Meteoroloji Ders Kitapçığı
advertisement
HÜHAT 2013 METEOROLOJİ DERS KİTAPÇIĞI Derleyen | Yusuf Eliri İÇİNDEKİLER 1.Kaldırıcılar ...................................................................................................... 4 1.1. Yamaç Kaldırıcısı .................................................................................... 4 1.2. Dalga Kaldırıcısı ...................................................................................... 4 1.3. Termik ...................................................................................................... 4 1.3.1 Kaldırıcı Aramak ................................................................................ 5 1.3.1.1 Toplayıcılar(Collector) ................................................................. 5 1.3.1.2 Tetikleyiciler (Triggers) ............................................................... 6 1.3.2 Kümülatif Bulutlar .............................................................................. 6 1.3.2.1 Özellikleri ve Oluşum Döngüsü ................................................... 6 1.3.2.2 Bulut Tabanındaki Değişimler...................................................... 7 1.3.3 İnversiyon(Terselme) .......................................................................... 7 1.3.3.1 İnversion’ da Bulut Oluşumu ....................................................... 8 1.3.3.2 Inversion Tabakasındaki Değişim ................................................ 8 1.3.4 Yükseklik ile Termik Kaldırıcı Kuvvetinin Değişimi ........................ 9 2. Basınç – Sıcaklık ilişkisi ................................................................................ 9 3. Dry & Wet Adiabatic Lapse Rate .................................................................. 9 3.1 Stabilite & Instabilite ................................................................................ 9 3.2 Bulut Tabanı-Tavanı ................................................................................. 9 4. Alçak Basınç Sistemleri ............................................................................... 10 5. Yüksek Basınç Sistemleri ............................................................................ 10 6. Cepheler ....................................................................................................... 10 6.1 Cepheler ,Tanımları ve Genel Özellikleri ............................................... 10 6.1.1 Sıcak cephe ....................................................................................... 10 6.1.2 Soğuk cephe ...................................................................................... 11 6.1.3 Oklüzyon cephe ................................................................................ 13 6.1.4 Yerel Etkiler – Deniz meltemi cephesi ............................................. 13 6.2 Jet akımları – Alçak Basınç İlişkisi – Cephe İlişkisi .............................. 13 7. Basınç Rüzgar İlişkisi .................................................................................. 13 2 8. Dünya Üzerindeki Genel Hava Akımları ve Coriolis Kuvveti .................... 14 8.1 Coriolis Kuvveti ...................................................................................... 15 9. Grafik ve Veri Okuma .................................................................................. 16 9.1. Metar Taf Okuma ................................................................................... 16 9.2 Meteogram .............................................................................................. 18 9.3 Skew T-Log P(Temp) Diagramı ve Analizi ........................................... 19 9.3.1 Skew T-Log P Diagramı Nedir ......................................................... 19 9.3.2 Skew T-Log P Diagramı Avantaj ve Dezavantajları ........................ 19 9.3.3 Legends ............................................................................................. 19 9.3.4 Skew T-Log P Diyagramı Grafik Okuma ......................................... 21 10. Ek Bilgiler .................................................................................................. 22 10.1 Altıgen Teorisi ...................................................................................... 22 3 1.Kaldırıcılar 1.1. Yamaç Kaldırıcısı Yamaç eğimine bağlı olarak, tepenin rüzgarı alan kısmında (daha çok orta ve üst kısımlarında) bir kaldırıcı bölge oluşacaktır. Bu kaldırıcı dikey hava hareketleriyle karıştırılmamalıdır. ( Bu konuya başlangıç notlarından ulaşabilirsiniz) 1.2. Dalga Kaldırıcısı Dağ dalgası, büyükçe tepeler veya dağlar tarafından, yılın her mevsiminde, ama özellikle bahar ve sonbaharda oluşur, güçlü rüzgarların estiği, stabil havalarda oluşur. İdeal koşullarda, dağ dalgası, 10 bin metreye kadar kaldırıcılık sağlayabilir. Dağ dalgasının göstergeleri, eğer hava nemli ise, merceksi, lenticular bulutlardır. Bu bulutlar, dalga varlığı sırasında rüzgarla şekli değişmeyen tek bulut cinsidir. 