Temel Meteorolojik Parametreler. Basınç Sıcaklık Rüzgar Nem Kararlılık Bulutluluk Yağış

Tam metin

(1)

(2) Meteoroloji  Atmosferde meydana gelen hava olaylarının. oluşumunu, gelişimini ve değişimini nedenleri ile inceleyen ve bu hava olaylarının canlılar ve dünya açısından doğuracağı sonuçları araştıran bilim dalıdır..

(3) Temel Meteorolojik Parametreler  Basınç  Sıcaklık.  Rüzgar  Nem  Kararlılık  Bulutluluk  Yağış.

(4)

(5) Atmosferik Basınç  Atmosferi oluşturan gazlar,. ağırlıkları ile yeryüzündeki cisimler üzerine bir kuvvet uygular. Bu kuvvete atmosfer basıncı denir.  Birim alana (S) etki eden kuvvet (F) olarak tanımlanan atmosferik basınç (P), bütün atmosfer boyunca uzanan birim kesit sütun içerisindeki ağırlığa eşittir (P= F/S)..

(6) Atmosferik Basınç  Normal hava basıncı, 45°. enleminde, 15°C sıcaklıkta ve deniz yüzeyinde 1 cm²‘lik yüzeye düşen havanın ağırlığı baz alınarak kullanılır.  Yerden yükseldikçe havanın. yoğunluğu azaldığı için basınç değeri de azalır..

(7) Atmosferik Basınç Terimleri  Atmosferik Basınç aynı zamanda Statik Basınç veya Barometrik. Basınç olarak ta adlandırılır.  Basınç;  mutlak sıfır noktasına göre ölçülüp ifade edilirse Mutlak Basınç,.  atmosferik basınç baz alınarak ölçülüp ifade edilirse Rölatif. Basınç,  atmosfer basıncının altında kalırsa Vakum yada Negatif Basınç olarak adlandırılır. Mutlak sıfır • Entropinin minimum değerine ulaştığı teorik sıcaklıktır. Bu sıcaklıkta maddenin içinde hiç ısı enerjisi kalmayacağından daha fazla soğutmak mümkün değildir. • 0 Kelvin'dir. Santigrat karşılığı yaklaşık -273.15'e denk gelir. Bu sıcaklıkta hiç bir madde hareket edemez. • Ölçülebilmiş bir sıcaklık değildir. Pratik olarak uygulanamamıştır. Şu anda bilinen en düşük sıcaklık -270 Santigrat civarındadır. Aradaki -3.15 derecelik fark aşıldığı takdirde, atomların birbirlerine tutunmasını sağlayan çekim kuvvetleri ve dönüş hızları duracağı için, tam anlamıyla bir ayrışma olacaktır..

(8) Atmosferik Basınç Terimleri.

(9) Deniz Seviyesinde Basınç  Toricelli deneyinden hatırlanacağı. üzere, standart bir günde deniz kenarında atmosferik basınç, bir cam tüp içerisindeki 760 mm’lik civa bloğunu dengeler ve bu bloğun en alt yüzeye uyguladığı basınç 101325 Pascal’dır.  Bu değer Pascal’ın 100 de biri olarak. ifade edilen Hecto Pascal (hPA) biriminde 1013.25 Hpa’dır. Bu birime aynı zamanda milibar (mbar) denilir.  Basınç barometre ile ölçülür..

(10) Atmosfer Basıncını Etkileyen Faktörler  Yükseklik  Atmosfer yoğunluğu.  Sıcaklık  Yerçekimi kuvveti  Mevsimler  Dinamik etkenler  Rüzgar.

(11) Atmosfer Basıncını Etkileyen Faktörler  Sıcaklık : Hava ısındıkça genleşir ve hafifler. Soğudukça sıkışır ve ağırlaşır. Bu nedenle havanın soğuk olduğu yerlerde basınç yüksek, sıcak olduğu yerlerde düşüktür. Yani sıcaklıkla basınç arasında ters orantı vardır. Bu yüzden ekvatorda alçak basınç alanı, kutuplarda ise yüksek basınç alanı bulunur.  Yükseklik: Yükselti ile basınç arasında ters orantı vardır. Yükseklere çıkıldıkça atmosferin basıncı düşer. Bunun nedeni ,atmosferin kalınlığı ile birlikte ağırlığının ve gazlarının yoğunluğunun azalmasıdır.  Yerçekimi: Yerçekimi ile basınç arasında doğru orantı vardır. Yerçekimi arttıkça basınç da artış gösterir. Cisimlerin ağırlığı yerçekimine bağlıdır. Yerçekimi dünyanın şeklinden dolayı ekvatorda az, kutuplarda fazladır. Buna bağlı olarak hava basıncı ekvatorda, kutuplara göre daha azdır.  Mevsimler: Mevsime göre sıcaklık değiştiği için atmosfer basıncı da değişir. Örneğin; Türkiye’de yaz mevsiminde daha çok alçak basınç alanları, kış mevsiminde ise yüksek basınç alanları oluşur.  Dinamik Etkenler: Hava kütlelerinin alçalarak yığılması veya yükselerek seyrelmesi sonucunda ortaya çıkar. Örneğin troposferin üst kısımlarında ekvatordan kutuplara doğru esen ters alize rüzgarlarının dünyanın günlük hareketinin etkisiyle 30° enlemleri civarında alçalarak yüksek basınç alanlarını oluşturması gibi.  Rüzgar: Rüzgarlar havanın yoğunluğunu ve sıcaklığını etkileyerek atmosfer basıncını değiştirir..

