07-03-2013, 12:54 PM
Çevrimdışı
BÖLÜM 1
METEOROLOJİYE GİRİŞ
Meteoroloji kelimesi, meteor ve loji kelimelerinin birleşiminden meydana gelir. Meteor kelimesi oldukça geniş anlamlı bir kelime olup, meteorolojideki anlamı, atmosferde meydana gelen çeşitli hava olaylarıdır. Loji ise bilim demektir. O halde meteoroloji, atmosferde meydana gelen tüm olayları inceleyen bir bilimdir.
Meteoroloji, dünyamızı çevreleyen atmosferi ve atmosfer içinde meydana gelen değişimleri, matematik, fizik ve kimya gibi pozitif bilimler yardımıyla inceleyen bir bilim dalıdır.
Meteorolojinin çeşitli alt bilim dalları vardır:
1. Dinamik Meteoroloji: Atmosferin hareketini meydana getiren kuvvetleri ve bu kuvvetlerle ilgili enerji dönüşümlerini inceler.
2. Fiziksel Meteoroloji: Güneş radyasyonu, buharlaşma, yoğunlaşma, bulut oluşumu, yağış, atmosferdeki manyetik.optik ve elektriksel olaylar gibi fiziksel
olayları inceler.
3. Klimatoloji: Meteorolojik elemanların uzun bir sure içindeki zamansal ortalama
değerleri, normalleri, frekansları ile bu elemanların zamana bağlı değişimlerini
ve dağılmalarını ortaya koyar ve bunlara dayanarak çeşitli iklim tiplerini inceler.
4. Sinoptik Meteoroloji: Aynı anda (hemzaman) yapılan ve sinoptik gözlem
denilen ölçümlere dayanarak hava olaylarını analiz eder ve hava öngörüsü (tahmini) yapar.
5. Aeronotik Meteoroloji: Havacılık meteorolojisidir.
6. Denizcilik Meteorolojisi: Meteorolojinin denizcilik problemleriyle ilgilenen dalıdır.
7. Tarımsal Meteoroloji: Meteorolojinin tarımla ilgilenen dalıdır.
8. Biyometeoroloji: Hava olaylarının canlılar üzerindeki etkilerini inceler.
9. Hidrometeoroloji: Meteorolojinin, su temini, taşkın kontrolü, sulama gibi
konularla ilişkilerini inceler. Hidroloji ve hidrolojik cevrimle ilgili bilgileri verir.
Denizcilik Meteorolojisi
Atmosfer ve atmosferin hareketlerine ait temel bilgileri edinerek, sinoptik (hemzaman) gözlemler yardımıyla sinoptik haritaların oluşturulması ve bu haritaların analizleriyle hava tahminleri yapmak, bu tahminlere dayanarak emniyetli seyir yapmak, taşınan malların hava şartlarından etkilenmesini önlemek, limanlarda yükleme, boşaltma ve depolama sırasında malların özelliklerini korumak amacıyla gerekli önlemleri almak gibi konularla ilgili meteorolojik bilgilerdir.
Deniz meteorolojisi, deniz çevresindeki atmosferi inceleyen meteorolojinin bir dalıdır. Bilindiği gibi, denizcilik, çevre koşullarına karşı çok duyarlıdır. Dalgalar, rüzgar ve görüş uzaklığı denizcilik açısından çok önemlidir. Kaptanın takip edeceği rota büyük çapta meteorolojik faktörlerle ilgilidir. Rüzgar ve dalga tahmini, görüş uzaklığı, buz toplanması, yağış ve akıntı bilgisi, nem konuları seyir açısından önemli meteorolojik bilgilerdir.
Kısaca, denizcilik meteorolojisi, denizi kullananlara gerekli meteorolojik bilgileri verir.
Deniz Meteorolojisi Tarihçesi
Denizciliğin tarihi uzun yıllara dayanır. Denizle uğraşanların büyük bir çoğunluğu havanın nasıl olacağını merak ederek, çok eski çağlardan beri kendilerine göre bazı tahminlerde bulunarak, tecrübe sahibi olmuşlardır. Bazı gemiciler denizde gemileri ile seyrederken önemli ve devamlılık gösteren rüzgarları keşfetmişlerdir. Okyanus üzerinde esen rüzgarlara ait kartlar ilk olarak İngiliz Halley tarafından 1686 da çizilip yayınlanmıştır. 1805 yılında İngiliz Deniz Ofisinde görevli bulunan F. Beaufort kendi adıyla anılan Bofor ıskalasını ortaya çıkarmıştır. Ayrıca gemi kaptanları ,güvenli deniz ulaşımı için denizlere ait hava durumlarını rota defterlerine kaydetmişlerdir. Bunlar ihtiyaçtan doğan çalışmalardır.
Ancak ilk deniz bilimi çalışmaları 19.yüzyılın sonlarına doğru başlamıştır. İlk ulusal meteoroloji ofislerinin kurulduğu 19.yüzyıl ortalarında okyanus taşımacılığı,rüzgar rejimleri akıntı sistemleri ve fırtınaların oluşumları hakkında sistematik bilgiye ihtiyaç olduğu anlaşılmıştır. Bu ihtiyacı karşılamak ve gemi güvertelerinde gönüllü gemilerce yapılan gözlemlerin belirli bir esasa dayandırılmasına yönelik uluslararası ilk deniz meteorolojisi toplantısı 1853'te Brüksel'de yapılmıştır. Bu toplantıda gönüllü ticaret gemileri tarafından yapılan gözlemlerin klimatolojik bilgi olarak değerlendirilip,gemiciliğin kullanımına sunulması kararlaştırılmıştır .Örgütlü deniz bilimi çalışmalarının başladığı 19. yüzyıl ortalarından bu yana dünya okyanuslarının fiziksel ,kimyasal ve biyolojik özelliklerine ait sistematik gözlemler yoğun bir biçimde ve sürekli olarak yapılmaktadır.
Telsiz haberleşmesinin gelişmesi ve gemiyle sahil arasında düzenli bir haberleşme ağının kurulması ile birlikte, denizde can güvenliği konulu ilk uluslar arası toplantıda, tüm deniz taşımacılığı hatları ve balıkçılık sahaları için hava raporlarının telsizle yayınlanması kabul edilip, hükümetlerin okyanus üzerinde bu tür yayınların sorumluluğunu üstlenmesi konusunda fikir birliğine varılmıştır. Uzun bir süre gemiciliğe yönelik hava tahminleri, kıyısal fırtına uyarıları deniz meteorolojisi konusunda yapılan sınırlı çalışmalardı. Zamanla bilimsel ve işletme amaçlı meteorolojik bilgilere talebin artmasıyla,okyanuslardan daha çok veri elde etme gereği duyulmuştur. 1936 yılında denizle ilgili klimatolojik verilerin değişimi ve yıllık klimatolojik özetlerin düzenli olarak basımını sağlayacak uluslararası bir sistem kurulmuştur. Denizden elde edilen verilerin yeterliliği, temsil edebilirliği ile ileri tahmin ve deney tekniklerinin geliştirilmesi ancak uluslar arası işbirliği ile sağlanacağından, Bu anlamda bazı uluslararası kuruluşlar oluşturularak bu sahalarda önemli gelişmeler sağlanmıştır.
Deniz Meteorolojisi İle İlgili Faaliyetler
Deniz meteorolojisi faaliyetlerini denizi kullananlara göre şu şekilde sınıflandırabiliriz.:
GEMİCİLİK: Çevre şartları belirli kritik değerlere ulaştığında gemicilik alanında tehlikelere sebep teşkil eder. Bu bakımdan geminin denizde seyri sırasında ve limanda yükleme boşaltma durumları da dahil olmak üzere bazı meteorolojik parametrelerin bilinmesine gerek vardır. Bunlar; rüzgar, dalga, kısıtlı rüyet, deniz buzları, sıcaklık, nem, akıntılar, vb.dir. Bunlardan başka derin denizlerde seyreden gemiler için hava bülteni ve fırtına uyarılarına ek olarak gemilerin hareketinden önce yol boyunca yardımcı bazı özel hizmetlere ihtiyaç duyulur. Örneğin gemi yükünün korunması için ön tedbirlerin alınması gerekir. Yük, sallantıdan veya sıcaklığın donma noktasının altına düşmesinden etkilenebilir. Yüksek nem ambarlardaki higroskopik maddelere zarar verebilir. Güverte yükü, rüzgar dalga ve serpintiden hasara uğrayabilir.
Tüm bunlara ilave olarak dalgalar, rüzgar ve yağış yükleme, boşaltma işini etkileyip yükün transferini geciktirebilir. Ayrıca; kanallar ve limanlarda seyreden gemiler rüzgar basıncının neden olduğu su seviyesi anomalileri tarafından etkilenebilir.
BALIKÇILIK: Küçük ticaret gemileri gibi balıkçı gemileri de seyir anında çevre şartlarından etkilendiği için ihtiyaç her ikisi içinde aynıdır. Fakat balık tutma anında balıkçı gemileri fırtına gibi tehlikelere karşı daha hassas olurlar. Meteorolojik faktörler balıkçılık faaliyetlerini sadece güvenlik yönünden değil, aynı zamanda ekonomik yönden de etkiler. Bazı bölgeler zengin balık yatakları olmasına rağmen kötü hava şartları yüzünden bu sahalar gereği gibi değerlendirilemez. Diğer yönden balık yönünden daha fakir olan bölgelerde uygun meteorolojik şartlar nedeniyle daha ekonomik balıkçılık yapılabilir. Deniz yüzeyi sıcaklığı ve yatay ısı değişimleri bazı balık sürülerinin davranışları ve dağılımı için faydalı bir belirleyicidir. Bunlardan başka bazı balık sürülerinin su içinde düşey dağılımı ışık yoluyla yakından ilgili olduğundan, bu konuyla ilgili bilgilere ihtiyaç duyulur.
KIYI VE AÇIK DENİZ FAALİYETLERİ: Bu faaliyetler genellikle özel bir coğrafi noktaya ve operasyonun cinsine göre çok detaylı bilgi gerektirir .Petrol arama ve sondaj çalışmaları gibi deniz faaliyetleri için oldukça hassas bilgilerin elde bulundurulması zorunludur. Örneğin; petrol arama cihazlarının taşınması ve yerleştirilmesi sırasında kolayca hasar göreceklerinden, en azından iki saatlik kritik dalga yüksekliği (2-3 m.) ikazı gerektirir.
TURİSTİK EĞLENCE GEMİLERİ VE YATLAR: Deniz meteorolojisi faaliyetleri programına giren bu bölümde bu tip gemilerin yolcuları denizdeki tehlikelere alışık olmayan kişilerdir. Bu nedenle yolculuğun rahat geçmesi için hava ve deniz durumunun önceden bilinmesinde yarar vardır. Özellikle Yatlar yerel fırtınalar ile gök gürültülü sağanak yağış , hamleli rüzgar, fırtınamsı rüzgar gibi meteorolojik hadiselerden kolay etkilenirler.
DENİZ KİRLİLİĞİNİN ÖNLENMESİ: Son yıllarda petrol ve diğer kirleticilerin neden olduğu olaylar sahillerin ve sahil toplumunun sık karşılaştığı durumlardır .Böyle bir durumda kirliliğin sahil bölgelerini etkileyerek buradaki kıyı toplumunu ve tesisleri tehdit edeceği düşünüldüğünde temizleme çalışmaları ve kirletici ile mücadele edebilmek için ilk önce kirleticinin yayılma hızı ve hareket yönünün saptanması gerekir.
Bunun için de bölgeyle ilgili detaylı rüzgar tahmini, beklenen deniz durumu, tahmini maksimum dalga yüksekliği, bölgedeki akıntı bilgileri, hava ve deniz sıcaklığı ile beklenen rüyet durumu ile ilgili bilgileri içeren özel bir meteorolojik desteğe ihtiyaç duyulur.
Enerji Kaynağı Güneş
Bugünkü bilgilerimize göre evrende (uzayda) bir milyardan fazla galaksinin olduğu sanılmaktadır. Güneş sistemi, bu galaksilerden biri olan Samanyolu galaksisi içindedir.
Samanyolu galaksisi, ortası şişkin bir disk şeklindedir. Samanyolucun çapı 100 000 ışık yılı kadar olup, Samanyolulun, her biri 2500 ışık yılı genişliğinde iki kolu Bu kollar, "Orion kolu" ve "Perseus kolu"dur. Güneş sistemi, Orion kolunun iç yüzü üzerinde olup, galaksinin merkezinden 30 000 ışık yılı uzaklıktadır.
Güneş, Samanyolucun merkezi etrafında, yarıçapı 30000 ışık yılı olan bir çember üzerinde saniyede 250 km.lik bir hızla hareket etmektedir. Güneş, bu çember üzerindeki bir turunu 250 milyon yılda bir yapmaktadır.
Dünya, güneş sistemindeki dokuz gezegenden biri olup, güneşe yakınlığına göre üçüncü gezegendir. Dünya - güneş mesafesi yaklaşık 150 milyon km.dir. Güneşten başka, dünyaya en yakın yıldız, dünya - güneş mesafesinin 250 000 katı kadar, diğer bir deyişle yaklaşık dört ışık yılı uzaklıktadır
Enerjinin şiddeti mesafenin karesiyle ters orantılı olarak azaldığından, güneşten başka bir yıldızı, enerji kaynağı olarak göz önüne almak mümkün değildir. O halde, atmosferimizin hareketleri ve durumlarına etki etmesi bakımından tek enerji kaynağı güneştir.
Güneş, yarıçapı 695 000 km (dünyanın ekvatordaki yarıçapının 109 katı kadar) olan çok sıcak bir gaz küredir. Güneşin hacmi, dünyanın hacminin 1 300 000 katı, yani 1408 x 1015 km3 'dür. Güneşin ortalama yoğunluğu dünyaya göre oldukça az olup, 1,41 g/cm3itür. Güneşin kütlesi ise, dünyanın kütlesinin yaklaşık 333000 katı kadar olup 1,95 x 10 M kg dır.
Güneş, dünyanın yörünge düzleminin normaliyle 7° 11'lik bir açı yapacak şekilde kendi ekseni etrafında yaklaşık 25 günde dönmektedir. Güneş, katı bir cisim olmadığından farklı kısımları farklı hızlarda dönmektedir.
Güneşin merkezine yakın yerlerde sıcaklık 8-40 milyon °K arasında değişmektedir. Güneş yüzünün sıcaklığı ise 6000 °K kadardır. Merkez yakınımın yoğunluk çok büyük olup, suyun yoğunluğunun 80 - 100 katı kadardır. Bu yüksek sıcaklık ve yoğunluk koşullarında güneş merkezi civarında termonükleer olaylar meydana gelir. Bu nükleer olayların en önemlisi hidrojenin helyuma dönüşmeni şeklinde olanıdır. Bu olay esnasında çok büyük bir enerji açığa çıkar Mevtimin gelen bu enerji dış yüzeye doğru iletilir ve daha sonra da güneş yüzünden bütün uzaya yayılır. Güneş enerjisinin bu uzaya yayılması elektromanyetik dalgalar şeklinde olur. Buna enerjinin radyasyon yoluyla taşınması denir.
Güneşin, göze parlak görünen yüzünden itibaren dışa doğru güneş atmosferi başlar. Güneş atmosferinin tabakaları, güneş yüzünden itibaren, fotosfer (ışıkküre), kromosfer (renkküre) ve korona (taç) isimlerini alır.
iyonize olmuş gazlardan oluşan fotosferin kalınlığı birkaç yüz km olup
ortalama sıcaklığı 6000 "K civarındadır. Fotosferin yoğunluğu, suyun yoğunluğunun 100 milyonda biri ile 200 milyonda birlim kadar değişir Fotosferde ilgi çekici oluşumlar güneş lekeleridir. Güneş lekelerinin ortaları çukur olup, gruplar halinde bulunurlar. Güneş lekelerinin çapları 100 000 km.yi (dünyanın çapının 6-7 katını) aşabilir. Güneş lekeleri, çevrelerine nazaran 1000 – 15000 K daha soğukturlar ve çok kuvvetli (3000 Gauss ve daha fazla) manyetik alana sahiptirler. Güneş lekelerinin sayısı, ortalama olarak 11 yıllık periyotlarla değişir.
Fotosferden çok miktarda güneş enerjisi dış tabakalara doğru taşınır. Bunun sonucu olarak, fotosferin üstünde yaklaşık 15 000 km 'lik bir yükseklikte sıcaklık, 1 milyon °K civarındaki değerlere yükselir. Bu geçiş tabakasına kromosfer denir. Kromosfer, kızılımtrak bir renktedir. Çoğunlukla düşük basınçtaki hidrojen ve helyumdan oluşur. Kromosferin kalınlığı yaklaşık 10 000 km 'dir.
Kromosfer düşük yoğunluklu bir gaz tabakası olup, en ilgi çekici aktivitesi güneş alevleridir. Güneş alevleri büyük miktarda enerji akışlarıdır. Güneş alevi kısa ömürlü, şiddetli fışkırmalar olup, birkaç dakika içinde normalden birkaç defa daha büyük bir parlaklık oluşur. Güneş alevleri, güneş lekeleri civarında oluşan dev patlamalardır. Bu esnada güneşe ait maddelerin bir kısmı tamamen güneş atmosferinin dışına (uzaya) kaçar ve 1018 kWh mertebesinde büyük enerji akışıyla, elektrik yüklü, yüksek hızlı partiküller güneş dışına doğru yayılır. Dünyanın manyetik alanı bu partiküllerin (parçacıkların) çoğunu tutarak dünyayı bunlara karşı korur. Dünyanın manyetik alanında sapan bazı partiküller, kutuplar civarında ışıklı bir olay olan auroralara sebep olurlar.
Kromosferin dışındaki tabaka korona tabakası olup, yoğunluğu çok düşük, sıcaklığı ise çok yüksektir (yaklaşık bir milyon °K). Gümüş renkli bu tabaka milyonlarca kilometre dışa doğru uzanır.
Güneş Radyasyonu
Enerjinin taşınması üç yolla olur:
• Kondüksiyon
• Konveksiyon
• Radyasyon
Kondüksiyon: Daha çok katılardaki enerjinin iletim şeklidir. Moleküler hareketin iletilmesiyle olur.
Konveksiyon: Kütlelerin taşınmasıyla enerjinin iletim şeklidir.
Radyasyon: Maddesel ortama ihtiyaç olmaksızın, enerjinin elektromanyetik dalgalarla taşınmasıdır.
Güneşe enerjisi radyasyon yoluyla dünyaya gelir. Bütün elektromanyetik dalgalar © ışık hızıyla hareket ederler. (simge), dalga boyu, f, frekans olmak üzere, ışık hızı, dalga boyu ve frekans arasında
c = (simge).f
bağıntısı söz konusudur. Dalgaboyu (simge) genellikle mikrometre (simgem) veya angstrom ( A ) ile ifade edilir.
= 10 "6 m (buna mikron da denir)
1 A =10 '10m
1 um = 10* A 'dur.
Güneş radyasyonunun % 99 u 0,15 - 4 (simge)m dalgaboyları arasında dünyaya gelir. Yeryüzüne gelen güneş enerjisi miktarına güneşlenme denir. Dünyaya gelen güneş radyasyonu, ultraviyole (morötesi)(UV), visible (görünür)(V), ve infrared (kızılötesi)(IR) bölgeler olmak üzere üç bölgede gelir.
Morötesi bölge: 0,15 - 0,4 um dalgaboyları aralığında,
Görünür bölge: 0,4 - 0,74 um dalgaboyları aralığında,
Kızılötesi bölge: 0,74 - 4 |im dalgaboyları aralığındadır.
Morötesi bölgede gelen enerji, toplam güneş radyasyonu enerjisinin % 7’si görünür bölgede gelen enerji, % 47,3 'ü ve kızılötesi bölgede gelen enerji % 46,7'sidir. Güneşten gelen enerjinin dalgaboyuna göre değişimi şekil 1.1 'de verilmiştir.
Güneşten bir dakikada yayınlanan toplam enerji miktarı 56 x 10 kalori
kadardır. Bu enerji her doğrultuda bütün uzaya yayılır ve dünyanın atmosferinin üst sınırında her bir cm2 'ye bir dakikada gelen enerji miktarı yaklaşık 2 kaloridir. Şayet bu enerji bütün yerküreye eşit olarak dağılsaydı, her cm2 'ye 0,5 kalorilik enerji isabet edecekti. Gerçekte dünya küre şeklinde olduğundan, güneş enerjisi her yere aynı miktarda gelmez. Ekvator bölgesine gelen enerji miktarı daha fazla olup, kutuplar civarına gelen enerjide 2,4 defa daha büyüktür.
(Şekil 1.1 çiz)
Dünya toplam olarak bir günde 3,67 x 10 21 kalorilik enerji almaktadır. Bu enerji 10 000 hurricane (tayfun) 100 milyon thunderstorm (oraj) veya 100 milyar tornado oluşturabilecek kadar büyük bir enerjidir. Şayet bu enerji toplanıp depo edilebilseydi, dünyanın 100 yıllık endüstriyel ve çeşitli enerji ihtiyaçlarını karşılayabilirdi.
BÖLÜM 2
DÜNYANIN HAREKETLERİ VE ATMOSFER
Dünyanın başlıca üç türlü hareketi vardır:
• Dünyanın kendi ekseni etrafındaki hareketi,
• Dünyanın güneş etrafındaki hareketi
• Dünyanın ekseninin koniksel (presizyon) hareketi
Dünyanın Kendi Ekseni Etrafındaki Hareketi
Dünyanın güneş etrafındaki hareketinde takip ettiği yörüngenin düzlemi ile ekvator düzlemi çakışmaz. Bu nedenle, dünyanın ekseni ile yörünge düzleminin normali belirli biracı yapar. Bu açı 23° 27' 'dır(şekil 2.1).
(şekil 2.1 çiz)
Dünya, yörünge düzleminin normaliyle 23° 27' 'lık bir açı yapacak şekilde kendi ekseni etrafında dönmektedir. Dünya kendi ekseni etrafındaki bir dönüşünü 24 saatte tamamlar. Böylece günler oluşur. Bu hareket esnasında dünyanın güneş ışığı gören yerleri gündüz, görmeyen yerleri de gece olur.
24 saatlik bir gün, dünyanın kendi ekseni etrafında tam bir dönme yapması İçin gerekli olan zamandır. Bu zaman birimine güneş günü denir. Bir güneş günü daha açık olarak şu şekilde tarif edilebilir. Güneşin, bulunduğumuz noktanın meridyeninden ard arda iki defa geçmesi için gerekli zamandır.
Günlük hava olayları, dünyanın kendi ekseni etrafındaki hareketine bağlı olarak meydana gelir.
Dünyanın Güneş Etrafındaki Hareketi
Dünyanın güneş etrafındaki hareketi (çembere çok yakın) elips şeklindeki bir üzerinde olup, güneş bu elipsin odaklarından birindedir (şekil 2.2).
(Şekil 2.2 çiz)
Dünyanın ekseni, yörünge düzleminin normali ile 23° 27' lik bir açı yapmakta ve eksenin yörünge düzlemi üzerindeki izdüşümü büyük eksene paralel olacak şekildedir.
Hava durumundaki mevsimsel değişimler, dünyanın güneş etrafındaki hareketi ile ilgilidir. Eğer yörünge düzlemi ile ekvator düzlemi çakışık olsaydı, her iki yarımküredeki mevsimsel değişim çok az olacaktı.
Dünyanın güneş etrafındaki elips şeklindeki yörüngesinin büyük ekseni üzerindeki, güneşe en yakın olduğu noktaya Perihelion ve en uzak olduğu noktaya Aphelion denir. Perihelion Ocak ayının ilk günlerinde, Aphelion ise Temmuz ayının İlk günlerinde gerçekleşir. Perihelion'da dünya - güneş mesafesi (147,1 x 10 6 km) en kısa, Aphelion'da ise dünya - güneş mesafesi (152,1 x 106 km) en uzun olduğundan, dünya Perihelion'da olduğu zaman Aphelion'a nazaran % 7 daha çok enerji alır. Bu fark dünyanın ekseninin eğik oluşundan dolayı meydana gelen mevsimsel değişimlerle karşılaştırıldığında son derece küçüktür.
23° 27' N enlemine Yengeç Dönencesi, 23° 27' S enlemine Oğlak Dönencesi denir. Bu enlemler, güneşin öğle vakti tam tepede gözlenebildiği, ekvatordan en uzak enlemlerdir. Kuzey yarımküredeki 66° 33' 'lık enleme Arktik Daire, güney yarımküredeki 66° 33' 'lık enleme ise Antarktik Daire denir. Bu enlem derecelerinin kutuplar tarafındaki her noktası yılda en az bir gün boyunca (24 saat) karanlıktır (gecedir). Tam kutup noktalan ise ekinokslar (21 Mart-23 Eylül ve 23 Eylül 21 Mart) arasında, 6 ay süresince gündüz, 6 ay gecedir.
(Şekil 2.3 çiz) (şekil 2.4 çiz) (şekil 2.5 .çiz)
İlkbahar ve Sonbahar Ekinoksu (21 Mart - 23 Eylül), öğle vakti güneş ışınlan ekvatora dik olarak gelir, yani güneş tam tepededir. Kuzey ve güney yarımkürede, bütün enlemlerde gece ve gündüz süreleri eşit olup, 12'şer saattir. Kuzey ve güney kutup noktalan 24 saat gündüzdür (şekil 2.3).
Yaz Solstisi (21 Haziran). Güneş ışınlan öğle vakti Yengeç Dönencesine dik olarak gelir ( güneş tam tepededir). Güneş ışınları Ekvatora 66,5° lik, Kuzey Kutup noktasına 23,5° lik bir açıyla gelir. Kuzey yarımkürede en uzun gündüzler, en kısa geceler, güney yarımkürede en uzun geceler, en kısa gündüzler yaşanır. Arktik dairenin kuzeyi 24 saat gündüz, Antarktik dairenin güneyi 24 saat gecedir. Ekvatorda gece ve gündüz süreleri eşittir (şekil 2.4).
