır. Bu eşitliklerin çözümüne kapalı bir teknik uygulanır. Prognostik değişkenler toprak sıcaklığı, hacimsel sıvı,
donmuş ve toplam toprak nemi bileşenleri, yüzey ve yüzey altı akıntı, kanopi
nemi, evapotranspirasyon, gizli, hissedilir ve toprak ısı akıları, kar-su faz değişimi
ısısı, kabuk sıcaklığı, kar derinliği ve yoğunluğu, ve kar sıcaklığını içerir.
114
Şekil 4.14: Atmosfer ve dünyasal ekosistem arasındaki önemli alışverişler.
4.6
Türbülans, Hissedilir Isı Akısı
Bir maddeye enerji eklendiğinde; sıcaklıkta fiziksel olarak hissedebileceğimiz bir
artış olur (hissedilir ısı). Sıcaklığın yükselme miktarı iki faktöre bağlıdır, bunların
ilki ısı sığası , maddenin birim kütlesinin sıcaklığının belirli miktarda değişmesi
için gerekli enerjidir. Artan enerjiden kaynaklanan ısı artışı maddenin kütlesine
de bağlıdır. Yüzey ve üzerindeki hava arasındaki sıcaklık farkından doğar. Tipik
Gün içi Senaryosunda yüzey(radyasyon sayesinde) üzerindeki havadan çok ısıtır.
Isı daima sıcaktan soğuğa doğru akar. Yüzeyden atmosfere hissedilir ısı transferi
kurulur. Bu yüzden; gündüzleri, yüzey havayı ısıtır. Tipik Gece Senaryosunda
yüzey (radyasyonla) üzerindeki havadan daha çok soğutur. Gece, atmosfer yüzeyi
ısıtır. QH aynı zamanda rüzgar tetikli bir akıdır. Rüzgar yoksa, akıda yoktur.
Direk akı (W/m2 ) yüzey ve hemen yukarısındaki atmosfer arasındaki sıcaklık
farkıyla ilgilidir. Akı, sıcaklık yokuşunu takip eder. Enerji, yüksek konsantrasyondan düşüşe doğru akar. Gün içinde genellikle negatif (yüzeyden uzak). Yüzeydeki
115
sıcaklıklar yukarıdaki havadan yüksek. Yüzey, hissedilir ısıyı havaya verir. Genellikle geceleri pozitif (yüzeye doğru).
Gizli ısı bir maddenin faz değiştirmesi için gerekli ısıdır(katı, sıvı, gaz). Buzun
erimesi durumundaki enerji, füzyon gizli ısısı denir. Sıvıdan gaza geçiş fazındaki
değişim enerjisi buharlaşma gizli ısısı olarak adlandırılır.
4.6.1
Buharlaştırıcı (gizli) ısı akısı (QE )
Yüzey ve üzerindeki havanın nemlilik farkından (su buharı basıncı) doğar. Buharlaşmaya bağlı yukarı QE , yoğunlaşmaya bağlı aşağı QE . Tipik gece senaryosunda
yüzey, üzerindeki havadan daha çok soğur. Isı daima sıcaktan soğuğa akar. Eğer
su buharı varsa, çiy oluşumu (yoğunlaşma) benzerdir. Tipik gündüz senaryosunda
yüzey üstündeki havadan daha çok ısınır. Isı daima sıcaktan soğuğa akar. Eğer
sıvı taneciği mevcutsa, buharlaşma benzerdir. QE aynı zamanda rüzgar tetikli
bir akıdır. Rüzgar yoksa, akıda yoktur. W m−2 biriminde dolaylı akı, suyun faz
değişimleriyle (buharlaşma ve yoğunlaşma gibi) ilgili gizli ısının bir fonksiyonudur.
Yüzeyde terlemenin ve buharlaşmanın olduğu durumlarda negatif (yüzeyden uzak,
atmosfere doğru). Evapotranspirasyon yüzeyi soğutur. çoğunlukla gün ortasında
oluşur. Yoğunlaşmanın olduğu durumlarda pozitiftir (yüzeyi ısıtır). çoğunlukla
sabah erken saatlerde, çiy oluşumu olduğunda ve yağış sırasında meydana gelir.
