a.
Evaporasyon (Buharlaşma)
Troposferde hava hiçbir zaman kurak değildir ve daima bir kısmı az çok gaz şeklinde yani görünmeyen su buharı şeklinde su içerir. Bu su buhar şu kaynaklardan gelir:
Fiziksel olarak buharlaşma ile okyanus ve denizler, kısmen de göl, akarsu ve ıslak topraklardan,
Fizyolojik olarak bitkilerden terleme ile.
Buharlaşmayı etkileyen faktörler arasında birinci olarak sıcaklık ve direkt güneş radyasyonu gelir. Suyun fiziksel olarak değişebilmesi için oldukça fazla bir kaloriye gereksinimi vardır.
Buharlaşmayı etkileyen faktörlerden ikincisi
rüzgardır; bu atmosfer içersindeki nemi bir
başka deyişle kuru ve nemli havanın
yerleşmesini sağlar.
Özet olarak buharlaşma şu faktörlere bağlıdır:
Suyun sıcaklığı
Nispi nem
Havanın basıncı ve hareketi (rüzgar, türbülans)
Buharlaşan yüzeyin genişliği ve şekli
Su yüzeyinin kalınlığı
Su içersindeki erimiş tuz miktarı
Karalar Üzerinde:
Total yağış……….99.000 km3 su
Buharlaşma……….62.000 km3 su
Yağış farkı………..37.000 km3/Yıl
Okyanuslar üzerinde:
Total yağış……….346.000 km3 su
Buharlaşma………383.000 km3 su
Yağış farkı………..37.000 km3/Yıl
Birim hacimdeki havanın içerdiği su buharı miktarına mutlak nem denir veya 1 m3 hava içerisindeki su buharının gram olarak ağırlığıdır.
Genellikle f harfi ile gösterilir.
Pratikte mutlak nemin ölçülmesi zordur. Bu
nedenle havadaki su buharı buhar basıncı
olarak mm veya mb şeklinde. Pratikte 1 mm
buhar basıncı 1 m havadaki 1 gr su buharına
eşit olduğu kabul edilir.
Belli bir hacim için mutlak nem sonsuza kadar artmaz. Bu teorik olarak kritik veya maksimum basınç adı verilen bir noktada durur ki bu da F harfi ile gösterilir.
Bu durumda hava doyma durumundadır ve bu
eşikten itibaren su buharı sıvı hale geçer. Yani su
buharı çok küçük damlacıklar şeklinde sıvı hale
geçer ki bu durum bulut şekli altında görülür.
Nispi nem, belirli bir sıcaklıktaki havanın içerdiği su buharının, o sıcaklıktaki bir havanın içerebileceği en fazla su buharına oranıdır.
Mevcut su buharı miktarı ile doyma miktarı
arasındaki farka doyma açığı denir. Pratikte doyma
açığı, nispi nem olarak adlandırılır ve % olarak
ölçülür.
Yazın 22,5 °C'ta su buharı derecesi içeren bir hava çok kuraktır. Çünkü bu sıcaklıkta kritik basınç 20 m
3/gr dır. Dolayısıyla f/F oranı % 30'dur.
Nispi nem ekologlar tarafından psikrometre denen
bir alet yardımı ile ölçülür. Bu alette biri ıslak diğeri
kuru olmak üzere 2 termometre bulunur.
Nispi nem psikrometreler dışında saçlı higrometreler yardımı ile de ölçülür, insan saçı neme karşı hassastır ve nem artınca saç uzar, aksi halde kısalır. Saçlı higrometre ile nisbi nem doğrudan doğruya tayin edilir.
Ayrıca nispi nemi ölçen kaydedici higrometreler
de varılır.
Mutlak nem yerine, dikey hava hareketlerinden etkilenmeyen özgül nem kullanılır. Özgül nem, mevcut su buharı kütlesinin içinde bulunduğu hava kütlesine oranına denir. Başka bir deyişle 1 kg havanın kaç gram su buharı içerdiğini gösterir.
Özgül nem, buhar basıncının hava basıncına
bölünmesiyle bulunur.
Atmosfer, doyma miktarından fazla su buharı içerdiğinde, başka bir deyişle bağıl nem % 100'ü geçince, fazla olan su buharı yoğunlaşarak çok küçük su veya buz taneciklerine dönüşür. Böylece atmosferde gözle görülmeyen su buharı görünür duruma geçerek sis veya bulutları meydana getirir.