Kış Solstisi ( 21 Aralık). Güneş ışınları, öğle vakti Oğlak Dönencesi' ne dik olarak gelir (güneş tam tepededir). Güneş ışınları ekvatora 66,5°, Güney Kutup noktasına 23,5° lik bir açıyla gelir. Arktik dairenin kuzeyi 24 saat gece, Antarktik dairenin güneyi 24 saat gündüzdür. Kuzey yarımkürede en kısa gündüzler, en uzun geceler yaşanır. Güney yarımkürede ise gündüzler en uzun, geceler en kısadır. Ekvatorda gece ve gündüz süreleri eşittir (şekil 2.5).
21 Mart’tan 21 Haziran’a kadar olan süre İlkbahar, 21 Haziran - 23 Eylül arası yaz, 23 Eylül – 21 Aralık arası sonbahar, 21 Aralık – 21 Mart arası ise kıştır.
Güneşin sabit, dünyanın güneş etrafında hareket ettiği bilinmekle birlikte, biz dünyadan, güneşin etrafımızda hareket ettiğini gözleriz. Bu iki hareket, etkilet bakımından aynı sonuçlan doğurur. Bu nedenle inceleme kolaylığı bakımından İkinci hareket şekli olan güneşin zahiri hareketini incelemek faydalı olacaktır. Buru göre, bizim dünya üzerinde bulunduğumuz nokta merkez olmak üzere, yarıçap dünya - güneş mesafesi kadar olan bir küre göz önüne alınırsa, bu küreye gök küre denir. Güneşin bulunduğu bütün konumlar bu küre üzerindedir. Dünya üzerinde bizim bulunduğumuz noktada dünyaya teğet olan düzlem ufuk düzlemimiz olup, ufuk düzleminin üstü gündüzü, altı ise geceyi temsil eder.
Şekil (2.6) da Kuzey yarımkürede, orta enlemlerdeki bir gözlem yerinden gözlenen, (ekinoks ve solstis zamanları için) güneşin zahiri yörüngeleri görülmektedir. Buna göre en uzun gün 21 Haziran'da olup, ışınlar bulunduğumuz yere(gözlem noktasına) en dik gelir. 21 Aralıkta ise, en kısa gündüz yaşanır ve ışınlar gözlem yerine en eğik olarak gelir. Işınların geliş açısı, 21 Mart ve 23 Eylül tarihlerinde ise bu iki ekstrem durum arasındadır. Bu tarihlerde güneşin doğduğu yer gerçek doğu, battığı yer de gerçek batıdır. Orta enlemelerde Güneş hiçbir zaman tam tepede görülmez.
Şekil (2.7) 'de ekvatordaki bir gözlem yerinden gözlenen (ekinoks ve solstis zamanları için) güneşin zahiri yörüngeleri görülmektedir. Buna göre ekinoks zamanlarında (21 Mart ve 23 Eylül günlerinde) güneş tam tepede olmakta, 21 Aralık günü (kış solstisinde) güneş ışınları 23,5° güneye, 21 Haziran günü, (yaz solstisinde) güneş ışınları 23,5° kuzeye kaymaktadır. Yani 21 Aralık ve 21 Haziran günü öğle vakti güneş ışınları ekvatorda, bulunduğumuz noktaya 23,5° 'lik bir açıyla gelir. Gece ve gündüz süreleri bütün tarihlerde eşit ve 12'şer saattir.
Şekil (2.8) 'de Yengeç Dönencesi üzerindeki gözlem yerinden gözlenen güneşin zahiri yörüngeleri (ekinoks ve solstis zamanları için) görülmektedir. Buna göre, sadece 21 Haziran günü öğle vakti (yaz solstisinde) güneş tam tepede olmakta, 21 Mart ve 23 Eylül günleri (ilkbahar ve sonbahar ekinokslarında) güneş ışınları gözlem noktasına 23,5" eğimle gelir. Gece ve gündüz süreleri eşittir. 21 Aralık gününde ise, güneş ışınları ekinoks zamanlarına göre 23,5° daha eğik gelir. En kısa geceler 21 Aralıkta, en uzun geceler 21 Haziran'da yaşanır.
ATMOSFER
Atmosfer, dünyayı saran renksiz ve kokusuz bir gaz küredir. Bu gaz küreyi oluşturan gaza hava denir. Hava bir gaz karışımıdır. Atmosferin üst sının, atmosfer basıncının sıfır olduğu yer olarak kabul edilir.
Atmosferin kalınlığı yaklaşık 1000 km olarak kabul edilir. Atmosferin toplam kuru hava kütlesi 5,6 x 10 w ton olup, atmosferdeki toplam su buharı miktarı 146 x 1012 ton, toplam ozon miktarı 3300 x 10 6 tondur. Eğer atmosfer ağırlığına eşit miktarda su olsaydı, bu, yerküreyi 10 m kalınlığında bir su tabakası ile kaplardı. Eğer atmosferdeki tüm su buharı yoğunlaşsaydı, yerküreyi 2,5 cm kalınlığında saran bir su tabakası oluştururdu.
0°C 'de 760 mmHg basıncında, deniz seviyesinde havanın yoğunluğu 1,293 kg/m3 tür. Hava yoğunluğu atmosferde yükseklikle hızla azalır. Atmosferin toplam kütlesinin yansı (% 50'si) 5,5 km.nin altında, % 75'i 11 km.nin altında, % 99'u 35 km.nin altındadır. Yoğunluğa benzer olarak, atmosfer basıncı da aşağı seviyelerde yerden yukarı doğru hızla, yukarı seviyelerde ise daha yavaş azalır
Atmosferin Bileşimi
Su buharı hariç olmak üzere, atmosferdeki gazların (bağıl) oranları (yüzdeleri) yerden 90 km.ye kadar hemen hemen sabittir.
Kuru havayı teşkil eden gazlar Tablo 2.1 'de verilmiştir:
Gaz Hacimce yüzde (%) Kütlece yüzde (%)
Azot (N2) 78,084 75,51
Oksijen (O2) 20,946 23,15
Argon (Ar) 0,934 1,28
Karbondioksit (CO2) 0,033 0,046
Tablodan görüldüğü gibi, azot, oksijen, argon ve karbondioksit, kuru havanın İU.09 'unu oluşturur. Geri kalan % 0,01'lik kısımda neon, helyum, kripton, hidrojen, xenon ve ozon gibi diğer gazlar mevcuttur.
Atmosferde karbondioksit miktarı sabit değildir. Bitkiler sürekli olarak karbondioksit kullanırlar. Buna karşılık canlıların solunumuyla, yakıtların yanmasıyla, endüstriyel faaliyetlerden atmosfere karbondioksit verilir. Okyanuslar ve denizler de karbondioksiti yutarlar. Böylece atmosferdeki karbondioksit miktarı hemen hemen sabit kalır.
Atmosferde ayrıca çeşitli kirleticiler, tuz parçacıkları ve yoğunlaşma çekirdekçikleri de vardır.
Yerden itibaren ortalama olarak 25 km.de maksimum ozon konsantrasyonu söz konusudur. Güneşten gelen (0,240 uin'den kısa dalgaboylu) ultraviyole (morötesi) ışınlarla, molekül yapısında olan oksijen parçalanarak atomik yapıya dönüşür:
O2 + intrll -» O + O
Sonra, atomik yapıdaki oksijenin başka bir oksijen molekülüyle çarpışması ve nötr üçüncü bir molekül (M) yardımıyla ozon (O) oluşur:
Formül
Meydana gelen ozon çok kararsız olup, 1,1 nm'den kısa dalgaboylu güneş enerjisi ile ozon tekrar oksijen molekülü ve atomik oksijene dönüşür:
O3 + enerji ->O2 +0
Meydana gelen bu atomik oksijen ozon molekülü ile birleşerek
oksijen molekülleri meydana gelir.
Bu süreç, yerden 20 - 75 km arasında sürekli olarak devam eder ve maksimum ozon konsantrasyonu bu tabakanın alt kısımlarında bulunur.
Atmosferde miktarı değişen diğer bir gaz da subuharı olup, meteorolojik bakımdan önemi büyüktür. Karalar üzerinde, düşük sıcaklıklarda subuharı miktarı sıfıra yakındır. Denizler üzerinde, yüksek sıcaklıklarda subuharı miktarı % 4'e varabilir. Atmosferdeki hemen hemen bütün subuharı, atmosferin en alt tabakası olan " troposfer" içindedir.
Subuharı ve karbondioksit, daha çok yerin (dünyanın) neşrettiği uzun dalgaboylu kızılötesi (İR) ışınları (radyasyonu) yutar. Böylece yerin soğumasına engel olarak "sera etkisini" meydana getirirler.
Atmosferde, yukarıda sözü edilen gazlardan başka, toz, tuz, kurum gibi çeşitli kirleticiler de bulunur. Tozların kaynaklan çöllerdir. Kurumların kaynakları endüstri bölgeleri, volkanlar, orman yangınlarıdır. Ayrıca atmosfer, önemli miktarda tuz da içermektedir. Rüzgarlar, okyanuslardan çok küçük su damlacıklarının atmosfere doğru saçılmasına neden olur. Bu damlacıklar buharlaştığında havada çok küçük parçacıklar halinde tuz kalır.
Atmosferin Tabakaları
Atmosfer düşey olarak, çeşitli özelliklerine göre farklı tabakalara ayrılır.Chapman, sıcaklık, kimyasal reaksiyonlar, iyonizasyon, havanın bileşimi (kompozisyonu) bakımından atmosferi farklı tabakalara ayırmıştır.
Kemosfer: Kimyasal aktivitenin, özellikle fotokimyasal olayların hakim olduğu bölgedir. Yaklaşıl 20 – 110 km. arasında bulunur.
İyonosfer: Atmosferin 70 – 500 km.ler arasındaki iyonlar bakımından zengin tabakasıdır. Bu tabaka uzun mesafe radyo yayınları için önemlidir. Güneşten gelen radyasyon (özellikle ultraviyole ışınlan), gazları iyonize eder. Ayrıca kozmik ışınlar da iyon oluşmasında etkendir. İyonosfer görünür ışığı geçirir. Radyo dalgaları iyonosfer ve yeryüzü arasında tekrar tekrar yansırlar ve uzun mesafelere kadaryayılırlar.
Homosfer: Yerden 90 km'ye kadar olan bu tabakada havanın kompozisyonu (gazların bağıl yüzdeleri) değişmez ve havanın ortalama molekül ağırlığı hemen hemen sabittir.
Heterosfer: 90 km üzerindeki tabaka olup, havanın kompozisyonunun önemli derecede değiştiği tabakadır. Havanın molekül ağırlığı 28,966 mol gramdan 16 mol grama kadar azalır.
Atmosferin Sıcaklık Bakımından Tabakaları
(Şekil 2.10 çiz)
Troposfer: Atmosferin en alt tabakası olup, atmosferin toplam kütlesinin % 75'ini ve atmosferdeki hemen hemen bütün nemi kapsar. Bilinen bütün hava olayları bu tabaka içinde meydana gelir. Troposferin en belirgin özelliği, sıcaklığın yükseklikle lineer (doğrusal) olarak azalmasıdır. Troposferde sıcaklık ortalama olarak her kilometrede 6,5 C azalır. Bu değer, sıcaklığın enlemsel değişimine göre 1000 kat daha büyüktür. Troposferin yüksekliği ekvatordan kutba doğru azalır. Ekvatorda 18 km, kutuplarda ise 8 km kadardır. Orta enlemlerde troposferin kalınlığı 11 km.dir. Troposfer ile stratosfer arasındaki geçiş tabakasına tropopoz denir.Tropopoz yüksekliği çeşitli etkenlere bağlı olarak değişebilir. Aşağı tabakalarda yüksek sıcaklık varsa tropopoz daha yüksektir. Deniz seviyesindeki basınç yüksekse tropopoz yüksekliği daha fazladır. Buna göre, tropopoz genellikle yazın kıştan, yüksek basın basınç sistemleri üzerindekinden daha yüksektir. Alçak enlemlerde, yüksek enlerdekinden daha yüksektir.
Stratosfer: Sıcaklık yükseklikle artar. Kalınlığı kutuplar üzerinde ekvator üzerindekinden daha fazladır. Orta enlemlerde stratosfer, tropopozdan itibaren 50 km.ye kadardır. Stratosferin önemli bir karakteristiği ozonun çoğunu kapsamasıdır. Stratosfer ile mezosfer arasındaki geçiş zonuna stratopoz denilir.
Mezosfer: Orta enlemelerde mezosfer 50 – 85 km.ler arasındadır. Alt kısmı meteorların çoğunun yok olduğu bölgedir. Mezosferin üst sınırına mezopoz denilir.
Termosfer: Orta enlemlerde 85km’den başlayan bu tabakanın üst sınırı yoktur.
BÖLÜM 3
ISI, SICAKLIK VE SICAKLIK ÖLÇÜM ALETLERİ
Atmosferde gözlenen hava olaylarının nedeni, atmosferde ve yeryüzünde ısı enerjisinin eşit şekilde dağılmamasıdır. Atmosferdeki hareketler basit olarak, ısınan havanın yükselmesi ve soğuyan havanın çökmesiyle meydana gelir.
Atmosfer, büyük bir ısı makinesi gibidir. Bu nedenle atmosferdeki hava olaylarının temellerini kavramak için ısı ve sıcaklık kavramlarını anlamak ve atmosferin ısı kazanma ve kaybetme işlemlerini bilmek gerekir.
ISI
Isı, cisimler arasında sıcaklık farklılıkları nedeniyle iletilen enerjidir. Isı enerjisi daima yüksek sıcaklıktaki bir cisimden, düşük sıcaklıktaki bir cisme doğru kendiliğinden iletilir.
ısı
enerjisi
Ti>T2 (T: Sıcaklık)
Şekil 3.1 Isı enerjisinin iletimi.
Enerjinin iletilmesi için cisimlerin temas etmesi gerekmez. Şayet iki cisim temas halinde ise enerjinin bu şekilde iletilmesine kondüksiyon yoluyla iletim denir. Bu işlemde, ortamdaki atom veya moleküllerin hareketlerinin cisme iletilmesi söz konusudur. Örneğin bir metal çubuğun bir ucu ısıtılırsa biraz sonra çubuğun diğer ucu da ısınır.
Şayet madde taşınımı söz konusu ise, hareket eden madde kendisiyle birlikte gittiği yere enerji taşır. Taşınan maddelerin hareketleriyle ısı enerjisinin taşınımına da enerjinin Konveksiyon yoluyla iletimi denir. Örneğin bir radyatör civarında ısınan havanın hareketiyle odanın diğer yerlerinin ısınması bu yolla olur.
Kondüksiyonla ısı iletimi daha çok katılarda olur. Konveksiyon ise daha çok ve gazlarda söz konusudur. Konveksiyonla ısı iletimi gazlarda sıvılardan daha iyidir. Konveksiyon atmosferdeki en önemli ve temel ısı iletim işlemidir.
Enerjinin diğer bir iletim şekli de radyasyon yoluyla olur. Radyasyon yoluyla olan iletimde, enerjiyi veren cisim ile enerjiyi alan cisim arasında bir maddesel ortama gerek yoktur. Enerjinin radyasyon yoluyla iletilmesi elektromanyetik dalgalarla olur. Örneğin, güneşten dünyaya iletilen ısı enerjisi, radyasyon yoluyla uzay boşluğundan geçerek dünyaya ulaşır.
Atmosferin Isı Dengesi
Dalga boyları arasında, güneşten gelen kısa dalga boylu enerjinin aşağı yukarı % 30'u bulutlar tarafından ve kısmen de (değişken yapıya sahip) yeryüzü tarafından uzaya geri yansıtılır. Ayrıca çok küçük bir miktar enerji de atmosferdeki hava molekülleri ve çeşitli parçacıklar tarafından yansıtılır.
Yerden Yayınlanan Radyasyon: Yer yüzeyi, atmosferde az miktarda yutularak yere ulaşan güneş radyasyonunu yutarak ısınır. Yer yüzeyi güneşe nazaran daha düşük sıcaklıkta olduğundan kızılötesi dalgaboylannda (4-80 m dalgaboylarında uzun dalgaboylu) radyasyon yayınlar. Atmosferdeki su buharı ve karbondioksit yeryüzünden yayınlanan kızılötesi radyasyonu yutar. Atmosferin ısınmasında su buharı ve karbondioksitin önemi büyüktür. Bulutlar içindeki sıvı su damlacıkları da kızılötesi radyasyonu kuvvetle yutarlar. Bulut tarafından yutulan radyasyon da bulut tabanından tekrar yeryüzüne yayınlanır. Bunun sonucu olarak, bulutlu geceler, daima açık gecelerden daha sıcaktır.
Konduksiyonla İletilen Enerji: Bu ısınma işlemi, yeryüzü ile ona bitişik (çok sığ) atmosfer tabakası arasındaki yerden atmosfere doğru olan enerji iletimidir. Hava, ısı enerjisini kondüksiyonla iletme bakımından çok zayıf bir iletkendir. Bu nedenle, bu yolla atmosferin sadece alt kısmı ısınır.
Konveksiyonla iletilen Enerji:Yere bitişik hava ısınarak genişler, yoğunluğu azalır ve yükselir. Böylece ısı enerjisi yukarı seviyelere konveksiyon işlemi ile iletilir.
Havanın ısınmasında, konveksiyon işlemlerinin sebep olduğu ısı taşımınına türbülanslı ısı taşınımı da denilir.
Gizli Isı: Okyanuslar ve su kütleleri üzerinden büyük çapta buharlaşma olur. Bir gram suyun buharlaşması için 540-600 kalorilik enerjiye ihtiyaç vardır. Bu ısı enerjisi sadece suyun buharlaşması için kullanılıp, suyun sıcaklığında bir değişim meydana getirmez. Birim kütledeki (1 gram) suyun buharlaşması için gerekli ısı enerjisine buharlaşma gizli ısısı denir. Bilindiği gibi, 1 gram suyun sıcaklığını 1 °C yükseltmek için sadece 1 kalorilik enerji gereklidir. Oysa buharlaşma gizli ısısı, buna göre çok büyüktür.
Buharlaşan su, su damlacıkları şeklinde yoğunlaştığında, buharlaşma işleminde kazanılan ısı serbest kalır. Yani 1 gram su buharı yoğunlaştığında 540-600 kalorilik ısı enerjisi açığa çıkar. İşte bu şekilde, birim kütledeki su buharının yoğunlaşması esnasında serbest kalan ısı enerjisine de yoğunlaşma gizli ısısı denir. Yağmur veya kar yağışından sonra atmosferde yoğunlaşmadan dolayı serbest kalan ısı atmosferi ısıtır.
Sera Etkisi
Tarımda kullanılan seraların camları güneşten gelen kısa dalgaboylu radyasyonu geçirirler. Buna karşın sera içindeki yerin ve havanın yaydığı uzun dalgaboylu radyasyonu geçirmez. Böylece içerdeki hava ısınır.
Atmosferdeki su buharı, karbondioksit ve bulutlar da seraların camları gibi benzer etki yaparlar.Böylece aşağı atmosferin sıcaklığı olması gerekenden daha yüksek olur. İşte bu olaya sera etkisi denilir.
Yeryüzeyi ve Atmosferin Düzensiz Isınması
Atmosferdeki hava olaylarının ve değişimlerin çoğu yeryüzeyinin ve onun üzerindeki atmosferin düzensiz ısınmasından meydana gelir. Düzensiz ısınma ise yoğunluk farkları meydana getirir. Yoğunluğu azalan (hafif) hava yükselir, yoğunluğu artan hava da çöker Böylece atmosferik hareket başlar. Bu düzensiz ısınma başlıca iki nedenle olur:
1. Gelen güneş enerjisi miktarını etkileyen sistematik faktörler
2. Yutulan ısı miktarının farklı olmasına sebep olan yeryüzeyinin kendi
yapısındaki değişimler.
1.Güneş Enerjisi Miktarını Etkileyen Sistematik Faktörler:
• Dünyanın eğriliği
• Güneş radyasyonunun geliş açısındaki değişiklikler
• Atmosferde bulunan toz, yabancı parçacıklar ve bulutlar
• Belirli bir bölgedeki güneşlenme süresi
• Dünyanın güneş etrafındaki yörüngesinin elips şeklinde olması
• Dünya ekseninin yörünge düzlemine göre eğik oluşu.
Dünyanın Eğriliği. Dünya küre şeklinde olduğundan enleme bağlı olarak güneş ışınları dünyanın farklı yerlerine farklı açılarla gelir. Aynı kesit içinden gelen ışınlar yukarı enlemlerde, ekvatora nazaran daha geniş bir alana yayılır. Bu nedenle birim alana düşen enerji miktarı ekvator yakınlarında kutuplara göre daha büyüktür (şekil 3.2).
Şekil 3.2 Enlemlere göre birim alana düşen enerji değişimi.
Güneş Radyasyonun Geliş Açısındaki Değişimler. Yeryüzünde belirli bir bölgeye gelen enerji gün boyunca ışınların geliş açısına bağlı olarak değişir (şekil 3.3).
Atmosferde Bulunan Toz, Yabancı Parçacıklar ve Bulutlar. Atmosferdeki tozlar, kirleticiler ve bulutlar da gelen güneş radyasyonunu yutarak veya yansıtarak yere daha az enerji gelmesine neden olurlar. Bunların yerden yere farklılık göstermesi yerin farklı miktarlarda enerji almasına sebep olur.(Şekil 3,3)
Güneşlenme Süresi. Yeryüzüne gelen enerji güneşlenme süresiyle de ilgilidir. Bu da gün uzunluğuna bağlıdır. Gün uzunluğu ise dünyanın yörünge üzerindeki yerine bağlıdır. Örneğin, kuzey yarımkürede orta enlemlerde (yengeç dönencesi ile arktik daire arasında) 21 Aralık’ta en kısa gündüzler, 21 Haziranda da en uzun gündüzler yaşanır. Bu nedenle orta enlemlerdeki belirli bir yer 21 Aralık’ta en az enerji, 21 Haziran’da en fazla enerji alır.
Yörüngenin Elips Şeklinde Oluşu. Dünyanın güneş etrafındaki yörüngesi elips şeklinde olduğunda ve güneş bu elipsin odaklarından birinde bulunduğundan, Ocak ayının ilk günlerinde (Perhelion'da) dünya-güneş mesafesi en az olduğundan dünya toplam olarak en çok enerji alacak, Temmuz ayının ilk günlerinde (Aphelion'da) ise dünya güneş mesafesi en büyük olduğundan dünya toplam olarak en az enerji alacaktır. Perhelion ve Aphelion'da alınan enerjiler %7 kadar farklıdır.
Dünya Ekseninin Eğik Oluşu. Dünya ekseni yörünge düzleminin normaliyle 23°27' lik bir açı yaptığından ve dünya yörünge üzerinde hareket ederken eksenin doğrultusu değişmediğinden 21 Aralıkta güneş ışınları oğlak dönencesine, 21 Haziranda da yengeç dönencesine dik gelir. 21 Mart ve 23 Eylül tarihlerinde de güneş ışınları ekvatora dik gelmektedir. Bu nedenle mevsimlere bağlı olarak yerkürenin farklı yerleri farklı miktarlarda enerji alır.
Dünya-güneş mesafesinin değişimiyle alınan enerjideki değişim, dünyanın ekseninin eğik oluşundan kaynaklanan değişim yanında çok küçüktür. Bu nedenle hava olaylarını doğuran en önemli etken dünya ekseninin eğik oluşudur.
2. Yeryüzeyinin Yapısındaki Değişimler.
Güneş radyasyonunun yeryüzeyi tarafından düzensiz olarak yutulmasına etki eden ikinci ana faktör yeryüzeyi yapısının yerden yere farklı olmasıdır. Yeryüzeyi tarafından güneş enerjisi eşit olarak alınsa bile, yeryüzeyinin yapısındaki büyük değişimlerden dolayı, yutulan enerji miktarında önemli farklar olacaktır.
En belirgin fark, kâralar ve denizler arasındaki farklılıktır. Denizler (veya büyük su kütleleri) termal olarak çok korunumludur. Denizler aniden ısınıp, aniden soğuyamazlar. Yani, denizlerdeki sıcaklık değişimleri karalara nazaran daha küçüktür. Bu nedenle denizler, yazın karalara nazaran daha serin, kışın daha sıcaktır. Bunun çeşitli sebepleri vardır:
a.. Su güneş ışınlarına karşı oldukça geçirgendir. Güneş ışınları denizlerde
yaklaşık 30 m derinliğe kadar geçebilir. Halbuki karalar, yuttuğu enerjiyi çok sığ bir tabaka içinde toplar ve bu tabakada oldukça büyük bir sıcaklık artışına neden olur. Sularda ise aynı enerji büyük bir su kütlesine yayıldığından sıcaklık değişimi daha az olur. İşlem tersine döndüğü zaman, sığ kara tabakası aldığı ısıyı, su tabakasına göre daha hızlı geri verir.
b.Suyun özgül ısısı, karalara nazaran daha büyüktür. Bu nedenle.su ısıtılırken sıcaklığı karalara nazaran daha yavaş yükselir ve soğurken daha yavaş düşer. Çünkü suyun sıcaklığındaki belirli bir artma veya azalma için daha büyük bir ısı kazancı veya kaybı gereklidir.
c.Su bir akışkan olduğundan, konveksiyonla ısıyı büyük derinliklere kadar yayar ve böylece yüzey sıcaklığı karalara göre daha az değişir.
d.Sulardaki buharlaşma esnasında sudan büyük miktarda enerji kaybı olur.Bunun sonucunda suyun sıcaklığının yükselişi yavaşlar.
e..Büyük okyanus akımları, ısı enerjisini başka bölgelere taşıyarak sıcaklık
farklılıklarını eşitlemeye çalışırlar. Gulf Stream ve Kuroshio gibi akıntılar yukarı enlemlere büyük miktarda sıcak su kütleleri taşırlar Buna karşılık yukarı enlemlerden aşağı enlemlere doğru da soğuk su kütleleri taşınır. Böylece okyanuslarda sıcaklık farkları azalır.