Buharlaşma QE si ılık okyanuslarda yüzeydeki su buharı genişken ve rüzgar
kuvvetliyken en büyük değerindedir. Yoğunlaşma hava su buharı basıncı genişken,
hava ılık, yüzey soğukken (sıcaklık enversiyonu) ve rüzgarlılık sıfır değilken en fazladır.
Hem yüzey hem de atmosfer tam anlamıyla, kazandıkları kadar çok enerji
kaybeder. Yüzey, hissedilir ve gizli ısının taşınımıyla atmosfere salınan net radyasyonun 29 ünitesinin bir artımına sahiptir. Atmosfer, hissedilir ve gizli ısı adlısıyla
116
eksiltilmiş 29 ünite radyasyonu yüzeyden salar.
BÖLÜM BEŞ
İKLİM MODELLERİ
5.1
İKLİM MODELLERİ NEDİR?
İklim sistemi, bileşenlerinin geniş zaman ve uzay aralıklarında birbirleriyle etkileşim halinde oldukları doğrusal olmayan birleşik bir sistemdir. Isınmaya neden
olan birçok etken onlarca yıl hatta daha fazla süre hayatta kalırken, soğumaya
neden olan bütün etkenler çok daha kısa ömürlüdür.
5.1.1
Küresel İklimi simule eden araçların hiyerarşisi
1- Basit İklim Modelleri: Bütün GCM lerin küresel davranışlarını üreten, iklim
sisteminin farklı bileşenlerini ve bir kaç değişkenini içeren 1 veya 2 boyutlu
modellerdir.
2- Orta seviyedeki karmaşıklıktaki Dünya Sistemi Modelleri: Fiziksel işlemlerin gayet basitleştirilmiş bir şekilde sunumunu yapan, yüksek çözünürlükteki 3 boyutlu modellerdir.
3- İklim (Dünya) Sistem Modelleri: Fiziksel işlemlerin daha anlaşılır ve detaylı
bir şekilde sunulduğu, yüksek çözünürlüklü 3 boyutlu modellerdir. İklim
sisteminin davranışlarını ve birleşenleri( atmosfer, okyanus, biyosfer, kemosfer, kriyosfer ) ile olan etkileşimlerini tanımlayan gerekli denklemlerin
bulunduğu sayısal gösterimlerdir.
1
2
Şekil 5.1: Yatay Diskretizasyon
5.1.2
İklim Modelinin Dinamik çekirdeği
İntegral Yöntemi: Sınırlı Farklar, hayali(spectral), yarı Lagrangiyan, sonlu elemanlar kullanılır. çözünürlüğü de 50 ile 300 kilometre arasında değişir. Yatay
Izgaralar(düzenli saçaklardır ve farklı geometriler kullanılır) ve Gerilmiş Izgaralar
kullanılır.
Dikey Koordinatlar, seçilen yüzeye ve bölgeye bağlı, yükseklik veya basınç
cinsinden tarif edilmiş koordinatlardır.
5.1.3
İklim Modellerinde Fiziksel Parametrileştirme
Modelin ızgaraları üzerindeki basit denklemlerde dinamik ya da termodinamik
değişken olarak açıkça gösterilemeyen işlemler parametrize edilerek modele katılır.
3
Şekil 5.2: Dikey Diskretizasyon
5.2
İklim Modelinin Fiziği
Işınımsal Taşınım: Güneşsel ve Isısal ışınımlar ayrı ayrı incelenir. Spektrum
hayali bandlara bölünür. Saçılma ve emilme her bir band için parametrize edilir,
aerosol bulutları, Sera gazları ve Ozonun etkisi hesaba katılır.
Bulutlar ve Yağış: Tekrar çözülebilecek ölçekte ve belirgin bir şekilde görülebilen
yağış şemaları kullanılır. Alt ızgaralarda ısıyı ileten şemalar kullanılır. Birçok
şema bulutların GCM ızgaralarının kutusunu dikey olarak dolgurduğunu öngörür.
Fakat yatay olarak da bulut kaplı olabileceğinin gösterimine ihtiyaç vardır.
