Meteoroloji

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.
Temel Meteorolojik Parametreler
 Basınç
 Sıcaklık
 Rüzgar
 Nem
 Kararlılık
 Bulutluluk
 Yağış
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).
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.
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.
Atmosferik Basınç Terimleri
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.
Atmosfer Basıncını Etkileyen Faktörler
 Yükseklik
 Atmosfer yoğunluğu
 Sıcaklık
 Yerçekimi kuvveti
 Mevsimler
 Dinamik etkenler
 Rüzgar
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.
Atmosferde Basıncın Yükseklikle Değişimi
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)
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.
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.
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.
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).
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.
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.
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.
Yerkürenin Isı Enerjisi Bilançosu
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.
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
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.
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.
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.
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.
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.
Yükselti Faktörü
 Troposferde yerden
yükseldikçe, yaklaşık her
200 metrede sıcaklık 1°C
azalır.
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.
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.
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.
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.
Atmosferde Isı İletim Mekanizmaları
 Işıma (Radiation)
 Direkt temas (İletim) ile
(Conduction)
 Adveksiyon (Advection)
 Türbülans (Turbulance)
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
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.
Ülkemizde Sıcaklık Değerleri
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.
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.
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 .
Yeryüzünün Su Bilançosu
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.
Dış Hava Sıcaklığı ile Nem Arasındaki İlişki
Çiylenme noktası (Dew Point)
 Havadaki nem miktarının kesin
olarak bilinmesi halinde,
yoğuşmanın hangi sıcaklıkta
başlayacağı kolaylıkla
bulunabilir. Yoğuşmanın
başlayacağı sıcaklığa ÇİYLENME
adı verilmektedir.
Yerkürede Hava Hareketlerinin Ölçekleri
 Makro ölçek
 Mezo ölçek
 Mikro ölçek
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
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.
 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.
 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.
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
Kara-Deniz Esintileri
Dağ – Vadi Esintileri
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
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.
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
Rüzgar hızının arazi pürüzlülüğü ve yükseklikle değişimi
Rüzgar Yönü
 Zaman içerisinde rüzgar
yönleri değişebildiği gibi
aynı noktada yükseklikle
de rüzgar yönü değişir.
(Kuzey yarı kürede saat
yönünde-Ekman spirali)
Rüzgar Gülü
İzmir’de Mevsimsel Rüzgar Gülleri
KIŞ
YAZ
Kararlılık (Stability)
 Atmosferin düşey
yöndeki hava hareketine
karşı direncine denir.
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
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
İnversiyon (Inversion)
 İnversiyon, sıcaklığın
yükseklikle artmasıdır.
 Atmosfer oldukça
kararlıdır. Düşey yönde
taşınım çok azaldığı için,
varsa yeryüzünden
atmosfere salınan
kirleticilerin dağılımı da
azalır.
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.
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.
Bir inversiyon görüntüsü
Bir inversiyon görüntüsü
Karışma Yüksekliği (Mixing Height)
 Kirleticilerin düşey yönde
dağılımının üst limiti olarak
tanımlanan mesafedir.
 Kısaca kirleticilerin atmosferde
karışabileceği tabakanın
kalınlığıdır.
Konvektif hava akımı, atmosferdeki dikey
yönlü hava hareketleridir.
İzmir’de Aylık Maksimum Karışma Yükseklikleri
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.
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
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
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.
Yüksekliklerine Göre Bulutlar
 Yüksek İrtifa Bulutları
 Orta İrtifa Bulutları
 Alçak İrtifa Bulutları
 Dikine Gelişimli Bulutlar
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.
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.
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.
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.
Meteorolojik Parametrelerin Ölçümü
Meteorolojinin Hava Kirletici Dağılımına Etkisi
 Rüzgar
 Sıcaklık
 Basınç
 Yağış
 Bulutluluk
 Nem
 vd.
Rüzgar Hızı ile Seyrelmenin İlişkisi
Duman Davranışı
Çeşitli Duman Davranışları
Dispersiyon
 Bir kirletici kaynaktan
atmosfere bırakılan
kirleticilerin atmosferdeki
dağılımı
Bir noktasal kaynaktan dağılım
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
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)
Gaussian Dağılım (Normal Dağılım)
 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
Kartezyen Koordinat Sisteminde
Dispersiyonun Geometrisi
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
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.
Emisyon
 Bir kirletici kaynaktan
birim zamanda
atmosfere bırakılan
kirletici miktarına
emisyon denir (g/s,
kg/saat).
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.
Birimler
Emisyon (Kütle/Zaman)
ton/yıl, kg/saat, g/s,...
Dış Hava Kalitesi (İmisyon)
(Kütle/Hacim)
µg/m3, mg/m3, ...
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.
Neden Hava Kalitesi Modellemesi ?
 İnsan gücünden tasarruf
 Teknik donanımdan tasarruf
 Zamandan tasarruf
 Paradan tasarruf
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
Model Türleri
1. Fiziksel Modeller: Gerçek bir
problemin laboratuvar ölçeğinde
(örneğin rüzgar tünelleri)
çözümünün bulunması için
oluşturulan modellerdir.
Model Türleri
2. Matematiksel Modeller:
Atmosferde gerçekleşen fiziksel
ve kimyasal süreçlerin
matematiksel eşitlikler ile ifade
edilmesi prensibine dayanır.
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.
Dağılım Modelleri Tarafından Atmosferde
Simüle Edilebilen Mekanizmalar
 Türbülanslı atmosferik difüzyon
 Atmosferik taşınım
 Atmosferik kimyasal ve fotokimyasal
reaksiyonlar
 Kuru – Yaş çökelme
Modelleme Teknikleri
 Kutu (Box) Modelleri
 Gaussian Duman
Modelleri (Eulerian)
 Puff Modelleri
(Lagrangian)