Karalarda ise durum denizlerden çok farklıdır. Karaların yüzey şekilleri ve yapıları yerden yere büyük değişimler gösterir.
SICAKLIK
Bir cismin sıcaklığı, cismi teşkil eden bütün moleküllerinin ortalama kinetik enerjisi (ortalama süratleri) ile belirlenir. Sıcaklık temel bir hava elemanı olup, ısı temel bir hava esmanı değildir. Sıcaklığı doğrudan doğruya ölçen aletler (termometreler) vardır. Oysa ısı bir aletle doğrudan ölçülemez. Bir cisme ısı enerjisi verildiği zaman, genellikle cismin sıcaklığı artar. Bazen cisme ısı verildiği halde sıcaklığı artmayabilir. Örneğin erimekte olan buza enerji (ısı) verildiğinde, bu enerji, buz tamamen eriyinceye kadar sıcaklığı değiştirmez. Kaynama noktasına 'inildiğinde de sup verilen ısı enerjisi suyun sıcaklığını değiştirmez. Bu esnada verilen ısı enerjisi suyun buharlaşmasına harcanır. Bu yüzden suyun sıcaklığı değişmez.
Yukarıdaki açıklamalardan, ısı ile sıcaklığın birbirlerinden farklı iki kavram olduğu görülmektedir. Isı ile sıcaklığın birimleri de birbirlerinden farklıdır. Isı birimleri enerji birimleriyle aynıdır (calori, erg, joule, watt, ... gibi). Sıcaklık birimleri ise Santigrat (Celcius) derece (°C), Fahrenheit derece (°F), Kelvin derece (°K) gibi isimlendirilir.
Sıcaklık Ölçekleri ve Birimleri
Sıcaklık ölükleri, sıcaklığı ölçmek için keyfi olarak seçilmiş sayısal ölçeklerdir. Meteorolojide kullanılan sıcaklık ölçekleri, santigrat (Celcius), Fahrenheit ve Mutlak sıcaklık veya Kelvin'dir. Celcius ve Fahrenheit ölçeğinde suyun kaynama ve donma noktaları önemli kriterlerdir. Mutlak ölçekte ise mutlak sıfır (rasgele moleküler hareketin durduğu sıcaklık) başlangıç noktasıdır.
Celcius ölçeği şu şekilde tarif edilir: eğer, bir madde 1013,3 hPa (1 atmosfer) basınçta saf su ve buz karışımı ile termal dengede ise bu madde 0°C (santrigrad veya celcius derece) sıcaklıktadır denir. Aynı madde 1 atmosfer basınçta kaynayan su üzerindeki buhar ile termal dengede ise bu madde 100°C sıcaklıktadır. 0°C ile 100 0°C arasındaki uzaklık 100 eşit parçaya bölünmüştür.
Fahrenheit ölçeğinde, su 32°F da donar ve 212-Fda kaynar. Bu aralık 180 eşit parçaya bölünmüştür. Böylece santigrad birimi (°C) ile Fahrenheit birimi (°F) arasındaki oran ,
olup, buna göre (°C) birimi (°F) biriminden 1,8 kat daha büyüktür.
Mutlak sıcaklık biriminde ise sıcaklıklar sıfırdan başlar. Bu sıcaklık (mutlak sıfır) suyun donma noktasının 273,16 °C altındadır. Mutlak sıcaklık birimi Kelvin (°K) derecedir. Bazen °A ile de gösterilir. Buna göre;
T (*K)-t, +273,1-6
bağıntısı yazılabilir. Suyun kaynama noktası ise 373,16 °K 'dir. Mutlak sıcaklık hiçbir zaman negatif (-) olamaz. Bu durum fiziksel olarak mümkün değildir.
Sıcaklık Değişimleri
Sıcaklık atmosferde, yatay ve düşey olarak değişir. Yatay sıcaklık değişimi, sıcaklığın yeryüzünde yatay olarak değişimini ifade eder. Bu sıcaklık değişimi, ekvatorla kutuplar arasında enlemlere bağlı olarak değiştiği gibi kara deniz dağılımına göre de değişir. Karalarda da yeryüzünün yapısına bağlı olarak değişir. Sıcaklık, okyanus ve denizlerde de akıntılara bağlı olarak değişimler gösterir.
Hava haritalarında eş sıcaklık eğrilerine (sabit sıcaklık eğrilerine) izoterm denir. Uzun yıllar boyunca alınan ortalamalara göre çizilen hava haritalarında (yatay düzlemde) izotermler yaklaşık olarak enlemlere paralel bir yapı gösterir. Yine de aynı enlem üzerinde okyanus üzerindeki sıcaklık ile karalar üzerindeki sıcaklık ı mı,umden farklıdır. Bu durum kışın ve yazın değişim gösterir. Kışın karalar denizlere nazaran daha çabuk soğuduğundan aynı izoterm karalarda daha güneyde, yazın ise karalar denizlerden daha sıcak olduğundan, aynı izoterm karalarda daha kuzeydedir.
Okyanus akımları da hava sıcaklığı üzerinde etkili olur. Sıcak su akıntısı Gulf Stream'in Atlantik'te hava sıcaklığı üzerinde belirgin bir etkisi olup, buna bağlı olarak eğilirler.
(Şekil 3.5)
Karalar okyanuslara nazaran, daha çabuk ısınıp daha çabuk soğurlar. Bu nedenle yaz ile kış arasındaki en büyük sıcaklık değişimi büyük kara kütleleri üzerinde meydana gelir.
Yeryüzünde bugüne kadar ölçülmüş en düşük sıcaklık, Antarktika'da ölçülmüş olup - 88,5 °C 'dir. Yine yeryüzünde ölçülmüş olan en yüksek sıcaklık Afrika'da ölçülmüş olup 57,8 °C 'dir.
Gün içindeki maksimum sıcaklık ile minimum sıcaklık arasındaki farka günlük sıcaklık aralığı veya farkı denir. Yerden yükseldikçe bu aralık azalır (şekil 3.6). Sıcaklığın günlük değişimi açık günlerde, bulutlu günlere nazaran daha fazladır. En büyük günlük sıcaklık farkı, bulutsuz ve havanın çok kuru olduğu çöllerde olur. Gündüzleri güneş enerjisi yeri hızla ısıtır, geceleyin de yer kızılötesi ışınlar yayınlayarak hızla soğur.
Nemli bölgelerde günlük sıcaklık farkı nispeten küçüktür. Buralarda pus ve bulutlar yere gelen güneş enerjisini engelleyerek maksimum sıcaklığın düşük olmasını sağlar. Geceleyin de nemli hava yerin yaydığı infrared radyasyonu yutarak (soğumayı engelleyerek) minimum sıcaklığın yüksek olmasını sağlar. Bu yüzden, büyük su kütleleri yakınındaki şehirlerde günlük sıcaklık farkları, karasal bölgelere nazaran daha küçüktür.
(Şekil 3.6)
24 saatlik zaman aralığındaki maksimum ve minimum sıcaklıkların ortalamasına günlük ortalama sıcaklık denir. Günlük ortalama sıcaklıkların uzun yıllar boyunca ortalamasına normal sıcaklık (veya ortalama sıcaklık) denir.
Günlük sıcaklık değişimi ısı dengesi (bütçesi) ile ilgilidir. Güneş doğduğu zaman yeryüzüne enerji gelmeye başlar. Yeryüzü de üzerindeki havayı ısıtır. Böylece hava sıcaklığı artmaya başlar. En çok enerji, güneşin yörüngesi üzerinde en üst noktada olduğunda (gerçek güneş öğlesinde) yani güneş ışınlarının en dik geldiği zaman alınır. Gün içindeki maksimum sıcaklık (en yüksek sıcaklık ) gerçek güneş öğlesinde değil, bir iki saat sonra olur. Çünkü ışınların en dik geldiği zamanda en büyük enerji alınırsa da termometre seviyesinde sıcaklığın maksimum olması biraz zaman alır. Bu nedenle orta enlemlerde maksimum sıcaklık yerel saatle, saat 14 00 - 15:00 civarında gerçekleşir. En düşük sıcaklık da, yaklaşık olarak güneşin doğma zamanında meydana gelir. Çünkü bu saatlerde dünya ve atmosferin net ısı kaybı maksimumdur.Sıcaklık maksimumunun tam zamanı bulutluluk, hava kütlesinin özellikleri ve yağış gibi yerel hava durumlarına bağlıdır.
(Şekil 3.7)
(Şekil 3.8)
Orta enlemlerde sıcaklığın yıl boyunca değişiminde, kıtalar üzerinde maksimum sıcaklıklar yaz solstisinden sonraki birinci veya ikinci ayda, minimum sıcaklıklar da kış solstisinden sonraki birinci veya ikinci ayda meydana gelir (şekil 3.8). Kıtalar okyanuslara nazaran, hızlı ısınıp hızlı soğuduklarından, kıtalarda yıl boyunca sıcaklık farkları yazdan kışa çok büyüktür. Okyanuslarda ise bu fark daha azdır. Okyanuslar karalara nazaran daha geç ısındığından, yıl boyunca oluşan maksimum sıcaklık zamanı karalara göre yaklaşık bir ay daha geçtir. Aynı şekilde okyanuslarda minimum sıcaklık da karalara göre bir ay da ha geç oluşur.
Sıcaklık Gradyanı
Sıcaklık gradyanı basit olarak, sıcaklığın birim mesafedeki değişimidir. x ve y doğrultularının yatay düzlemi, z doğrultusunun da düşey doğrultuyu gösterdiği kabul edilirse, ( ) ( ) terimleri sıcaklık gradyanının yatay bileşenlerini gösterip, buna yatay sıcaklık gradyanı denir. ( ) ise sıcaklık gradyanının düşey bileşenini gösterip, buna da düşey sıcaklık gradyanı (lapse rate) denir. Yatay sıcaklık gradyanı hava haritalarında izotermlerin sıklığı ile ilgilidir. İzotermlerin sık olduğu yerlerde yatay sıcaklık gradyanı, izotermlerin daha seyrek (aralıklarının daha büyük) olduğu yerlere göre daha büyüktür.
Şekil 3.9'da (a) durumunda, yatay sıcaklık gradyanı, (b) 'ye göre daha büyüktür. Zira (a) durumunda birim mesafedeki sıcaklık değişimi daha fazla olduğundan yatay sıcaklık gradyanı (b) 'ye göre daha büyüktür.
Düşey Sıcaklık Gradyanı (Düşey Sıcaklık Değişimi). Düşey sıcaklık gradyanı, sıcaklığın yükseklikle birim mesafedeki değişimidir. Buna meteorolojide düşey sıcaklık değişimi veya lapse-rate de denilir
(Şekil 3.9)
Troposferin en önemli özelliği, sıcaklığın yükseklikle azalmasıdır. Troposferde sıcaklık yükseklikle ortalama olarak her bin metrede 6,5°C azalır. Bu değer yatay düzlemdeki (enlemle) sıcaklık değişimi ile karşılaştırılınca yaklaşık bin defa daha büyüktür. Yatay sıcaklık değişimi, kıtaların ve okyanusların dağılımına da bağlıdır.
Düşey sıcaklık değişimi alttaki yüzeyin tipinden de büyük ölçüde etkilenir. Sıcaklık, kıtasal alanlar üzerinde yazın, okyanuslar üzerinde kışın yükseklikle hızla azalır. Yeryüzeyinden radyasyonla olan ısı kaybı veya başlangıçta sıcak bir havanın soğuk bir yüzeyle teması da düşey sıcaklık değişimini belli bir yüksekliğe kadar etkiler.
(Şekil3.10)
Troposferin yüksekliği ekvatordan kutba doğru azalır ve ekvatorda en fazla (18 km.) kutuplarda da en azdır ( 8 km.). Troposferde sıcaklık yükseklikle doğrusal olarak azaldığından ekvatorda, troposferin tepesindeki sıcaklık, kutuplardaki troposferin tepesindeki sıcaklıktan çok daha düşüktür (Şekil 3.10).
Troposferin kalınlığı, yeryüzündeki sıcaklık ve basınç durumuna bağlı olarak da değişebilir. Şayet aşağı tabakalarda yüksek sıcaklık varsa tropopoz daha yüksektir. Deniz seviyesindeki basınç yüksekse tropopoz yüksekliği de fazladır. O halde tropopoz yüksekliği, yazın kıştan, yüksek basınç sistemleri üzerinde de, alçak basınç sistemleri üzerindekinden ve ayrıca alçak enlemlerde, yüksek enlemlerdekinden daha yüksektir.
Yukarıdaki nedenlerle sıcaklığın yükseklikle değişimi günden güne ve mevsimlerle değişebilir (Şekil 3.11).
(Şekil 3.11 çiz)
Havanın Düşey Hareketleri. Havanın düşey hareketleri başlıca aşağıdaki nedenlerle olabilir.
1. Havanın belirli bir bölgesinin ısınması veya soğuması: Yeryüzünün belirli bir bölgesi fazla ısınırsa, üzerindeki hava da ısınır. Isınan hava genişler, yoğunluğu azalır, civar havadan daha hafif olur ve yükselir. Tersine, yeryüzünün soğuk bir bölgesi üzerindeki hava da soğuyacağından hacmi küçülür, yoğunluğu artar ve çöker (şekil 3.12).
2. Topoğrafik etki: Bir dağ veya tepeye doğru hareket eden hava, karşılaştığı engebenin etkisiyle rüzgarüstü tarafında yükselecek, rüzgaraltı tarafında da alçalacaktır (şekil 3.13).
(Şekil 3.13 çiz)
3. Cephelerin etkisi: Cephe yüzeyi, farklı sıcaklıktaki iki hava kütlesi arasındaki süreksizlik yüzeyidir. Şekil 3.14'deki gibi farklı özellikteki iki hava kütlesi karşılaşırsa, ağır olan soğuk hava bir kama gibi sıcak havanın altına girer ve sıcak havayı yükseltir.
(Şekil 3.14 çiz)
4. Konverjans ve Diverjans etkisi: Çevre havanın bir bölgeye doğru akmasına konverjans denir. Yeryüzü yakınında çevreden bir merkeze doğru akan hava, merkez civarında birikerek yükselecektir (Şekil 3.15a). Tersine bir merkezden çevreye doğru hava akışı varsa buna da diverjans denir. Yeryüzü yakınında diverjans sözkonusu ise, merkezden çevreye doğru olan hava akışı nedeniyle bir boşluk oluşacaktır. Bu boşluğu doldurmak üzere, yukarıdan aşağıya doğru bir hareket olacaktır ( Şekil 3.15b).
Sıcaklık Ölçüm Aletleri
Sıcaklık ölçümü, termometre adı verilen aletlerle yapılır. Farklı amaçlar için geliştirilmiş çeşitli termometreler vardır. Bu termometreler şunlardır:
• Standart (normal) termometre
• Maksimum termometre
• Minimum termometre
• Six termometresi
• Yazıcı termometre (termograf)
• Madeni termometre
• Deniz termometresi
Standart (Normal) Termometre. Bu termometreler bir cam tüpten meydana gelmiştir. Cam tüpün alt ucunda, içinde cıva veya alkol bulunan bir hazne vardır Tüpün üst kısmında da boşluk bulunur. Sıcaklık artınca haznedeki sıvı genleşir ve tüp içindeki kanalda yükselir. Sıcaklık düşünce, sıvı büzülerek (hacmi azalarak) kanaldaki seviye düşer. Termometre yüzeyi sıcaklığı gösterecek şekilde ölçeklendirilmiştir. Sıcaklıklar bu ölçekten okunur.
Maksimum Termometre. Bazen belirli bir zaman aralığındaki (örneğin bir gün içindeki) en yüksek sıcaklığın bilinmesi arzu edilir. Bu amaçla maksimum termometreler yapılmıştır. Bu termometrelerde cam tüpün içindeki kanal hazneden biraz ötede çok daraltılmıştır. Bu tip termometrelerde genellikle civa kullanılır. Sıcaklık yükseldiğinde, haznedeki cıva genleşir ve kanalın dar kısmından geçerek ilerler. Sıcaklık düştüğü zaman civanın hacmi azalır, fakat kanalın kısmından hazneye geri dönemez. Bu termometrelerle maksimum sıcaklık okumaları günde bir kez, yerel saatle 21:00 'de yapılır. Civanın üst seviyesi okunarak maksimum sıcaklık değeri saptanır. Okuma yapıldıktan sonra cıvanın hazneye geri dönmesini sağlamak için termometre üst tarafından tutularak silkelenir. Maksimum termometreler siper içindeki bir mesnete, yatayla 5°-10° 'lik bir açı yapacak şekilde yerleştirilir.
(şekil .24)
Minimum Termometre. Verilen bir zaman aralığındaki en düşük sıcaklığı ölçen termometrelere minimum termometre denir. Bu termometrelerde civa yerine daima alkol kullanılır. Tüpteki alkol içinde, renkli camdan yapılmış bir cam indeks (ince bir cam çubuk) vardır. Sıcaklık düştüğü zaman alkolün hacmi küçülür, kanal içinde hazneye doğru hareket eder. Alkolün üst yüzeyi yüzey gerilimi ile indeksi aşağı (hazneye) doğru çeker. Sıcaklık yükseldiği zaman alkol indeksin etrafından akarak tüp içindeki kanala ilerler, fakat indeks, alkolün hazneye doğru ilerlediği en alt seviyede kalır. Böylece indeksin üst seviyesi ulaşılan en düşük sıcaklığı gösterir.
Minimum termometrelerle sıcaklık, yerel saatle 07:00 ve 21:00 ‘de olmak üzere günde iki defa okunur. Bu iki okumadan düşük olanı, o günün minimum sıcaklığıdır. Okuma yapıldıktan sonra termometre eğilerek, indeksin alkolün ucuna gelmesi sağlanır. Bu termometreler yatay olarak yerleştirildiğinden, okuma yapıldıktan sonra termometre tekrar yatay olarak mesnetindeki yerine yerleştirlir. Termometre yeni okuma için hazır hale gelmiştir.
Six Termometresi. Six termometresi, maksimum ve minimum termometrelerin birleştirilmiş halidir. Bu termometre U şeklinde bir tüpten yapılmış olup, uçlarında kapalı birer hazne vardır. U şeklindeki tüpün alt tarafı cıva ile doldurulmuştur. Sol tarafta cıvanın üstündeki kol ve hazne alkol ile doldurulmuştur. Sağ tarafta ise cıvanın üstündeki kol alkol ile doldurulmuştur, fakat haznenin bir kısmı alkol ile dolu olup, üzerinde bir miktar gaz vardır. Her iki kolda da alkolün içinde birer renkli cam indeks olup, içlerinde birer ince demir tel vardır. Bu cam indekslerin, cıvanın içine batmaması için alt tarafları çıkıntılı bir şekildedir. Ayrıca bu çıkıntılar borunun iç çeperlerine baskı yaparak, indeksin yükseldiği yerde kalmasını da sağlar.
(şekil 3.26)
Sıcaklık yükseldiği zaman, sol koldaki alkol genişleyerek civa üzerine bir kuvvet uygular ve civa sağ kolda yükselir. Sağ koldaki alkol tüpün üstündeki boşluğa dolar ve buradaki gazı sıkıştırır. Civa sağ kolda yükselirken indeksi de yukarı kaldırır. Sıcaklık azalırken sol taraftaki alkol sıkışır ve gaz genişler ve civayı sol tarafa doğru iter. Sağ kolda civa geri çekilirken cam indeks alkolün içinde asılı kalır ve cam indeksin alt seviyesi maksimum sıcaklığı gösterir.
Sıcaklık düştüğü sürece, sol koldaki alkol daha da sıkışır ve sağ kolun üstündeki gazın daha fazla genişlemesine müsaade eder. Gaz genişlerken civanın üzerine bir kuvvet uygular ve civanın sol kolda yükselmesine sebep olur. Bu durumda sol koldaki civa yüzeyi bu koldaki indeksi de iterek yükseltir.
Sıcaklık en düşük noktasına ulaşıp tekrar yükselmeye başladığında civa tekrar sağ kolda yükselir. Sol koldaki cam indeks ise yükseldiği yerde kalır. Bu durumda indeksin alt seviyesi minimum sıcaklığı gösterir.
Bu termometrenin her iki kolundaki civanın seviyesi aynı sıcaklık değerini gösterir. Bu değer gerçek hava sıcaklığıdır.
Termograf. Termograf, eğriliği sıcaklıkla değişen metalik bir hassas elemandan meydena gelmiş mekanik bir alettir. Sıcaklıktaki bir değişim hassas elemanın eğriliğinin değişmesine sebep olur. Eğrisel hassas elemanın bir ucunda uzun, hareketli bir kol vardır. Bu kol uygun bir ölçekle sıcaklığı direkt olarak gösterir. Bu kolun ucunuda bulunan mürekkepli bir uç, tambur üzerine sarılmış ve üzerinde saat, gün ve sıcaklık ölçeği bulunan bir grafik üzerine sıcaklığı sürekli olarak kaydeder.(Şekil 3.27)
ermograf mekanik bir alet olması nedeniyle ölçümlerde hata ihtimali daha fazladır
Bu nedenle, termograf belirli aralıklarla, doğru bir termometre ile kontrol edilerek ayarlanmalıdır.
Madeni (Metalik) Termometre. Madeni termometre, termograf ile aynı yapıya sahiptir, fakat yazıcı kısmı yoktur. Bunun yerine kalemin (göstergenin) uç kısmında sıcaklık skalası vardır. Sıcaklıktan etkilenen hassas eleman, termograftakinin aynıdır.
Deniz Termometresi. Deniz suyu sıcaklığını ölçmek için kullanılır. Standart termometreden farkı cıva haznesinin dışında delikli bir metal kabın oluşudur. Termometre deniz yüzeyinden 10 cm derinlikte 8-10 dakika bekletilir. Dışarı alınan termometrenin okuması yapıldıktan sonra delikli kaptaki su boşaltılır. Gemide bu tip termometre bulunmadığında bez bir kova ile denizden alınan suyun içine standart termometre daldırılarak ölçüm yapılır.
Termometrelerin Yeri ve Okumalarda Dikkat Edilecek Hususlar. Hava sıcaklığın doğru olarak Ölçmek için sıcaklık aletlerinin yerleştirilmesinde ve okumalarda aşağıdaki uyarılara dikkat edilmelidir.
• Aletler direkt güneş ışığından korunmalıdır. Termometreler ayrıca gemi bacalarından, ısı kaynaklarından da korunmalıdır. Bu nedenle termometre siperleri (varsa) beyaza boyanır. Bu siperler gemilerde standart olarak 56x23x15 cm boyutlarında, ahşaptan yapılmıştır. Bu siperlerde normal termometre, maksimum ve minimum termometreler bulundurulur.
• Termometre okuması yapılmadan önce civa veya alkol parçalanmasının olup olmadığı tespit edilmeli ve parçalanması giderilmeyen termometreler kullanılmamalıdır.
• Termometrelerin göz hizasına gelecek şekilde uygun yükseklikte bulundurulması gerekir.
• Termometre okumalarında önce derecenin ondası sonra tam değeri okunur ve kaydedilir. Termometre göstergesi üzerindeki ölçeklendirmede bir derece aralığı; ikiye bölünmüş ise her çizgi 0,5 dereceyi, beşe bölünmüş ise her çizgi 0,2 dereceyi; ona bölünmüş ise 0,1 dereceyi gösterir(Şekil 3.30)
METEOROLOJİYE GİRİŞ
Meteoroloji kelimesi, meteor ve loji kelimelerinin birleşiminden meydana gelir. Meteor kelimesi oldukça geniş anlamlı bir kelime olup, meteorolojideki anlamı, atmosferde meydana gelen çeşitli hava olaylarıdır. Loji ise bilim demektir. O halde meteoroloji, atmosferde meydana gelen tüm olayları inceleyen bir bilimdir.
Meteoroloji, dünyamızı çevreleyen atmosferi ve atmosfer içinde meydana gelen değişimleri, matematik, fizik ve kimya gibi pozitif bilimler yardımıyla inceleyen bir bilim dalıdır.
Meteorolojinin çeşitli alt bilim dalları vardır:
1. Dinamik Meteoroloji: Atmosferin hareketini meydana getiren kuvvetleri ve bu kuvvetlerle ilgili enerji dönüşümlerini inceler.
2. Fiziksel Meteoroloji: Güneş radyasyonu, buharlaşma, yoğunlaşma, bulut oluşumu, yağış, atmosferdeki manyetik.optik ve elektriksel olaylar gibi fiziksel
olayları inceler.
3. Klimatoloji: Meteorolojik elemanların uzun bir sure içindeki zamansal ortalama
değerleri, normalleri, frekansları ile bu elemanların zamana bağlı değişimlerini
ve dağılmalarını ortaya koyar ve bunlara dayanarak çeşitli iklim tiplerini inceler.
4. Sinoptik Meteoroloji: Aynı anda (hemzaman) yapılan ve sinoptik gözlem
denilen ölçümlere dayanarak hava olaylarını analiz eder ve hava öngörüsü (tahmini) yapar.
5. Aeronotik Meteoroloji: Havacılık meteorolojisidir.
6. Denizcilik Meteorolojisi: Meteorolojinin denizcilik problemleriyle ilgilenen dalıdır.
7. Tarımsal Meteoroloji: Meteorolojinin tarımla ilgilenen dalıdır.
8. Biyometeoroloji: Hava olaylarının canlılar üzerindeki etkilerini inceler.
9. Hidrometeoroloji: Meteorolojinin, su temini, taşkın kontrolü, sulama gibi
konularla ilişkilerini inceler. Hidroloji ve hidrolojik cevrimle ilgili bilgileri verir.
Denizcilik Meteorolojisi
Atmosfer ve atmosferin hareketlerine ait temel bilgileri edinerek, sinoptik (hemzaman) gözlemler yardımıyla sinoptik haritaların oluşturulması ve bu haritaların analizleriyle hava tahminleri yapmak, bu tahminlere dayanarak emniyetli seyir yapmak, taşınan malların hava şartlarından etkilenmesini önlemek, limanlarda yükleme, boşaltma ve depolama sırasında malların özelliklerini korumak amacıyla gerekli önlemleri almak gibi konularla ilgili meteorolojik bilgilerdir.