(12) Atmosferde Basıncın Yükseklikle Değişimi.

(13) Basınç Düzeltmeleri  Yükseklik Düzeltmesi : Okunan. değerin deniz seviyesine indirgenmesi ile yapılır.  Sıcaklık Düzeltmesi : Okunan. değerin 0oC’ye göre düzeltilmesi ile yapılır.  Yerçekimi Düzeltmesi : Okunan. değerlerin 45o enlem derecesine indirgenmesi ile yapılır.. h : yükseklik (m) p : basınç (Pa).

(14) Basınç Merkezleri  Yeryüzünün farklı ısınmasından dolayı, hava. basınçlarının değişiklik gösterdiği ve hava olaylarında etkin rol oynayan belirli merkezler oluşur.  Bu merkezlere Aksiyon Merkezleri de denir..

(15) Antisiklon – Yüksek Basınç Merkezleri  1013 mb’dan daha yüksek olan basınca. yüksek basınç denir. Yüksek basıncın görüldüğü yerlerde daima alçalıcı hava hareketleri vardır. Alçalan hava, yere çarpar ve çevreye doğru yayılır. Yani yüksek basınç alanlarında hava hareketlerinin yönü merkezden çevreye doğrudur.  Dünya’nın kendi ekseni etrafında. dönmesinden dolayı, merkezden çevreye doğru olan bu hava hareketi yön değiştirir. Hava kütleleri Kuzey Yarımküre'de sağa, Güney Yarımküre’de sola doğru sapmaktadır..

(16) Siklon - Alçak Basınç Merkezleri  1013 mb’dan daha düşük olan basınca. alçak basınç denir. Alçak basıncın görüldüğü yerlerde daima yükselici hava hareketleri vardır. Hava kütleleri basıncın azaldığı merkeze doğrudur. Yani alçak basınç alanlarında hava hareketlerinin yönü çevreden merkeze doğrudur ve buradan yükselir.  Dünya’nın kendi ekseni etrafında. dönmesinden dolayı, hava hareketinin yönünde sapmalar olur. Hava kütleleri Kuzey Yarımküre'de sağa, Güney Yarımküre’de sola doğru sapmaktadır..

(17)

(18)

(19) Hava Kütleleri ve Cepheler  Birbirine göre soğuk ve sıcak hava kütleleri. karşılaştığı zaman daha sıcak olan hava soğuk olanın üzerinde yükselir. Yükselen hava, üzerindeki basınç azaldığı için genişler ve soğur. Cephenin oluştuğu sınır bölgede havanın yükselmesi nedeniyle basınç düşer.  Basınç düşünce hava alçak basınç bölgesine akmaya çalışır, ancak coriolis kuvveti sonucu alçak basınç merkezi etrafındaki saat yönünün aksine olan dönüş başlar. Bunun sonucunda alçak basınç merkezinin (antisiklon) bir tarafında (kuzey yarımkürede batı tarafında) soğuk hava sıcak havanın altına girer (soğuk cephe – hareket yönüne bakan mavi üçgenlerle gösterilir). Merkezin diğer tarafında (kuzey yarımkürede doğu tarafında) da sıcak hava soğuk havanın üstüne tırmanır (sıcak cephe – hareket yönüne bakan kırmızı yarım daireler ile gösterilir)..

(20) Hava Kütleleri ve Cepheler  Kutuplardan ani kopmalarla gelen. soğuk hava ile aynı yönde olduğu için soğuk cephenin ilerleme hızı sıcak cepheden yüksektir. Bu nedenle cephe sisteminin gelişimi sırasında soğuk cephe sıcak cepheye yaklaşır ve bazen yakalar. Orta enlemlerdeki cephelere, kutuplardan gelen soğuk hava kökenli oldukları için polar cephe denir..  Cephe sistemleri fırtına ve aşırı. yağışın nedeni oldukları için meteorolojik tahminlerde en önemli yeri tutarlar. Uydu fotoğraflarında λ (lambda)’yı andıran karakteristik şekli bulutlarda çok net gözükür..

(21) Sinoptik Haritalar  Yeryüzündeki basınç dağılımının gösterildiği haritalara. sinoptik haritalar denir.  Basınç bu haritalarda izobarlar (eş-basınç eğrileri) aracılığıyla gösterilir.  Sinoptik haritalarda yüksek basınç merkezleri H (Y), alçak basınç merkezleri de L (A) ile gösterilir.  Basınç milibar cinsinden gösterilir ve atmosferin deniz seviyesindeki norm basıncı 1013 mbar’dır..

(22)

(23)

(24) Atmosferin Isı Kaynağı  Isı ile sıcaklık, çoğu zaman aynı anlamda. kullanılan ancak birbirinden farklı kavramlardır. Bir cismin, kütlesi içinde sahip olduğu enerjinin toplam miktarına ısı denir. Isı, cisimlerin bünyesinde sahip oldukları potansiyel enerji olup, doğrudan doğruya hissedilip ölçülemez. Bir cismin ısısı arttığında, moleküllerin hareket enerjisi, yani titreşimi artar. Artan molekül titreşimleri de elektromanyetik dalgalar halinde çevreye etki yapar. İşte bu etkiye sıcaklık denir..  Yerin ve atmosferin ısı kaynağı güneştir.  Atmosfer yerden yansıyan ışınlarla ısındığı. için alt katmanları sıcak üst katmanları ise soğuktur..

(25) Yerkürenin Isı Enerjisi Bilançosu.