Bazı tanımlar:
qv = su buharı karışma oranı
4
qc = bulut su (sıvı/buz) karışma oranı
qs = doyma karışma oranı = F(T,p)
qt = toplam su (buhar+bulut) karışma oranı
RH = bağıl nem = qv /qs
Bulut oluşması için bölgesel ölçütler: qt ’nin qs ’den büyük olmasıdır. Bu ölçüt
aşırı doymanın olmadığını kabul eder.
Yoğunlaşma işlemi hızlıdır. qv = qs , qc = qt qs Izgara kutusunun bulutla parçalı
Şekil 5.3: Bulut Oluşumu
olarak kaplı olması sadece sıcaklık ve/veya nemliliğin homojen olarak dağılmadığı
durumlarda mümkün olabilir.
Basit Kontrol şemaları
1) Bağıl nemlilik şemaları: çoğu şemada bulut kaplı alan, bağıl nemliliğe bağlıdır.
RHkritik = kritik bağıl nem alt bulutun oluşmaya başlayacağının tahmin
edilen bağıl nemlilik değeri (yüksekliğin bir fonksiyonudur ve genel olarak
5
Şekil 5.4: Bağıl Nem Grafiği
%60 ile %80 arasında değer alır)
2) İstatistiksel şemalar: toplam su miktarının (hatta bazen sıcaklığın da) Olasılık
Yoğunluk Fonksiyonunu(probability density function (PDF)) açıkça belirler.
3) Belirgin Bulut Mikrofizik şemaları: Su buharı denklemlerine benzer denklemler farklı su değişkenleri için çözülür. Bunlar taşıma ve dönüşüm terimleridir.
4) Isı İletimi şemaları: parameterizasyon yoğunlaşma/buharlaşmayı ve dikey
taşınımı belirlemek için gereklidir. çoğu model sığ ısı iletimine (yağmur
yağmayan) farklı bir işlemmiş gibi davranır.
Isı İletim Parameterizasyonunun Yapısı:
i. Isı iletiminin oluşumuna ve yerine karar verir(nem yakınsamasını tetikler).
ii. Isının, nemliliğin ve momentum değişiminin dikey dağılımına karar verir
(Bulut Modeli belirlenir).
6
iii. Izgara ölçeğinde dönüştürülecek toplam enerji miktarına karar verir (denge
ve enerji bırakılmasının zaman aralığı belirlenir).
İlk Isı İletim şemaları süper adiyabatik katmanları uzaklaştırmak için sıcaklık
profiline uygun bir şekilde ayarlandı (örnek: Manabe 1965). Ardından gelen Isı
İletim şemaları büyük ölçeklerin etkilerini temsil eden nem bütçesine bağlı idi
(örnek: Kuo 1974). çoğu Isı İletim şeması kütle akı yaklaşımı kullanır. örnek
olarak;
• Arakawa and Schubert (1974)
• Gregory and Rowntree (1990)
• Tiedtke (1989)
• Kain and Fritsch (1990)
Aşağı hava akımının ve momentum taşınımının etkileride Grell (1993), Gregory, Kershaw ve Inness (1997) tarafından katılmıştır. Bugunkü kümülüs ısı iletimi şemaları organize edilmiş ısı iletimleri için uygun değildir.Bu çok yüksek
çözünürlükte (bulut çözünürlüğü) gerektirir.
Gezegensel sınır katmanı işlemleri
PBL(Gezegensel sınır katmanı) şemaları simulate momentumun, enerjinin ve su
buharının yüzeyden troposfere taşınımını simule eder.
Sınır Katmanı Taşınımı: Sınır katmanındaki Turbülans taşınımını hesaplamanın
en kolay yolu K- teorisi kullanmaktır. (moleküler difüzyon )Difüzyon katsayıları
7
dengenin fonksiyonudur (örnek : Monin-Obukhov Benzerlik Teorisi) ve bölgesel
ve bölgesel olmayan dengeye dayanır. Sınır katman değişkenlerinin türbulans
bileşenleri için denklemlerin geliştirildiği yüksek dereceden şemalar vardır.