Deniz meteorolojisi, deniz çevresindeki atmosferi inceleyen meteorolojinin bir dalıdır. Bilindiği gibi, denizcilik, çevre koşullarına karşı çok duyarlıdır. Dalgalar, rüzgar ve görüş uzaklığı denizcilik açısından çok önemlidir. Kaptanın takip edeceği rota büyük çapta meteorolojik faktörlerle ilgilidir. Rüzgar ve dalga tahmini, görüş uzaklığı, buz toplanması, yağış ve akıntı bilgisi, nem konuları seyir açısından önemli meteorolojik bilgilerdir.
Kısaca, denizcilik meteorolojisi, denizi kullananlara gerekli meteorolojik bilgileri verir.
Deniz Meteorolojisi Tarihçesi
Denizciliğin tarihi uzun yıllara dayanır. Denizle uğraşanların büyük bir çoğunluğu havanın nasıl olacağını merak ederek, çok eski çağlardan beri kendilerine göre bazı tahminlerde bulunarak, tecrübe sahibi olmuşlardır. Bazı gemiciler denizde gemileri ile seyrederken önemli ve devamlılık gösteren rüzgarları keşfetmişlerdir. Okyanus üzerinde esen rüzgarlara ait kartlar ilk olarak İngiliz Halley tarafından 1686 da çizilip yayınlanmıştır. 1805 yılında İngiliz Deniz Ofisinde görevli bulunan F. Beaufort kendi adıyla anılan Bofor ıskalasını ortaya çıkarmıştır. Ayrıca gemi kaptanları ,güvenli deniz ulaşımı için denizlere ait hava durumlarını rota defterlerine kaydetmişlerdir. Bunlar ihtiyaçtan doğan çalışmalardır.
Ancak ilk deniz bilimi çalışmaları 19.yüzyılın sonlarına doğru başlamıştır. İlk ulusal meteoroloji ofislerinin kurulduğu 19.yüzyıl ortalarında okyanus taşımacılığı,rüzgar rejimleri akıntı sistemleri ve fırtınaların oluşumları hakkında sistematik bilgiye ihtiyaç olduğu anlaşılmıştır. Bu ihtiyacı karşılamak ve gemi güvertelerinde gönüllü gemilerce yapılan gözlemlerin belirli bir esasa dayandırılmasına yönelik uluslararası ilk deniz meteorolojisi toplantısı 1853'te Brüksel'de yapılmıştır. Bu toplantıda gönüllü ticaret gemileri tarafından yapılan gözlemlerin klimatolojik bilgi olarak değerlendirilip,gemiciliğin kullanımına sunulması kararlaştırılmıştır .Örgütlü deniz bilimi çalışmalarının başladığı 19. yüzyıl ortalarından bu yana dünya okyanuslarının fiziksel ,kimyasal ve biyolojik özelliklerine ait sistematik gözlemler yoğun bir biçimde ve sürekli olarak yapılmaktadır.
Telsiz haberleşmesinin gelişmesi ve gemiyle sahil arasında düzenli bir haberleşme ağının kurulması ile birlikte, denizde can güvenliği konulu ilk uluslar arası toplantıda, tüm deniz taşımacılığı hatları ve balıkçılık sahaları için hava raporlarının telsizle yayınlanması kabul edilip, hükümetlerin okyanus üzerinde bu tür yayınların sorumluluğunu üstlenmesi konusunda fikir birliğine varılmıştır. Uzun bir süre gemiciliğe yönelik hava tahminleri, kıyısal fırtına uyarıları deniz meteorolojisi konusunda yapılan sınırlı çalışmalardı. Zamanla bilimsel ve işletme amaçlı meteorolojik bilgilere talebin artmasıyla,okyanuslardan daha çok veri elde etme gereği duyulmuştur. 1936 yılında denizle ilgili klimatolojik verilerin değişimi ve yıllık klimatolojik özetlerin düzenli olarak basımını sağlayacak uluslararası bir sistem kurulmuştur. Denizden elde edilen verilerin yeterliliği, temsil edebilirliği ile ileri tahmin ve deney tekniklerinin geliştirilmesi ancak uluslar arası işbirliği ile sağlanacağından, Bu anlamda bazı uluslararası kuruluşlar oluşturularak bu sahalarda önemli gelişmeler sağlanmıştır.
Deniz Meteorolojisi İle İlgili Faaliyetler
Deniz meteorolojisi faaliyetlerini denizi kullananlara göre şu şekilde sınıflandırabiliriz.:
GEMİCİLİK: Çevre şartları belirli kritik değerlere ulaştığında gemicilik alanında tehlikelere sebep teşkil eder. Bu bakımdan geminin denizde seyri sırasında ve limanda yükleme boşaltma durumları da dahil olmak üzere bazı meteorolojik parametrelerin bilinmesine gerek vardır. Bunlar; rüzgar, dalga, kısıtlı rüyet, deniz buzları, sıcaklık, nem, akıntılar, vb.dir. Bunlardan başka derin denizlerde seyreden gemiler için hava bülteni ve fırtına uyarılarına ek olarak gemilerin hareketinden önce yol boyunca yardımcı bazı özel hizmetlere ihtiyaç duyulur. Örneğin gemi yükünün korunması için ön tedbirlerin alınması gerekir. Yük, sallantıdan veya sıcaklığın donma noktasının altına düşmesinden etkilenebilir. Yüksek nem ambarlardaki higroskopik maddelere zarar verebilir. Güverte yükü, rüzgar dalga ve serpintiden hasara uğrayabilir.
Tüm bunlara ilave olarak dalgalar, rüzgar ve yağış yükleme, boşaltma işini etkileyip yükün transferini geciktirebilir. Ayrıca; kanallar ve limanlarda seyreden gemiler rüzgar basıncının neden olduğu su seviyesi anomalileri tarafından etkilenebilir.
BALIKÇILIK: Küçük ticaret gemileri gibi balıkçı gemileri de seyir anında çevre şartlarından etkilendiği için ihtiyaç her ikisi içinde aynıdır. Fakat balık tutma anında balıkçı gemileri fırtına gibi tehlikelere karşı daha hassas olurlar. Meteorolojik faktörler balıkçılık faaliyetlerini sadece güvenlik yönünden değil, aynı zamanda ekonomik yönden de etkiler. Bazı bölgeler zengin balık yatakları olmasına rağmen kötü hava şartları yüzünden bu sahalar gereği gibi değerlendirilemez. Diğer yönden balık yönünden daha fakir olan bölgelerde uygun meteorolojik şartlar nedeniyle daha ekonomik balıkçılık yapılabilir. Deniz yüzeyi sıcaklığı ve yatay ısı değişimleri bazı balık sürülerinin davranışları ve dağılımı için faydalı bir belirleyicidir. Bunlardan başka bazı balık sürülerinin su içinde düşey dağılımı ışık yoluyla yakından ilgili olduğundan, bu konuyla ilgili bilgilere ihtiyaç duyulur.
KIYI VE AÇIK DENİZ FAALİYETLERİ: Bu faaliyetler genellikle özel bir coğrafi noktaya ve operasyonun cinsine göre çok detaylı bilgi gerektirir .Petrol arama ve sondaj çalışmaları gibi deniz faaliyetleri için oldukça hassas bilgilerin elde bulundurulması zorunludur. Örneğin; petrol arama cihazlarının taşınması ve yerleştirilmesi sırasında kolayca hasar göreceklerinden, en azından iki saatlik kritik dalga yüksekliği (2-3 m.) ikazı gerektirir.
TURİSTİK EĞLENCE GEMİLERİ VE YATLAR: Deniz meteorolojisi faaliyetleri programına giren bu bölümde bu tip gemilerin yolcuları denizdeki tehlikelere alışık olmayan kişilerdir. Bu nedenle yolculuğun rahat geçmesi için hava ve deniz durumunun önceden bilinmesinde yarar vardır. Özellikle Yatlar yerel fırtınalar ile gök gürültülü sağanak yağış , hamleli rüzgar, fırtınamsı rüzgar gibi meteorolojik hadiselerden kolay etkilenirler.
DENİZ KİRLİLİĞİNİN ÖNLENMESİ: Son yıllarda petrol ve diğer kirleticilerin neden olduğu olaylar sahillerin ve sahil toplumunun sık karşılaştığı durumlardır .Böyle bir durumda kirliliğin sahil bölgelerini etkileyerek buradaki kıyı toplumunu ve tesisleri tehdit edeceği düşünüldüğünde temizleme çalışmaları ve kirletici ile mücadele edebilmek için ilk önce kirleticinin yayılma hızı ve hareket yönünün saptanması gerekir.
Bunun için de bölgeyle ilgili detaylı rüzgar tahmini, beklenen deniz durumu, tahmini maksimum dalga yüksekliği, bölgedeki akıntı bilgileri, hava ve deniz sıcaklığı ile beklenen rüyet durumu ile ilgili bilgileri içeren özel bir meteorolojik desteğe ihtiyaç duyulur.
Enerji Kaynağı Güneş
Bugünkü bilgilerimize göre evrende (uzayda) bir milyardan fazla galaksinin olduğu sanılmaktadır. Güneş sistemi, bu galaksilerden biri olan Samanyolu galaksisi içindedir.
Samanyolu galaksisi, ortası şişkin bir disk şeklindedir. Samanyolucun çapı 100 000 ışık yılı kadar olup, Samanyolulun, her biri 2500 ışık yılı genişliğinde iki kolu Bu kollar, "Orion kolu" ve "Perseus kolu"dur. Güneş sistemi, Orion kolunun iç yüzü üzerinde olup, galaksinin merkezinden 30 000 ışık yılı uzaklıktadır.
Güneş, Samanyolucun merkezi etrafında, yarıçapı 30000 ışık yılı olan bir çember üzerinde saniyede 250 km.lik bir hızla hareket etmektedir. Güneş, bu çember üzerindeki bir turunu 250 milyon yılda bir yapmaktadır.
Dünya, güneş sistemindeki dokuz gezegenden biri olup, güneşe yakınlığına göre üçüncü gezegendir. Dünya - güneş mesafesi yaklaşık 150 milyon km.dir. Güneşten başka, dünyaya en yakın yıldız, dünya - güneş mesafesinin 250 000 katı kadar, diğer bir deyişle yaklaşık dört ışık yılı uzaklıktadır
Enerjinin şiddeti mesafenin karesiyle ters orantılı olarak azaldığından, güneşten başka bir yıldızı, enerji kaynağı olarak göz önüne almak mümkün değildir. O halde, atmosferimizin hareketleri ve durumlarına etki etmesi bakımından tek enerji kaynağı güneştir.
Güneş, yarıçapı 695 000 km (dünyanın ekvatordaki yarıçapının 109 katı kadar) olan çok sıcak bir gaz küredir. Güneşin hacmi, dünyanın hacminin 1 300 000 katı, yani 1408 x 1015 km3 'dür. Güneşin ortalama yoğunluğu dünyaya göre oldukça az olup, 1,41 g/cm3itür. Güneşin kütlesi ise, dünyanın kütlesinin yaklaşık 333000 katı kadar olup 1,95 x 10 M kg dır.
Güneş, dünyanın yörünge düzleminin normaliyle 7° 11'lik bir açı yapacak şekilde kendi ekseni etrafında yaklaşık 25 günde dönmektedir. Güneş, katı bir cisim olmadığından farklı kısımları farklı hızlarda dönmektedir.
Güneşin merkezine yakın yerlerde sıcaklık 8-40 milyon °K arasında değişmektedir. Güneş yüzünün sıcaklığı ise 6000 °K kadardır. Merkez yakınımın yoğunluk çok büyük olup, suyun yoğunluğunun 80 - 100 katı kadardır. Bu yüksek sıcaklık ve yoğunluk koşullarında güneş merkezi civarında termonükleer olaylar meydana gelir. Bu nükleer olayların en önemlisi hidrojenin helyuma dönüşmeni şeklinde olanıdır. Bu olay esnasında çok büyük bir enerji açığa çıkar Mevtimin gelen bu enerji dış yüzeye doğru iletilir ve daha sonra da güneş yüzünden bütün uzaya yayılır. Güneş enerjisinin bu uzaya yayılması elektromanyetik dalgalar şeklinde olur. Buna enerjinin radyasyon yoluyla taşınması denir.
Güneşin, göze parlak görünen yüzünden itibaren dışa doğru güneş atmosferi başlar. Güneş atmosferinin tabakaları, güneş yüzünden itibaren, fotosfer (ışıkküre), kromosfer (renkküre) ve korona (taç) isimlerini alır.
iyonize olmuş gazlardan oluşan fotosferin kalınlığı birkaç yüz km olup
ortalama sıcaklığı 6000 "K civarındadır. Fotosferin yoğunluğu, suyun yoğunluğunun 100 milyonda biri ile 200 milyonda birlim kadar değişir Fotosferde ilgi çekici oluşumlar güneş lekeleridir. Güneş lekelerinin ortaları çukur olup, gruplar halinde bulunurlar. Güneş lekelerinin çapları 100 000 km.yi (dünyanın çapının 6-7 katını) aşabilir. Güneş lekeleri, çevrelerine nazaran 1000 – 15000 K daha soğukturlar ve çok kuvvetli (3000 Gauss ve daha fazla) manyetik alana sahiptirler. Güneş lekelerinin sayısı, ortalama olarak 11 yıllık periyotlarla değişir.
Fotosferden çok miktarda güneş enerjisi dış tabakalara doğru taşınır. Bunun sonucu olarak, fotosferin üstünde yaklaşık 15 000 km 'lik bir yükseklikte sıcaklık, 1 milyon °K civarındaki değerlere yükselir. Bu geçiş tabakasına kromosfer denir. Kromosfer, kızılımtrak bir renktedir. Çoğunlukla düşük basınçtaki hidrojen ve helyumdan oluşur. Kromosferin kalınlığı yaklaşık 10 000 km 'dir.
Kromosfer düşük yoğunluklu bir gaz tabakası olup, en ilgi çekici aktivitesi güneş alevleridir. Güneş alevleri büyük miktarda enerji akışlarıdır. Güneş alevi kısa ömürlü, şiddetli fışkırmalar olup, birkaç dakika içinde normalden birkaç defa daha büyük bir parlaklık oluşur. Güneş alevleri, güneş lekeleri civarında oluşan dev patlamalardır. Bu esnada güneşe ait maddelerin bir kısmı tamamen güneş atmosferinin dışına (uzaya) kaçar ve 1018 kWh mertebesinde büyük enerji akışıyla, elektrik yüklü, yüksek hızlı partiküller güneş dışına doğru yayılır. Dünyanın manyetik alanı bu partiküllerin (parçacıkların) çoğunu tutarak dünyayı bunlara karşı korur. Dünyanın manyetik alanında sapan bazı partiküller, kutuplar civarında ışıklı bir olay olan auroralara sebep olurlar.
Kromosferin dışındaki tabaka korona tabakası olup, yoğunluğu çok düşük, sıcaklığı ise çok yüksektir (yaklaşık bir milyon °K). Gümüş renkli bu tabaka milyonlarca kilometre dışa doğru uzanır.
Güneş Radyasyonu
Enerjinin taşınması üç yolla olur:
• Kondüksiyon
• Konveksiyon
• Radyasyon
Kondüksiyon: Daha çok katılardaki enerjinin iletim şeklidir. Moleküler hareketin iletilmesiyle olur.
Konveksiyon: Kütlelerin taşınmasıyla enerjinin iletim şeklidir.
Radyasyon: Maddesel ortama ihtiyaç olmaksızın, enerjinin elektromanyetik dalgalarla taşınmasıdır.
Güneşe enerjisi radyasyon yoluyla dünyaya gelir. Bütün elektromanyetik dalgalar © ışık hızıyla hareket ederler. (simge), dalga boyu, f, frekans olmak üzere, ışık hızı, dalga boyu ve frekans arasında
c = (simge).f
bağıntısı söz konusudur. Dalgaboyu (simge) genellikle mikrometre (simgem) veya angstrom ( A ) ile ifade edilir.
= 10 "6 m (buna mikron da denir)
1 A =10 '10m
1 um = 10* A 'dur.
Güneş radyasyonunun % 99 u 0,15 - 4 (simge)m dalgaboyları arasında dünyaya gelir. Yeryüzüne gelen güneş enerjisi miktarına güneşlenme denir. Dünyaya gelen güneş radyasyonu, ultraviyole (morötesi)(UV), visible (görünür)(V), ve infrared (kızılötesi)(IR) bölgeler olmak üzere üç bölgede gelir.
Morötesi bölge: 0,15 - 0,4 um dalgaboyları aralığında,
Görünür bölge: 0,4 - 0,74 um dalgaboyları aralığında,
Kızılötesi bölge: 0,74 - 4 |im dalgaboyları aralığındadır.
Morötesi bölgede gelen enerji, toplam güneş radyasyonu enerjisinin % 7’si görünür bölgede gelen enerji, % 47,3 'ü ve kızılötesi bölgede gelen enerji % 46,7'sidir. Güneşten gelen enerjinin dalgaboyuna göre değişimi şekil 1.1 'de verilmiştir.
Güneşten bir dakikada yayınlanan toplam enerji miktarı 56 x 10 kalori
kadardır. Bu enerji her doğrultuda bütün uzaya yayılır ve dünyanın atmosferinin üst sınırında her bir cm2 'ye bir dakikada gelen enerji miktarı yaklaşık 2 kaloridir. Şayet bu enerji bütün yerküreye eşit olarak dağılsaydı, her cm2 'ye 0,5 kalorilik enerji isabet edecekti. Gerçekte dünya küre şeklinde olduğundan, güneş enerjisi her yere aynı miktarda gelmez. Ekvator bölgesine gelen enerji miktarı daha fazla olup, kutuplar civarına gelen enerjide 2,4 defa daha büyüktür.
(Şekil 1.1 çiz)
Dünya toplam olarak bir günde 3,67 x 10 21 kalorilik enerji almaktadır. Bu enerji 10 000 hurricane (tayfun) 100 milyon thunderstorm (oraj) veya 100 milyar tornado oluşturabilecek kadar büyük bir enerjidir. Şayet bu enerji toplanıp depo edilebilseydi, dünyanın 100 yıllık endüstriyel ve çeşitli enerji ihtiyaçlarını karşılayabilirdi.
BÖLÜM 2
DÜNYANIN HAREKETLERİ VE ATMOSFER
Dünyanın başlıca üç türlü hareketi vardır:
• Dünyanın kendi ekseni etrafındaki hareketi,
• Dünyanın güneş etrafındaki hareketi
• Dünyanın ekseninin koniksel (presizyon) hareketi
Dünyanın Kendi Ekseni Etrafındaki Hareketi
Dünyanın güneş etrafındaki hareketinde takip ettiği yörüngenin düzlemi ile ekvator düzlemi çakışmaz. Bu nedenle, dünyanın ekseni ile yörünge düzleminin normali belirli biracı yapar. Bu açı 23° 27' 'dır(şekil 2.1).
(şekil 2.1 çiz)
Dünya, yörünge düzleminin normaliyle 23° 27' 'lık bir açı yapacak şekilde kendi ekseni etrafında dönmektedir. Dünya kendi ekseni etrafındaki bir dönüşünü 24 saatte tamamlar. Böylece günler oluşur. Bu hareket esnasında dünyanın güneş ışığı gören yerleri gündüz, görmeyen yerleri de gece olur.
24 saatlik bir gün, dünyanın kendi ekseni etrafında tam bir dönme yapması İçin gerekli olan zamandır. Bu zaman birimine güneş günü denir. Bir güneş günü daha açık olarak şu şekilde tarif edilebilir. Güneşin, bulunduğumuz noktanın meridyeninden ard arda iki defa geçmesi için gerekli zamandır.
Günlük hava olayları, dünyanın kendi ekseni etrafındaki hareketine bağlı olarak meydana gelir.
Dünyanın Güneş Etrafındaki Hareketi
Dünyanın güneş etrafındaki hareketi (çembere çok yakın) elips şeklindeki bir üzerinde olup, güneş bu elipsin odaklarından birindedir (şekil 2.2).
(Şekil 2.2 çiz)
Dünyanın ekseni, yörünge düzleminin normali ile 23° 27' lik bir açı yapmakta ve eksenin yörünge düzlemi üzerindeki izdüşümü büyük eksene paralel olacak şekildedir.
Hava durumundaki mevsimsel değişimler, dünyanın güneş etrafındaki hareketi ile ilgilidir. Eğer yörünge düzlemi ile ekvator düzlemi çakışık olsaydı, her iki yarımküredeki mevsimsel değişim çok az olacaktı.
Dünyanın güneş etrafındaki elips şeklindeki yörüngesinin büyük ekseni üzerindeki, güneşe en yakın olduğu noktaya Perihelion ve en uzak olduğu noktaya Aphelion denir. Perihelion Ocak ayının ilk günlerinde, Aphelion ise Temmuz ayının İlk günlerinde gerçekleşir. Perihelion'da dünya - güneş mesafesi (147,1 x 10 6 km) en kısa, Aphelion'da ise dünya - güneş mesafesi (152,1 x 106 km) en uzun olduğundan, dünya Perihelion'da olduğu zaman Aphelion'a nazaran % 7 daha çok enerji alır. Bu fark dünyanın ekseninin eğik oluşundan dolayı meydana gelen mevsimsel değişimlerle karşılaştırıldığında son derece küçüktür.
23° 27' N enlemine Yengeç Dönencesi, 23° 27' S enlemine Oğlak Dönencesi denir. Bu enlemler, güneşin öğle vakti tam tepede gözlenebildiği, ekvatordan en uzak enlemlerdir. Kuzey yarımküredeki 66° 33' 'lık enleme Arktik Daire, güney yarımküredeki 66° 33' 'lık enleme ise Antarktik Daire denir. Bu enlem derecelerinin kutuplar tarafındaki her noktası yılda en az bir gün boyunca (24 saat) karanlıktır (gecedir). Tam kutup noktalan ise ekinokslar (21 Mart-23 Eylül ve 23 Eylül 21 Mart) arasında, 6 ay süresince gündüz, 6 ay gecedir.
(Şekil 2.3 çiz) (şekil 2.4 çiz) (şekil 2.5 .çiz)
İlkbahar ve Sonbahar Ekinoksu (21 Mart - 23 Eylül), öğle vakti güneş ışınlan ekvatora dik olarak gelir, yani güneş tam tepededir. Kuzey ve güney yarımkürede, bütün enlemlerde gece ve gündüz süreleri eşit olup, 12'şer saattir. Kuzey ve güney kutup noktalan 24 saat gündüzdür (şekil 2.3).
Yaz Solstisi (21 Haziran). Güneş ışınlan öğle vakti Yengeç Dönencesine dik olarak gelir ( güneş tam tepededir). Güneş ışınları Ekvatora 66,5° lik, Kuzey Kutup noktasına 23,5° lik bir açıyla gelir. Kuzey yarımkürede en uzun gündüzler, en kısa geceler, güney yarımkürede en uzun geceler, en kısa gündüzler yaşanır. Arktik dairenin kuzeyi 24 saat gündüz, Antarktik dairenin güneyi 24 saat gecedir. Ekvatorda gece ve gündüz süreleri eşittir (şekil 2.4).
Kış Solstisi ( 21 Aralık). Güneş ışınları, öğle vakti Oğlak Dönencesi' ne dik olarak gelir (güneş tam tepededir). Güneş ışınları ekvatora 66,5°, Güney Kutup noktasına 23,5° lik bir açıyla gelir. Arktik dairenin kuzeyi 24 saat gece, Antarktik dairenin güneyi 24 saat gündüzdür. Kuzey yarımkürede en kısa gündüzler, en uzun geceler yaşanır. Güney yarımkürede ise gündüzler en uzun, geceler en kısadır. Ekvatorda gece ve gündüz süreleri eşittir (şekil 2.5).
21 Mart’tan 21 Haziran’a kadar olan süre İlkbahar, 21 Haziran - 23 Eylül arası yaz, 23 Eylül – 21 Aralık arası sonbahar, 21 Aralık – 21 Mart arası ise kıştır.
Güneşin sabit, dünyanın güneş etrafında hareket ettiği bilinmekle birlikte, biz dünyadan, güneşin etrafımızda hareket ettiğini gözleriz. Bu iki hareket, etkilet bakımından aynı sonuçlan doğurur. Bu nedenle inceleme kolaylığı bakımından İkinci hareket şekli olan güneşin zahiri hareketini incelemek faydalı olacaktır. Buru göre, bizim dünya üzerinde bulunduğumuz nokta merkez olmak üzere, yarıçap dünya - güneş mesafesi kadar olan bir küre göz önüne alınırsa, bu küreye gök küre denir. Güneşin bulunduğu bütün konumlar bu küre üzerindedir. Dünya üzerinde bizim bulunduğumuz noktada dünyaya teğet olan düzlem ufuk düzlemimiz olup, ufuk düzleminin üstü gündüzü, altı ise geceyi temsil eder.
Şekil (2.6) da Kuzey yarımkürede, orta enlemlerdeki bir gözlem yerinden gözlenen, (ekinoks ve solstis zamanları için) güneşin zahiri yörüngeleri görülmektedir. Buna göre en uzun gün 21 Haziran'da olup, ışınlar bulunduğumuz yere(gözlem noktasına) en dik gelir. 21 Aralıkta ise, en kısa gündüz yaşanır ve ışınlar gözlem yerine en eğik olarak gelir. Işınların geliş açısı, 21 Mart ve 23 Eylül tarihlerinde ise bu iki ekstrem durum arasındadır. Bu tarihlerde güneşin doğduğu yer gerçek doğu, battığı yer de gerçek batıdır. Orta enlemelerde Güneş hiçbir zaman tam tepede görülmez.