(26) Albedo  Güneş’ten gelen enerjinin. % 26’sı atmosferin üst yüzeyi ve bulutlara çarparak, % 4’ü de yerden yansıyarak, atmosferde herhangi bir etkide bulunmadan, doğrudan uzaya geri döner. Yansıyan bu ışınlara albedo adı verilir..

(27) Atmosferdeki Sıcaklığı Etkileyen Faktörler  Güneş ışınlarının geliş açısı  Güneş ışınlarının atmosferde aldığı yol  Güneşlenme süresi  Yükselti  Kara ve denizlerin dağılımı  Okyanus akıntıları  Rüzgarlar.  Bitki örtüsü.

(28) Güneş Işınlarının Geliş Açısı  Yeryüzünde sıcaklığın dağılımını etkileyen en önemli etkendir.  Güneş ışınları bir yere ne kadar dik gelirse sıcaklık o kadar yüksek,. ne kadar eğik açıyla gelirse sıcaklık o kadar düşük olur.  Eğik açıyla gelen ışınlar daha fazla yansımaya uğradığı için ısınmaya olan etkisi daha da azalır..

(29) Güneş Işınlarının Atmosferde Aldığı Yol  Güneş ışınlarının atmosferde. aldığı yol arttıkça, atmosferde tutulma, yansıma ve dağılma artacağından, yeryüzüne ulaşan enerji miktarı azalır.  Ekvator ve çevresinde, ışınların. atmosferde kat ettiği yol kısa olduğu için yere ulaşan enerji miktarı fazladır. Bundan dolayı sıcaklık değerleri bu bölgelerde yüksektir..

(30) Dünya’nın Şekli (Enlem Etkisi)  Yer’in küresel şekli, yeryüzünün her. noktasının aynı miktarda enerji almasına engel olur. Ekvator’dan kutuplara doğru, güneş ışınlarının yere düşme açısı küçülür.  Yer’in küresel şeklinden dolayı,. güneş ışınları, ekvator ve çevresine daha dik açıyla geldiği için dar alana yayılır. Böylece birim alana düşen enerji miktarı fazladır. Kutuplarda ise tam tersidir..

(31) Yer’in Eksen Eğikliği ve Yıllık Hareketi (Mevsimler)  Yer ekseninin eğik olmasından. dolayı Dünya, Güneş etrafında dolanırken, yıl içerisinde güneş ışınlarının yere düşme açısı da değişir. Bu durum sıcaklığın yıl içerisinde farklılık göstermesine neden olur.  Yaz aylarında güneş ışınları daha. dik geldiği için sıcaklık ta yüksektir. Kış aylarında güneş ışınları eğik açıyla geldiği için sıcaklık değerleri de düşer..

(32) Güneşlenme Süresi  Güneşlenme süresi, Güneş’in gökyüzünde kaldığı süredir.. Atmosferde enerji birikimini etkilediğinden, sıcaklık üzerinde önemli bir etkiye sahiptir. Güneş’in gökyüzünde kaldığı süre arttıkça, atmosferde ısı birikimi olacağından, sıcaklık değerleri artış gösterir.  Yaz aylarında sıcaklığın daha yüksek olmasında güneş ışınlarının daha. dik bir açıyla gelmesinin yanında, gündüz sürelerinin uzun olması da önemli bir etkendir. Kuzey Yarımküre’de Güneş’ten gelen enerjinin en yüksek olduğu tarih, 21 Haziran’dır. Ancak yılın en sıcak ayı değildir. Çünkü Haziran’dan sonra, günlerin uzun olmasına bağlı olarak, sıcaklık birikimi devam eder. Bu nedenle yılın en sıcak ayı, karasal iklim bölgelerinde Temmuz; nemli iklim bölgelerinde Ağustos ayına kadar sarkar..

(33) Yükselti Faktörü  Troposferde yerden. yükseldikçe, yaklaşık her 200 metrede sıcaklık 1°C azalır..

(34) Kara ve Denizlerin Dağılımı  Farklı ısınma özelliklerine sahip olan. denizler ve karalar farklı sürelerde ısınıp soğurlar. Denizler geç ısınıp, geç soğurken; karalar çabuk ısınıp çabuk soğurlar..  Karasal iklimlerde yaz ile kış ve gece ile. gündüz arasındaki sıcaklık farkı fazladır. Denizel iklime sahip olan yerlerde ise aşırı ısınma ve soğuma görülmez. Gece ile gündüz ve yaz ile kış arasında sıcaklık farkı azdır. Kuzey Yarımküre’de karaların oranının fazla olması, yıllık ortalama sıcaklık değerlerinin, Güney Yarımküre’ye oranla 2°C daha fazla olmasına sebep olmaktadır..

(35) Okyanus Akıntıları  Yeryüzündeki sıcaklık. transferinin yaklaşık yarısı okyanus akıntıları tarafından gerçekleştirilir.  Okyanus akıntıları, denizlerde. sıcaklığın Ekvator’dan kutuplara doğru düzenli bir biçimde azalmasını engeller.  Ekvator ve çevresinden. kaynağını alan okyanus akıntıları sıcak su akıntıları olup, geçtiği kıyıların havasını yumuşatır ve ısınmasını sağlar..

(36) Bitki Örtüsü  Bitki örtüsü, gündüzleri yerin fazla. ısınmasını ve topraktaki suyun buharlaşmasını engeller. Geceleri ise bitkiler yerden ışımayı azaltarak, soğumayı yavaşlatır. Bunun için bitki örtüsü sıcaklık değişimini azaltan bir etkide bulunur.  Ayrıca bitki örtüsü terleme yoluyla. havadaki nem miktarının biraz artmasına neden olur. Bunlara bağlı olarak, ormanlık alanlarda gece ile gündüz arasındaki sıcaklık farkı az; çıplak arazilerde ise daha fazla olur..