1.3. Termik Güneşli günlerde, bazı yerler, çevresindeki alanlara göre daha fazla ısınırlar. Yüksek yerler ve güneş gören yamaçlar örneğin. Arazinin genel durumu, üzerindeki ekin, rengi vs. Termik oluşumunu etkileyen faktörlerdendir. Termik üreten alanlar, üzerlerindeki havayı da ısıtırlar ve bu ısınan hava, genleşerek (genişleyerek) çevresinden daha az yoğun hale gelir. Bu hava kütlesi de, herhangi bir engelle karşılaştığında, baloncuk ya da kolon olarak yükselmeye başlar. Termik baloncuğu merkezindeki kaldırıcı, baloncuğun herhangibir yerindekinden daha fazladır, ve çoğunlukla, merkezdeki kaldırıcı kuvvet, tüm baloncuğun yükselmesinin iki katı kadar kaldırıcılık sağlar. Hatırı sayılır bir rüzgar önünde dahi, yerden kopmamış bir termik, engel teşkil edebilir, ve rüzgar, termiğin etrafından dolanabilir. Bu nedenle belki, alçak irtifada, rüzgar olsa dahi, termik, kaynağın hemen yakınında bulunabilir. Ancak irtifa yükseldikçe, kaynakla direk korelasyon da bozulur. Büyük bir ihtimalle, rüzgar yönünde ilerlemiştir. 4 Eğer ki termik yükseliyorken, bir kümülüs oluşturuyorsa, en iyi kaldırıcı, bulutun hemen merkezinde olacaktır. Rüzgarın estiği yön, kaldırıcı tarafını da değiştirecektir. En iyi kaldırıcının bu şartlar altında, rüzgarlı ve güneşli olan tarafta olması beklenir. Rüzgar ve güneş ayrı taraflarda ise, baskın olanın tarafında olacaktır, böyle kimi durumlarda ise, kaldırıcı, şuradadır denemez. Termik yükseliyorken, çevresinden de gelen hava akımıyla genişleyecektir. O gün yüksek bir lapse rate var ise, termik yukarı çıkarken, ivme de kazanacaktır. Sabit sıcaklıklı bir tabaka ile ya da inversion ile karşılaştığında ise, ya bu tabakaları geçerken zayıflayacak ve daralacak ya da dağılarak etkisini yitirecektir. Termik kaynakları olarak ormanlık ve sulu araziler, termik kaynakları değillerdir ancak, daha yavaş ısınıp daha yavaş soğudukları için akşam, tüm diğer kaynaklar tükendikten sonra, ısılarını açığa çıkarır ve zayıf termikler üretebilirler. Güneş gören yamaçlar, özellikle , güneye bakan ve rüzgardan korunan yamaçlar, çok güçlü termik üretirler. Şehirler, havaalanları vs. ancak termiklerin, periyodik olarak termik üretirler, iki döngü (cycle) arasında hemen hemen hiç kaldırıcı etkileri yoktur. Bulutsuz günlerdeki termik genelde daha güçlü olmakla beraber, (güneş ışınını kesen bulut yok) bu günlerde sorun, termiğin nerede olduğunu bulmaktadır. 1.3.1 Kaldırıcı Aramak 1.3.1.1 Toplayıcılar(Collector) Çevresindeki havayı ısıtarak termik oluşmasını sağlayan yeryüzü alanları. Güneş ışınlarıyla, üzerlerindeki havayı, çevrelerindekinden daha sıcak bir hale getiriyor ve termiğin oluşmasını sağlıyorlar. Sabahın erken saatlerinde göreli olarak yavaş yükseleni zayıf termikler oluştururken, güneş ışığının da daha dik ve güçlü gelmesi sayesinde öğlen saatlerinde daha güçlü ve vahşi termikler oluşturabiliyorlar. Herhangi potansiyel bir termik toplayıcısı için, önemli olan parametreler, yerin çeşidi, özelliği dışında, yer şeklinin ne kadar süreden beri ve hangi açıyla güneş aldığıdır. Bir toplayıcı için en iyi koşul, saatlerdir güneşle uygun açıyı yapıyor olmasıdır. Basit olarak, kuru, ve rüzgarın hışmından korunmuş yerlerin termik oluşturması beklenir. Yaz sonu ekinleri, aralarında ısıtmaya vakit bulabilecekleri durağan hava bulundurdukları için, iyi termik oluşturuculardandır. Kuru çalılık, aralarında korunan 5 hava bulunduran kayalık arazi... Nemli herhangi bir arazi, güneş ışığını neminin buharlaşmasına harcayacağından termikleri öldüren bölgelerdendir. Rüzgarlar, toplayıcılar üzerindeki havayı karıştırıcı etki gösterirler ve de termiğin yerden kopması için gereken hacime ve ısıya ulaşmasını engellerler. Aralarındaki boşluklara rüzgarın girişini engelleyen ve buralarda termiğe ısınması için yeterince zaman tanıyan birbirine yakın evler (köyler, kasabalar), yanyana birçok aracın durduğu otoparklar, ağaçlarla çevrilmiş, kuru otların da bulunduğu araziler iyi termik toplayıcılarıdır. Genellikle, koyu alanların, mesela caddelerin ya da park yerlerinin (boş olanlar) , termik sağlayıcı olduğuna inanılır, öyle olabilirler – ancak, rüzgar için korunaklı bir durumları, ya da hava tutucu bir durumları varsa yada rüzgar burada ısınmaya başlayan havayı sürekli süpürüp götürecek kadar şiddetli değilse– aksi taktirde, kullanılamayacak, ama çok küçük ve sık termikler oluştururlar. 