Şekil (2.7) 'de ekvatordaki bir gözlem yerinden gözlenen (ekinoks ve solstis zamanları için) güneşin zahiri yörüngeleri görülmektedir. Buna göre ekinoks zamanlarında (21 Mart ve 23 Eylül günlerinde) güneş tam tepede olmakta, 21 Aralık günü (kış solstisinde) güneş ışınları 23,5° güneye, 21 Haziran günü, (yaz solstisinde) güneş ışınları 23,5° kuzeye kaymaktadır. Yani 21 Aralık ve 21 Haziran günü öğle vakti güneş ışınları ekvatorda, bulunduğumuz noktaya 23,5° 'lik bir açıyla gelir. Gece ve gündüz süreleri bütün tarihlerde eşit ve 12'şer saattir.
Şekil (2.8) 'de Yengeç Dönencesi üzerindeki gözlem yerinden gözlenen güneşin zahiri yörüngeleri (ekinoks ve solstis zamanları için) görülmektedir. Buna göre, sadece 21 Haziran günü öğle vakti (yaz solstisinde) güneş tam tepede olmakta, 21 Mart ve 23 Eylül günleri (ilkbahar ve sonbahar ekinokslarında) güneş ışınları gözlem noktasına 23,5" eğimle gelir. Gece ve gündüz süreleri eşittir. 21 Aralık gününde ise, güneş ışınları ekinoks zamanlarına göre 23,5° daha eğik gelir. En kısa geceler 21 Aralıkta, en uzun geceler 21 Haziran'da yaşanır.
ATMOSFER
Atmosfer, dünyayı saran renksiz ve kokusuz bir gaz küredir. Bu gaz küreyi oluşturan gaza hava denir. Hava bir gaz karışımıdır. Atmosferin üst sının, atmosfer basıncının sıfır olduğu yer olarak kabul edilir.
Atmosferin kalınlığı yaklaşık 1000 km olarak kabul edilir. Atmosferin toplam kuru hava kütlesi 5,6 x 10 w ton olup, atmosferdeki toplam su buharı miktarı 146 x 1012 ton, toplam ozon miktarı 3300 x 10 6 tondur. Eğer atmosfer ağırlığına eşit miktarda su olsaydı, bu, yerküreyi 10 m kalınlığında bir su tabakası ile kaplardı. Eğer atmosferdeki tüm su buharı yoğunlaşsaydı, yerküreyi 2,5 cm kalınlığında saran bir su tabakası oluştururdu.
0°C 'de 760 mmHg basıncında, deniz seviyesinde havanın yoğunluğu 1,293 kg/m3 tür. Hava yoğunluğu atmosferde yükseklikle hızla azalır. Atmosferin toplam kütlesinin yansı (% 50'si) 5,5 km.nin altında, % 75'i 11 km.nin altında, % 99'u 35 km.nin altındadır. Yoğunluğa benzer olarak, atmosfer basıncı da aşağı seviyelerde yerden yukarı doğru hızla, yukarı seviyelerde ise daha yavaş azalır
Atmosferin Bileşimi
Su buharı hariç olmak üzere, atmosferdeki gazların (bağıl) oranları (yüzdeleri) yerden 90 km.ye kadar hemen hemen sabittir.
Kuru havayı teşkil eden gazlar Tablo 2.1 'de verilmiştir:
Gaz Hacimce yüzde (%) Kütlece yüzde (%)
Azot (N2) 78,084 75,51
Oksijen (O2) 20,946 23,15
Argon (Ar) 0,934 1,28
Karbondioksit (CO2) 0,033 0,046
Tablodan görüldüğü gibi, azot, oksijen, argon ve karbondioksit, kuru havanın İU.09 'unu oluşturur. Geri kalan % 0,01'lik kısımda neon, helyum, kripton, hidrojen, xenon ve ozon gibi diğer gazlar mevcuttur.
Atmosferde karbondioksit miktarı sabit değildir. Bitkiler sürekli olarak karbondioksit kullanırlar. Buna karşılık canlıların solunumuyla, yakıtların yanmasıyla, endüstriyel faaliyetlerden atmosfere karbondioksit verilir. Okyanuslar ve denizler de karbondioksiti yutarlar. Böylece atmosferdeki karbondioksit miktarı hemen hemen sabit kalır.
Atmosferde ayrıca çeşitli kirleticiler, tuz parçacıkları ve yoğunlaşma çekirdekçikleri de vardır.
Yerden itibaren ortalama olarak 25 km.de maksimum ozon konsantrasyonu söz konusudur. Güneşten gelen (0,240 uin'den kısa dalgaboylu) ultraviyole (morötesi) ışınlarla, molekül yapısında olan oksijen parçalanarak atomik yapıya dönüşür:
O2 + intrll -» O + O
Sonra, atomik yapıdaki oksijenin başka bir oksijen molekülüyle çarpışması ve nötr üçüncü bir molekül (M) yardımıyla ozon (O) oluşur:
Formül
Meydana gelen ozon çok kararsız olup, 1,1 nm'den kısa dalgaboylu güneş enerjisi ile ozon tekrar oksijen molekülü ve atomik oksijene dönüşür:
O3 + enerji ->O2 +0
Meydana gelen bu atomik oksijen ozon molekülü ile birleşerek
oksijen molekülleri meydana gelir.
Bu süreç, yerden 20 - 75 km arasında sürekli olarak devam eder ve maksimum ozon konsantrasyonu bu tabakanın alt kısımlarında bulunur.
Atmosferde miktarı değişen diğer bir gaz da subuharı olup, meteorolojik bakımdan önemi büyüktür. Karalar üzerinde, düşük sıcaklıklarda subuharı miktarı sıfıra yakındır. Denizler üzerinde, yüksek sıcaklıklarda subuharı miktarı % 4'e varabilir. Atmosferdeki hemen hemen bütün subuharı, atmosferin en alt tabakası olan " troposfer" içindedir.
Subuharı ve karbondioksit, daha çok yerin (dünyanın) neşrettiği uzun dalgaboylu kızılötesi (İR) ışınları (radyasyonu) yutar. Böylece yerin soğumasına engel olarak "sera etkisini" meydana getirirler.
Atmosferde, yukarıda sözü edilen gazlardan başka, toz, tuz, kurum gibi çeşitli kirleticiler de bulunur. Tozların kaynaklan çöllerdir. Kurumların kaynakları endüstri bölgeleri, volkanlar, orman yangınlarıdır. Ayrıca atmosfer, önemli miktarda tuz da içermektedir. Rüzgarlar, okyanuslardan çok küçük su damlacıklarının atmosfere doğru saçılmasına neden olur. Bu damlacıklar buharlaştığında havada çok küçük parçacıklar halinde tuz kalır.
Atmosferin Tabakaları
Atmosfer düşey olarak, çeşitli özelliklerine göre farklı tabakalara ayrılır.Chapman, sıcaklık, kimyasal reaksiyonlar, iyonizasyon, havanın bileşimi (kompozisyonu) bakımından atmosferi farklı tabakalara ayırmıştır.
Kemosfer: Kimyasal aktivitenin, özellikle fotokimyasal olayların hakim olduğu bölgedir. Yaklaşıl 20 – 110 km. arasında bulunur.
İyonosfer: Atmosferin 70 – 500 km.ler arasındaki iyonlar bakımından zengin tabakasıdır. Bu tabaka uzun mesafe radyo yayınları için önemlidir. Güneşten gelen radyasyon (özellikle ultraviyole ışınlan), gazları iyonize eder. Ayrıca kozmik ışınlar da iyon oluşmasında etkendir. İyonosfer görünür ışığı geçirir. Radyo dalgaları iyonosfer ve yeryüzü arasında tekrar tekrar yansırlar ve uzun mesafelere kadaryayılırlar.
Homosfer: Yerden 90 km'ye kadar olan bu tabakada havanın kompozisyonu (gazların bağıl yüzdeleri) değişmez ve havanın ortalama molekül ağırlığı hemen hemen sabittir.
Heterosfer: 90 km üzerindeki tabaka olup, havanın kompozisyonunun önemli derecede değiştiği tabakadır. Havanın molekül ağırlığı 28,966 mol gramdan 16 mol grama kadar azalır.
Atmosferin Sıcaklık Bakımından Tabakaları
(Şekil 2.10 çiz)
Troposfer: Atmosferin en alt tabakası olup, atmosferin toplam kütlesinin % 75'ini ve atmosferdeki hemen hemen bütün nemi kapsar. Bilinen bütün hava olayları bu tabaka içinde meydana gelir. Troposferin en belirgin özelliği, sıcaklığın yükseklikle lineer (doğrusal) olarak azalmasıdır. Troposferde sıcaklık ortalama olarak her kilometrede 6,5 C azalır. Bu değer, sıcaklığın enlemsel değişimine göre 1000 kat daha büyüktür. Troposferin yüksekliği ekvatordan kutba doğru azalır. Ekvatorda 18 km, kutuplarda ise 8 km kadardır. Orta enlemlerde troposferin kalınlığı 11 km.dir. Troposfer ile stratosfer arasındaki geçiş tabakasına tropopoz denir.Tropopoz yüksekliği çeşitli etkenlere bağlı olarak değişebilir. Aşağı tabakalarda yüksek sıcaklık varsa tropopoz daha yüksektir. Deniz seviyesindeki basınç yüksekse tropopoz yüksekliği daha fazladır. Buna göre, tropopoz genellikle yazın kıştan, yüksek basın basınç sistemleri üzerindekinden daha yüksektir. Alçak enlemlerde, yüksek enlerdekinden daha yüksektir.
Stratosfer: Sıcaklık yükseklikle artar. Kalınlığı kutuplar üzerinde ekvator üzerindekinden daha fazladır. Orta enlemlerde stratosfer, tropopozdan itibaren 50 km.ye kadardır. Stratosferin önemli bir karakteristiği ozonun çoğunu kapsamasıdır. Stratosfer ile mezosfer arasındaki geçiş zonuna stratopoz denilir.
Mezosfer: Orta enlemelerde mezosfer 50 – 85 km.ler arasındadır. Alt kısmı meteorların çoğunun yok olduğu bölgedir. Mezosferin üst sınırına mezopoz denilir.
Termosfer: Orta enlemlerde 85km’den başlayan bu tabakanın üst sınırı yoktur.
BÖLÜM 3
ISI, SICAKLIK VE SICAKLIK ÖLÇÜM ALETLERİ
Atmosferde gözlenen hava olaylarının nedeni, atmosferde ve yeryüzünde ısı enerjisinin eşit şekilde dağılmamasıdır. Atmosferdeki hareketler basit olarak, ısınan havanın yükselmesi ve soğuyan havanın çökmesiyle meydana gelir.
Atmosfer, büyük bir ısı makinesi gibidir. Bu nedenle atmosferdeki hava olaylarının temellerini kavramak için ısı ve sıcaklık kavramlarını anlamak ve atmosferin ısı kazanma ve kaybetme işlemlerini bilmek gerekir.
ISI
Isı, cisimler arasında sıcaklık farklılıkları nedeniyle iletilen enerjidir. Isı enerjisi daima yüksek sıcaklıktaki bir cisimden, düşük sıcaklıktaki bir cisme doğru kendiliğinden iletilir.
ısı
enerjisi
Ti>T2 (T: Sıcaklık)
Şekil 3.1 Isı enerjisinin iletimi.
Enerjinin iletilmesi için cisimlerin temas etmesi gerekmez. Şayet iki cisim temas halinde ise enerjinin bu şekilde iletilmesine kondüksiyon yoluyla iletim denir. Bu işlemde, ortamdaki atom veya moleküllerin hareketlerinin cisme iletilmesi söz konusudur. Örneğin bir metal çubuğun bir ucu ısıtılırsa biraz sonra çubuğun diğer ucu da ısınır.
Şayet madde taşınımı söz konusu ise, hareket eden madde kendisiyle birlikte gittiği yere enerji taşır. Taşınan maddelerin hareketleriyle ısı enerjisinin taşınımına da enerjinin Konveksiyon yoluyla iletimi denir. Örneğin bir radyatör civarında ısınan havanın hareketiyle odanın diğer yerlerinin ısınması bu yolla olur.
Kondüksiyonla ısı iletimi daha çok katılarda olur. Konveksiyon ise daha çok ve gazlarda söz konusudur. Konveksiyonla ısı iletimi gazlarda sıvılardan daha iyidir. Konveksiyon atmosferdeki en önemli ve temel ısı iletim işlemidir.
Enerjinin diğer bir iletim şekli de radyasyon yoluyla olur. Radyasyon yoluyla olan iletimde, enerjiyi veren cisim ile enerjiyi alan cisim arasında bir maddesel ortama gerek yoktur. Enerjinin radyasyon yoluyla iletilmesi elektromanyetik dalgalarla olur. Örneğin, güneşten dünyaya iletilen ısı enerjisi, radyasyon yoluyla uzay boşluğundan geçerek dünyaya ulaşır.
Atmosferin Isı Dengesi
Dalga boyları arasında, güneşten gelen kısa dalga boylu enerjinin aşağı yukarı % 30'u bulutlar tarafından ve kısmen de (değişken yapıya sahip) yeryüzü tarafından uzaya geri yansıtılır. Ayrıca çok küçük bir miktar enerji de atmosferdeki hava molekülleri ve çeşitli parçacıklar tarafından yansıtılır.
Yerden Yayınlanan Radyasyon: Yer yüzeyi, atmosferde az miktarda yutularak yere ulaşan güneş radyasyonunu yutarak ısınır. Yer yüzeyi güneşe nazaran daha düşük sıcaklıkta olduğundan kızılötesi dalgaboylannda (4-80 m dalgaboylarında uzun dalgaboylu) radyasyon yayınlar. Atmosferdeki su buharı ve karbondioksit yeryüzünden yayınlanan kızılötesi radyasyonu yutar. Atmosferin ısınmasında su buharı ve karbondioksitin önemi büyüktür. Bulutlar içindeki sıvı su damlacıkları da kızılötesi radyasyonu kuvvetle yutarlar. Bulut tarafından yutulan radyasyon da bulut tabanından tekrar yeryüzüne yayınlanır. Bunun sonucu olarak, bulutlu geceler, daima açık gecelerden daha sıcaktır.
Konduksiyonla İletilen Enerji: Bu ısınma işlemi, yeryüzü ile ona bitişik (çok sığ) atmosfer tabakası arasındaki yerden atmosfere doğru olan enerji iletimidir. Hava, ısı enerjisini kondüksiyonla iletme bakımından çok zayıf bir iletkendir. Bu nedenle, bu yolla atmosferin sadece alt kısmı ısınır.
Konveksiyonla iletilen Enerji:Yere bitişik hava ısınarak genişler, yoğunluğu azalır ve yükselir. Böylece ısı enerjisi yukarı seviyelere konveksiyon işlemi ile iletilir.
Havanın ısınmasında, konveksiyon işlemlerinin sebep olduğu ısı taşımınına türbülanslı ısı taşınımı da denilir.
Gizli Isı: Okyanuslar ve su kütleleri üzerinden büyük çapta buharlaşma olur. Bir gram suyun buharlaşması için 540-600 kalorilik enerjiye ihtiyaç vardır. Bu ısı enerjisi sadece suyun buharlaşması için kullanılıp, suyun sıcaklığında bir değişim meydana getirmez. Birim kütledeki (1 gram) suyun buharlaşması için gerekli ısı enerjisine buharlaşma gizli ısısı denir. Bilindiği gibi, 1 gram suyun sıcaklığını 1 °C yükseltmek için sadece 1 kalorilik enerji gereklidir. Oysa buharlaşma gizli ısısı, buna göre çok büyüktür.
Buharlaşan su, su damlacıkları şeklinde yoğunlaştığında, buharlaşma işleminde kazanılan ısı serbest kalır. Yani 1 gram su buharı yoğunlaştığında 540-600 kalorilik ısı enerjisi açığa çıkar. İşte bu şekilde, birim kütledeki su buharının yoğunlaşması esnasında serbest kalan ısı enerjisine de yoğunlaşma gizli ısısı denir. Yağmur veya kar yağışından sonra atmosferde yoğunlaşmadan dolayı serbest kalan ısı atmosferi ısıtır.
Sera Etkisi
Tarımda kullanılan seraların camları güneşten gelen kısa dalgaboylu radyasyonu geçirirler. Buna karşın sera içindeki yerin ve havanın yaydığı uzun dalgaboylu radyasyonu geçirmez. Böylece içerdeki hava ısınır.
Atmosferdeki su buharı, karbondioksit ve bulutlar da seraların camları gibi benzer etki yaparlar.Böylece aşağı atmosferin sıcaklığı olması gerekenden daha yüksek olur. İşte bu olaya sera etkisi denilir.
Yeryüzeyi ve Atmosferin Düzensiz Isınması
Atmosferdeki hava olaylarının ve değişimlerin çoğu yeryüzeyinin ve onun üzerindeki atmosferin düzensiz ısınmasından meydana gelir. Düzensiz ısınma ise yoğunluk farkları meydana getirir. Yoğunluğu azalan (hafif) hava yükselir, yoğunluğu artan hava da çöker Böylece atmosferik hareket başlar. Bu düzensiz ısınma başlıca iki nedenle olur:
1. Gelen güneş enerjisi miktarını etkileyen sistematik faktörler
2. Yutulan ısı miktarının farklı olmasına sebep olan yeryüzeyinin kendi
yapısındaki değişimler.
1.Güneş Enerjisi Miktarını Etkileyen Sistematik Faktörler:
• Dünyanın eğriliği
• Güneş radyasyonunun geliş açısındaki değişiklikler
• Atmosferde bulunan toz, yabancı parçacıklar ve bulutlar
• Belirli bir bölgedeki güneşlenme süresi
• Dünyanın güneş etrafındaki yörüngesinin elips şeklinde olması
• Dünya ekseninin yörünge düzlemine göre eğik oluşu.
Dünyanın Eğriliği. Dünya küre şeklinde olduğundan enleme bağlı olarak güneş ışınları dünyanın farklı yerlerine farklı açılarla gelir. Aynı kesit içinden gelen ışınlar yukarı enlemlerde, ekvatora nazaran daha geniş bir alana yayılır. Bu nedenle birim alana düşen enerji miktarı ekvator yakınlarında kutuplara göre daha büyüktür (şekil 3.2).
Şekil 3.2 Enlemlere göre birim alana düşen enerji değişimi.
Güneş Radyasyonun Geliş Açısındaki Değişimler. Yeryüzünde belirli bir bölgeye gelen enerji gün boyunca ışınların geliş açısına bağlı olarak değişir (şekil 3.3).
Atmosferde Bulunan Toz, Yabancı Parçacıklar ve Bulutlar. Atmosferdeki tozlar, kirleticiler ve bulutlar da gelen güneş radyasyonunu yutarak veya yansıtarak yere daha az enerji gelmesine neden olurlar. Bunların yerden yere farklılık göstermesi yerin farklı miktarlarda enerji almasına sebep olur.(Şekil 3,3)
Güneşlenme Süresi. Yeryüzüne gelen enerji güneşlenme süresiyle de ilgilidir. Bu da gün uzunluğuna bağlıdır. Gün uzunluğu ise dünyanın yörünge üzerindeki yerine bağlıdır. Örneğin, kuzey yarımkürede orta enlemlerde (yengeç dönencesi ile arktik daire arasında) 21 Aralık’ta en kısa gündüzler, 21 Haziranda da en uzun gündüzler yaşanır. Bu nedenle orta enlemlerdeki belirli bir yer 21 Aralık’ta en az enerji, 21 Haziran’da en fazla enerji alır.
Yörüngenin Elips Şeklinde Oluşu. Dünyanın güneş etrafındaki yörüngesi elips şeklinde olduğunda ve güneş bu elipsin odaklarından birinde bulunduğundan, Ocak ayının ilk günlerinde (Perhelion'da) dünya-güneş mesafesi en az olduğundan dünya toplam olarak en çok enerji alacak, Temmuz ayının ilk günlerinde (Aphelion'da) ise dünya güneş mesafesi en büyük olduğundan dünya toplam olarak en az enerji alacaktır. Perhelion ve Aphelion'da alınan enerjiler %7 kadar farklıdır.
Dünya Ekseninin Eğik Oluşu. Dünya ekseni yörünge düzleminin normaliyle 23°27' lik bir açı yaptığından ve dünya yörünge üzerinde hareket ederken eksenin doğrultusu değişmediğinden 21 Aralıkta güneş ışınları oğlak dönencesine, 21 Haziranda da yengeç dönencesine dik gelir. 21 Mart ve 23 Eylül tarihlerinde de güneş ışınları ekvatora dik gelmektedir. Bu nedenle mevsimlere bağlı olarak yerkürenin farklı yerleri farklı miktarlarda enerji alır.
Dünya-güneş mesafesinin değişimiyle alınan enerjideki değişim, dünyanın ekseninin eğik oluşundan kaynaklanan değişim yanında çok küçüktür. Bu nedenle hava olaylarını doğuran en önemli etken dünya ekseninin eğik oluşudur.
2. Yeryüzeyinin Yapısındaki Değişimler.
Güneş radyasyonunun yeryüzeyi tarafından düzensiz olarak yutulmasına etki eden ikinci ana faktör yeryüzeyi yapısının yerden yere farklı olmasıdır. Yeryüzeyi tarafından güneş enerjisi eşit olarak alınsa bile, yeryüzeyinin yapısındaki büyük değişimlerden dolayı, yutulan enerji miktarında önemli farklar olacaktır.
En belirgin fark, kâralar ve denizler arasındaki farklılıktır. Denizler (veya büyük su kütleleri) termal olarak çok korunumludur. Denizler aniden ısınıp, aniden soğuyamazlar. Yani, denizlerdeki sıcaklık değişimleri karalara nazaran daha küçüktür. Bu nedenle denizler, yazın karalara nazaran daha serin, kışın daha sıcaktır. Bunun çeşitli sebepleri vardır:
a.. Su güneş ışınlarına karşı oldukça geçirgendir. Güneş ışınları denizlerde
yaklaşık 30 m derinliğe kadar geçebilir. Halbuki karalar, yuttuğu enerjiyi çok sığ bir tabaka içinde toplar ve bu tabakada oldukça büyük bir sıcaklık artışına neden olur. Sularda ise aynı enerji büyük bir su kütlesine yayıldığından sıcaklık değişimi daha az olur. İşlem tersine döndüğü zaman, sığ kara tabakası aldığı ısıyı, su tabakasına göre daha hızlı geri verir.
b.Suyun özgül ısısı, karalara nazaran daha büyüktür. Bu nedenle.su ısıtılırken sıcaklığı karalara nazaran daha yavaş yükselir ve soğurken daha yavaş düşer. Çünkü suyun sıcaklığındaki belirli bir artma veya azalma için daha büyük bir ısı kazancı veya kaybı gereklidir.
c.Su bir akışkan olduğundan, konveksiyonla ısıyı büyük derinliklere kadar yayar ve böylece yüzey sıcaklığı karalara göre daha az değişir.
d.Sulardaki buharlaşma esnasında sudan büyük miktarda enerji kaybı olur.Bunun sonucunda suyun sıcaklığının yükselişi yavaşlar.
e..Büyük okyanus akımları, ısı enerjisini başka bölgelere taşıyarak sıcaklık
farklılıklarını eşitlemeye çalışırlar. Gulf Stream ve Kuroshio gibi akıntılar yukarı enlemlere büyük miktarda sıcak su kütleleri taşırlar Buna karşılık yukarı enlemlerden aşağı enlemlere doğru da soğuk su kütleleri taşınır. Böylece okyanuslarda sıcaklık farkları azalır.
Karalarda ise durum denizlerden çok farklıdır. Karaların yüzey şekilleri ve yapıları yerden yere büyük değişimler gösterir.
SICAKLIK
Bir cismin sıcaklığı, cismi teşkil eden bütün moleküllerinin ortalama kinetik enerjisi (ortalama süratleri) ile belirlenir. Sıcaklık temel bir hava elemanı olup, ısı temel bir hava esmanı değildir. Sıcaklığı doğrudan doğruya ölçen aletler (termometreler) vardır. Oysa ısı bir aletle doğrudan ölçülemez. Bir cisme ısı enerjisi verildiği zaman, genellikle cismin sıcaklığı artar. Bazen cisme ısı verildiği halde sıcaklığı artmayabilir. Örneğin erimekte olan buza enerji (ısı) verildiğinde, bu enerji, buz tamamen eriyinceye kadar sıcaklığı değiştirmez. Kaynama noktasına 'inildiğinde de sup verilen ısı enerjisi suyun sıcaklığını değiştirmez. Bu esnada verilen ısı enerjisi suyun buharlaşmasına harcanır. Bu yüzden suyun sıcaklığı değişmez.
Yukarıdaki açıklamalardan, ısı ile sıcaklığın birbirlerinden farklı iki kavram olduğu görülmektedir. Isı ile sıcaklığın birimleri de birbirlerinden farklıdır. Isı birimleri enerji birimleriyle aynıdır (calori, erg, joule, watt, ... gibi). Sıcaklık birimleri ise Santigrat (Celcius) derece (°C), Fahrenheit derece (°F), Kelvin derece (°K) gibi isimlendirilir.
Sıcaklık Ölçekleri ve Birimleri
Sıcaklık ölükleri, sıcaklığı ölçmek için keyfi olarak seçilmiş sayısal ölçeklerdir. Meteorolojide kullanılan sıcaklık ölçekleri, santigrat (Celcius), Fahrenheit ve Mutlak sıcaklık veya Kelvin'dir. Celcius ve Fahrenheit ölçeğinde suyun kaynama ve donma noktaları önemli kriterlerdir. Mutlak ölçekte ise mutlak sıfır (rasgele moleküler hareketin durduğu sıcaklık) başlangıç noktasıdır.
Celcius ölçeği şu şekilde tarif edilir: eğer, bir madde 1013,3 hPa (1 atmosfer) basınçta saf su ve buz karışımı ile termal dengede ise bu madde 0°C (santrigrad veya celcius derece) sıcaklıktadır denir. Aynı madde 1 atmosfer basınçta kaynayan su üzerindeki buhar ile termal dengede ise bu madde 100°C sıcaklıktadır. 0°C ile 100 0°C arasındaki uzaklık 100 eşit parçaya bölünmüştür.