(37) Sıcaklığın Coğrafi Dağılımı  Sıcaklık yeryüzünün her. yerinde aynı değildir. Yeryüzünde sıcaklığın dağılımını gösteren haritalara izoterm haritaları denir. Aynı sıcaklık değerlerine sahip noktaların birleştirilmesiyle elde edilen eğrilere izoterm (eş sıcaklık) eğrileri denir..

(38) Atmosferde Isı İletim Mekanizmaları  Işıma (Radiation)  Direkt temas (İletim) ile. (Conduction)  Adveksiyon (Advection)  Türbülans (Turbulance).

(39) Isı İletim Mekanizmalarının Meteorolojik Sonuçları  Işıma (Radiation)  Dünyanın güneş tarafından ısıtılması  Suyun buharlaşması  Suyun buharlaşma enerjisinin, su buharının soğuyarak tekrar. yoğunlaşması ile atmosfere serbest bırakılması. Çevreye bırakılan bu ısı, kararsızlığa (instability) sebep olarak fırtınaların oluşmasına yol açar..  Direkt temas (Conduction)  Havanın yeryüzeyi ile teması sonucunda ısınarak yükselmesi  Özellikle soğuk gecelerde, çok soğuk yeryüzeyi ile temas eden. havanın soğuyarak sis oluşturması.

(40) Isı İletim Mekanizmalarının Meteorolojik Sonuçları  Adveksiyon (Advection)  Sıcak kuru havanın sisli bir arazi üzerinde esmesi sonucunda. sisi dağıtması ve ısının yükselmesi  Dağlardan deniz üzerine inen soğuk havanın su buharını. yoğuşturarak su yüzeyi üzerinde sis oluşturması..  Türbülans (Turbulance)  Soğuk türbülanslı havanın yer yüzeyindeki nem ile karışıp. kalın bir pus ya da sis tabakasını üst seviyelere doğru taşıması..

(41)

(42)

(43) Ülkemizde Sıcaklık Değerleri.

(44)

(45) Atmosferde Su Kavramı  Atmosferde su katı, sıvı ya da gaz halinde bulunur. Bu. tamamen suyun sıcaklığına bağlıdır. Sıcaklık artışına bağlı olarak su molekülleri arasındaki mesafe artar ki, bu durumda su sıvı halden gaz hale dönüşmeye başlar. Su soğutulduğunda ise tam tersi su moleküllerinin hareket kabiliyetleri azalır ve sıvı halden katı hale dönüşür.  Su moleküllerinin hareket kabiliyetini etkileyen en önemli faktör ISI’dır. ISI arttıkça su molekülleri de hızlı hareket etmeye başlar ki bu, sonuçta hacmin genişlemesine ve sonrasında, su molekülleri arasındaki bağların zayıflamasına ve suyun sıvı halden gaz haline dönüşmesine yol açar. Gaz hale dönen su BUHAR olarak adlandırılır ve bulunduğu yerdeki havaya karışır. ISI azaldıkça su moleküllerinin hareketleri kısıtlanır, hacim azalmaya başlar ve gaz haldeki su, sırasıyla sıvı ve daha sonra da katı hale dönüşür..

(46) Suyun Faz Değişimleri  Suyun sıvı halden gaz hale geçmesine BUHARLAŞMA. denilmektedir. Buharlaşma atmosferde bulunan suyun en önemli kaynağıdır. Su, güneş etkisi ile okyanuslar, denizler, nehirler ve göllerden buharlaşma yoluyla atmosfere karışır.  Bu olayın tersi, yani atmosferdeki su buharının sıvı. hale dönüşmesine ise YOĞUŞMA denilmektedir. Yoğuşma, bulut oluşumu ve görüş mesafesinin azalmasına neden olması açısından önem taşımaktadır.  Su buharının ani ve aşırı soğumasıyla (ISI. kaybetmesiyle) su, gaz halden direkt olarak katı hale geçer ki, bu durum SÜBLİMLEŞME olarak adlandırılır..

(47) Nem (Humidity)  Atmosferde buhar halinde bulunan suya NEM adı verilmektedir.  Atmosferde buhar olarak bulunan su, soğuk hava ile temas eder ise. ya da havada bulunan su miktarı belirli bir limiti aşar ise (suyun o sıcaklıktaki buhar basıncını) bir miktar su, gaz halden sıvı hale döner, bu durum havanın suya doyduğu anlamına gelir. Bu durum DOYMA olarak adlandırılır.  Havanın kaldırma kuvvetine ya da sürüklenmeye bağlı olarak, çok. küçük su partikülleri BULUT ya da SİS olarak havada asılı kalabilirler. Ancak, daha fazla suyun sıvı hale geçmesi ile büyüyen su parçacıkları yeterli ağırlığa ulaştıklarında yağmur ya da diğer formlarda YAĞIŞ’a dönüşürler ..

(48) Yeryüzünün Su Bilançosu.

(49) Bağıl (Nisbi) Nem (Relatif Humidity)  Suyun yoğuşması, tamamen içerisinde bulunduğu havanın. sıcaklığına ve çözünen su miktarına bağlıdır. DOYMA NOKTASINDA, havanın içerisinde bulunan su miktarı, MAKSİMUM NEM için bir ölçüt olarak kullanılmaktadır. Doyma noktasında nem miktarı 100% olarak kabul edilmektedir.  BAĞIL NEM; havanın içerisinde çözülmüş halde bulunan su. buharı miktarının, havayı doyma noktasına getirmek için gerekli maksimum su miktarına oranıdır.  Bağıl nem miktarı %100'e ulaşırsa havadaki nem doyma. noktasına ulaşmıştır ve o havada yağış meydana gelir..