1.3.1.2 Tetikleyiciler (Triggers) Gazların da sıvı ve katılarda olduğu gibi, yüzey gerilmeleri vardır. Ki bu, hava kütlelerinin karışmadan (cepheler vb.) hava olaylarını oluşturmasının bir nedenidir. Burada, termiklerin de bir yüzey gerilmesinin olduğunu söylemeliyiz. Yüzey gerilmeleri olduğu için, baloncuklar halinde yükselebiliyorlar. Ancak, bu nedenledir ki, yerden ayrılmak için ve sonrasında yükselebilmek için bir tetikleyiciye ihtiyaç duyuyorlar. Bu tetikleyici, aktif ya da pasif bir tetikleyici olabiliyor. Pasif tetikleyiciler için ilk söylenebilecek olan, yüzeyin monoton akışını bozan ani değişikliklerdir. Yamaçlar, tepeler gibi yükseltilerdir. Termik, bu yeryüzü şekillerinin zirvelerinden yere tutunamadıkları için koparlar. Yeryüzü şekillerinin değişmesi, çorak bir arazinin ortasındaki yerleşim yeri de termiklerin kopmasını sağlayabiliyor. Yine çorak bir arazinin (collector) nispeten yeşil bir araziyle birleştiği sınır pasif tetikleyiciye örnektirler. Genişçe kayalar hem bir tetikleyici, hem de bir toplayıcı olabilirler. Aktif tetikleyiciler genişçe bir toplayıcı araziden geçen araba, ekinleri biçen bir biçerdöver ve rüzgarlar olabilir. Son olarak da, yeryüzü ısısındaki farklılık, lapse rate yi değiştirerek trigger görevi görebilirler. 1.3.2 Kümülatif Bulutlar Havanın taşıyabileceği nem miktarı, sıcaklığına bağlıdır. Eğer ki, nemli hava, soğutulursa, içindeki nem yoğunlaşarak su taneciklerini oluşturacaktır. Bir hava kütlesini soğutmanın basit bir yolu da, onun yüksekliğini artırmaktır. Yükseklen havanın basıncı düşer, basıncı düşen gaz ise soğur. Hava eğer bir tepenin eteklerinde (tepenin eğimi ile birlikte) yükselmeye zorlanıyorsa oluşan buluta orografik bulut, ve yağışa orografik yağış denir. Yeryüzünde, çevresinden daha iyi ısınan bir bölge üzerindeki havanın baloncuklar şeklinde yükselerek oluşturdukları bulutlara, konveksiyon bulutları denir. Böyle bulutlar, termik hareketini işaret ederler. 1.3.2.1 Özellikleri ve Oluşum Döngüsü Bulutu oluşturan su damlacıkları, bulut çevresindeki kuru havada hemen buharlaşacaklardır. Buharlaşma, egzotermik bir reaksiyon olduğundan, çevresindeki havayı da soğutacaktır. Soğuyan hava, çevresinden daha ağır olacağından, alçalacaktır. Alçalan hava ise, basınç nedeniyle 6 ısınacağından, su damlacıklarının buharlaşmaları daha hızlı olacaktır. Bu durum, herhangi bir kümülüs bulutunun –bulut eğer bir termikle beslenmiyorsa- ömrünü çok kısa yapacaktır. Herhangi, bir kümülüs, eninden daha büyük bir yüksekliğe sahipse güçlü bir termiğe delalettir. Pofuduk, ama düz tabanlı olmayan, kısa hayat döngülü ve kısa aralıklarla dağılmış bulutlar zayıf termik demektir. Bulutlar arasındaki mesafe ne kadar fazla ise, bulutu besleyen termiğin, o kadar kuvvetli olduğu söylenebilir. Ve yine, hayat döngülerinin o kadar uzun süreceğini. Bulutun kaldırıcılığının merkezi, genelde, bulutun güneş gören rüzgarlı tarafındadır, ancak farklı bir alanda olma şansı her zaman ihtimal dahilindedir. Ve yine genellikle, bulut, rüzgar aldığı taraftan oluşurken, rüzgar arkası tarafından dağılır. Bir kümülüsün tabanı geniş, üst kısmı dar ise bu hala oluşmakta olan dolayısıyla altında termik bulunabilecek bir buluttur, eğer üst kısmı geniş tabanı dar ise bu dağılmakta olan bir kümülüstür ve altında bastırıcı bulunur. 1.3.2.2 Bulut Tabanındaki Değişimler Bulut tabanı, havanın, içinde bulundurduğu nemin yoğunlaşma seviyesine geldiği yüksekliktir. Gece serinliğinden sonra hava çok daha nemli bir hale gelir ki, tepelerce yukarı hareket ettirildiğinde, hemen bulut oluşturacaktır. Benzer olarak, sabah oluşan termikler, 500-600 m de bulut oluşturacaklardır. Ki, nemli bir havada beklenen, çok zayıf termiklerin dahi bulut oluşturabilmeleridir. Yer ısındıkça, ve kurudukça, nem taşıma kapasitesi artan hava, daha yüksek seviyelerde yoğunlaşmaya başlayacak ve bunun sonucu olarak bulut seviyesini yükseltecektir. Isınma arttıkça, bulut tabanı yükselecek ve termikler daha kullanışlı olacaktır. (saat 10-11 gibi) Genellikle de, en yüksek bulut tabanı, öğleden sonra, güneş ışınlarından en fazla yararlanılan saatlerde olur. Gün sonunda güneş kaybolmaya başlar ve termal olaylar yavaş yavaş biter, ancak, dağılan bulutların tabanı, bundan sonra sabit kalır. Herhangi bir yağış, nemliliği artıracağından, bulut tabanı alçalır. Bazı günlerde, bulut tabanı, yöresel değişiklikler de gösterebilir. Kuru bir bölgede, nemli bir arazi yapısına sahip bölgedekinden daha yüksek olabilir. (Eğer kümülüs oluşumunu engelleyen bir tabaka var ise, kümülüs, altostratus ya da stratokümülüs e dönüşür.) 1.3.3 İnversiyon(Terselme) Yüksek basınç sistemlerinde, alçalmakta olan hava kütlesi tabanda sıkışıp kalmış puslu ve dumanlı durağan hava kütlesi üzerine geldiğinde daha fazla alçalamaz ve yukarıdan hala çökmekte olan hava ile yerdeki durağan kütle arasında sıkışmaya ve yanlara doğru hareket etmeye başlar. Çöken havanın bu şekilde sıkışması sonucu sıcaklığı artar ve altındaki durağan havaya ve üstüdeki çöken havaya göre daha sıcak bir tabaka oluşturur. Bu şekilde, olağan lapse rate de değişiklik yaratan, ve yükseklikle sıcaklığı artan hava katmanına terselme (inversion) tabakası denir. Aynı durum, sıcak cephelerde, belli bir katmandan sonra, havanın nispeten sıcak olması durumunda da söz konusudur. Açık bir gecede de, yere yakın hava katmanı , üst katmanlara nazaran soğuk olacaktır. Bu durumda ki inversion oluşumları da ertesi gün yer ısınana kadar devam eder. 7 1.3.3.1 İnversion’ da Bulut Oluşumu Atmosfer durgun, doygundur ve termal aktivite oluşumu sadece inversion tabakasına kadar meydana gelir. Termik ile birlikte toz ve duman da tabakanın üstüne geçemeyip belirli bir yerde sıkışacağı için, bulut oluşumu olmasa bile, inversion varlığını gözle görebilirsiniz. Herhangi bir şekilde konveksiyon bulutu oluşursa( inversion da kesinlikle bulut oluşmaz diye bir şey yok), bulutların tavanları, bu tabaka ile sınırlanacağından, oluşan bulutlar da yassı ve zayıf olacaktır. Ayrıca bu bulutlar yerdeki ısınmayı da engelleyeceği için termik oluşumlarına negatif yönde etki eder. Yaklaşık aynı orandaki sıcaklıktan oluşan tabaka da termalleri durdurucu etki gösterir ki, bu tabakaya, izotermal tabaka denir. 