Yüzey İşlem şeması: Yüzey İşlem şemaları gereklidir çünkü;
1. Isının, nemin ve momentumun yüzey ve atmosfer arasındaki değişimi hesaplar.
2. Yüzey sıcaklığını ve diğer değişkenleri hesaplar.
3. Toprak yüzeyini ve hidrolojik döngüyü tanımlar(toprak nem miktarı, kar
ve su akışı). Okyanuslar üzerinde, şemalar çok basittir. Karalar üzerinde,
şemalar toprağın, bitki örtüsünün, karın ve su akışının birbirleriyle etkileşim
halinde olan modüllerin birleşimleridir. Kara yüzeyi şemaları çok karmaşık
olabilir.
İklim Modellerinde Kara Yüzeyi Dağılımının Gösterimi:
Kara Yüzeyi Dağılımı milimetrelerden kilometrelere kadar çok geniş bir alanı
tarar ve tamamıyla iklim modellerinde çözünemez ve parametrize edilmeye ihtiyacı vardır.
Şekil 5.5: 50km için Topografya
8
Şekil 5.6: 300km için Topografya
Şekil 5.7: 50 km için deniz/kara dağılımı
Şekil 5.8: 300 km için deniz/kara dağılımı
9
İklim Modellemesindeki Basit Araçlar
Atmosfer-Okyanus Genel Dolanım Modeli(AOGCM): AOGCM ler küresel iklimin
sayısal gösterimidir.
Şekil 5.9: AOGCM nin A1B senaryosuna göre ortalama sıcaklık, yağış, basınç değişimi
Büyük ölçekte İnsan Kaynaklı İklim Kuvvetleri
Sera Gazı Etkisi: Dünya ışınımı kızılötesi spektrum da emer. Bu kızılötesi enerjinin bir kısmı atmosferdeki moleküller tarafından tutulur ve küresel enerji dengesini etkiler. Ekstra karbondiyoksit veya diğer sera gazları iklim sisteminde
pozitif bir zorlamaya neden olur.
5.3
Küresel İklim Modellerinin Performansı
Biz Neyi Simule etmeyi bekliyoruz?
Atmosferin Genel Dolanımının basit özelliklerini (örnek: Hadley hücresi, orta enlem jetleri), en az 5-10 yıla dayanan klimatolojiyi (örnek: Mevsimsel ve aylık ortalamalar), İklim Değişimini (örnek: ENSO, NAO nun ana davranışları) Mevsimsel
10
Şekil 5.10: Hawai’ deki Mauna Loa dağındaki ölçüm istasyonundan elde edilen kar-
bondiyoksit miktarının zamanla değişimi
Değişimin istatistiğini simule etmeyi bekliyoruz.
Biz Neyi Simule etmemeyi bekliyoruz?
Belirli zamanlarda özel bölgeler için hava tahminini ve özel bir bölge için belli bir
yıl için mevsimsel ortalama tahminini simule etmeyi beklemiyoruz.
İklim Modellerini değerlendirmek için kullanılan tipik veriler ERA40, NCEP
ve ERA-içterimdir. Gözlemlenen klimatolojiler verileri birleştirme farklarından
dolayı farklılık gösterirler.
Model Karşılaştırma Projeleri (MIP):
Atmosferik (AMIP) ve Birleşik (CMIP) İklim Modelleri Performansını Değerlendirme ve Sistem Hatalarını Tanımlama
• AMIP standart bir deneyle gözlemlenen deniz yüzeyi sıcaklığı ve deniz
buzulu genişlemesini 1979 dan günümüze kadar arşivler. Diğer zorlamalar(sera
gazları miktarı gibi) önceden belirlenir.
11
• CMIP birleşik okyanus atmosfer simulasyonlarında sabit zorlamaları ve değişen
değerleri (heryıl %1 karbondiyoksit artışı gibi) arşivler.
AMIP Sonuçları: Yağış
Şekil 5.11: Gözlemlenen Yağış
Yağış
Zonal Ortalama Yağış AGCM’lerin tropiklerde ve ekstra tropiklerde maksimum yakalamak için bütün yeteneğini gösterir. Tropiklerdeki geniş yayılımı ve
orta enlemlerdeki (gözlemlerin makul olmasını sağlar) genel tahmin fazlalığını not
eder.