(50) Dış Hava Sıcaklığı ile Nem Arasındaki İlişki.

(51)

(52) Çiylenme noktası (Dew Point)  Havadaki nem miktarının kesin. olarak bilinmesi halinde, yoğuşmanın hangi sıcaklıkta başlayacağı kolaylıkla bulunabilir. Yoğuşmanın başlayacağı sıcaklığa ÇİYLENME adı verilmektedir..

(53)

(54) Yerkürede Hava Hareketlerinin Ölçekleri  Makro ölçek.  Mezo ölçek  Mikro ölçek.

(55) Makro Ölçek 1.. Yerküre üzerinde ekvator ve kutuplar arasında oluşan sıcaklık gradyanı ve yer kürenin dönme hareketleri etkisiyle oluşan hava hareketleridir. Dünyanın kendi ekseni etrafında dönmesiyle bu hava hareketleri kuzeydoğugüneybatı yönlerindedir.. 2.. Kıtasal boyutlarda ortaya çıkan hava hareketleridir.. 3.. Zaman periyodu: Haftalar - aylar.

(56) Coriolis Etkisi  Batıdan doğuya doğru. dönen yer kürenin yüzeyi üzerinde hareket eden hava, kuzey yarım kürede hareket yönünün sağına, güney yarım kürede soluna saptırır. Bu saptırma gücüne Coriolis Kuvveti denir..

(57)  Ekvatorda ısınan hava yükselip, kuzey. kutbuna doğru yönelir. Soğuyup ağırlaşmakta, yerçekiminin etkisiyle alçalmaktadır. Öte yandan, boylamlar birbirine yaklaştığından sıkışır ve 30° enlemi civarında, kısmen dalıp, kısmen de yoluna devam eder. Dalan kısım yere çarptığında, iki kısma ayrılır. Güneye yönelen kütle, ekvator civarındaki alçak basınç şeridine akacak ve birinci konveksiyon hücresinin (Hadley hücresi) kapanmasını sağlayacaktır. Kuzeye yönelen yüzey akımıysa, yine kuzeye doğru yoluna devam etmekte olan üst katmandaki akımla birlikte, ikinci bir hücre oluşturur. Bu ikinci hücre, 60° enlemi civarında, daha soğuk olan kuzey cephesiyle buluşur..

(58)  Hücreler arasındaki sıcaklık farkları,. yükseklerde Jet Stream gibi hava akımlarını oluşturur. Yüksek ya da yüzeysel, tüm hava akımları, Coriolis kuvvetinin etkisiyle hep, rotalarından sağa doğru sapmaktadırlar. Dolayısıyla, sıcak yüzey rüzgarlarından, kuzeye doğru esenler sağa, yani doğuya; güneye doğru esenlerse, yine sağa, yani batıya doğru saparak, sırasıyla; kuzeydoğu ve güneybatı rüzgarlarını oluşturur. 30° enlemi civarında dalan ve 'tropik altı' ('subtropik) yüksek basınç kuşağını oluşturan havanın, haftalar boyunca hız kazanamadığı olur. Ayrıca, sıkışırken ısınan havadaki nem oranı görece azaldığından, bu enlem kuşağı pek fazla yağış almaz. Nitekim, Sahra gibi büyük çöller bu enlem civarına denk gelmektedir..

(59) Mezo Ölçek  Kentsel ölçekteki hava. hareketleri.  Menzili : 10-100 mil (15-150 km).  Deniz-kara esintileri, yamaç-vadi. akımları, kentsel ısı adası  Zaman periyodu: Saatler-günler.

(60) Kara-Deniz Esintileri.

(61) Dağ – Vadi Esintileri.

(62) Mikro Ölçek  Yer örtüsünün türüne göre. değişen radyasyon bilançoları nedeniyle oluşan yerel türbülanslardır (< 10 mil).  İklim, bitki örtüsü, kentleşme. gibi faktörlere bağımlıdır.  Zaman periyodu: Dakikalar.

(63) Rüzgar (Wind)  Yatay yöndeki hava hareketleridir..  Atmosferde alçak basınçla yüksek basınç bölgeleri arasında yer. değiştiren hava akımlarıdır.  Hava akımları, daima yüksek basınç alanından alçak basınç alanına. doğru hareket eder..

(64) Rüzgar Hızı  Yatay rüzgar hızı; dağ, vadi, nehir, göl, orman, tarım. arazileri ve binalar gibi topoğrafik özelliklerce saptanan yeryüzeyi pürüzlülüğüne orantılı olan sürtünmeyle etkilenir. Düz araziler üzerindeki ortalama rüzgar hızları, engebeli arazilere göre daha fazladır.  Rüzgar hızının yükseklikle değişimi:. V / Vo = (Z / Zo)m.

(65) Rüzgar hızının arazi pürüzlülüğü ve yükseklikle değişimi.

(66) Rüzgar Yönü  Zaman içerisinde rüzgar. yönleri değişebildiği gibi aynı noktada yükseklikle de rüzgar yönü değişir. (Kuzey yarı kürede saat yönünde-Ekman spirali).

(67) Rüzgar Gülü.

(68) İzmir’de Mevsimsel Rüzgar Gülleri. KIŞ. YAZ.