1.3.3.2 Inversion Tabakasındaki Değişim Gün içerisinde inversion tabakasında değişim beklenir. Bu oluşum şekline bağlı olarak yerin inversion tabakasından fazla ısınması ile tabakanın dağılması ya da çok güçlü kümülüs oluşumları ile tabakanın delinmesi ile meydana gelebilir. 8 1.3.4 Yükseklik ile Termik Kaldırıcı Kuvvetinin Değişimi Yer seviyesine göre, 300 – 350 m yüksekliklere kadar rastlanılan termikler genellikle zayıftır, ki en iyi kaldırıcı kuvvetini de 600-700 m den aşağılarda göstermez. Ancak, termik eğer 300-400 m yüksekliğinde bir kümülüs bulutunu besliyor ise, bulut tabanına yakın kısımlarda termik kuvvetinin artması beklenir. Ancak, bir inversion tabakasının olduğu günlerde, kaldırıcı bulut tabanı yakınlarında azalır. Aynı olay, bulutsuz termiklerde ya da zayıf kümülüslü termiklerde de beklenir. 2. Basınç – Sıcaklık ilişkisi Havanın da bir ağırlığı olması nedeniyle, yeryüzüne yakın hava, üzerinde kalan tüm hava ağırlığı altında bulunur. Yükseklere çıkıldıkça, o bölgeyi etkileyen hava katmanı azalacağından, basınç da düşer. İlk 1600 metre yükseklikte, her 10 metrede basınç, ortalama 1 milibar azalır. Yükseldikçe atmosfer basıncının azalması, yükselen gazın da azalan basınçla doğru orantılı olarak hacminin artmasına neden olur. Hacmi artan gaz, daha büyük hacimde, aynı ısıyı muhafaza ediyor olacağından, sıcaklığı düşer. 3. Dry & Wet Adiabatic Lapse Rate İdeal durumlarda –güneş ortamı ısıtmamış, ve gece soğutmamışsa- yükselen havanın sıcaklığı belirli bir oranda düşer. (Lapse rate) Hava doygun değil (soğuması yoğunlaşmaya neden olmuyor) ve bulut oluşumu yok ise, her 100 metre yükseklikte kaybedilen sıcaklık, 1 (0.98) derecedir. (Dry Adiabatic Lapse rate-DALR) Eğer ki yükselen hava doygun ve yoğunlaşma söz konusu ise (yoğunlaşma endotermik bir reaksiyondur ve ısı açığa çıkar.), her 100 m de kaybedilen sıcaklık, 0.5 derece olacaktır. (Wet (saturated) Adiabatic Lapse Rate-SALR) Yukarıda verilen bu değerler ısınıp yerden koparak yükselen bir hava kütlesi (termik) için geçerlidir. Bunun dışında bölgede hakim olan hava kütlesinin sıcaklığının yükseklikle nasıl değişeceği günün koşullarına göre değişim gösterir. Bu değişime ise çevresel (environmental) lapse rate (ELR) denir. 3.1 Stabilite & Instabilite Eğer herhangi bir gündeki ELR, DALR den daha düşük ise yükseldikçe soğuyan termik kolonu sonunda çevresindeki hava kütlesi ile aynı sıcaklığa ulaşır ve yükselmesi sona erer, böyle bir güne stabil bir gün adı verilir. Öte yandan ELR, DALR den daha yüksek ise termik ne kadar yükselirse yükselsin çevresindeki hava kütlesi ondan daha hızlı soğuyacağından arada daima bir ısı farkı korunur ve termik yükselişini sürdürür. Böyle bir güne ise instabil bir gün denir ve böyle bir günde termik aktivite çok fazla ve etkilidir, XC uçuşları için ideal koşullar beklenir. 3.2 Bulut Tabanı-Tavanı DALR ile yükselmekte olan bir hava kütlesi, belli bir noktaya kadar soğuduktan sonra artık içerdiği nemi taşıyamaz hale gelir ve içindeki nem su buharı olarak yoğunlaşmaya başlar. Yoğunlaşmanın başladığı bu sıcaklığa çiğ noktası (dew point) adı verilir. Bu noktadan sonra yükselmeye devam eden hava aynı zamanda yoğunlaşma da gösterdiğinden artık DALR ile değil SALR ile soğumaya başlar ve bu sırada bulut oluşumu devam eder. SALR ile soğumakta olan termik ELR ile soğuyan çevresindeki 9 hava ile aynı sıcaklığa geldiğinde artık yükselmesi sona erer ve yoğunlaşma durur. Bu irtifa ise bulut tavanı yüksekliğidir. Peki koşullar instabilse ve SALR ve ELR hic kesişmezlerse ne olur? Bulut oluşumu çok yüksek irtifalara kadar sürer ve dikey gelişimi çok fazla bulutlar oluşur bu bulutlarda fırtına bulutlarıdır(CB). 