12
Şekil 5.12: Model Ortalamasından Elde Edilen Yağış
Mevsimsel ve Günlük Döngüler
İklim Sisteminin faydalı dış zorlama modlarıdır, iklim Sistemindeki geniş değişiklikleri gösterirler, model fiziği için basit bir test sağlarlar. İklim Sisteminin bu dış
zorlamalara verdiği cevabıın büyüklüğü ve fazı iklim değişikliğinin sonuçlarından
birisidir. İklim Değişikliğinin Sosyo-Ekonomik etkilerine ciddi etkisi vardır.
GCM Performansının özeti
• GCMler genel döngünün basit özelliklerini simule edebilirler ve önemli iklim değişiklerinin ortalamasını üretirler(sıcaklık, yağış, rüzgÃćr hızı). GCM
lerin geçerliliği uzaysal ve zamansal ölçekte gerekli alanda incelenmesi gerekir.
13
İklim Sistemi Modellemesinin Doğuşu
İklim Modellemesinin Kısa özeti
• 1922: Lewis Fry Richardson basit denklemler ve sayısal hava tahmini methodunu bulmuştur.
• 1950: Charney, Fjφrtoft and von Neumann (1950) Barotropik Vorticity
Denklem Modelini kullanarak ilk sayısal hava tahminini yapmıştır.
• 1956: Norman Phillips iki katmanlı, quasi-geostrofik yarıküre modelini kullanarak ilk genel dolanım deneyini yapmıştır.
• 1963: Smagorinsky, Manabe GFDL’ de 9 level özel denklem modelini geliştirmişlerdir.
• 1960lar ve 1970ler arasında diğer gruplarda çalışmaya başladılar( UCLA,
NCAR and UK Metoffice ).
• 1980lerde İlk Birleşmiş Model Simulasyonu yapıldı.
• 1990larda model Karşılaştırmaları yapılmaya başladı( AMIP, CMIP, SMIP,
ENSIP, PMIP ).
• 2000 den günümüze ise çok modelli Mevsimsel Tahmin Sistemleri yapılabilmektedir ve geliştirmeler devam etmektedir.
• 2004: Avrupa Birliği üyeleri Projesi ile mevsimselden on yıllara iklim değişikliği birleşik çoklu modelleri başlamıştır.
14
• 2007: IPCC 4. Raporu yayınlanmıştır. Bu rapor 20 birleşik okyanusatmosfer modelinin 2100 yılına kadar iklim tahmini,projeksiyonunu içermektedir.
İklim/Dünya Sistemi Modellerinde önemli Gelişmeler
Bugünler: atmosfer kara okyanus buz kükürt karbon kimya
2000ler: atmosfer kara okyanus buz kükürt karbon
2000ler: atmosfer kara okyanus buz kükürt
1990lar: atmosfer kara okyanus buz
1990lar: atmosfer kara okyanus
1980ler: atmosfer kara
1960lar: atmosfer
İklim modelleri günlerden aylara, yıllara, on yıllara, yüz yıllara mahalliden bölgesele, kıtasala, globale devam eden zaman ve uzay ölçeği içerir.
Yukarıdaki İngiltere bazlı yağış grafiklerinden de anlaşılacağı üzere genel ölçekteki
(300km çözünürlükteki) model sonuçları gözlemlenen sonuçlara nazaran çok faklı
sonuçlar vermekte fakat yüksek çözünürlüklü bölgesel modeller (25 km çözünürlükte) gözlemlenen sonuçlara çok yakın sonuçlar vermektedir.
İklim tahminlerinde belirsizlikleri karakterize edebilmek için aşağıdaki tabloda
gözüken etkileşimler kullanılır.
İklim hava istatistiğidir. Hava iklim sisteminin temellerini atar. Aşırı hava olay-
15
Şekil 5.13: İngiltere bazlı yağış grafikleri
ları iklim değişikliğinin çoğu etkisini gösterir. İklim Modelleri havadan başlayarak
mevsimsel ve uzun zamanlı ölçeklerde işlemi simule eder.
BÖLÜM ALTI
BÖLGESEL İKLİM MODELLERİ
6.1
Neden Bölgesel İklim Modellemesi?