(69)

(70) Kararlılık (Stability)  Atmosferin düşey yöndeki hava hareketine karşı direncine denir..

(71) Atmosferde Kararlılık  Termodinamik sistemde adyabatik olarak. hareket eden bir hava paketi her 100 metrede 1 °C soğumaktadır (KHASP – Kuru Havanın Adyabatik Profili)  Atmosferdeki gerçek profiller ise bundan. farklıdır:  G.P. < KHASP ise süper adyabatik. (Kararsız)  G.P. = KHASP ise adyabatik. (Nötral)  G.P. > KHASP ise sub adyabatik. (Kararsız). A: Kararsız B: Nötral C: Kararlı D: Çok kararlı.

(72)

(73) Kararlılık Sınıfları (Pasquill Sınıflandırması) Yer seviyesinde (10 m’de) rüzgar hızı (m/sn) <2 2 -3 3-5 5-6 >6. Gündüz Güneş radyasyonu Kuvvetli Orta Zayıf A A-B B A-B B C B B-C C C C-D D C D D. Gece Bulutluluk  4/8  3/8 E E D E D D D D. A: Çok kararsız, B: Orta derecede kararsız, C: Nötral, D: Orta derecede kararlı, E: Çok kararlı.

(74) İnversiyon (Inversion)  İnversiyon, sıcaklığın. yükseklikle artmasıdır.  Atmosfer oldukça. kararlıdır. Düşey yönde taşınım çok azaldığı için, varsa yeryüzünden atmosfere salınan kirleticilerin dağılımı da azalır..

(75) İnversiyon Türleri  Radyasyon inversiyonu: Yer. kabuğunun çabuk ısınıp-soğuması nedeniyle; özellikle güneşin doğuş ve batışı sırasında oluşan inversiyon türü.  Yerseviyesine yakın mesafelerde. oluştuğu için kirletici kaynaklar bu inversiyon tabakası içinde kalabilirler. Genellikle bulutsuz ve rüzgarsız gecelerde meydana geldiğinden yağış ve rüzgarla temizlenme olasılığı çok düşüktür..

(76) İnversiyon Türleri  Çökelme inversiyonu: Yüksek basınçlı hava. kütleleriyle hava tabakasının çökelmesiyle oluşan inversiyondur. Yer seviyesinden yüksek tabakalarda oluşur.  Kirletici kaynaklardan yüksek noktalarda. oluştuğundan kısa zamanlı seyrelme problemlerine değil, birkaç güren süren kirlenme problemlerine neden olur. Büyük şehirlerdeki tehlikeli kirlenme episodları çökelme inversiyonu ile birlikte görülmektedir.  İnversiyon türleri farklı zamanlarda meydana. gelebileceği gibi aynı anda da meydana gelebilir..

(77) Bir inversiyon görüntüsü.

(78) Bir inversiyon görüntüsü.

(79) Karışma Yüksekliği (Mixing Height)  Kirleticilerin düşey yönde. dağılımının üst limiti olarak tanımlanan mesafedir.  Kısaca kirleticilerin atmosferde karışabileceği tabakanın kalınlığıdır..

(80) Konvektif hava akımı, atmosferdeki dikey yönlü hava hareketleridir..

(81) İzmir’de Aylık Maksimum Karışma Yükseklikleri.

(82)

(83) Bulut oluşumu  Bulutlar genellikle yoğuşmuş hava kütleleri olarak bilinirler ve yerden belirli bir yükseklikte bulunurlar. Sis ise yapı olarak bulutla aynı olmakla birlikte yer yüzeyinde ya da yer yüzeyine çok yakın yüksekliklerde oluşur.  Bulutlar, yükselen hava kütlelerinin daha soğuk hava ile karşılaşıp yoğuşması sonucunda oluşurlar. Yükseklik arttıkça sıcaklığın azalması, sadece daha önce açıklanan “Yükseklikle Sıcaklık Değişim Oranına (Lapse Rate) ” bağlı olarak değil, aynı zamanda basıncın azalması sonucunda hacmin göreceli olarak artması ve gaz moleküllerinin kinetik enerjileri dolayısı ile ısılarının azalmasına bağlı olarak da gerçekleşmektedir..  Atmosferde yükseklik arttıkça sıcaklığın azalması eğer hava çok kuru ise bir yoğuşmaya sebep olmayabilir, ancak içerisinde az da olsa bir miktar su bulunduran hava her zaman belirli bir sıcaklıkta (çiylenme sıcaklığı) yoğuşmaya başlar. Yükselme sonucunda hava kütlesine uygulanan basıncın azalması, çiylenme sıcaklığını düşürür. Bir başka deyişle yükselti arttıkça çiylenme sıcaklığı düşer. Çiylenme sıcaklığına etki eden en önemli faktör olan havadaki su miktarı arttıkça çiylenme sıcaklığı doğal olarak artar ki, bu da bulutların daha düşük irtifalarda oluşmasına sebep olur..

(84) Bulutluluk Miktarı (Kapalılık Oranı)  Bulutluluk miktarı (kapalılık. oranı); dikey görüşün ifade edilmesi açısından çok önemli bir tanımlama olup, 8 eşit parçaya bölündüğü varsayılan gökyüzünün, ne kadarının bulutlar tarafından kaplandığının ifadesidir..  BULUTLULUK MİKTARI (ORANI)  AÇIK : 0/8  AZ : 1/8 – 2/8  DAĞINIK : 3/8 – 4/8  PARÇALI : 5/8 – 7/8  KAPALI : 8/8.