4. Alçak Basınç Sistemleri Rüzgarlı ve yağmurlu hava genellikle alçak basınç alanları ile birlikte anılır ve bu olaylardan önce daima hava basıncının düştüğü gözlemlenir. Alçak basınç alanlarında, hava genel olarak yükselmektedir ve bu bulut oluşumu ve yağış anlamına gelir. Yükselen havanın yarattığı boşluk, kuzey yarım kürede saat yönünün tersine esen rüzgarlarla doldurulmaya çalışılır. (direk alçak basınç merkezine doğru akış olmaz çünkü – bknz coriolis effect) Yüksek irtifada ise, alçaklarda alçak basınç merkezine doğru esen rüzgarlar, basınç merkezinden dışarı doğru eserler. İrtifada dışarı doğru esen bu kuvvet, aşağıdakinden güçlü olduğundan, bir alçak hava basıncı merkezinin ömrü uzun olur. 5. Yüksek Basınç Sistemleri Yüksek basınç merkezi, çökmekte olan geniş hava sistemidir. Alçak hava basınçlarında, havanın genel yükselme hareketinden, bulut, ve kötü hava şartlarından bahsedilir. Bunun tersi olarak da, yüksek hava basıncı için, genel anlamda çöken, doygun ve yoğun havadan bahsedebiliriz. Hava çökme nedeniyle sıkışıyor olduğundan, ısınır ve bu nedenle, daha fazla nem tutabilecek hale gelir, ve bulut oluşumu zorlaşır. Sıkışma ile yüzeye yakın havanın ısınmasına rağmen, hava aynı zamanda çevreye dağılıyor da olduğundan, basınç sisteminde hava serin ve nemli kalır. Yazın yüksek basınç sistemi demek, sakin bir rüzgar ve temiz gökyüzü anlamına gelir. Ancak kışın, kalıcı sis ve alçak bulut tabanı demek olabilir. Sistem, yavaş hareket eder. Yüksek basınç sistemleri, yükselen hava akımlarına izin vermezler, bu nedenle de sakin rüzgarların estiği oturmuş havaya neden olurlar. Inversion oluşumu olasıdır. 6. Cepheler Farklı sıcaklık ve farklı yoğunluğa sahip iki farklı hava kütlesi karşılaştıklarında birbirine karışmazlar ve biri (daha sıcak, yoğunluğu daha düşük olan) diğerinin üzerine doğru hareket etmeye zorlanır. İki farklı hava kütlesi arasındaki bu sınır veya geçiş bölgesine cephe adı verilir. Bu karşılaşmalar yağmur, rüzgar ve rüzgar yönündeki sapmaların kaynağıdır. Bunların ne kadar şiddetli olacağını da iki kütlenin birbirinden ne kadar farklı oldukları belirler. Sıcak ve nemli hava ile soğuk ve kuru hava kütleleri arasındaki konverjans bölgesi cepheye iyi bir örnektir. Başlıca üç tip cephe vardır. 6.1 Cepheler ,Tanımları ve Genel Özellikleri 6.1.1 Sıcak cephe Hareket halindeki bir sıcak hava kütlesinin durağan bir soğuk hava kütlesi ile karşılaşması sonucunda oluşan cephedir. Sıcak hava önündeki daha yoğun soğuk havanın üzerine doğru yükselmeye zorlanır ve bu yükselme gittikçe kalınlaşan bir bulut tabakası oluşumuna ve sonunda yağışa yol açar. Cephe 10 eğimi oldukça fazladır (100 m' de 1 m. ile 300 m' de 1 m. arasında değişir.). Temel özelliği, sırasıyla cirrus, cirrocumulus, cirrostratus(ay çevresinde hale oluşumu), altostratus, altocumulus, stratus ve nimbostratus gözlemidir. Cephenin yaklaşmasıyla beraber, genelde yüksek ince bir bulut tabakası oluşur ve bu nedenle güneş yada ay çevresinde bir hale görülür. Cephenin etki alanı cephe önünde yaklaşık 150-400 km.dir. Cephenin, gözlemle tahmini ise, cirrus bulutları, ardından ince –gittikçe kalınlaşan stratus.- kademeli olarak, stratus kalınlaşır – ta ki yağmur görülene kadar. Ancak bu gözlemin tamamı yapıldığında sıcak cephenin doğru öngörüsü yapılmış olur. Genel olarak, sıcak cephelerin hareketi yavaştır. Hızları, saatte 24 km yi geçmez. Cephenin gelişinden yaklaşık 5-10 saat sonra yağmur gözlenir. Bu durumda, genellikle rüzgar saat yönünün tersine hareket edip güçlenir. Cepheden geçişinden sonra, yağmur kesilir ancak, hava hala bulutludur. Cephe sonrası hava, daha sıcaktır ve sakindir, ve rüzgarlar saat yönünde ( genelde 60 derece) dönerler. 6.1.2 Soğuk cephe Hareket etmekte olan bir soğuk hava kütlesinin önündeki durağan sıcak hava kütlesinin altına doğru girerek onu yukarıya itmesi veya onunla yer değiştirmesi sırasında iki farklı hava kütlesi arasında oluşan cephe. Genellikle soğuk cephe geçişinde, sıcaklık ve nem oranı düşer, basınç artar ve rüzgar kırılması gözlenir (Kuzey yarımkürede güneybatıdan kuzeybatıya doğru rüzgar yön değiştirir.). Yağış genellikle cephe üzerinde veya gerisinde dar bir alandadır. Hızlı hareket eden bir sistemdir. Cephe eğimi, diğer cephelere göre daha diktir (1:30 – 1:100).Cephe eğimi dik olduğu için aşırı instabilite ile Cumulonimbus (CB) oluşur. Bu bulutların içinde çok güçlü yukarı doğru konveksiyon akımları vardır. Dolayısıyla etrafındaki hava aşağı çökeceği için etrafında bulut oluşumu gözlemlenmez. Sıcak cephelere nazaran hızlı hareket ederler. (32 km den 150 km ye kadar) Cephe geçişinden sonra, hava dikkate değer derecede soğuklaşır ve rüzgar, saat yönünde 90 derece döner. Verilen grafiklerde saat 8 de soğuk cephe geçişi ile sıcaklık ve basınçtaki değişiklikler ve yağış net bir şekilde gözükmektedir. 11 Soğuk cephelerde yağış başladığında cephenin önünden yüksek hızla ilerleyen “ Gust Front ” denilen soğuk rüzgarlar oluşabilmektedir. Bunun göstergesi yan yatmış ince uzun silindir şeklindeki ve hızlı hareket eden “ billow ” bulutudur. Gust front ile rüzgar dakikalar içerisinde 180 derece dönebilir. Cephe sonrası hava, soğuk, açık, ve türbülanslıdır ve çoğunlukla xc için en uygun koşulları sağlar. Soğuk cephe, çok hızlı hareket ettiğinden, sabah görülen soğuk cephe, öğleden sonra etkisini tamamen yitirebilir. Soğuk cephe sonrası, ortam soğuk ve kuru ise, termal aktivite için optimum ortam oluşmuş demektir. 