Sonuçta su buharının su veya buz haline
geçmesine yoğunlaşma (kondansasyon) denir.
Yoğunlaşma olayı yoğunlaşma çekirdekleri adı verilen havada mevcut çok küçük partiküllerin (10-25 µ) bulunmasına bağlıdır.
Yoğunlaşma çekirdekleri farklı tiplerde olup özellikle
atmosferin ilk 2 veya 3 kilometresinde çok bol bulunan
nötr çekirdekler adı verilen çok küçük higroskopik deniz
tuzu parçacıkları, bitki artıkları (polenler), volkan külleri,
çeşitli kökenli tozlar (mineral tozlar özellikle kuvartz
parçacıkları) ve diğer taraftan her yerde mevcut olan ve
büyük iyonları oluşturmak için nötr çekirdekleri
birleştiren iyon adındaki elektrikli partiküllerdir. Küçük
iyonların çapı 0,001 µ, büyük iyonlarınki ise 0,1-0,01 µ
kadardır.
Yoğunlaşmanın nedeni atmosferde sıcaklığın
azalmasına yani havanın alttan veya yükselerek
soğumasına bağlıdır. Eğer çevre çok soğuk ve
sıcaklık 0 °C'in altına düşmüş ise, su buharı
doğrudan buz iğnecikleri haline geçer ki bu olaya
süblimasyon denir.
Sis, genellikle durgun ve kararlı hava kütleleri içindeki yoğunlaşmış olan su taneciklerinin asılı olarak kaldığı bir ortamdır veya başka bir şekilde sis, atmosferdeki su buharının çok küçük damlacıklar (40 µ) halinde yere yakın yoğunlaşması olarak da tanımlanır.
Sis, yoğunlaşmış su taneciklerinin miktarı ve iriliği
oranında uzağı görmeye engel olur. Havada
yoğunlaşmış su tanecikleri çok ufak ve dağınık ise
havada hafif bir bulutluluk olur ki buna da pus denir.
Sisler doğuşları bakımından kara sisleri (radyasyon sisleri), kıyı ve deniz sisleri (adveksiyon sisleri) ve yer şekli sisleri (orografik sisler) olarak üç kısma ayrılabilir.
İç Anadolu'da sonbahar ve kışın görülen kara sisleri
sıcaklık terslemesi sonucu dikey hava hareketlerine
engel olduğu için su buharı, havanın alt katlarında
toplanır ve çok nemli olan hava, soğuk toprak yüzüne
dokununca yoğunlaşarak sis meydana gelir. İç
Anadolu'da görülen kara sisleri özellikle sonbaharda
açık ve durgun havada, yerden sıcaklık kaybının yani
radyasyonun çok olduğu zaman gerçekleşir.
Kıyı ve deniz sislerinin oluşumunda, nemli ve ılık hava kütlelerinin yatay hava hareketleri sonucunda (adveksiyonla) soğuk kara parçaları üzerine gelmesiyle oluşur. Yer şekli sislerinin oluşumunda ise yatay hareket eden havanın yer şekline bağlı olarak yükselip soğuması neden olmaktadır. Sis olayının ulaşım üzerine çok büyük etkileri vardır.
Trafiği fazla olan meydanlarda sisi dağıtmak için ya hava
ısıtılır ki bu çok pahalıdır, ya da içine hidroskopik bir madde
olan kalsiyum klorit serpilir. Son yıllarda sisin dağıtılması
için ultrasonik ses dalgalarından yararlanma deneyleri
yapılmaktadır.
Bulutlar görünüşlerine ve yüksekliklerine göre sınıflandırılır:
Çevresi ve çapı tayin edilemeyen bulutlara tül şeklinde bulutlar denir.
Altı ve üstü belirli olan fakat kenarları bulunmayan bulutlara örtü veya tabaka (stratus) bulutları denir.
Çevresi çok belirli ve şekilli olan bulutlara küme
şeklinde (kümülüs) bulutlar denir.
Bazı araştırmacılar yağışın yıllık önemini göz önüne alarak iklim sınıflamaları yapmışlardır. Örneğin yıllık yağışı 120 mm den az olan yerler çöl, 120-250 mm arasında olan yerler kurak, 250-500 mm arasındaki yerler yarı-kurak, 500-1.000 arasında olan yerler orta derecede nemli, 1.000-2.000 mm arasında olan yerler de çok nemli olarak nitelendirilir.