Fahrenheit ölçeğinde, su 32°F da donar ve 212-Fda kaynar. Bu aralık 180 eşit parçaya bölünmüştür. Böylece santigrad birimi (°C) ile Fahrenheit birimi (°F) arasındaki oran ,
olup, buna göre (°C) birimi (°F) biriminden 1,8 kat daha büyüktür.
Mutlak sıcaklık biriminde ise sıcaklıklar sıfırdan başlar. Bu sıcaklık (mutlak sıfır) suyun donma noktasının 273,16 °C altındadır. Mutlak sıcaklık birimi Kelvin (°K) derecedir. Bazen °A ile de gösterilir. Buna göre;
T (*K)-t, +273,1-6
bağıntısı yazılabilir. Suyun kaynama noktası ise 373,16 °K 'dir. Mutlak sıcaklık hiçbir zaman negatif (-) olamaz. Bu durum fiziksel olarak mümkün değildir.
Sıcaklık Değişimleri
Sıcaklık atmosferde, yatay ve düşey olarak değişir. Yatay sıcaklık değişimi, sıcaklığın yeryüzünde yatay olarak değişimini ifade eder. Bu sıcaklık değişimi, ekvatorla kutuplar arasında enlemlere bağlı olarak değiştiği gibi kara deniz dağılımına göre de değişir. Karalarda da yeryüzünün yapısına bağlı olarak değişir. Sıcaklık, okyanus ve denizlerde de akıntılara bağlı olarak değişimler gösterir.
Hava haritalarında eş sıcaklık eğrilerine (sabit sıcaklık eğrilerine) izoterm denir. Uzun yıllar boyunca alınan ortalamalara göre çizilen hava haritalarında (yatay düzlemde) izotermler yaklaşık olarak enlemlere paralel bir yapı gösterir. Yine de aynı enlem üzerinde okyanus üzerindeki sıcaklık ile karalar üzerindeki sıcaklık ı mı,umden farklıdır. Bu durum kışın ve yazın değişim gösterir. Kışın karalar denizlere nazaran daha çabuk soğuduğundan aynı izoterm karalarda daha güneyde, yazın ise karalar denizlerden daha sıcak olduğundan, aynı izoterm karalarda daha kuzeydedir.
Okyanus akımları da hava sıcaklığı üzerinde etkili olur. Sıcak su akıntısı Gulf Stream'in Atlantik'te hava sıcaklığı üzerinde belirgin bir etkisi olup, buna bağlı olarak eğilirler.
(Şekil 3.5)
Karalar okyanuslara nazaran, daha çabuk ısınıp daha çabuk soğurlar. Bu nedenle yaz ile kış arasındaki en büyük sıcaklık değişimi büyük kara kütleleri üzerinde meydana gelir.
Yeryüzünde bugüne kadar ölçülmüş en düşük sıcaklık, Antarktika'da ölçülmüş olup - 88,5 °C 'dir. Yine yeryüzünde ölçülmüş olan en yüksek sıcaklık Afrika'da ölçülmüş olup 57,8 °C 'dir.
Gün içindeki maksimum sıcaklık ile minimum sıcaklık arasındaki farka günlük sıcaklık aralığı veya farkı denir. Yerden yükseldikçe bu aralık azalır (şekil 3.6). Sıcaklığın günlük değişimi açık günlerde, bulutlu günlere nazaran daha fazladır. En büyük günlük sıcaklık farkı, bulutsuz ve havanın çok kuru olduğu çöllerde olur. Gündüzleri güneş enerjisi yeri hızla ısıtır, geceleyin de yer kızılötesi ışınlar yayınlayarak hızla soğur.
Nemli bölgelerde günlük sıcaklık farkı nispeten küçüktür. Buralarda pus ve bulutlar yere gelen güneş enerjisini engelleyerek maksimum sıcaklığın düşük olmasını sağlar. Geceleyin de nemli hava yerin yaydığı infrared radyasyonu yutarak (soğumayı engelleyerek) minimum sıcaklığın yüksek olmasını sağlar. Bu yüzden, büyük su kütleleri yakınındaki şehirlerde günlük sıcaklık farkları, karasal bölgelere nazaran daha küçüktür.
(Şekil 3.6)
24 saatlik zaman aralığındaki maksimum ve minimum sıcaklıkların ortalamasına günlük ortalama sıcaklık denir. Günlük ortalama sıcaklıkların uzun yıllar boyunca ortalamasına normal sıcaklık (veya ortalama sıcaklık) denir.
Günlük sıcaklık değişimi ısı dengesi (bütçesi) ile ilgilidir. Güneş doğduğu zaman yeryüzüne enerji gelmeye başlar. Yeryüzü de üzerindeki havayı ısıtır. Böylece hava sıcaklığı artmaya başlar. En çok enerji, güneşin yörüngesi üzerinde en üst noktada olduğunda (gerçek güneş öğlesinde) yani güneş ışınlarının en dik geldiği zaman alınır. Gün içindeki maksimum sıcaklık (en yüksek sıcaklık ) gerçek güneş öğlesinde değil, bir iki saat sonra olur. Çünkü ışınların en dik geldiği zamanda en büyük enerji alınırsa da termometre seviyesinde sıcaklığın maksimum olması biraz zaman alır. Bu nedenle orta enlemlerde maksimum sıcaklık yerel saatle, saat 14 00 - 15:00 civarında gerçekleşir. En düşük sıcaklık da, yaklaşık olarak güneşin doğma zamanında meydana gelir. Çünkü bu saatlerde dünya ve atmosferin net ısı kaybı maksimumdur.Sıcaklık maksimumunun tam zamanı bulutluluk, hava kütlesinin özellikleri ve yağış gibi yerel hava durumlarına bağlıdır.
(Şekil 3.7)
(Şekil 3.8)
Orta enlemlerde sıcaklığın yıl boyunca değişiminde, kıtalar üzerinde maksimum sıcaklıklar yaz solstisinden sonraki birinci veya ikinci ayda, minimum sıcaklıklar da kış solstisinden sonraki birinci veya ikinci ayda meydana gelir (şekil 3.8). Kıtalar okyanuslara nazaran, hızlı ısınıp hızlı soğuduklarından, kıtalarda yıl boyunca sıcaklık farkları yazdan kışa çok büyüktür. Okyanuslarda ise bu fark daha azdır. Okyanuslar karalara nazaran daha geç ısındığından, yıl boyunca oluşan maksimum sıcaklık zamanı karalara göre yaklaşık bir ay daha geçtir. Aynı şekilde okyanuslarda minimum sıcaklık da karalara göre bir ay da ha geç oluşur.
Sıcaklık Gradyanı
Sıcaklık gradyanı basit olarak, sıcaklığın birim mesafedeki değişimidir. x ve y doğrultularının yatay düzlemi, z doğrultusunun da düşey doğrultuyu gösterdiği kabul edilirse, ( ) ( ) terimleri sıcaklık gradyanının yatay bileşenlerini gösterip, buna yatay sıcaklık gradyanı denir. ( ) ise sıcaklık gradyanının düşey bileşenini gösterip, buna da düşey sıcaklık gradyanı (lapse rate) denir. Yatay sıcaklık gradyanı hava haritalarında izotermlerin sıklığı ile ilgilidir. İzotermlerin sık olduğu yerlerde yatay sıcaklık gradyanı, izotermlerin daha seyrek (aralıklarının daha büyük) olduğu yerlere göre daha büyüktür.
Şekil 3.9'da (a) durumunda, yatay sıcaklık gradyanı, (b) 'ye göre daha büyüktür. Zira (a) durumunda birim mesafedeki sıcaklık değişimi daha fazla olduğundan yatay sıcaklık gradyanı (b) 'ye göre daha büyüktür.
Düşey Sıcaklık Gradyanı (Düşey Sıcaklık Değişimi). Düşey sıcaklık gradyanı, sıcaklığın yükseklikle birim mesafedeki değişimidir. Buna meteorolojide düşey sıcaklık değişimi veya lapse-rate de denilir
(Şekil 3.9)
Troposferin en önemli özelliği, sıcaklığın yükseklikle azalmasıdır. Troposferde sıcaklık yükseklikle ortalama olarak her bin metrede 6,5°C azalır. Bu değer yatay düzlemdeki (enlemle) sıcaklık değişimi ile karşılaştırılınca yaklaşık bin defa daha büyüktür. Yatay sıcaklık değişimi, kıtaların ve okyanusların dağılımına da bağlıdır.
Düşey sıcaklık değişimi alttaki yüzeyin tipinden de büyük ölçüde etkilenir. Sıcaklık, kıtasal alanlar üzerinde yazın, okyanuslar üzerinde kışın yükseklikle hızla azalır. Yeryüzeyinden radyasyonla olan ısı kaybı veya başlangıçta sıcak bir havanın soğuk bir yüzeyle teması da düşey sıcaklık değişimini belli bir yüksekliğe kadar etkiler.
(Şekil3.10)
Troposferin yüksekliği ekvatordan kutba doğru azalır ve ekvatorda en fazla (18 km.) kutuplarda da en azdır ( 8 km.). Troposferde sıcaklık yükseklikle doğrusal olarak azaldığından ekvatorda, troposferin tepesindeki sıcaklık, kutuplardaki troposferin tepesindeki sıcaklıktan çok daha düşüktür (Şekil 3.10).
Troposferin kalınlığı, yeryüzündeki sıcaklık ve basınç durumuna bağlı olarak da değişebilir. Şayet aşağı tabakalarda yüksek sıcaklık varsa tropopoz daha yüksektir. Deniz seviyesindeki basınç yüksekse tropopoz yüksekliği de fazladır. O halde tropopoz yüksekliği, yazın kıştan, yüksek basınç sistemleri üzerinde de, alçak basınç sistemleri üzerindekinden ve ayrıca alçak enlemlerde, yüksek enlemlerdekinden daha yüksektir.
Yukarıdaki nedenlerle sıcaklığın yükseklikle değişimi günden güne ve mevsimlerle değişebilir (Şekil 3.11).
(Şekil 3.11 çiz)
Havanın Düşey Hareketleri. Havanın düşey hareketleri başlıca aşağıdaki nedenlerle olabilir.
1. Havanın belirli bir bölgesinin ısınması veya soğuması: Yeryüzünün belirli bir bölgesi fazla ısınırsa, üzerindeki hava da ısınır. Isınan hava genişler, yoğunluğu azalır, civar havadan daha hafif olur ve yükselir. Tersine, yeryüzünün soğuk bir bölgesi üzerindeki hava da soğuyacağından hacmi küçülür, yoğunluğu artar ve çöker (şekil 3.12).
2. Topoğrafik etki: Bir dağ veya tepeye doğru hareket eden hava, karşılaştığı engebenin etkisiyle rüzgarüstü tarafında yükselecek, rüzgaraltı tarafında da alçalacaktır (şekil 3.13).
(Şekil 3.13 çiz)
3. Cephelerin etkisi: Cephe yüzeyi, farklı sıcaklıktaki iki hava kütlesi arasındaki süreksizlik yüzeyidir. Şekil 3.14'deki gibi farklı özellikteki iki hava kütlesi karşılaşırsa, ağır olan soğuk hava bir kama gibi sıcak havanın altına girer ve sıcak havayı yükseltir.
(Şekil 3.14 çiz)
4. Konverjans ve Diverjans etkisi: Çevre havanın bir bölgeye doğru akmasına konverjans denir. Yeryüzü yakınında çevreden bir merkeze doğru akan hava, merkez civarında birikerek yükselecektir (Şekil 3.15a). Tersine bir merkezden çevreye doğru hava akışı varsa buna da diverjans denir. Yeryüzü yakınında diverjans sözkonusu ise, merkezden çevreye doğru olan hava akışı nedeniyle bir boşluk oluşacaktır. Bu boşluğu doldurmak üzere, yukarıdan aşağıya doğru bir hareket olacaktır ( Şekil 3.15b).
Sıcaklık Ölçüm Aletleri
Sıcaklık ölçümü, termometre adı verilen aletlerle yapılır. Farklı amaçlar için geliştirilmiş çeşitli termometreler vardır. Bu termometreler şunlardır:
• Standart (normal) termometre
• Maksimum termometre
• Minimum termometre
• Six termometresi
• Yazıcı termometre (termograf)
• Madeni termometre
• Deniz termometresi
Standart (Normal) Termometre. Bu termometreler bir cam tüpten meydana gelmiştir. Cam tüpün alt ucunda, içinde cıva veya alkol bulunan bir hazne vardır Tüpün üst kısmında da boşluk bulunur. Sıcaklık artınca haznedeki sıvı genleşir ve tüp içindeki kanalda yükselir. Sıcaklık düşünce, sıvı büzülerek (hacmi azalarak) kanaldaki seviye düşer. Termometre yüzeyi sıcaklığı gösterecek şekilde ölçeklendirilmiştir. Sıcaklıklar bu ölçekten okunur.
Maksimum Termometre. Bazen belirli bir zaman aralığındaki (örneğin bir gün içindeki) en yüksek sıcaklığın bilinmesi arzu edilir. Bu amaçla maksimum termometreler yapılmıştır. Bu termometrelerde cam tüpün içindeki kanal hazneden biraz ötede çok daraltılmıştır. Bu tip termometrelerde genellikle civa kullanılır. Sıcaklık yükseldiğinde, haznedeki cıva genleşir ve kanalın dar kısmından geçerek ilerler. Sıcaklık düştüğü zaman civanın hacmi azalır, fakat kanalın kısmından hazneye geri dönemez. Bu termometrelerle maksimum sıcaklık okumaları günde bir kez, yerel saatle 21:00 'de yapılır. Civanın üst seviyesi okunarak maksimum sıcaklık değeri saptanır. Okuma yapıldıktan sonra cıvanın hazneye geri dönmesini sağlamak için termometre üst tarafından tutularak silkelenir. Maksimum termometreler siper içindeki bir mesnete, yatayla 5°-10° 'lik bir açı yapacak şekilde yerleştirilir.
(şekil .24)
Minimum Termometre. Verilen bir zaman aralığındaki en düşük sıcaklığı ölçen termometrelere minimum termometre denir. Bu termometrelerde civa yerine daima alkol kullanılır. Tüpteki alkol içinde, renkli camdan yapılmış bir cam indeks (ince bir cam çubuk) vardır. Sıcaklık düştüğü zaman alkolün hacmi küçülür, kanal içinde hazneye doğru hareket eder. Alkolün üst yüzeyi yüzey gerilimi ile indeksi aşağı (hazneye) doğru çeker. Sıcaklık yükseldiği zaman alkol indeksin etrafından akarak tüp içindeki kanala ilerler, fakat indeks, alkolün hazneye doğru ilerlediği en alt seviyede kalır. Böylece indeksin üst seviyesi ulaşılan en düşük sıcaklığı gösterir.
Minimum termometrelerle sıcaklık, yerel saatle 07:00 ve 21:00 ‘de olmak üzere günde iki defa okunur. Bu iki okumadan düşük olanı, o günün minimum sıcaklığıdır. Okuma yapıldıktan sonra termometre eğilerek, indeksin alkolün ucuna gelmesi sağlanır. Bu termometreler yatay olarak yerleştirildiğinden, okuma yapıldıktan sonra termometre tekrar yatay olarak mesnetindeki yerine yerleştirlir. Termometre yeni okuma için hazır hale gelmiştir.
Six Termometresi. Six termometresi, maksimum ve minimum termometrelerin birleştirilmiş halidir. Bu termometre U şeklinde bir tüpten yapılmış olup, uçlarında kapalı birer hazne vardır. U şeklindeki tüpün alt tarafı cıva ile doldurulmuştur. Sol tarafta cıvanın üstündeki kol ve hazne alkol ile doldurulmuştur. Sağ tarafta ise cıvanın üstündeki kol alkol ile doldurulmuştur, fakat haznenin bir kısmı alkol ile dolu olup, üzerinde bir miktar gaz vardır. Her iki kolda da alkolün içinde birer renkli cam indeks olup, içlerinde birer ince demir tel vardır. Bu cam indekslerin, cıvanın içine batmaması için alt tarafları çıkıntılı bir şekildedir. Ayrıca bu çıkıntılar borunun iç çeperlerine baskı yaparak, indeksin yükseldiği yerde kalmasını da sağlar.
(şekil 3.26)
Sıcaklık yükseldiği zaman, sol koldaki alkol genişleyerek civa üzerine bir kuvvet uygular ve civa sağ kolda yükselir. Sağ koldaki alkol tüpün üstündeki boşluğa dolar ve buradaki gazı sıkıştırır. Civa sağ kolda yükselirken indeksi de yukarı kaldırır. Sıcaklık azalırken sol taraftaki alkol sıkışır ve gaz genişler ve civayı sol tarafa doğru iter. Sağ kolda civa geri çekilirken cam indeks alkolün içinde asılı kalır ve cam indeksin alt seviyesi maksimum sıcaklığı gösterir.
Sıcaklık düştüğü sürece, sol koldaki alkol daha da sıkışır ve sağ kolun üstündeki gazın daha fazla genişlemesine müsaade eder. Gaz genişlerken civanın üzerine bir kuvvet uygular ve civanın sol kolda yükselmesine sebep olur. Bu durumda sol koldaki civa yüzeyi bu koldaki indeksi de iterek yükseltir.
Sıcaklık en düşük noktasına ulaşıp tekrar yükselmeye başladığında civa tekrar sağ kolda yükselir. Sol koldaki cam indeks ise yükseldiği yerde kalır. Bu durumda indeksin alt seviyesi minimum sıcaklığı gösterir.
Bu termometrenin her iki kolundaki civanın seviyesi aynı sıcaklık değerini gösterir. Bu değer gerçek hava sıcaklığıdır.
Termograf. Termograf, eğriliği sıcaklıkla değişen metalik bir hassas elemandan meydena gelmiş mekanik bir alettir. Sıcaklıktaki bir değişim hassas elemanın eğriliğinin değişmesine sebep olur. Eğrisel hassas elemanın bir ucunda uzun, hareketli bir kol vardır. Bu kol uygun bir ölçekle sıcaklığı direkt olarak gösterir. Bu kolun ucunuda bulunan mürekkepli bir uç, tambur üzerine sarılmış ve üzerinde saat, gün ve sıcaklık ölçeği bulunan bir grafik üzerine sıcaklığı sürekli olarak kaydeder.(Şekil 3.27)
ermograf mekanik bir alet olması nedeniyle ölçümlerde hata ihtimali daha fazladır
Bu nedenle, termograf belirli aralıklarla, doğru bir termometre ile kontrol edilerek ayarlanmalıdır.
Madeni (Metalik) Termometre. Madeni termometre, termograf ile aynı yapıya sahiptir, fakat yazıcı kısmı yoktur. Bunun yerine kalemin (göstergenin) uç kısmında sıcaklık skalası vardır. Sıcaklıktan etkilenen hassas eleman, termograftakinin aynıdır.
Deniz Termometresi. Deniz suyu sıcaklığını ölçmek için kullanılır. Standart termometreden farkı cıva haznesinin dışında delikli bir metal kabın oluşudur. Termometre deniz yüzeyinden 10 cm derinlikte 8-10 dakika bekletilir. Dışarı alınan termometrenin okuması yapıldıktan sonra delikli kaptaki su boşaltılır. Gemide bu tip termometre bulunmadığında bez bir kova ile denizden alınan suyun içine standart termometre daldırılarak ölçüm yapılır.
Termometrelerin Yeri ve Okumalarda Dikkat Edilecek Hususlar. Hava sıcaklığın doğru olarak Ölçmek için sıcaklık aletlerinin yerleştirilmesinde ve okumalarda aşağıdaki uyarılara dikkat edilmelidir.
• Aletler direkt güneş ışığından korunmalıdır. Termometreler ayrıca gemi bacalarından, ısı kaynaklarından da korunmalıdır. Bu nedenle termometre siperleri (varsa) beyaza boyanır. Bu siperler gemilerde standart olarak 56x23x15 cm boyutlarında, ahşaptan yapılmıştır. Bu siperlerde normal termometre, maksimum ve minimum termometreler bulundurulur.
• Termometre okuması yapılmadan önce civa veya alkol parçalanmasının olup olmadığı tespit edilmeli ve parçalanması giderilmeyen termometreler kullanılmamalıdır.
• Termometrelerin göz hizasına gelecek şekilde uygun yükseklikte bulundurulması gerekir.
• Termometre okumalarında önce derecenin ondası sonra tam değeri okunur ve kaydedilir. Termometre göstergesi üzerindeki ölçeklendirmede bir derece aralığı; ikiye bölünmüş ise her çizgi 0,5 dereceyi, beşe bölünmüş ise her çizgi 0,2 dereceyi; ona bölünmüş ise 0,1 dereceyi gösterir(Şekil 3.30)
07-03-2013, 12:56 PM
Çevrimdışı
BUHARLAŞMA,YOĞUŞMA VE NEM
Su, dünya ve atmosferin en önemli bileşenidir. Su, sıvı, katı ve gaz şeklinde lir. Su, sıvı halde İse sıvı su, katı halde ise buz, gaz halinde ise subuharı denir.
Atmosferde bulunan subuhan miktan, toplam atmosfer kütlesi ile hulusa çok azdır. Miktarı çok az olmasına karşın atmosferik subuhan dünya atmosfer sisteminin ısı bütçesinde çok önemli bir rol oynar. Atmosferdeki subuharı miktarı değişken olup hacimsel olarak hava içinde en fazla %4'ler civarındadır. Su, subaharı olduğu zaman renksiz ve kokusuz olup gözle görülemez.
Buharlaşma ve Yoğunlaşma
Su içindeki moleküller, sürekli olarak rastgele doğrultularda hareket halindedirler. Fakat hepsinin hızı aynı değildir. Bazıları diğerlerinden daha hızlı hareket ederler. Her molekülün hızına bağlı olarak kinetik enerjileri de farklıdır. Suyun sıcaklığı, moleküllerin ortalama kinetik enerjilerinin bir ölçüsü olduğundan suya ısı enerjisi verilirse moleküller daha hızlı hareket ederler ve böylece suyun sıcaklığı artar. Tersine, su ısı kaybederse moleküller daha yavaş hareket ederler ve suyun sıcaklığı azalır. Suya ısı enerjisi verildiği zaman, kinetik enerjileri artan, yeterli hıza sahip, su yüzüne yakın moleküllerden bir kısmı su yüzünden havaya (atmosfere) geçerler. Havaya geçen su molekülleri de rasgele doğrultularda hareket halindedir. Bunlardan bazıları da tekrar suya geri dönebilirler. Böylece havada olarak bir miktar su molekülü bulunur. Havada bulunan su moleküllerine subuharı denir. İşte suyun, sıvı halden gaz haline (subuharı haline) geçiş sürecine, diğer bir deyişle yeryüzündeki su kütlelerinden suyun (su moleküllerinin) havaya geçmesine buharlaşma denir.
Buharlaşmanın olabilmesi için su moleküllerinin yeterli enerji alarak, su yüzünden ayrılıp havaya karışması gerekir. Birim kütledeki suyun tamamen buhar haline gelmesi için gerekli enerji miktarına buharlaşma gizli ısısı denir. Tersim birim kütledeki subuharının da tamamen su haline geçmesi (yoğusması) için buharlaşma esnasında alınan ısı enerjisi ortama geri verilir. Buna da yoğunlaşma gizli ısısı denir.
0 C’deki saf suyun buharlaşma gizli ısısı 597 kaloridir. Yani deniz seviyesinde 0 C’deki 1 gram saf suyun tamamen buhar haline gelmesi için 597 kalorilik enerjiye ihtiyaç vardır. 100 C’deki suyun buharlaşma gizli ısısı da 540 kaloridir. Buharlaşma gizli ısısı, yoğunlaşma gizli ısısına eşittir. Buharlaşma gizli ısısı ve yoğunlaşma gizli ısısı atmosferin enerji dengesinde çok önemli rol oynar.
Eğer havada hiç subuharı yoksa hava (mutlak olarak) kurudur. Suya enerji verildiği sürece, su moleküllerinin havaya geçmesi de (yani suyun buharlaşması da) devam eder Ancak bu olay sonsuza kadar devam etmez. Belirli bir sıcaklıkta hava bir miktarda subuharı (su molekülü) ile doymuş hale gelir. Artık havaya subuharı ilave edilemez. Havanın subuharıyla doyduğu miktara doymuş buhar havanın subuharı kapasitesi denir. Şayet, havaya subuhan ilavesi devam ederse, hava daha fazla subuharını tutamayacağından, fazla olan subuharı yoğunlaşacaktır. Bu olaya da yoğunlaşma denir. Hava, düşük sıcaklıklarda daha az, yüksek sıcaklıklarda da daha çok subuharıyla doymuş hale gelir. Havanın subarıyla doymuş hale gelmesi iki şekilde olabilir
• Havaya subuharı ilave edilmesiyle
• Havanın sıcaklığının düşürülmesiyle.
Buharlaşmaya Etki Eden Faktörler.
a. Sıcaklık: Buharlaşma miktarı sıcaklıkla doğru orantılıdır. Sıcak su, soğuk sudan daha hızlı (kolay) buharlaşır.
b. Havanın doyma derecesi: Hava, subuharı ile doymaya yaklaştıkça buharlaşma hızı azalır. Bu nedenle, buharlaşma kuru havada daha hızlı, nemli havada daha yavaş olur.
c. Rüzgar şiddeti: Rüzgar şiddetinin artması buharlaşan suyu (subuharını), su yüzünden hızla uzaklaştıracağından, su yüzeyi üzerindeki havada nem miktarı düşecek ve dolayısıyla buharlaşma hızı artacaktır.
d. Suyun bileşimi: Su içindeki yabancı maddeler de buharlaşmayı azaltıcı etki yaparlar. Bu nedenle buharlaşma, suyun tuzluluğu ile ters orantılı olarak değişir. Tatlı sudaki buharlaşma, aynı koşullardaki tuzlu sudaki buharlaşmadan daha fazladır.
e. Buharlaşma alanı: Eşit hacimdeki iki su kütlesi gözönüne alındığında, yüzeyi daha büyük olan sudaki buharlaşma daha fazladır.