12 6.1.3 Oklüzyon cephe Bir alçak merkez sisteminde soğuk ve sıcak cephenin var olması durumunda, soğuk cephe sıcak cepheden daha hızlı hareket ettiğinde sıcak cepheyi yakalar ve aralarında sıkışıp kalan sıcak havayı yukarı doğru yükselmeye zorlar. Oklüzyon cepheler hem sıcak hemde soğuk cephelerin bazı özelliklerini da yumuşak olarak gösterirler. Soğuk, sıcak ve doğal tipli olmak üzere üç tür oklüzyon cephe vardır. Sıcak oklüzyon: Cephe gerisindeki (arkadan yetişen) havanın, cephe önündeki havadan daha sıcak olması durumudur. Soğuk oklüzyon: Cephe gerisindeki havanın cephe önündeki havadan daha soğuk olması durumudur. Doğal oklüzyonda ise cephe gerisi ve önündeki hava sıcaklıklarında fazla bir fark yoktur. Öklüzyon cepheler genelde yavaş hareket ederler ve cephe sisteminin yaşam döngüsündeki son zamanlardır. Her ne şekilde olursa olsun, öklüzyon cepheler, uçuş için uygunsuz hava şartı demektir. 6.1.4 Yerel Etkiler – Deniz meltemi cephesi Deniz kıyılarında hakim olan meltem, kıyıdan içeri, denizden taşıdığı nemli, ve tok havayı da taşır – ve böylelikle, kıyı civarında oluşabilecek termal olayları da etkisizleştirir. Ancak eğer hakim rüzgar kıyıya paralel ise, deniz üzerindeki soğuk hava, soğuk bir cephe gibi davranır. Kıyı içlerindeki kuru ve sıcak hava ile, deniz üzerinden gelen nemli ve serin havanın karşılaşması, o günkü bulut tabanının altında yeni bulutçuklar oluşturur. Bu bulutlar, kaldırıcının göbeğinim işaretidir. Kuru havalarda, bu bulutlar görülmez ancak, görüş mesafesindeki değişiklik, cephe şeridini ele verir. Cephenin soğuk kısmı, dumanlı ve bulanık görülür. Cephenin yeri, rüzgar yönü takibiyle de kolayca anlaşılabilir. Kıyı ve deniz üstünde rüzgar kıyıya doğru eserken, birkaç km içerde tam tersi denize doğru esiyor olabilir. Ancak, cephenin, deniz kısmındaki son alanlar, kuvvetli bir bastırıcıdır. Ancak 600-700 m yükseklik vaadederler. Bucephe sistemi, genellikle, yaz olayıdır, ve kışın meydana gelmezler. Yaz öğleden sonraları, kıyıdan 40-50 km içeride aranmalıdır. Akşam, tüm diğer kaldırıcılar kesildikten sonra bile kaldırıcılığını korur. 6.2 Jet akımları – Alçak Basınç İlişkisi – Cephe İlişkisi Farklı karakterde iki hava kütlesi karşılaştığında, yüksek irtifalarda, karşılaşılan yere paralel olarak (cephe boyunca, cepheye paralel) esen çok güçlü bir hava akımı oluşur. Bu jet stream’ dir. Kilometrelerce uzunluktadırlar ve saatte 100-200 km hızları vardır. Bu jet akımlarının hızlarının arttığı ve azaldığı bölgeler olur ki, hızın arttığı bölgelerde, yeryüzünde bir alçak basınç merkezi, hızın azaldığı bölgelerde ise yüksek basınç merkezi oluştururlar. (Convergence slower – high pressure, divergence faster – low pressure) Alçak hava basıncının oluşturduğu cephelerde iki cephe de aktif değildir, genelde aynı anda sadece birisinin aktif, diğerinin pasif olması beklenir, İki cephe arasında kalan “warm sector” ün nemli hava ve alçak bulut tabanı anlamına geldiğini dağ dalgası için uygun koşulları sağlar. 7. Basınç Rüzgar İlişkisi Rüzgar havanın yüksek basınçtan alçak basınca hareket etmesi ile oluşur. Bu yüzden rüzgar tahmini yapabilmek için en iyi kaynak, basınç dağılımının gösterildiği sinoptik haritalardır. Bu haritalar izobarlar ile gösterilir. 13 Sinoptik haritalarda yüksek basınç Y(H) , alçak basınç A(L) ile gösterilir. Basınç milibar cinsinden gösterilir ve atmosferin deniz seviyesindeki norm basıncı 1013 mb’dır. İzobarlar birbirine ne kadar yakın olursa basınç farkı o kadar fazla ve beklenen rüzgarda hızlı olur. Ancak havaya tek etkiyen kuvvet sadece basınç farkı değildir. Coriolis kuvveti ve yer şekilleri de etkindir. Coriolis kuvveti nedeniyle rüzgarlar irtifada izobarlara yaklaşık 10 derecelik açı ile neredeyse paralel , alçak basınca meyilli bir şekilde seyrederler. Yeryüzündeki sürtünme sonucu rüzgar alçak irtifada daha yavaştır, dolayısıyla coriolis kuvveti de azalır. Bunun sonucunda rüzgarın izobarla yaptığı açı denizde 20 derece karada 30 derceye kadar çıkar. 8. Dünya Üzerindeki Genel Hava Akımları ve Coriolis Kuvveti Meteorolojik olayların yaşandığı hava tabakası (stratosfer), dünyanın çevresini kaplayan bir deniz gibi düşünülebilir. Dünyanın kendi etrafındaki dönüşü nedeniyle bu “gaz denizinin” dengedeki yüksekliği ekvator çevresinde daha yüksek, kutuplarda daha alçak seviyelidir. Herhangi bir yerde bu denge seviyesinin üstüne çıkan hava kitlesi dalgalar halinde daha alçak yerlere doğru akacaktır. İşte dünyada genel hava hareketlerinin kaynağı, ekvator çevresindeki bölgenin güneş ışığını daha dik alarak kutup bölgesindeki havaya göre daha çok ısınmasıdır. Kutuplarda radyasyon (gazın sıcaklığına göre etrafa yaydığı ışıma) sonucu soğuma, güneşten kutuplara gelen enerjiye göre fazladır. Bunun tam tersi ekvatorda olmaktadır. Dolayısıyla ekvatorda hava genişleyip yükselmekte, kutuplarda da yoğunlaşıp çökmektedir. Hava ekvatorda yükselip üst seviyeden kutuplara giderken ve kutuplarda çöküp alçaktan ekvatora doğru giderken, yaklaşık 30° enlem yol katettiğinde 90° sağa (güney yarımkürede sola) döner. Bunun nedeni coriolis kuvveti’dir. 14 8.1 Coriolis Kuvveti Dünyayla birlikte hareket eden havanın çizgisel hızının enlemlere göre farklı olmasından kaynaklanır. Ekvatordaki hava 24 saatte 40.000km katederken 60° enleminde bu mesafe 20.000km’dir. Ekvatordan çevresi daha küçük enlemlere akan hava kitleleri hızını hemen kaybetmediği için bulunduğu enleme göre dünya dönüş yönüne doğru kayar. Kuzey yarımkürede rüzgarlar saat yönüne döner. Güney yarımkürede dönüş yönü bunun tam tersidir. 