Yağışlar genellikle bulutlardan meydana gelirler. Fakat bütün bulutlar yağış getirmez. Yağışın olabilmesi için nemli hava kütlelerinin yükselerek soğuması gerekir. Bulutları meydana getiren damlacıkların çapı genellikle 10-25 µ'dur.
Yağışı meydana getiren taneciklerin çapı ise 0,5 mm (500 µ)
- 3 mm (3.000 µ) arasında değişir.
Genellikle bulutlar içindeki su tanecikleri 0°C'ta donmaz ve sıvı halde bulunur (sürfüzyon yani aşırı ergime durumu).
Sıvı durumu - 20 °C'a kadar devam eder. Bu sıcaklıkta kaygan buz veya kristal çekirdekleri mevcuttur. Bulutun orta ve üst kısmında genellikle buz kristalleri mevcuttur.
Yukarıda belirtilen 0,5 mm ve daha büyük bir ağırlığa erişen
taneler, dikey hava hareketlerine daha üstün geldiklerinden
yere doğru düşerek yağışı oluşturur. Tanecikler yere
düşerken eğer atmosferin alt kısmı soğuk ise kar, sıcak ise
yağmur şeklinde düşer.
Birçok yağmur bulutunun üst kısmında sıcaklık 0 °C'ın altındadır. Bununla birlikte sıcak bulutlar (0 °C'ın üzerinde olanlar) çok fazla yağış bırakırlar. Bu durumda, buz kristalleri gibi, büyük higroskopik (su çeken) tuz çekirdeklerinin önemli rol oynadığı düşünülmektedir.
Suni yağmur yağdırmak için şu yol takip edilir: bulutun
üzerine karbon karı veya gümüş iyodür ya da su çeken
partiküller atılır; bu partiküller de yağışı başlatır.
Bulutlardan özellikle kümülo-nimbus tipinde olanlar iri taneli yağmur bırakırlar. Buna karşılık alto-stratüs ve nimbo-stratüs bulutları ince taneli yağmur bırakırlar.
Bir bulutta su taneciklerinin boyu çok değişiktir ve
bunların düşme hızı da çok farklıdır. Bulut yeterince
kalın olduğunda büyük tanecikler daha hızlı, küçük
tanecikler ise daha yavaş düşer. Buluttaki su
taneciklerinin birleşmesinde ve irileşmesinde yere
düşerken meydana gelen çarpışmalar yanında
taneciklerin (+) ve (-) elektrik yükleri de yardımcı
olur.
Özellikle kümülo-nimbus gibi dikine gelişen ve çok
hızlı hareket eden kalın bulutlarda iri tanecikler
oluşur ve yağmurun şiddeti fazla olur. Özellikle
sağanak yağışlarda, tanelerin düşüş hızları irilikleri
oranında olduğundan, önce çok iri tanelerle
yağmur başlar ve çişe halinde ince yağmurla sona
erer.
Yağış iki yüzyıla yakın bir zamandan beri plüviometre adı verilen yağış ölçerlerle ölçülmektedir (şekil 20).
Dağlarda kullanılan plüviometreler 12 aylık yağışı toplayacak şekilde daha büyüktür. Bunlara totalizatör denir (Şekil 21).
Büyük meteoroloji istasyonlarında ise plüviograf
adı verilen yazıcı yağış ölçekleri kullanılır.
Yağış biçimleri daha çok yeryüzünde aşırı soğumalarla suyun yoğunlaşması sonucu meydana gelen çiy, kırağı ve kırç şekilleridir.
Çiy, daha çok gündüz sıcak gece de serin veya soğuk olan
sonbahar mevsiminde görülür. Böylece gece sıcaklık kaybı
nedeniyle aşırı derecede soğuyarak yere değen hava
yoğunlaşır ve soğuk cisimler üzerinde su damlacıkları
oluşturur ki buna çiy adı verilir. Çiy oluşumu için gündüzün
havanın mutlak nemini arttıracak oranda sıcak olması gerekir
ki gece yer soğuyunca yoğunlaşsın. Ayrıca havanın açık ve
durgun olması gerekir. Çiy olayı daha çok karasallığın arttığı
bölgelerde görülür.