Doymanın olabilmesi için ikinci yol da sıcaklığın düşmesiydi. Atmosferde sıcaklık aşağıdaki durumlarda düşebilir:
a. Havanın (adyabatik olarak) yükselmesi ve genişlemesiyle sıcaklık düşebilir.
b. Hava, altındaki daha soğuk bir yüzeyle temas ederek soğuyabilir.
c. Sıcak ve soğuk hava kütleleri birbiriyle karıştığı zaman, sıcak havanın sıcaklığı düşebilir.
d. Hava (açık gecelerde olduğu gibi) uzun dalgalı radyasyon neşrederek soğuyabilir.
Yoğunlaşma olayı kısaca buharlaşmanın zıt işlemidir. Hava sıcaklığı, çiğ noktası sıcaklığına kadar azaldığında veya sıcaklıkta değişme olmadan havaya subuharı ilave edildiğinde hava, doymaya ulaşır (şekil 4 5)
Hava sıcaklığı çiğ noktası sıcaklığının altına düştüğü zaman yoğunlaşma başlar. Bu durumda doymuş havadaki subuharının bir kısmı sıvı su haline dönüşür. Sıcaklık, donma noktasının altına düştüğü zaman, subuharı direkt olarak buz haline dönüşebilir. Bu işleme süblimasyon (süblimleşme) denir
Bazen atmosfer nem bakımından doymuş hale gelse bile yoğunlaşma olmayabilir. Atmosferde yoğunlaşmayı sağlayan parçacıklara yoğunlaşma çekirdeği denir.
Yoğunlaşma Çekirdeği
Havada mevcut olan toz, duman ve tuz parçacıkları gibi çok küçük katı partiküller yoğunlaşmada önemli rol oynarlar. Subuharı, yoğunlaşma çekirdeği adı verilen bu çekirdekler üzerinde yoğunlaşır. Şayet atmosferde yoğunlaşma çekirdekleri olmazsa, hava aşırı doymuş olabilir, yani havanın bağıl nemi % 100 den fazla olabilir. Bazı durumlarda gözlemler, -40 °C ye kadar düşük sıcaklıklarda (aşın soğumuş) su damlacıklarının, donmadan mevcut olabileceğini göstermiştir. Bunun nedeni, ortamda kristalizasyon çekirdeklerinin mevcut olmayışıdır.
Yoğunlaşma çekirdekleri kozmik ve yer (dünya) kaynaklı olmak üzere iki guruba ayrılabilir. Kozmik olanların orijini (kaynağı) güneş olup bunlar güneş radyasyonuyla iyonize olurlar Yeryüzünde oluşan yoğunlaşma çekirdekleri ise yanardağ püskürmeleri ile ortaya çıkan lavlar, okyanuslardan savrulan tuzlar, tozlar, bakteriler, polenler, şimşek deşarjlarında meydana gelen iyonlar, orman yangınlarından oluşan çeşitli gazlar ve katı parçacıklar, endüstriyel yanma ürünleri, motorlu araçlardan çıkan ekzost gazlarıdır.
Yoğunlaşma çekirdekleri su absorplayıcı (higroskopik) parçacıklar olmalıdır. Atmosferdeki en önemli higroskopik parçacıklar, deniz tuzlan, (sodyum klorür NaCl ), kalsiyum klorür (CaCl), potasyum bromür (K2Br2), magnezyum klorür (MuCI2)), organik parçacıklar ve kükürt trioksit (SO3) tir Deniz tuzları denizler üzerinde daha çok olup, karaların içlerine doğru gidildikçe azalırlar. Su şeklindeki yoğunlaşmada, önemli rol oynamayan, inorganik toz parçacıkları, süblimasyon işleminde önemli rol oynarlar.
Atmosferdeki subuharı molekülleri sürekli olarak hareket halindedirler, birbirleriyle ve diğer moleküllerle çarpışırlar. Bu çarpışan ve sıçrayan moleküllerin ve hızları sürekli olarak değişir. Çarpışan moleküllerden biri hız kaybederse, diğeri kazanır ve böylece ortamdaki moleküllerin ortalama hızı değişmez. Sonuç olarak havanın sıcaklığı değişmez.
Sıcak havada hızlı hareket eden subuharı molekülleri yoğunlaşma çekirdeğine çarpınca sıçrarlar. Soğuk havada ise yavaş hareket eden subuharı molekülleri çekirdeğe yapışmaya yatkındırlar. Su moleküllerinin milyarlarcası bu çekirdekler üzerinde yoğunlaştığı zaman, bir sıvı damlacığı oluşur (Şekil 4.3).
Hava, soğuduğu zaman doymuş hale gelebilir ve havadaki moleküllerinin de hızı azalarak yoğunlaşma gerçekleşebilir. Bu nedenle, aynı sayıdaki subuharı molekülüyle, soğuk havada, sıcak havaya nazaran yoğunlaşmanın olması daha olasıdır. Sıcak hava, doyma olmadan önce soğuk havadakinden daha çok subuharı molekülü tutabilir.
Nem ve Nemin Ölçümü
Atmosferdeki subuharına nem denilir. Nemlilik büyük ölçüde sıcaklık ile ilgilidir. Verilen bir sıcaklıkta havanın tutabileceği maksimum nem miktarına havanın nem kapasitesi denir. Hava, tutabileceği maksimum miktarda nem ihtiva ettiği zaman, nem (subuharı) bakımından doymuştur.
Havanın nemi çeşitli şekillerde ifade edilebilir. Mutlak Nem. Havanın birim hacmindeki subuharı kütlesine (bazen ağırlığına) mutlak nem denir. Mutlak nemin birimi genellikle g/m3 olarak ifade edilebilir. Mutlak nem, diğer bir deyişle subuharı yoğunluğudur. Hava içindeki subuharı miktarı sabit kaldığı halde hava sıkışır veya genişlerse mutlak nem değişir.
Tablo 4.1 de ve şekil 4.4 de sıcaklığa bağlı olarak doymuş hava için mutlak nem değerleri (havanın subuhan kapasiteleri) verilmiştir.
Karışma Oranı. Birim kütledeki kuru hava başına subuharı kütlesidir. Birimi g/kg’dır.
Sıcaklık (°C) Mutlak nem (g/m3) Sıcaklık
© Mutlak Nem (O/m3)
-40 0,12 0 4,8
-35 0,21 5 6,8
-30 0,34 10 9,4
-25 0,56 15 12,fi
-20 0,89 20 17,3
-15 1,40 25 23,3
-10 2,16 30 30,4
-5 3,26 35 39,3
0 4.8 40 51,2
Çiğ Noktası Sıcaklığı. Havada bulunan subuhan miktarı (buhar basıncı (e)) değişmeksizin yani havaya nem ilave etmeden, havanın doymuş hale gelmesi için soğuması gereken sıcaklığa çiğ noktası sıcaklığı denir. Hava daha fazlı soğutulursa içindeki nem yoğunlaşmaya başlar. Yükselen havanın çiğ noktası sıcaklığı her kilometrede yaklaşık 2 °C azalır (Çünkü, hava yükselirken genişler ve su buharı yoğunluğu azalır). Şekil 4.5' de verilen doymuş buhar basıncı eğrisi ile noktası sıcaklığı kolaylıkla bulunabilir (A noktasının sıcaklığı). Havanın subuharı ile doyması için diğer bir yol da havaya subuharı ilave etmektir.
Atmosferde Subuharının Dağılışı
Atmosferde subuharının dağılışı, doğrudan doğruya sıcaklığın dağılışı ilgilidir. Subuhannın atmosferdeki dağılışı,
• Yer düzeyinde yatay olarak
• Atmosferde, yükseklikle
olmak üzere iki şekilde incelenebilir.
Yatay Olarak Subuharı Dağılışı: Sıcaklık ekvator civarında yüksek, kutuplar civarında daha düşük olduğundan, atmosferik subuharı da yeryüzü civarında, her iki yarım kürede ekvatordan kutuplara doğru azalır. Bunun bir kanıtı olarak da yıllık ortalanma yağışlar göz önüne alınabilir. Örneğin kuzey yanmkürenin ekvatoryal kuşağında yıllık ortalama yağış 185 cm. iken, kutuplar civarında 11 cm. dolayındadır. Yatay olarak subuharı dağılışı, aynı zamanda yeryüzünün yapısına da bağlıdır. Denizler üzerinde daha fazla, karalar üzerinde ise daha az subuharı mevcuttur.
Subuharının Yükseklikle Değişimi : Subuharı yükseklikle de değişir. Sıcaklık troposferde yükseklikle azaldığından, havanın subuharı tutma kapasitesi de yükseklikle azalır. Troposferin üst sınırında (orta enlemlerde) sıcaklık -55 °C derece civarında olduğundan bu seviyelerde atmosferde hemen hemen hiç subuharı yoktur.
Nem Ölçüm Aletleri:
Nem ölçen aletlere genel olarak higrometre denir. Çeşitli amaçlar için birçok higrometre tipi geliştirilmiştir. Aşağıda en yaygın olarak kullanılan tipler belirtilmiştir.
Psikrometre (Islak ve Kuru Hazneli Higrometre). Çiğ noktası sıcaklığını ve bağıl nemi elde etmek için en yaygın kullanılan alet psikrometredir. İki cıvalı standart termometreden meydana gelen psikrometrelerde, termometrelerden birinin etrafı ince bir müslinle sarılmıştır: Bu alet kullanılırken muslin ıslatıldığından bu termometreye ıslak termometre, diğerine ise kuru termometre denilir. Kuru termometre gerçek hava sıcaklığını verir. Islak termometrenin müslinindeki su, ısı alarak buharlaşır ve ıslak termometrenin sıcaklığı düşer. Buharlaşmanın hızı, havanın doyma derecesine, diğer bir deyişle bağıl nemine bağlıdır. Bu nedenle, ıslak ve kuru termometrelerin sıcaklıktan arasındaki fark bağıl neme bağlı olarak değişir. Bu sıcaklık farkları yardımıyla çiğ noktası (sıcaklığını) ve bağıl nemi bulmak için tablolar ve grafikler geliştirilmiştir. Bu prensiple çalışan çeşitli psikrometre tipleri mevcuttur.
Hidrograf. Havanın nemini sürekli bir şekilde kaydeden (yazıcı) bir alettir. Bu aletin hassas elemanı higrometrede olduğu gibi, sarışın insan saçı demetinden oluşur. Bir kam irtibatı vasıtasıyla saç demetindeki uzama ve kısalma, ucunda mürekkep bulunan bir ibreye iletilir. Böylece bağıl nem değerleri bir tambur üzerine sarılmış grafiğe işlenir.
BÖLÜM 5
GÖRÜŞ UZAKLIĞI, SİS VE BULUTLAR
GÖRÜŞ UZAKLIĞI
Bir cismin çıplak gözle görülebileceği ve tanınabileceği en büyük mesafe görüş uzaklığı veya görüş mesafesi denir.
Denizde sabit noktaların olmayışı nedeniyle, görüş uzaklığının belirlenmasi zordur. Gemiler, fenerler, kayalar ve kıyı hattı gibi röper noktalan varsa, haritalar yardımıyla bu noktaların ölçülmesiyle görüş uzaklığı bulunabilir. Seyir halinde iken, gemi radarı da bu amaçla kullanılabilir. Görüş uzaklığı çok düşük olduğunda gemi direği veya bacası gibi geminin bazı noktalan röper seçilerek, görüş uzaklığı belirlenebilir.
Geceleyin görüş uzaklığını tayin etmek biraz daha zor olup, noktalarının aydınlanma derecesine bağlıdır. Her ne kadar görüş uzaklığı, geminin hareket yönünde önemli ise de, şayet diğer yönlerde farklılık varsa, bu durum ayrıca belirtilmelidir.
Denizde, görüş uzaklığının azalmasına neden olan etkenler şunlardır:
1. Sis
2. Yağış
3. Denizde esen rüzgarın meydana getirdiği serpintiler
4. Toz ve tuz parçacıkları
1. Sis
Yeryüzünde gözlemciyi saran ve yatay görüş uzaklığını 1000 metre daha aşağıya düşüren buluta sis denir. Eğer benzer durumlarda görüş 1000 metreyi geçerse, bu durumdaki buluta da mist denir. Eğer bulut, yere temas etmiyorsa Stratus adını alır. Aslında sis, yere inmiş Stratus bulutudur.
Sis içindeki yoğunlaşmış subuharı damlacıklarının çapları milimetrenin yüzdebiri mertebesindedir. Subuharı damlacıklarının çapları milimetrenin bindebiri mertebesinde ise buna pus denir.
Sisleri meydana getiren süreçler, bulut oluşum süreçlerinin aynıdır. Bununla beraber, sis yeryüzeyine temas eden bir bulut olduğundan, yeryüzünden etkilenir.
Sis oluşumunun en etkin sebebi, alttaki soğuk yüzeyle temas eden havanın soğumasıdır. Bu soğuma çeşitli nedenlerden meydana gelebilir.
Sis Tipleri
Buhar Sisi. Soğuk hava sıcaklığı, hava sıcaklığından çok daha yüksek bir su yüzeyinden aktığı zaman sis meydana gelebilir. Bu sislere buhar sisi veya Arktik deniz dumanı denilir.
Bu tip sislerin oluşum sebebi su yüzeyinden olan şiddetli buharlaşmadır. Buhar sislerinin meydana gelebilmesi için çok büyük sıcaklık farkları gereklidir. Genel olarak buhar sisleri sığ olup, su yüzeyi üzerinde dağınık duman kümeleri şeklindedir.
Ayrıca, havadan daha sıcak olan bir su kütlesinin buharlaşması ile hava doymuş hale gelebilir ve sis oluşabilir. Bu tip sislere buharlaşma sisi denir.
Yağmur Sisi. Bu tip sisler, yüzey yakınındaki soğuk hava tabakası üzerinde daha sıcak havadan düşen yağmurlardan meydana gelir. Bu durumda düşen yağmur damlaları, içinden düştükleri havadan biraz daha sıcaktır.
Yağmur sisleri, belirli sıcaklık farkının bulunduğu cepheler boyunca çok sık olarak meydana gelirler. Bu tip sisler, hem soğuk hemde sıcak cephelerde oluşabilir. Bu nedenle bu sislere cephesel sisler de denir.
Yağmur sisleri, bir enversiyon altındaki soğuk hava tabakası içinden yağmurun düşmesi ile de meydana gelebilir.
Radyasyon Sisi. Hava önceden nem kazanmış ise, havanın radyasyon yoluyla soğuması ile bu tip sisler, meydana gelir.
Normal atmosferik koşullar altında, özgül nem yukarı doğru azalır.Şayet konvektif hareket mevcutsa yukarı doğru subuharı taşınır. Yükseklikle özgül nem arttığı zaman nem taşınımı aşağı doğru olur.
Radyasyon sislerinin oluşumu için uygun koşullar şunlardır:
• Yüksek bağıl nem
• Bulutsuz gökyüzü
• Yükseklikle sabit veya artan bağıl nem
• Kararlı tabakalaşma ve zayıf rüzgar
Radyasyon sisleri, soğuk kıtalar üzerindeki maritim orijinli (denizsel kaynaklı) durgun havada çok sık olarak meydana gelir.
Deniz sıcaklığının günlük değişimi karalardakine oranla oldukça küçük olduğundan radyasyon sisleri normal olarak okyanuslar ve denizler üzerinde oluşmaz.
Bazen hafif bir rüzgar vasıtasıyla radyasyon sisi karalardan denizlere doğru sürüklenir. Bu sis, Özellikle kıyıya yaklaşan gemiler için tehlikelidir. Başlangıçta iyi bir görüş varken gemi aniden sise girebilir.
Adveksiyon Sisi. Sıcak havanın soğuk bir yüzey üzerinde hareketiyle oluşur. Adveksiyon sisleri çoğunlukla sahiller boyunca karalar üzerine oluşur. Çoğu geceleyin meydana gelen bu sisler su kütlelerinden nemli havanın advekisyonu ve daha sonra kara üzerindeki gece soğumasının neticesi olarak meydana gelirler. Bu tip sisler, kışın daha çok görülür ve etkilendikleri alan daha büyüktür.
(Şekil 5.3 syf73)
Adveksiyon sisleri için uygun koşullar şunlardır:
• Hava kütlesi ve alttaki yüzey arasında büyük sıcaklık farkı
• Ilımlı rüzgar şiddeti (2 – 7 m/sn)
• Soğuk yüzeye gelmeden önce yüksek bağıl nem
• Başlangıçta kararlı tabaklaşma
• Yükseklikle sabit kalan veya artan bir özgül nem.
Yamaç Sisi. Bu tip sisler, dağ yamaçlarının rüzgar üstü taraflarında yamacın yukarılarında çok sık (alçak seviyelerinde ise nadiren) görülürler.
Eğimli arazi üzerinde yükselen havanın (adyabatik olarak) soğumasıyla oluşurlar. Yamaç sisi sadece, doymuş havanın kararlı tabaklaşması durumunda mevcut olabilir.
(şekil 5.4)
Enversiyon Sisi. Sisler, bir sıcaklık enversiyonu tabanı altında bulanan stratus tabakasının aşağı doğru uzaması sonucunda da meydana gelebilir. Böyle sislere genel olarak enversiyon sisleri denir. Yüzey üzerindeki enversiyon seviyesinin alçak olduğu zaman sıcaklığın günlük değişimi küçüktür. Bu nedenle stratus tabakası enversiyon seviyesinin alçak olduğu günlerde, enversiyonun yüksek olduğu günlere nazaran daha erken dağılır. Enversiyonun yeter derecede alçak ve enversiyon altındaki bağıl nemim yeterli derecede yüksek olduğu günlerde gece soğuması, bir stratus tabakasının oluşup yüzeye inmesine sebep olur.
Sisin Rüzgarla İlgisi. Türbülansla meydana gelen düşey karışım sis oluşumunu engelleyen önemli bir faktördür. Türbülansın şiddeti esas olarak havanın kararlılığına ve rüzgar şiddetine bağlıdır. Türbülansın şiddeti, rüzgar şiddeti ile arttığından, rüzgar belli bir şiddetten daha fazla olduğunda sis dağılabilir veya bir stratus tabakası haline dönüşebilir.
Orta kuvvette veya şiddetli rüzgar durumunda şayet yüzey tabakası hızlı soğursa sis oluşabilir. Rüzgar bakımından radyasyon ve adveksiyon sisleri arasında büyük bir fark vardır. Tipik bir radyasyon gecesinde bile soğuma hızı çok büyük olmayıp, nadiren saatte 1 C’yi geçer. Ayrıca bu soğumadan etkilenen tabaka da oldukça sığdır. Diğer taraftan, hava daha soğuk bir yüzey üzerine adveksiyonla geldiğinde veya eğimli bir arazi üzerinde tırmanma ile soğuduğu zaman, soğuma hızı büyük olabilir ve soğumuş tabaka kalın olur. Bu nedenle, radyasyon sisleri rüzgar şiddetine karşı oldukça hassastır. Halbuki diğer sisler, kuvvetli rüzgarlarda nispeten devam edebilirler. Eğer soğuma hızı yeterli derecede yüksekse, adveksiyon sisleri, büyük çapta türbülansa dayanabilir.
Sisin Günlük Değişimi. Sisin bütün tipleri ısınmayla dağılmayla yatkındırlar. Bu nedenle sabahın erken saatlerinde bir maksimum ve öğleden sonra bir minimum olmak üzere sis frekanslarında belirgin bir günlük değişim vardır. Yamaç sisleri genellikle çok kalındır ve küçük bir günlük değişim vardır. Yamaç sisleri genellikle çok kalındır ve küçük bir günlük değişim gösterir. Adveksiyon sislerinin çoğu nispeten kalındır. Kalın olan sisler günlük olan ısınmayla kolayca dağılamazlar. Tipik bir radyasyon sisi gayet sığdır ve günlük ısınmayla kolayca dağılır.
Okyanuslar üzerindeki günlük sıcaklık değişimleri çok küçük olduğundan deniz sislerinin günlük değişimi azdır.
2. Yağış
Denizde görüş uzaklığının azalmasına neden olan etkenlerden ikincisi yağıştır. Çeşitli şekillerde düşen yağışlar (yağmur,kar, dolu vs.) karalarda olduğu gibi denizlerde de görüş uzaklığının azalmasına neden olur. Sağanaklar ve fırtına ile birlikte oluşan yağışlar, görüşü 500 m. den aşağı düşürebilir. Yüksek enlemlerdeki kar yağışları da denizlerde görüş uzaklığını 50 metreye veya daha altına indirebilir.
3. Serpintiler
Denizlerde görüş uzaklığını azaltan etkenlerden üçüncüsü, denizde esen rüzgarın meydana getirdiği serpintilerdir.
4. Toz ve Tuz Parçacıkları
Karalarda oluşan toz fırtınaları, hava hareketine bağlı olarak denizler üzerine de yayılabilir. Bu bölgelerde taşınan toz yüzünden görüş mesafesi önemli ölçüde azalır.
BULUTLAR
Atmosferdeki subuharının yoğunlaşmasıyla oluşan ve havada asılı kalan çok küçük su damlacıkları ve buz kristallerinin meydana getirdiği topluluğa bulut denir. Şayet 0 °C nin altında yoğunlaşma (süblimleşme) olursa, buz kristalleri oluşur. Bulutların, yükseklikleri bulundukları yere ve mevsimlere göre değişir Kutuplarda ve kış mevsiminde bulut yükseklikleri az, ekvatorda ve yaz aylarında fazladır. Bulut isimleri Latince'den alınmış olup, bulutların ilk uluslararası sınıflandırılması 1891 de yapılmıştır.
Bulutların Sınıflandırılması
Bulutlar şekillerine göre ve yüksekliklerine göre ayrı ayrı sınıflandırılırlar. Şekillerine göre bulutlar :
• Lifli bulutlar: Cirrus tipi bulutlar
• Kümeler şeklinde bulutlar: Cumulus tipi bulutlar
• Tabakalı bulutlar: Stratus tipi bulutlar
olarak üç gruba ayrılırlar.
Yüksekliklerine göre bulutlar:
• Alçak bulutlar (Stratus St; Stratocumulus Sc; Nimbostratus Ns)
• Orta bulutlar (Altostratus As ; Altocumulus Ac)
• Yüksek bulutlar (Cirrus Ci; Cirrostratus Cs; Cirrocumulus Cc)
• Dik (dikey) gelişmeli bulutlar (Cumulus Cu; Cumulonimbus Cb)
olarak dört ana gruba ayrılırlar.
Tablo. 5.1 Çeşitli bölgelerde yeryüzünden itibaren bulut taban yükseklikleri
Bulut Grubu Tropikal Bölge Orta Enlemler Kutup Bölgeleri
Yüksek 6000-18000 m. 5000-13000 m. 3000 - 8000 m.
Orta 2000 - 8000 m. 2000 - 7000 m. 2000 - 4000
Alçak Yerden - 2000 m'ye kadar Yerden - 2000 m1 ye kadar Yerden-2000 m'ye kadar
Alçak Bulutlar
Bu bulutlar, ortalama olarak 2000 metrenin altında olan bulutlardır. Stratocumulus (Sc). Bu bulutlar gri renkli, yuvarlak kütleler ve tomarlardan meydana gelip, uzun sıralar halinde gökyüzünü kaplarlar. Aralarındaki boşluklardan gökyüzünü görmek mümkündür. Stratocumulus bulutları su damlacıklarından, nadiren de kar ve buz kristallerinden oluşurlar. Bu bulutlar, Altocumulus'lerin alçalarak büyümelerinden ve Nimbostratus'lerin ve Stratus'lerin şekil değiştirmesinden meydana gelebilirler.
Bu bulutlar çok soğuk kış günlerinde nadiren hale olayına neden olurlar. Bu durumda, Cirrostratus'lerle karıştırabilirler. Stratocumulusler yuvarlak kütleler halinde olmalarıyla, Cirrostratus'lerden ayırt edilebilirler Bazen Cumulus'lerle de karıştırılabilirler. Stratocumulus'ler sıralar halindedirler.
Stratus (St). Bu bulutlar genellikle gri renkte olup, düzgün ve tabaka şeklinde, sise benzeyen bir buluttur. Birbirine paralel şeritler halinde bulunurlar. Gökyüzünde ince bir perde (tül) halinde bulunduğunda, dumanlı bir görüntü verirler. Stratus bulutu genellikle kalın bir buluttur. Bu bulutun karakteristik yağışı çisentidir. Stratus bulutu genellikle su damlacıklarından oluşurlar. Düşük sıcaklıklarda bazen buz parçacıklarından da oluşabilirler.
Stratus'ler, Stratocumulus'lerin alçalmasıyla oluştuğu gibi, yerdeki sisin yükselmesiyle de oluşabilirler. Genel olarak, Altostratus, Nimbostratus ve Cumulonimbus bulutlarının altındadırlar.
Bu bulutlar, rüzgarlı havalarda lifli bir görüntü kazanırlar, fakat Cirrus'lerden daha az beyaz ve alçakta olmalarıyla ayırt edilebilirler. Altostratus'lerden de güneş ışınlarını geçirmemesiyle ayrılabilirler. Bazen kalın Stratus'ler Nimbostratus'lerle de karıştırılabilirler. Stratus bulutlan, Nimbostratus'lere göre daha belirgin bir tabana sahip olup, ince olan bölgelerden güneş ışığını biraz geçirirler. Stratus'lerin yağışı başlıca çisenti olmak üzere, kar greni, ve buz prizmalarıdır Nimbostratus'lerin yağışı ise yağmur, kar ve kar paletidir
Nimbostratus (Ns). Bu bulutlar koyu gri renkte, şekilsiz bulutlardır Genel olarak yağmur ve kar şeklinde yağış yaparlar. Nimbostratus bulutlan, su damlaları, kar buz kirstalleri, kar taneleri ve bunların karışımlarından oluşurlar.