Bölgesel İklim Bilgisi etkilere ulaşabilmek için kritiktir. Bölgesel ölçekte bilgiye
ihtiyaç vardır. Bölgesel iklimler gezegensel(büyük) ölçekteki işlemlerle bölgesel(lokal) ölçekteki birbirleriyle etkileşimlere bakılaraktan karar verilir. gezegensel(büyük) ölçekteki zorlamalar ve dolanımlar bir bölgenin iklimini belirleyen
hava olaylarının istatistiğini belirler Bölgesel(lokal) ölçekteki zorlamalar ve dolanımlar bölgesel iklim değişikliği sinyallerini düzenler,hatta büyük ölçekteki dolanımları besler İklimi (spesifik olarak iklim değişikliğini )bölgesel ölçekte simule edebilmek için, zamansal ve uzaysal değişimleri geniş bir ölçekte simule etmek gerekir.
6.2
Büyük Ölçekteki Doğal İklim Zorlamaları
Volkanik patlamalar
Volkanik Patlamalar sonucu atmosfere farklı oranlarda ve çeşitlerde gazlar yayılır.
Bu gazlar dünyanın kısa süreli soğumasına neden olur.
1
2
Güneş Aktiviteleri
Diğer önemli etken ise güneşsel aktivetelerdir. örneğin güneş lekeleri döngüsü
dünyanın ısınmasının değişiminde etkiye sahiptir.
Antropojenik İklim Zorlamaları
Sera Etkisi: Güneş gibi, dünyada radyasyon emer.Güneşten daha soğuktur, bu
yüzden kzılötesinde emilim yapar. Bu kızılötesi enerjinin bir kısmı atmosferdeki
moleküller tarafından tutulur ve dünyanın enerji dengesini etkiler. Ekstra sera
etkisi gazı yada karbondiyoksit iklim sistemi için pozitif bir zorlamadır.
Aerosoller: Direk etkisi olarak, aerosoller güneş enerjisini emer ve yansıtır.Dolaylı
olarak ise bulutların özelliklerini değiştirirler.
6.3
Bölgesel İklim Modellemesini İç içe Geçirme Teknik ve Stratejileri
. Motivasyon: GCM lerin çözünürlüğü bölgesel ve lokal iklim işlemlerini
inceleyebilmek için yeterli çözünürlüğe sahip değildir.
. Teknik: GCM e adapte edilmiş Bölgesel İklim Modeli lokal olarak model
çözünürlüğünü artırır.
RCM için İlk durumlar ve sınır koşulları GCM lerden yada ölçüm sonuçlarından elde edilir.
. Strateji: GCM genel dolanımların büyük ölçekteki zorlamalara cevabını
simule ederken, RCM GCM lerin alt ızgara ölçeklerindeki zorlamalarını
simule eder ve daha iyi bölgesel bilgi sağlarlar
AOGCM Bilgilerini Alabilmek İçin Bölgeselleştirme Teknikleri şunlardır:
3
. Yüksek çözünürlüklü Zaman Dilimi AGCM Deneyleri, Değişen çözünürlüklü
AGCMler, AGCM lerin içine geçmiş Bölgesel İklim Modeli (RCM), Deneysel/istatiksel ve istatiksel/dinamik kucuk alanlar icin veri elde etme, Yüksek
çözünürlüklü AGCM ile RCM i birleştirme teknikleri en temel tekniklerdir.
6.4
Bölgesel İklim Modellemesi Avantajları
Fiziksel bazlı kucuk alanlar icin veri elde edilir.Anlaşılabilir İklim Modellemesi
Sistemleri elde edilir. Farklı GCM lerin veya gözlemlerin içine koyulabilir.Bir çok
uygulama alanı vardır.( örnek :İşlem çalışmaları ve dogrulama, Paleoiklim, İklim
Değişikliği, Mevsimsel Tahminler gibi )
Birden çok İçiçe koyma metodu ile yüksek çözünürlüklü (10km ile 50 km arasında
) veri elde edilebilir ve bilgisayarlarda kullanılabilir.