Kırağı, oluşumu çiye benzemekle birlikte, ondan farkı soğuyan yeryüzünde yoğunlaşmanın su yerine çok ufak ve ince buz kristalleri şeklinde olmasıdır. Tabiatıyla bu koşullarda yoğunlaşmadan çok süblimasyon olayı vardır.
Kırağı olması için gece sıcaklığın 0 °C'ın altına düşmüş olması gerekir.
Kırç, kırağa benzer bir olaydır, ancak kristaller burada
cisimlerin üzerinde beyaz bir örtü halinde olup köşeleri
kalındır. Kırç, kırağıdan farklı bir şekilde meydana gelir. Aşırı
soğumuş su taneciklerinden oluşan sis uzun süre bir yerde
kalırsa bu durumda yağış halinde dönüşemez ve soğuk
cisimlere çarpan tanecikler hemen buz haline geçerek kırç'ı
oluşturur.
Kar, halinde yağış coğrafi bakımından özellikle yüksek enlem derecelerinde ve dağlarda önemli olmaktadır. Ancak kutup bölgelerine yaklaştıkça kar yağışı azalır. Örneğin Grönland'a yılda 120 mm dolayında kar yağar.
Genellikle orta enlem derecelerinde sıcaklık fazla düşük
olmadığı için ve mutlak nem de fazla olduğundan kar miktar
olarak fazladır. Bu karın sıcaklığı erime noktasına yakın
olduğu için düştüğü yeri ıslatır ki buna yaş kar denir ve
bıraktığı su miktarı da fazladır. Çünkü kar taneleri büyüktür
ve kolaylıkla erir. Halk dilinde bu yağışlar lapa lapa kar yağışı
olarak adlandırılır. Yoğun kar yağışı özellikle sıcaklık 0 °C
dolayında veya bunun biraz altında olduğu zaman
gerçekleşir.
Buna karşılık güney Grönland, Norveç'in kuzeyi, yüksek dağ zirveleri ve kutup bölgelerinde hava çok soğuk ve mutlak nem çok az olduğundan kar yağışı azdır ve 1 mm'den ufak iğneler şeklindedir. Bu çeşit kar kolay erimediği için düştüğü yeri ıslatmaz. Onun için bu tür kara kuru kar adı verilir.
Çok soğuk kış günlerinde bu çeşit karı ülkemizin bazı
yerlerinde de görmek mümkündür. Kışın ılıman bölgelerin
dağlık bölgelerinde fazla kar yağışları sıcaklığı yumuşatabilir
ve hava nemli ve yumuşak hava nedeniyle, alt seviyeler
yağmurlu, yüksek kısımlar kar yağışlı olur. Buna karşılık orta
yüksekte dağlara sahip oseyanik bölgelerde ilkbaharda ve
Akdeniz'in dağlık bölgelerinde kışın yağan kar havayı soğutur.
Karlı günlerin sayısı dünyada değişiklik göstermektedir.
Örneğin Kanada'da 100 gün, Alpler'de 150 gün, Massif Santrallar'da 50 gün, Doğu Anadolu'da 12-15 gündür.
Karın en belirgin özelliği bir kar örtüsü meydana
getirmesidir. Fakat meydana gelen kar örtüsünün kalınlığı
her yerde aynı olmaz. Özellikle kar yağışı sırasında rüzgar
kuvvetli ise bu durumda kar bir yerden diğer bir yere
sürüklenir ve çukurları doldurur. Böylece çukur yerlerde
kar kalınlığı fazla, dik yamaçlarda ise yok denecek kadar
azdır. Kar örtüsünün kalınlığı düz yerde birikmiş olan
yerlerden cetvelle birkaç ölçüm yapılmak suretiyle
ortalaması alınır.
Dünyanın büyük bir kesiminde kar örtüsü geçicidir.
Ancak yüksek enlem derecelerinde yani kutup bölgelerinde ve yüksek dağ kütlelerinde kar bütün yıl süresince kalır. Aslında kutup bölgelerinde kar kalınlığı fazla değildir. Dağlarda ise her yıl yağan karlar kalın tabakalar oluşturur. Karın erimediği yani devamlı kaldığı yerler daimi kar sınırını meydana getirir.
Daimi kar sınırının oluşmasını sağlayan faktörler
arasında güneşlenme, rüzgar, yön, topograf ve
dayandığı anakaya belirtilebilir.