15 9. Grafik ve Veri Okuma 9.1. Metar Taf Okuma GÖZLEMİN CİNSİ Metar ( SA ) : Her yarım saatte veya her saatte periyodik olarak yapılan rasattır. On dakikalık gözlem sonucu oluşur. Speci ( SP ) : Metar yayınlandıktan sonra meydana gelen önemli değişikliklerdir. GÖZLEM YAPILAN İSTASYONUN ICAO KODU Ör: LTBA = İstanbul Atatürk Hava Limanının kodu GÖZLEMİN YAPILDIĞI SAAT Saatler zulu olarak verilir. Lokal saate çevirmek için yazın üç saat kışın iki saat eklenir. RÜZGÂR YÖNÜ VE ŞİDDETİ Ör: 06005KT = Sıfır atmıştan beş knot V: Rüzgârın geldiği iki derece arasını belirtir. Rasatta 10 dk’lık bir periyotta rüzgar şiddeti en az 4 kt olmak üzere yönde 60 yâda daha fazla bir değişim olursa her iki yön aralığı da belirtilir. Ör: 060V09010 Knot = Rüzgâr sıfır atmış ve sıfır doksan dereceler arası değişken on knot G : (gust) Rüzgârın on dakikalık periyotta 10 kt den fazla değiştiğini (hamlesini) gösterir. Ör: 360V03015G35KT = Rüzgâr üç yüz atmış ve sıfır otuz dereceler arası değişken on beş hamle otuzbeş knot 00000KT: Rüzgârın sakin olduğunu gösterir. VRB: Rüzgâr yönün devamlı olarak değiştiğini gösterir. /// : rüzgâr yönünün ölçülemediğini gösterir. BULUTLAR Alçak bulutlar : 500-6500 feet St,Sc,Ns Orta bulutlar : 6500–10000 feet As, Ac Yüksek bulutlar : 18000-25000 feet Ci,Cc,Cs 16 BULUTLULUK FEW : 1,2 / 8 kapalılık SCT : 3,4 / 8 kapalılık ( Scattered ) BKN : 5,7 / 8 kapalılık ( Broken ) OVC : 8 / 8 kapalılık ( Overcast ) CB : Cumulonimbus TCU : Towering culumus (45.000 feet’e kadar yükselebilir) CAVOK : 10 km üzerinde görüş ve 5000 feet’in altında herhangi bir bulut yok demektir. Cavok kelime açılımı olarak; ceiling and visibilty okey. ÖRNEKLER METAR LTBA 0550Z VRB02KT 9999 SCT035 14/10 Q1004 NOSIG= Sıfır beş elli yani altı zulu ( Lokal saat için üç saat ekliyoruz) lokal saat dokuz Atatürk meydanın durumu, rüzgar değişik yönlerden iki knot, görüş on km den fazla, scattered üçbin beş yüz feet, sıcaklık ondört derece, işba on derece, basınç bin dört milibar, iki saat içerisinde önemli bir değişiklik beklenmiyor METAR LTAC 0350Z 00000KT 7000 BR 12/08 Q1018 NOSIG= Lokal yedi durumu, rüzgâr sakin, görüş yedi kilometre, broken, sıcaklık on iki derece, işba sekiz derece, basınç bin on sekiz milibar, iki saat içerisinde önemli bir değişiklik beklenmiyor. 17 9.2 Meteogram Meteogramlar sayesinde seçilen istasyonu için yer rüzgarı yönü ve şiddeti, toplam bulutluk, yağış ihtimali, irtifa rüzgarları, nemlilik gibi bilgilere ulaşılabilir. 18 9.3 Skew T-Log P(Temp) Diagramı ve Analizi 9.3.1 Skew T-Log P Diagramı Nedir Skew T Log P Diyagramı termodinamik bir diyagramdır. Atmosferde meydana gelen meteorolojik olaylar termodinamiğin çeşitli kanunlarına göre incelenmiş ve bu doğrultuda pratik bir model olan Skew T Log P Diyagramı geliştirilmiştir. Adyabatik işlemler bu diyagramın temelini oluşturmaktadır. Skew T Log P Diyagramı,bir istasyonunun temsil ettiği alan üzerindeki mevcut meteorolojik koşulların analiz ve tahmininde çok kullanışlıdır. Standart bir Skew T Log P Diyagramı, yer seviyesinden 25 hPa seviyesine kadar olan düşey mesafedeki pek çok meteorolojik değişkenin analiz edilmesi imkanını sağlar. Skew T Log P Diyagramına istasyonlar tarafından elde edilen sıcaklık, dew point ve rüzgar bilgileri işlenir.İşlenilen bu bilgilerin kullanılması ile birlikte, çeşitli tahmin ve analiz metotlar geliştirilmiştir. Bu metotlar sayesinde, Skew T Log P Diyagramından, kararlılık kararsızlık, bulut tahmini, CB tahmini, buzlanma, türbülans ve hamle gibi pek çok meteorolojik olayın tespiti yapılabilir. 9.3.2 Skew T-Log P Diagramı Avantaj ve Dezavantajları Avantajları Atmosferik kararlılık kararsızlık net bir şekilde tespit edilebilir. Standart bir diyagramda yer seviyesinden 25 hPa seviyesine kadar olan mesafedeki bütün meteorolojik değişkenler seviye seviye görülebilir ve analiz edilebilir. Şiddetli hava olayları, bulutluluk ve bulutluluk ile ilgili pek çok değişken, türbülans, buzlanma, konvektif sıcaklık ve hamle gibi pek çok meteorolojik olay ve değişken diyagramdan tespit edilebilir. Sinoptik ölçekli hava tahmin modellerinin verileri kullanılabilir. Dezavantajları Sadece istasyon(ravinsonde) rasat zamanlarında çizilebiliyor olması. Örneğin 00 UTC den 12 UTC ye kadar olan zaman zarfında düşey atmosfer profilinde önemli değişiklikler olabilir. Ölçülen değerlerin anlık ve hatalı olabilmesi durumu. Düşey rüzgar bilgilerinin balonun sürüklenmesi nedeniyle istasyonun tam üzerinde düşey olarak elde edilememesi. 9.3.3 Legends Diagramdaki Rüzgar Skalası 19 Diagramdaki Bazı Değerler ve Açıklamaları • İzoterms: Eş sıcaklık çizgileri • İzobars: Eş sıcaklık eğrileri • DALR(Dry Adiabatic Lapse Rate) : Yükselmekteki havanın genişlemesiyle ısı kaybetmesidir. Sıcaklık alışverişi yoktur.