(85) Temel Bulut Türleri ve Sınıflandırması  Oluşumlarına Göre. Bulutlar;  Küme Bulutları  Tabaka Bulutları.  Yüksekliklerine Göre. Bulutlar;  Yüksek İrtifa Bulutları  Orta İrtifa Bulutları  Alçak İrtifa Bulutları  Dikine Gelişimli Bulutlar.

(86) Oluşumlarına Göre Bulutlar  Küme Bulutları, içerisinde. dikine hava akımları olan hava kütlelerinde oluşan ve karnıbahar ya da atılmış hallaç pamuğu görünümlü bulutlardır.  Tabaka Bulutları; içerisinde dikine hava akımı olamayan hava kütlelerinde oluşan ve çarşaf gibi yayılmış bulutlardır..

(87) Yüksekliklerine Göre Bulutlar  Yüksek İrtifa Bulutları.  Orta İrtifa Bulutları  Alçak İrtifa Bulutları  Dikine Gelişimli Bulutlar.

(88) Yüksekliklerine Göre Bulutlar  Yüksek İrtifa Bulutları; Tropopose’a. kadar uzanan kuvvetli konveksiyon sonucunda, üst irtifalarda çok küçük buz kristalleri oluşur ki, bu kristaller beyaz renkte, çok ince iplikler halinde veya dar şeritler şeklinde, saç’ a benzer bulutları oluştururlar. Bu bulutlara CIRRUS (Ci) adı verilmektedir. CIRRUS bulutları eğer tabakalar şeklinde gelişirse CIRROSTRATUS (Cs) , eğer dikine gelişirlerse CIRROCUMULUS (Cc) adını alırlar. Bu bulutlar, genelde 8000-9000 m üzerinde oluşurlar, dikine kalınlıkları en çok bir kaç yüz metredir..

(89) Yüksekliklerine Göre Bulutlar  Orta İrtifa Bulutları; Troposfer tabakasının. ortalarında yer alan bulutlardır. Tabanları yerden 2000 m’den başlayıp 7000 m’ye kadar uzanır.  Adlarının başına gelen ALTO ön eki ile diğer. bulut türlerinden kolayca ayırt edilebilirler. Bu bulutlar eğer tabakalar şeklinde gelişirse ALTOSTRATUS (As), eğer dikine gelişirlerse ALTOCUMULUS (Ac) adını alırlar. Genellikle gri, bazen mavimsi ya da beyaz görünümlü olan bu tür bulutlar içinde görüş kötüdür. Orta irtifa bulutları genellikle yağış bırakmazlar. Bıraktıklarında ise genellikle hafif yağmur ya da hafif kar yağışı şeklinde olduğundan bulut altında görüş iyidir..

(90) Yüksekliklerine Göre Bulutlar  Alçak İrtifa Bulutları; Yer yüzeyine yakın ve. tabanları 2000 m ve altında olan bulutlardır. Bu bulutlardan STRATUS (St), gri renkte muntazam bir görünüşe sahip olup, tabanının yüksekliği yerden bir kaç metre olabildiği gibi 1000 – 2000 m’lere kadar da çıkabilir.  Alçak irtifa bulutlarının bir diğeri. STRATOCUMULUS’tür (Sc). Genellikle geniş sahaları kaplayan bulut, gri veya beyaz renktedir. Tabanının yerden yüksekliği genellikle 600 – 1200 m aralığındadır. Geniş su kütleleri üzerinde oluştuğunda bulut tabanı oldukça yüksektir..

(91) Yüksekliklerine Göre Bulutlar  Dikine Gelişimli Bulutlar;Tabanlarının yerden yüksekliği 150 m veya daha az. olan bu bulutlar, içlerindeki düşük görüş şartları, şiddetli buzlanma ve türbülans sebebiyle havacılık açısından en önemli bulut türleridir. Tipik bir küme bulutu olan CUMULUS, dikine gelişip yığınlar teşkil ettiği için devamlılığı yoktur. Kış mevsiminde şiddetli kar yağışı bırakan bu bulutun altında görüş, yağış olmadığı zamanlar da iyidir. Bulut içerisinde ve altında şiddetli türbülans vardır. Dikine gelişimli bu bulutun kalınlığı 2500 m’den daha fazla olabilmektedir. Bu sebeplerle hava araçlarının bulutun etrafından dolaştırılması en doğru olanıdır. CUMULONIMBUS (Cb); dağ ve kuleler biçiminde, büyük bir uzanışa sahip yoğun ve koyu renkli bir buluttur. Üst kısımları genellikle düz, lifli veya çizgili bir görünüme sahiptir..

(92) Meteorolojik Parametrelerin Ölçümü.

(93)

(94) Meteorolojinin Hava Kirletici Dağılımına Etkisi  Rüzgar.  Sıcaklık  Basınç  Yağış  Bulutluluk  Nem  vd..

(95) Rüzgar Hızı ile Seyrelmenin İlişkisi.

(96) Duman Davranışı.

(97) Çeşitli Duman Davranışları.

(98)

(99)

(100) Dispersiyon  Bir kirletici kaynaktan. atmosfere bırakılan kirleticilerin atmosferdeki dağılımı.

(101) Bir noktasal kaynaktan dağılım.

(102) Fick Yasası  Dispersiyon teorisi için. başlangıç noktası Fick yasasıdır.  Bu yasa, bir noktasal kaynaktan atmosfere aniden verilen bir kirletici duman paketinin difüzyonunu ifade eder..  Tek boyutlu türbülanslı. difüzyon denklemi. q : kirletici konsantrasyonu K : difüzyon katsayısı x : mesafe t : zaman.