İç Anadolu'da karın kalma süresi 10-15 gün Doğu Anadolu'da ise bir ayı geçer. İklimsel olarak daimi kar sınırının tespiti de oldukça zordur. Bu sınır genellikle güneşten korunmamış olan yatay yüzeylerde erimenin sona erdiği yerler olarak alınır.
Daimi kar sınırı genellikle özel bir durumdur. Bu sınır
ekvator bölgelerinde oldukça yüksektir. Örneğin Yeni
Girne'de 4.600 m, kurak And dağlarında ise 6.000
metredir. Orta enlem derecelerinde örneğin Alp
dağlarında güney yamaçlarda, ki bu yamaçlarda kar
yağışı fazladır, 2.800 ile 3.000 metre, Doğu Kafkaslar'da
ise 3.700 metredir.
Dolu, genellikle dikey hava hareketleri sonucu çok hızlı bir şekilde hareket eden kümülo nimbus bulutlarının serin- sıcak bölgelerde meydana getirdiği bir yağış şeklidir.
Özellikle ilkbaharda alttan ısınma ile oluşan kümülo nimbus bulutları çok çabuk yükselir.
Dolunun bitkiler üzerine çok büyük zararları olmaktadır.
Özellikle ülkemizde ilkbahar aylarında meydana geldiği
yerlerde meyve ağaçlarına, kültür arazilerine ve bağlara çok
fazla zarar vermektedir.
Atmosferde yağışlara neden olan dikey hava hareketlerinin nedenlerini başka bir deyişle yağışların oluş şekillerini üç kısımda özetlemek
mümkündür:
Konveksiyon (Yükselim) Yağışları,
Orografik (Yer Şekli) Yağışları,
Cephe (Alçak Basınç = Siklon) Yağışları.
Konveksiyon Yağışları: Kararsız hava kütlelerinde, alttan ısınan hava, eğer yeteri kadar nem de varsa, güçlü dikey hava hareketleriyle yükselerek kümülo-nimbus bulutlarını oluşturarak, sağanak halinde yağışları meydana getirir. Başka bir deyişle bu çeşit yağışlar, kara parçası ile atmosferin üst tabakaları arasında belirli bir sıcaklık farkı varsa meydana gelir.
Yurdumuzda bu tip yağışlara İç Anadolu'da rastlanır.
İlkbahar ve yaz başlarında İç Anadolu'da toprak öğleden
sonra fazla ısınması sonucu kuvvetli konveksiyonel
yağışlar oluşur. Halk arasında bu tip yağışlara kırk ikindi
yağışları denilmektedir.
Aslında konveksiyonel yağışlara ekvator bölgelerinde (Brezilya'da Amazon bölgesi, Afrika'da Kongo) yıl boyunca rastlanır (ekvator tipi yağışlar).
Orta enlemlerde görülen konveksiyonel yağışlar
dar alanlarda, güçlü fakat kısa sürelidir. Bazen bulut
patlamasına (1 saatte 100 mm yağış) neden
olurlar. Bu nedenle genellikle faydalı olmakla
birlikte, şiddetli olduğu zaman ekilmiş tarım
arazilerine zarar verirler.
Orografk (yerşekli) Yağışlar: Bu şekil yağışların meydana gelebilmesi için sıcak ve nemli hava kütlelerinin yatay hava akımlarına bağlı olarak bir dağ silsilesine çarpması sonucu, dağın eğimine bağlı olarak yükselerek yoğunlaşmasıdır.
Orografk yağışların en belirgin özelliği: Bu yağışlar
özellikle denizden karaya esen rüzgarların kıyıya paralel
yüksek dağlara çarpması sonucu rüzgara dönük yamaçlara
önemli yağış bırakır. Diğer yamaçlar tümüyle kuraktır. Bu
durum her enlem derecesinde görülen bu yağışlara en iyi
örnek Karadeniz bölgesidir. Özellikle yaz mevsiminde Kuzey
Anadolu'nun denize bakan kuzey yamaçları, İç Anadolu'ya
bakan güney yamaçlarına oranla çok fazla yağış alır.
Aslında deniz kenarlarında yağışın gerçekleşebilmesi için çok fazla yüksekliğe gerek yoktur. Alçak tepeler üzerinde yükselen nemli sıcak hava buralara çarptığı zaman yağış meydana gelir.
Orografk yağışlar rüzgarın esme durumuna uygun olarak dönemli veya sürekli olabilir, yani belirli bir zamanı yoktur.