6.5
Bölgesel İklim Modellemesi Limitleri
Tek yönlü İçiçe Koyma vardır yani Bölgesel yada global beslenme yoktur.İçiçe
Koyma daki Teknik konularda ( Alan, Sınır Koşulları İşlemleri, Fizik , vb )
problemler yada zorluklar yaşanabilmektedir. Büyük ölçekli Zorlama Alanlarında
Doğru Sistem Hataları İçermezler.Herzaman ,öncelikle zorlama alanlarını hesaplarlar.
6.6
Kısa, Tarihsel Bir özet:
Bölgesel İklim Modellemesinin doğuşu Yucca Dağı Projesi (1987) ile olmuştur.
İlk Bölgesel İklim Modeli (RegCM (1989)) yapılmıştır. Daha öncesinde , ge-
4
leneksel olarak, 1 ile 5 gün uzunluğundaki sayısal hava tahminleri yapabilmek için
Sınırlı Alan Modelleri (LAM) kullanılıyordu. Dickinson ve diğerleri (1989) iklim
problemlerine GCM le içiçe girmiş Kısa LAM simulasyonlarına istatistik uygulamayı amaçladılar. Kullanılan Model NCAR ın meso ölçekteki MM4 modeliydi.
Giorgi ve Bates (1989) , ve Giorgi (1990) bir ay uzunluğundaki ilk LAM simulasyonunu ECMWF gözlem analizleri ve GCM bazlı iklim modelini tamamladı.Bu
MM4 a dayalı ve aynı zamanda uygun bir şekilde düzenlenmiş enerji transferi ve
kara yüzeyi işlemi şemasına bağlı RegCM in doğuşunu sağladı.
1. RegCM1: Dickinson ve diğerleri al (1989), Giorgi ve Bates (1989), Giorgi
(1990)
– NCAR/PSU MM4 (Anthes ve diğerleri 1987)dan Dinamik kısmı
– NCAR CCM1 (Williamson ve diğerleri 1987) ve MM4 den fizik kısmı
2. RegCM2: Giorgi ve diğerleri (1993a,b)
– Hidrostatik NCAR/PSU MM5 (Grell ve diğerleri 1994)den dinamik
kısmı
– NCAR CCM2 (Hack ve diğerleri 1993) ve MM5 den fizik kısmı
3. RegCM2.5: Giorgi ve Mearns (1999), RegCM özel konusu JGR (1999)
– hidrostatik MM5 den dinamik kısmı
– NCAR CCM3 (Kiehl ve diğerleri 1996) ve MM5 den fizik kısmı
– Birleşmiş göl modeli
– Birleşmiş şema taşınımı
5
4. RegCM3: Pal ve diğerleri (2007), RegCNET TAC ın özel konusu
– hidrostatik MM5 in dinamik kısmı
– İletimsel ve iletimsel olmayan yağış , hava deniz akıları için geliştirilmiş fizik
– Basit kimya/aerosol şeması ile birleşmiş model
– Alt-ızgara kara yüzeyi şeması
6.7
Bölgesel İklim Modeli Uygulamaları
Model geliştirme ve doğrulama : en iyi sınır koşulları deneyleri, dünyadaki
20 den fazla RCMler kullanılarak ve bölgesel alan ve çözünürlükte çok sayıdaki
seçenekten (10 ile 100 km arası ) en uygununu seçerek yapılır.
İşlem çalışmaları: Kara-atmosfer etkileşimleri, topografya etkileri,döngüleri, Tropikal
fırtınları, bölgesel su ve enerji Bütçesini bulabilmek için kullanılabilir.
İklim Değişikliği çalışmaları’nın en genelleri Bölgesel İşaretler, değişkenler ve
aşırılıklardır. Aynı zamanda geçmiş çağların İklim çalışmalarını anlamak içinde
kullanılabilir. Bölgesel İklim Sistemi Modelleri, kimya/aerosol, atmosfer ( aerosollerin İklim etkileri ), Okyanus/deniz buzulu-atmosfer, Biyosfer-atmosfer ile birleşebilir. Aynı zamanda mevsimsel tahminler ve etki çalışmaları içinde bölgesel
iklim modelleri kullanılabilir.