(103) Fick Yasası  Kirletici atıldığı noktada.  Denklemin analitik çözümü. konsantrasyonu maksimum olup dağılım her iki yönde de Gaussian dağılım şeklindedir.. Q : Kütlesel kirletici debisi (kg/s).

(104) Gaussian Dağılım (Normal Dağılım).

(105)  Atmosfere atılan kirletici. paketi 3 boyutlu kabul edilirse  Atıldığı noktadan (u) kadar. bir ortalama rüzgar hızı ile hareket ederse.  : (t) anında ve (x) kadar uzakta dumanın yatay ve düşey yöndeki açılımının yarısı kadar olan mesafe sapması.

(106) Kartezyen Koordinat Sisteminde Dispersiyonun Geometrisi.

(107) Gaussian Dağılım Eşitliği C( x , y , z ,h ). 2    ( z  h) 2   ( z  h) 2   Q y   exp   exp    exp   2  2  2   2u y z  2 z   2 z      2 y . C : x,y,z koordinatındaki kirletici konsantrasyonu, g/m3 Q : emisyon debisi, g/s h : etkin baca yüksekliği, m u : Rüzgar hızı, m/s σy ve σz : y ve z yönlerindeki konsantrasyon dağılımının standart sapmaları, m.

(108) Gaussian Dağılımdaki Kabuller  Kirletici bulutu yatayda ve düşeyde Gauss. dağılımına sahiptir. σy ve σz bulut konsantrasyon dağılımının standart sapmalarıdır.  Rüzgar yönü x eksenine paraleldir ve rüzgar. hızı her yerde aynıdır.  Modellenen kirletici konservatiftir (bozunmaz,. reaksiyona girmez).  Kirleticiden atmosfere verilen emisyon. sabittir, zamanla değişmez.  Toplam yansıma yeryüzeyinde oluşur.. Yeryüzeyinde depolanma veya bu yüzeyle reaksiyon sözkonusu değildir..

(109)

(110) Emisyon  Bir kirletici kaynaktan. birim zamanda atmosfere bırakılan kirletici miktarına emisyon denir (g/s, kg/saat)..

(111) Dış Hava Kalitesi  Alıcı tarafından algılanan dış hava kompozisyonu (konsantrasyonu, µg/m3) olarak bilinir.  Hava kalitesinin alıcının isteklerine göre ne olması gerektiğinin yasallaştırılmış şekline hava kalitesi standartları denir..

(112) Birimler Emisyon (Kütle/Zaman) ton/yıl, kg/saat, g/s,.... Dış Hava Kalitesi (İmisyon) (Kütle/Hacim) µg/m3, mg/m3, ....

(113) Hava Kalitesi Dağılım Modellemesi Emisyon – Dış Hava Kalitesi İlişkisi  Kirletici kaynaklardan atmosfere bırakılan emisyonların. bölgenin meteorolojik ve topoğrafik koşulları altında yakın çevredeki hava kalitesinde neden olduğu değişimlerin incelendiği çalışmalardır..

(114) Neden Hava Kalitesi Modellemesi ?  İnsan gücünden tasarruf  Teknik donanımdan tasarruf  Zamandan tasarruf.  Paradan tasarruf.

(115) Hangi alanlarda kullanılır ?  Mevcut bir kirletici kaynağın yakın çevresindeki hava kalitesine. katkısının belirlenmesi.  Gelecekte faaliyete başlayacak bir kirletici kaynağın yakın çevresindeki. hava kalitesine yapacağı katkının tahmin edilmesi.  Gelecekte çevresel etkilerin minimize edilmesi için yeni kurulacak. kirletici kaynakların yer seçimi.  Bölgesel hava kalitesi yönetim planlarının (temiz hava planlarının). hazırlanması.  Yönetmeliklerde emisyonlara ilişkin sınır değerlerin belirlenmesi.  Emisyon kontrol teknolojilerinin değerlendirilmesi  Kötü meteorolojik koşulların (episodların) yaşandığı anlardaki hava. kalitesinin simüle edilerek gerekli planlamaların yapılması.

(116) Model Türleri 1. Fiziksel Modeller: Gerçek bir. problemin laboratuvar ölçeğinde (örneğin rüzgar tünelleri) çözümünün bulunması için oluşturulan modellerdir..

(117) Model Türleri 2. Matematiksel Modeller:. Atmosferde gerçekleşen fiziksel ve kimyasal süreçlerin matematiksel eşitlikler ile ifade edilmesi prensibine dayanır..

(118) Matematiksel Modeller 1.. Deterministik Modeller (Dağılım Modelleri): Kirleticilerin atmosfere bırakıldıktan sonra maruz kalacakları fiziksel ve kimyasal süreçlerin matematiksel ifadelerle simüle edilmesine dayanan modellerdir.. 2.. Prognostik (Kestirimli) Modeller: Uzun süreli ölçümlere ve gözlemlere dayanarak hava kirliliği ve diğer bileşenler (örn. meteoroloji) arasında istatistiksel ilişkilerin kurulmasına dayanan modellerdir. Örneğin yapay sinir ağları..

(119) Dağılım Modelleri Tarafından Atmosferde Simüle Edilebilen Mekanizmalar  Türbülanslı atmosferik difüzyon  Atmosferik taşınım  Atmosferik kimyasal ve fotokimyasal. reaksiyonlar  Kuru – Yaş çökelme.

(120) Modelleme Teknikleri  Kutu (Box) Modelleri  Gaussian Duman. Modelleri (Eulerian)  Puff Modelleri. (Lagrangian).

(121)