(100m/1C düşer) • SALR(Saturated Adiabatic Lapse Rate) : Bulut oluşurken yoğunlaşma olur. Hava kütlesi genişlemeye devam eder ve sıcaklık düşer ancak artık dewpoint noktasında olduğu için yoğunlaşan havanın ısısı kaybı daha az olur. • ELR(Enviromental Lapse Rate) : Havanın her irtifadaki sıcaklığı. • Dew Point(Çiğ Noktası) : Bulunduğu noktadaki basınç ve nem için havanın içerisindeki suyun yoğunlaşması için gereken sıcaklık. • < 15 KI Değeri Oraj Durumu Oraj yok 18 to 19 20% ihtimal 20 to 25 35% ihtimal 26 to 29 50% ihtimal 30 to 35 85% ihtimal >36 100% ihtimal • CAPE Değeri Kararsızlık Olayları < 300 Zayıf Çok Zayıf Konveksiyon 300-1000 Kararsızlık Sınır Zayıf Oraj 1000-2500 Orta Seviyeli Orta Seviyeli Oraj(Şiddetli Oraj Olabilir) 2500-3500 Kuvvetli Şiddetli Oraj (Tornado İhtimali) 3500-5000+ Şiddetli Çok Şiddetli Oraj ve Tornado 20 9.3.4 Skew T-Log P Diyagramı Grafik Okuma ELR isotermlerle paralelse inversiyon olabilir. Daha fazla sağa yatıksa kesin inversiyon vardır. DALR + Dew point ile kesiştiğinde bulut tabanı oluşur. Bulut tabanından sonra DALR SALR ye dönüşür. SALR + ELR kesiştiğinde bulut tavanı oluşur. ELR ne kadar sağa yatıksa hava o kadar stabil olur. Sola yattıkça unstabil yani güçlü termikler olur. ELR ve SALR hiç kesişmezler yada çok sonra kesişirlerse CB oluşumu görülür. 21 10. Ek Bilgiler 10.1 Altıgen Teorisi Düz arazi üzerinde XC mi yapıyorsunuz? Rüzgara karşı gitmeyin, Bruce Goldsmith tartışıyor Yayın:25-Ekim-01 Editör: Hugh Müller Bulut oluşumu ile ilgili altıgen teorisini ilk defa 1992'de buldum. Gökyüzünü anlamama yardım etti ve XC uçuşumu oldukça geliştirdi. O zaman bir yazı yazmıştım. O zamandan beri bulut oluşumlarına baktığımda aklımın bir köşesinde bu vardı. Yakın zamanda, ABD Kolarado'da, bir yolcu uçağında uçarken, gerçekten hoş altıgen teorisi bulutları gördüm ve dayanamayarak birkaç fotoğraf çektim Sahara Yargısı Altıgen teorisini baştan anlatmama izin verin. 1980'lerde, Fransız meteorolojistlerinden oluşan bir grup, termal kaynağı bulunmayan biryerde nasıl bulut oluştuğunu incelemek için Sahara'ya gittiler. İnceledikleri çölün, küçük kum tepelerine sahip olmaktan başka önemli bir özelliği yoktu. Kum özdeş renkteydi ve termik oluşturacak/ateşleyecek bir dağ ve tepe yoktu. Atmosfer stabil değilken termikler hala beklendiği gibi oluşuyordu ama hayret ettirecek sonuçları vardı. Hiç rüzgar olmayan şartlarda termiklerin altıgen şeklinde bir şablonun kenarı boyunca oluştuğu yargısına vardılar. Bu altıgenler, her kenarı 6 km olan muntazam şekildeydiler. Hücre Dolaşımı Ocak üzerinde kaynamaya bırakılmış bir tencere su düşünün. Su kaynadıkça, termiklerin atmosferde yükselmesi gibi kabarcıklar oluşur ve bu kabarcıklar yükselirken, boşalan yere tencerenin diğer kısımlarından su akarak dolaşım yapan su hücreleri oluşur. Bu hücrelerin boyutları bir tencerede santimetrelerle ifade edilir ama atmosferde aynı olay çok daha büyük bir skalada gerçekleşir. Altıgenlerin kesin kenar uzunlukları tabii ki havanın yoğunluğu ve viskozitesine göre değişecektir. Bulut tabanı irtifası ve termiklerin gücü de önemli faktörlerdir ama prensibi anlayabilirsiniz. Rüzgar Etkisi Şimdi ilginç kısım geliyor. Rüzgar olduğunda teori der ki, altıgenin iki kenarı rüzgar yönünde otomatik olarak uzar. Rüzgar güçlendikçe bu kenarlar daha uzar. Altıgenin diğer dört kenarı 6 km uzunluğunda kalır. Altıgenin bu uzun kenarları tabii ki bulut yolları(cloudstreets)dır. Pilotlara Açıklamalar Düz araziler üzerinde bulut yollarında uçan pilotlar için önemli açıklamalar içerir. İlk olarak, bulut yolları sonsuza kadar ilerlemez; sınırlı uzunluktadırlar ve uzatılmış altıgenler şeklinde birbirlerine uyarlar. İkinci olarak, rüzgara karşı uçuyorsanız ve bulut yolunuzun sonuna geldiyseniz, kaldırıcı bulabilmek için tam rüzgara karşı uçmamalısınız. Teori, rüzgara karşı olan yönünüzden 60 derece dönmenizi, çapraz rüzgarda 6 km giderek, sonraki bulut yolunun başlangıcını, herşey teoriye uygunsa, bulmanızı önerir Mavi Delikler Altıgen teorisi ayrıca neden "mavi delikler" olduğunu açıklar. Bunlar basitçe altıgenlerin ortasıdır. Güneşin ısıttığı mavi gökyüzü altında uçarsam hoş bir termikle ödüllendirileceğime inanırdım. Kısa zamanda bu fikrin işe yaramadığını gördüm ve birçok sefer yerde rüzgara karşı durup erken iniş yüzünden ilginç göğe bakarak kaldım. Altıgen teorisi bu mavi delikler altında havanın aşağı doğru hareket ettiğini söylüyor ve güneş yeri ısıtsa bile havanın aşağı akışına baskın çıkamıyor. 22 Dağlar Altıgen teorisinin sadece düz alanlar üzerinde uygulanması gerektiği anlaşılmalıdır. Dağlar güçlü termik kaynaklarıdır, öyle ki teoriye başvuruyu yok ederler ama ilginç bulduğum şey bazı termik kaynaklarının neden çalışabildiğini ve bazı diğerlerinin neden çalışamadığını açıklamasıdır. Eğer aynı güçte iki termik kaynağınız varsa, altıgen yolu üzerinde olan çalışırken, ne kadar harika görünse de mavi delikteki diğeri çalışmayacaktır. 23