6
6.8
Bölgesel İklim Modelleme Konuları
6.8.1
Sınır koşullarının gösterimi
• Standart gevşetme teknikleri: Enine tampon bölgeleri için uygulanır.
Modele kendi dolanımlarını iç bölgede oluşturabilmesi için daha çok özgürlük verilmiş olur.
• Spektral iç içe koyma : büyük ölçekteki zorlamalarda küçük dalga numarası için gevşetme sağlar.Bütün alan için çözümün bir parçasıdır.çözümün
yüksek dalga numarası birleşeni için Standart Sınır Zorlaması kullanılır.
Zorlama alanı çözünürlüğünün model çözünürlüğüne oranıı 6-8 i geçmemelidir.
• RCMler GCM alanlı zorlamalarda, büyük ölçekli dolanım özellikleri için
uygun değildir.Bu eksiklik sınır koşullarında uyumsuzluğa neden olabilir
• LBC ( sınır koşulları ) zorlamalarından dolayı büyük ölçekli dolanımlar
RCM de de GCM dede aynı sonucu verir. RCM Büyük ölçekli GCM alanlarından geçen sınır koşullarının hataları düzeltemez. Başarılı bir RCM simulasyonu için yüksek kalitede büyük ölçekli sınır koşulları gereklidir( örnekler: Jet akışlarını ve fırtına yollarının yeri; mevsim rüzgarlarının gerçeğe
yakın simulasyonu gibi)
6.8.2
Model Fiziği
• RCM ve GCM deki fizik aynı olmak zorundamıdır?
Aynı Fizik model sonuçlarının daha iyi gösterilmesini sağlar, LBC ile RCM arasındaki uyumu maksimize eder. GCM fiziği (örneğin konveksiyon) küçük ölçekler için
7
uygun olmayabilir. Her model kendi çözünürlüğüne göre kendi şemasını kullanır.
şemalar farklı çözünürlüklerde farklı davranışlar sergileyebilir GCM le aynı yada
farklı fiziksel şemalar kullanılıp karşılaştırmalı simulasyonlarla en iyi kalitedeki
bulunup, kullanılabiilir(PRUDENCE)
6.8.3
Model Konfigurasyonu
• Alan Seçimi: model alanı dolanımları ve zorlamaları katıp, modelin kendi
iç dinamiklerini oluşturabilceği kadar büyük seçilmelidir. çözünürlük Seçimi
Gerekli zorlamaları yakalayabilecek ve uygulamalar içim faydalı bilgi sağlayacak çözünürlükte olmalıdır.Uzlaşma, Modelin alanın büyüklüğü ve çözünürlüğü ile sağlanabilir. Model sonuçları çoğunlukla model konfigürasyonuna
bağlıdır.Model konfigurasyonu için her hangi bir şart ve kısıtlama yoktur.
RCMler iç çesitliliğe bağlı olaraktan belli bir seviyede tanımlanabilir.
6.8.4
Eklenen Değer
• Bizim Araştırma problemimizde eklenen değer ne demektir?
• GCM e oranla çözünürlüğü artırır.(örnek : küçük ölçekli zorlamalar, Mezo
ölçekli döngüler) İşlem çalışmaları için araçtır. Aerosol etkileri, kara-atmosfer
etkileşimleri, bölgesel geribeslenmeler, dolanımlar ve işlemler, işlem çalışmaları için kullanılabilir.P arameterizasyon geliştirme ve test etme için
araçtır.
8
Şekil 6.1: Yukarıdaki şekilde İsveç in yaz mevsiminde sel miktarının ortalamaıs sırasıyla
gözlemlenen (a), GCM e göre (b) , 50km çözünürlüklü bölgesel iklim modeline göre (c
) ve 18km çözünürlüklü bölgesel iklim modeline göre( d ) gösterilmektedir.
Şekil 6.2: Yukarıdaki şekillerde, tropikal bir tayfun solda GCM sağda RCM ye göre
gösterilmektedir.
9
Şekil 6.3: Yukarıdaki şekillerde ise aynı şekilde tropikal bir tayfunun an ve an değişimi
yukarıda RCM, aşağıda GCM için gösterilmektedir.