Dünyanın en yağışlı bölgeleri yerşekli yağmurları olan
yerlerdir, Havai adaları, Brezilya'nın ve Madagaskar'ın
doğu kıyılar, irlanda, İngiltere, Güney Norveç, Himalaya
Dağları orografik yağışı, fazla olan yerlerdir.
Cephe (siklon = alçak basınç) Yağışları: Orta enlemlerde ve yurdumuzda görülen yağışların başlıca nedeni buralarda bulunan gezici alçak basınçlardır; cepheler aylara ve mevsimlere göre batıdan doğuya doğru hareket ederler ve yağış getirirler. Alçak basıncın sıcak ve soğuk cepheleri farklı şekilde yağış verirler (cephesel yağışlar, frontal yağışlar).
Alçak basınç merkezinden güney-güneydoğuya doğru
uzanan sıcak cephe boyunca, arkadan gelen sıcak ve hafif
hava, soğuk ve ağır hava üzerinde sürünerek yükselir ve
geniş alanlarda normal yağışlara neden olur.
Orta enlemlerde görülen alçak basınç yağışlarının etki alanı
yazın kuzeye, kışın güneye uzanır. Böylece kışın ülkemizin
büyük bir bölümü alçak basınç yağışlarının etki alanına
girerek oldukça bol yağış alır. Türkiye'nin yerşekli yapısı da
bu tip yağışları arttırıcı etki yapmaktadır.
Yükseklik; belirli bir yüksekliğe kadar çıkıldıkça yağış artar fakat bu yükseklikten sonra yağış
birden kesilir. Örneğin Toros dağlarında genellikle 1.800 metrede yağış 2.000 ile 2.500 mm iken bu yükseklikten sonra birden azalır ve 300-350
mm'ye düşer. Bu durum bitki örtüsü üzerine de etki yapar ve bunun sonucu belirli bir yükseltiden sonra orman vejetasyonunun yerini step
vejetasyonu veya yüksek dağ Akdeniz vejetasyonu alır.
Yükseklikle yağışın artışı bölgelere göre değişir.
Bu değer 100 metrede 40-50 mm arasındadır.
Örnek:
Amanos Dağlar’ının batı yamacında:
Yarpuz : 980 m yükseklik ve 1.100 mm yağış
Osmaniye : 120 m yükseklik ve 770 mm yağış
980 -120 = 860 m; 1.100 - 770 = 330 mm; 3.300: 860 ~ 0,40 mm
Buna göre Amanos dağlarının batı yamacında 100 metrede
yağış artışı yaklaşık 40 mm'dir.
Yıllık yağış miktarının aylara ve mevsimlere göre dağılış şekline yağış rejimi adı verilir. Yıllık yağış miktarı mevsimlere göre nasıl dağıldığını göstermemektedir.
Halbuki bitkiler açısından yıllık yağış miktarı kadar bu yağışın
mevsimlere dağılışı da çok önemlidir. Böylece bir yılda hangi
mevsimin veya mevsimlerin yağışlı ve kurak geçtiği bilinmiş
olur. Yağış rejiminin bilinmesi, ekonomik alanda da bir çok
faydalar sağlar (tarım, barajların dolması, sulama gibi).
Bir yılda dört mevsim olduğuna göre yağış rejimi, her mevsimin baş harf alınarak oluşturur:
K : Kış (Aralık, Ocak, Şubat)
İ : İlkbahar (Mart, Nisan, Mayıs)
Y : Yaz (Haziran, Temmuz Ağustos)
S : Sonbahar (Eylül, Ekim, Kasım)
Yağış rejimi belirli koşullar altında meydana geldiği için her yıl
aşağı yukarı aynı bir gidiş gösterir. Yağış rejiminde iki
maksimum ve iki minimum devre bulunur: bunlar: M
1, M
2ve
m
1, m
2gibi büyük M ve küçük m harfleri ile gösterilir.
ANGOT'ın koyduğu prensiplere göre, araştırılan yerde yılın tümüne göre yağışlı mevsimlerin ya da ayların özelliği ortaya konabilir.
Örnek olarak Antakya'yı alalım. Burada her mevsimin aldığı yağış miktarı, yıllık yağış miktarına bölünerek, yıllık yağışın mevsimlere hangi oranda dağıldığı bulunur.