Nimbostratus bulutları, Altostratus, Altocum ulus ve Stratocumulus'lerin kalınlaşmasından, bazen de Cumulonimbus ve Cumulus bulutlarının dışa doğru yayılmasından da meydana gelirler.
Nimbustratuslar kalın Altostratus'lerie karıştırılabilirler. Nimbostratus'ler daha koyu olup, ay ve güneş ışığını hiç geçirmezler. Nimbostratus'ler, yağmur, kar, buz paleti oluştururlar.
Su, dünya ve atmosferin en önemli bileşenidir. Su, sıvı, katı ve gaz şeklinde lir. Su, sıvı halde İse sıvı su, katı halde ise buz, gaz halinde ise subuharı denir.
Atmosferde bulunan subuhan miktan, toplam atmosfer kütlesi ile hulusa çok azdır. Miktarı çok az olmasına karşın atmosferik subuhan dünya atmosfer sisteminin ısı bütçesinde çok önemli bir rol oynar. Atmosferdeki subuharı miktarı değişken olup hacimsel olarak hava içinde en fazla %4'ler civarındadır. Su, subaharı olduğu zaman renksiz ve kokusuz olup gözle görülemez.
Buharlaşma ve Yoğunlaşma
Su içindeki moleküller, sürekli olarak rastgele doğrultularda hareket halindedirler. Fakat hepsinin hızı aynı değildir. Bazıları diğerlerinden daha hızlı hareket ederler. Her molekülün hızına bağlı olarak kinetik enerjileri de farklıdır. Suyun sıcaklığı, moleküllerin ortalama kinetik enerjilerinin bir ölçüsü olduğundan suya ısı enerjisi verilirse moleküller daha hızlı hareket ederler ve böylece suyun sıcaklığı artar. Tersine, su ısı kaybederse moleküller daha yavaş hareket ederler ve suyun sıcaklığı azalır. Suya ısı enerjisi verildiği zaman, kinetik enerjileri artan, yeterli hıza sahip, su yüzüne yakın moleküllerden bir kısmı su yüzünden havaya (atmosfere) geçerler. Havaya geçen su molekülleri de rasgele doğrultularda hareket halindedir. Bunlardan bazıları da tekrar suya geri dönebilirler. Böylece havada olarak bir miktar su molekülü bulunur. Havada bulunan su moleküllerine subuharı denir. İşte suyun, sıvı halden gaz haline (subuharı haline) geçiş sürecine, diğer bir deyişle yeryüzündeki su kütlelerinden suyun (su moleküllerinin) havaya geçmesine buharlaşma denir.
Buharlaşmanın olabilmesi için su moleküllerinin yeterli enerji alarak, su yüzünden ayrılıp havaya karışması gerekir. Birim kütledeki suyun tamamen buhar haline gelmesi için gerekli enerji miktarına buharlaşma gizli ısısı denir. Tersim birim kütledeki subuharının da tamamen su haline geçmesi (yoğusması) için buharlaşma esnasında alınan ısı enerjisi ortama geri verilir. Buna da yoğunlaşma gizli ısısı denir.
0 C’deki saf suyun buharlaşma gizli ısısı 597 kaloridir. Yani deniz seviyesinde 0 C’deki 1 gram saf suyun tamamen buhar haline gelmesi için 597 kalorilik enerjiye ihtiyaç vardır. 100 C’deki suyun buharlaşma gizli ısısı da 540 kaloridir. Buharlaşma gizli ısısı, yoğunlaşma gizli ısısına eşittir. Buharlaşma gizli ısısı ve yoğunlaşma gizli ısısı atmosferin enerji dengesinde çok önemli rol oynar.
Eğer havada hiç subuharı yoksa hava (mutlak olarak) kurudur. Suya enerji verildiği sürece, su moleküllerinin havaya geçmesi de (yani suyun buharlaşması da) devam eder Ancak bu olay sonsuza kadar devam etmez. Belirli bir sıcaklıkta hava bir miktarda subuharı (su molekülü) ile doymuş hale gelir. Artık havaya subuharı ilave edilemez. Havanın subuharıyla doyduğu miktara doymuş buhar havanın subuharı kapasitesi denir. Şayet, havaya subuhan ilavesi devam ederse, hava daha fazla subuharını tutamayacağından, fazla olan subuharı yoğunlaşacaktır. Bu olaya da yoğunlaşma denir. Hava, düşük sıcaklıklarda daha az, yüksek sıcaklıklarda da daha çok subuharıyla doymuş hale gelir. Havanın subarıyla doymuş hale gelmesi iki şekilde olabilir
• Havaya subuharı ilave edilmesiyle
• Havanın sıcaklığının düşürülmesiyle.
Buharlaşmaya Etki Eden Faktörler.
a. Sıcaklık: Buharlaşma miktarı sıcaklıkla doğru orantılıdır. Sıcak su, soğuk sudan daha hızlı (kolay) buharlaşır.
b. Havanın doyma derecesi: Hava, subuharı ile doymaya yaklaştıkça buharlaşma hızı azalır. Bu nedenle, buharlaşma kuru havada daha hızlı, nemli havada daha yavaş olur.
c. Rüzgar şiddeti: Rüzgar şiddetinin artması buharlaşan suyu (subuharını), su yüzünden hızla uzaklaştıracağından, su yüzeyi üzerindeki havada nem miktarı düşecek ve dolayısıyla buharlaşma hızı artacaktır.
d. Suyun bileşimi: Su içindeki yabancı maddeler de buharlaşmayı azaltıcı etki yaparlar. Bu nedenle buharlaşma, suyun tuzluluğu ile ters orantılı olarak değişir. Tatlı sudaki buharlaşma, aynı koşullardaki tuzlu sudaki buharlaşmadan daha fazladır.
e. Buharlaşma alanı: Eşit hacimdeki iki su kütlesi gözönüne alındığında, yüzeyi daha büyük olan sudaki buharlaşma daha fazladır.
Doymanın olabilmesi için ikinci yol da sıcaklığın düşmesiydi. Atmosferde sıcaklık aşağıdaki durumlarda düşebilir:
a. Havanın (adyabatik olarak) yükselmesi ve genişlemesiyle sıcaklık düşebilir.
b. Hava, altındaki daha soğuk bir yüzeyle temas ederek soğuyabilir.
c. Sıcak ve soğuk hava kütleleri birbiriyle karıştığı zaman, sıcak havanın sıcaklığı düşebilir.
d. Hava (açık gecelerde olduğu gibi) uzun dalgalı radyasyon neşrederek soğuyabilir.
Yoğunlaşma olayı kısaca buharlaşmanın zıt işlemidir. Hava sıcaklığı, çiğ noktası sıcaklığına kadar azaldığında veya sıcaklıkta değişme olmadan havaya subuharı ilave edildiğinde hava, doymaya ulaşır (şekil 4 5)
Hava sıcaklığı çiğ noktası sıcaklığının altına düştüğü zaman yoğunlaşma başlar. Bu durumda doymuş havadaki subuharının bir kısmı sıvı su haline dönüşür. Sıcaklık, donma noktasının altına düştüğü zaman, subuharı direkt olarak buz haline dönüşebilir. Bu işleme süblimasyon (süblimleşme) denir
Bazen atmosfer nem bakımından doymuş hale gelse bile yoğunlaşma olmayabilir. Atmosferde yoğunlaşmayı sağlayan parçacıklara yoğunlaşma çekirdeği denir.
Yoğunlaşma Çekirdeği
Havada mevcut olan toz, duman ve tuz parçacıkları gibi çok küçük katı partiküller yoğunlaşmada önemli rol oynarlar. Subuharı, yoğunlaşma çekirdeği adı verilen bu çekirdekler üzerinde yoğunlaşır. Şayet atmosferde yoğunlaşma çekirdekleri olmazsa, hava aşırı doymuş olabilir, yani havanın bağıl nemi % 100 den fazla olabilir. Bazı durumlarda gözlemler, -40 °C ye kadar düşük sıcaklıklarda (aşın soğumuş) su damlacıklarının, donmadan mevcut olabileceğini göstermiştir. Bunun nedeni, ortamda kristalizasyon çekirdeklerinin mevcut olmayışıdır.
Yoğunlaşma çekirdekleri kozmik ve yer (dünya) kaynaklı olmak üzere iki guruba ayrılabilir. Kozmik olanların orijini (kaynağı) güneş olup bunlar güneş radyasyonuyla iyonize olurlar Yeryüzünde oluşan yoğunlaşma çekirdekleri ise yanardağ püskürmeleri ile ortaya çıkan lavlar, okyanuslardan savrulan tuzlar, tozlar, bakteriler, polenler, şimşek deşarjlarında meydana gelen iyonlar, orman yangınlarından oluşan çeşitli gazlar ve katı parçacıklar, endüstriyel yanma ürünleri, motorlu araçlardan çıkan ekzost gazlarıdır.
Yoğunlaşma çekirdekleri su absorplayıcı (higroskopik) parçacıklar olmalıdır. Atmosferdeki en önemli higroskopik parçacıklar, deniz tuzlan, (sodyum klorür NaCl ), kalsiyum klorür (CaCl), potasyum bromür (K2Br2), magnezyum klorür (MuCI2)), organik parçacıklar ve kükürt trioksit (SO3) tir Deniz tuzları denizler üzerinde daha çok olup, karaların içlerine doğru gidildikçe azalırlar. Su şeklindeki yoğunlaşmada, önemli rol oynamayan, inorganik toz parçacıkları, süblimasyon işleminde önemli rol oynarlar.
Atmosferdeki subuharı molekülleri sürekli olarak hareket halindedirler, birbirleriyle ve diğer moleküllerle çarpışırlar. Bu çarpışan ve sıçrayan moleküllerin ve hızları sürekli olarak değişir. Çarpışan moleküllerden biri hız kaybederse, diğeri kazanır ve böylece ortamdaki moleküllerin ortalama hızı değişmez. Sonuç olarak havanın sıcaklığı değişmez.
Sıcak havada hızlı hareket eden subuharı molekülleri yoğunlaşma çekirdeğine çarpınca sıçrarlar. Soğuk havada ise yavaş hareket eden subuharı molekülleri çekirdeğe yapışmaya yatkındırlar. Su moleküllerinin milyarlarcası bu çekirdekler üzerinde yoğunlaştığı zaman, bir sıvı damlacığı oluşur (Şekil 4.3).
Hava, soğuduğu zaman doymuş hale gelebilir ve havadaki moleküllerinin de hızı azalarak yoğunlaşma gerçekleşebilir. Bu nedenle, aynı sayıdaki subuharı molekülüyle, soğuk havada, sıcak havaya nazaran yoğunlaşmanın olması daha olasıdır. Sıcak hava, doyma olmadan önce soğuk havadakinden daha çok subuharı molekülü tutabilir.
Nem ve Nemin Ölçümü
Atmosferdeki subuharına nem denilir. Nemlilik büyük ölçüde sıcaklık ile ilgilidir. Verilen bir sıcaklıkta havanın tutabileceği maksimum nem miktarına havanın nem kapasitesi denir. Hava, tutabileceği maksimum miktarda nem ihtiva ettiği zaman, nem (subuharı) bakımından doymuştur.
Havanın nemi çeşitli şekillerde ifade edilebilir. Mutlak Nem. Havanın birim hacmindeki subuharı kütlesine (bazen ağırlığına) mutlak nem denir. Mutlak nemin birimi genellikle g/m3 olarak ifade edilebilir. Mutlak nem, diğer bir deyişle subuharı yoğunluğudur. Hava içindeki subuharı miktarı sabit kaldığı halde hava sıkışır veya genişlerse mutlak nem değişir.
Tablo 4.1 de ve şekil 4.4 de sıcaklığa bağlı olarak doymuş hava için mutlak nem değerleri (havanın subuhan kapasiteleri) verilmiştir.
Karışma Oranı. Birim kütledeki kuru hava başına subuharı kütlesidir. Birimi g/kg’dır.
Sıcaklık (°C) Mutlak nem (g/m3) Sıcaklık
© Mutlak Nem (O/m3)
-40 0,12 0 4,8
-35 0,21 5 6,8
-30 0,34 10 9,4
-25 0,56 15 12,fi
-20 0,89 20 17,3
-15 1,40 25 23,3
-10 2,16 30 30,4
-5 3,26 35 39,3
0 4.8 40 51,2
Çiğ Noktası Sıcaklığı. Havada bulunan subuhan miktarı (buhar basıncı (e)) değişmeksizin yani havaya nem ilave etmeden, havanın doymuş hale gelmesi için soğuması gereken sıcaklığa çiğ noktası sıcaklığı denir. Hava daha fazlı soğutulursa içindeki nem yoğunlaşmaya başlar. Yükselen havanın çiğ noktası sıcaklığı her kilometrede yaklaşık 2 °C azalır (Çünkü, hava yükselirken genişler ve su buharı yoğunluğu azalır). Şekil 4.5' de verilen doymuş buhar basıncı eğrisi ile noktası sıcaklığı kolaylıkla bulunabilir (A noktasının sıcaklığı). Havanın subuharı ile doyması için diğer bir yol da havaya subuharı ilave etmektir.
Atmosferde Subuharının Dağılışı
Atmosferde subuharının dağılışı, doğrudan doğruya sıcaklığın dağılışı ilgilidir. Subuhannın atmosferdeki dağılışı,
• Yer düzeyinde yatay olarak
• Atmosferde, yükseklikle
olmak üzere iki şekilde incelenebilir.
Yatay Olarak Subuharı Dağılışı: Sıcaklık ekvator civarında yüksek, kutuplar civarında daha düşük olduğundan, atmosferik subuharı da yeryüzü civarında, her iki yarım kürede ekvatordan kutuplara doğru azalır. Bunun bir kanıtı olarak da yıllık ortalanma yağışlar göz önüne alınabilir. Örneğin kuzey yanmkürenin ekvatoryal kuşağında yıllık ortalama yağış 185 cm. iken, kutuplar civarında 11 cm. dolayındadır. Yatay olarak subuharı dağılışı, aynı zamanda yeryüzünün yapısına da bağlıdır. Denizler üzerinde daha fazla, karalar üzerinde ise daha az subuharı mevcuttur.
Subuharının Yükseklikle Değişimi : Subuharı yükseklikle de değişir. Sıcaklık troposferde yükseklikle azaldığından, havanın subuharı tutma kapasitesi de yükseklikle azalır. Troposferin üst sınırında (orta enlemlerde) sıcaklık -55 °C derece civarında olduğundan bu seviyelerde atmosferde hemen hemen hiç subuharı yoktur.
Nem Ölçüm Aletleri:
Nem ölçen aletlere genel olarak higrometre denir. Çeşitli amaçlar için birçok higrometre tipi geliştirilmiştir. Aşağıda en yaygın olarak kullanılan tipler belirtilmiştir.
Psikrometre (Islak ve Kuru Hazneli Higrometre). Çiğ noktası sıcaklığını ve bağıl nemi elde etmek için en yaygın kullanılan alet psikrometredir. İki cıvalı standart termometreden meydana gelen psikrometrelerde, termometrelerden birinin etrafı ince bir müslinle sarılmıştır: Bu alet kullanılırken muslin ıslatıldığından bu termometreye ıslak termometre, diğerine ise kuru termometre denilir. Kuru termometre gerçek hava sıcaklığını verir. Islak termometrenin müslinindeki su, ısı alarak buharlaşır ve ıslak termometrenin sıcaklığı düşer. Buharlaşmanın hızı, havanın doyma derecesine, diğer bir deyişle bağıl nemine bağlıdır. Bu nedenle, ıslak ve kuru termometrelerin sıcaklıktan arasındaki fark bağıl neme bağlı olarak değişir. Bu sıcaklık farkları yardımıyla çiğ noktası (sıcaklığını) ve bağıl nemi bulmak için tablolar ve grafikler geliştirilmiştir. Bu prensiple çalışan çeşitli psikrometre tipleri mevcuttur.
Hidrograf. Havanın nemini sürekli bir şekilde kaydeden (yazıcı) bir alettir. Bu aletin hassas elemanı higrometrede olduğu gibi, sarışın insan saçı demetinden oluşur. Bir kam irtibatı vasıtasıyla saç demetindeki uzama ve kısalma, ucunda mürekkep bulunan bir ibreye iletilir. Böylece bağıl nem değerleri bir tambur üzerine sarılmış grafiğe işlenir.
BÖLÜM 5
GÖRÜŞ UZAKLIĞI, SİS VE BULUTLAR
GÖRÜŞ UZAKLIĞI
Bir cismin çıplak gözle görülebileceği ve tanınabileceği en büyük mesafe görüş uzaklığı veya görüş mesafesi denir.
Denizde sabit noktaların olmayışı nedeniyle, görüş uzaklığının belirlenmasi zordur. Gemiler, fenerler, kayalar ve kıyı hattı gibi röper noktalan varsa, haritalar yardımıyla bu noktaların ölçülmesiyle görüş uzaklığı bulunabilir. Seyir halinde iken, gemi radarı da bu amaçla kullanılabilir. Görüş uzaklığı çok düşük olduğunda gemi direği veya bacası gibi geminin bazı noktalan röper seçilerek, görüş uzaklığı belirlenebilir.
Geceleyin görüş uzaklığını tayin etmek biraz daha zor olup, noktalarının aydınlanma derecesine bağlıdır. Her ne kadar görüş uzaklığı, geminin hareket yönünde önemli ise de, şayet diğer yönlerde farklılık varsa, bu durum ayrıca belirtilmelidir.
Denizde, görüş uzaklığının azalmasına neden olan etkenler şunlardır:
1. Sis
2. Yağış
3. Denizde esen rüzgarın meydana getirdiği serpintiler
4. Toz ve tuz parçacıkları
1. Sis
Yeryüzünde gözlemciyi saran ve yatay görüş uzaklığını 1000 metre daha aşağıya düşüren buluta sis denir. Eğer benzer durumlarda görüş 1000 metreyi geçerse, bu durumdaki buluta da mist denir. Eğer bulut, yere temas etmiyorsa Stratus adını alır. Aslında sis, yere inmiş Stratus bulutudur.
Sis içindeki yoğunlaşmış subuharı damlacıklarının çapları milimetrenin yüzdebiri mertebesindedir. Subuharı damlacıklarının çapları milimetrenin bindebiri mertebesinde ise buna pus denir.
Sisleri meydana getiren süreçler, bulut oluşum süreçlerinin aynıdır. Bununla beraber, sis yeryüzeyine temas eden bir bulut olduğundan, yeryüzünden etkilenir.
Sis oluşumunun en etkin sebebi, alttaki soğuk yüzeyle temas eden havanın soğumasıdır. Bu soğuma çeşitli nedenlerden meydana gelebilir.
Sis Tipleri
Buhar Sisi. Soğuk hava sıcaklığı, hava sıcaklığından çok daha yüksek bir su yüzeyinden aktığı zaman sis meydana gelebilir. Bu sislere buhar sisi veya Arktik deniz dumanı denilir.
Bu tip sislerin oluşum sebebi su yüzeyinden olan şiddetli buharlaşmadır. Buhar sislerinin meydana gelebilmesi için çok büyük sıcaklık farkları gereklidir. Genel olarak buhar sisleri sığ olup, su yüzeyi üzerinde dağınık duman kümeleri şeklindedir.
Ayrıca, havadan daha sıcak olan bir su kütlesinin buharlaşması ile hava doymuş hale gelebilir ve sis oluşabilir. Bu tip sislere buharlaşma sisi denir.
Yağmur Sisi. Bu tip sisler, yüzey yakınındaki soğuk hava tabakası üzerinde daha sıcak havadan düşen yağmurlardan meydana gelir. Bu durumda düşen yağmur damlaları, içinden düştükleri havadan biraz daha sıcaktır.
Yağmur sisleri, belirli sıcaklık farkının bulunduğu cepheler boyunca çok sık olarak meydana gelirler. Bu tip sisler, hem soğuk hemde sıcak cephelerde oluşabilir. Bu nedenle bu sislere cephesel sisler de denir.
Yağmur sisleri, bir enversiyon altındaki soğuk hava tabakası içinden yağmurun düşmesi ile de meydana gelebilir.
Radyasyon Sisi. Hava önceden nem kazanmış ise, havanın radyasyon yoluyla soğuması ile bu tip sisler, meydana gelir.
Normal atmosferik koşullar altında, özgül nem yukarı doğru azalır.Şayet konvektif hareket mevcutsa yukarı doğru subuharı taşınır. Yükseklikle özgül nem arttığı zaman nem taşınımı aşağı doğru olur.
Radyasyon sislerinin oluşumu için uygun koşullar şunlardır:
• Yüksek bağıl nem
• Bulutsuz gökyüzü
• Yükseklikle sabit veya artan bağıl nem
• Kararlı tabakalaşma ve zayıf rüzgar
Radyasyon sisleri, soğuk kıtalar üzerindeki maritim orijinli (denizsel kaynaklı) durgun havada çok sık olarak meydana gelir.
Deniz sıcaklığının günlük değişimi karalardakine oranla oldukça küçük olduğundan radyasyon sisleri normal olarak okyanuslar ve denizler üzerinde oluşmaz.
Bazen hafif bir rüzgar vasıtasıyla radyasyon sisi karalardan denizlere doğru sürüklenir. Bu sis, Özellikle kıyıya yaklaşan gemiler için tehlikelidir. Başlangıçta iyi bir görüş varken gemi aniden sise girebilir.
Adveksiyon Sisi. Sıcak havanın soğuk bir yüzey üzerinde hareketiyle oluşur. Adveksiyon sisleri çoğunlukla sahiller boyunca karalar üzerine oluşur. Çoğu geceleyin meydana gelen bu sisler su kütlelerinden nemli havanın advekisyonu ve daha sonra kara üzerindeki gece soğumasının neticesi olarak meydana gelirler. Bu tip sisler, kışın daha çok görülür ve etkilendikleri alan daha büyüktür.
(Şekil 5.3 syf73)
Adveksiyon sisleri için uygun koşullar şunlardır:
• Hava kütlesi ve alttaki yüzey arasında büyük sıcaklık farkı
• Ilımlı rüzgar şiddeti (2 – 7 m/sn)
• Soğuk yüzeye gelmeden önce yüksek bağıl nem
• Başlangıçta kararlı tabaklaşma
• Yükseklikle sabit kalan veya artan bir özgül nem.
Yamaç Sisi. Bu tip sisler, dağ yamaçlarının rüzgar üstü taraflarında yamacın yukarılarında çok sık (alçak seviyelerinde ise nadiren) görülürler.
Eğimli arazi üzerinde yükselen havanın (adyabatik olarak) soğumasıyla oluşurlar. Yamaç sisi sadece, doymuş havanın kararlı tabaklaşması durumunda mevcut olabilir.
(şekil 5.4)
Enversiyon Sisi. Sisler, bir sıcaklık enversiyonu tabanı altında bulanan stratus tabakasının aşağı doğru uzaması sonucunda da meydana gelebilir. Böyle sislere genel olarak enversiyon sisleri denir. Yüzey üzerindeki enversiyon seviyesinin alçak olduğu zaman sıcaklığın günlük değişimi küçüktür. Bu nedenle stratus tabakası enversiyon seviyesinin alçak olduğu günlerde, enversiyonun yüksek olduğu günlere nazaran daha erken dağılır. Enversiyonun yeter derecede alçak ve enversiyon altındaki bağıl nemim yeterli derecede yüksek olduğu günlerde gece soğuması, bir stratus tabakasının oluşup yüzeye inmesine sebep olur.
Sisin Rüzgarla İlgisi. Türbülansla meydana gelen düşey karışım sis oluşumunu engelleyen önemli bir faktördür. Türbülansın şiddeti esas olarak havanın kararlılığına ve rüzgar şiddetine bağlıdır. Türbülansın şiddeti, rüzgar şiddeti ile arttığından, rüzgar belli bir şiddetten daha fazla olduğunda sis dağılabilir veya bir stratus tabakası haline dönüşebilir.
Orta kuvvette veya şiddetli rüzgar durumunda şayet yüzey tabakası hızlı soğursa sis oluşabilir. Rüzgar bakımından radyasyon ve adveksiyon sisleri arasında büyük bir fark vardır. Tipik bir radyasyon gecesinde bile soğuma hızı çok büyük olmayıp, nadiren saatte 1 C’yi geçer. Ayrıca bu soğumadan etkilenen tabaka da oldukça sığdır. Diğer taraftan, hava daha soğuk bir yüzey üzerine adveksiyonla geldiğinde veya eğimli bir arazi üzerinde tırmanma ile soğuduğu zaman, soğuma hızı büyük olabilir ve soğumuş tabaka kalın olur. Bu nedenle, radyasyon sisleri rüzgar şiddetine karşı oldukça hassastır. Halbuki diğer sisler, kuvvetli rüzgarlarda nispeten devam edebilirler. Eğer soğuma hızı yeterli derecede yüksekse, adveksiyon sisleri, büyük çapta türbülansa dayanabilir.
Sisin Günlük Değişimi. Sisin bütün tipleri ısınmayla dağılmayla yatkındırlar. Bu nedenle sabahın erken saatlerinde bir maksimum ve öğleden sonra bir minimum olmak üzere sis frekanslarında belirgin bir günlük değişim vardır. Yamaç sisleri genellikle çok kalındır ve küçük bir günlük değişim vardır. Yamaç sisleri genellikle çok kalındır ve küçük bir günlük değişim gösterir. Adveksiyon sislerinin çoğu nispeten kalındır. Kalın olan sisler günlük olan ısınmayla kolayca dağılamazlar. Tipik bir radyasyon sisi gayet sığdır ve günlük ısınmayla kolayca dağılır.
Okyanuslar üzerindeki günlük sıcaklık değişimleri çok küçük olduğundan deniz sislerinin günlük değişimi azdır.
2. Yağış
Denizde görüş uzaklığının azalmasına neden olan etkenlerden ikincisi yağıştır. Çeşitli şekillerde düşen yağışlar (yağmur,kar, dolu vs.) karalarda olduğu gibi denizlerde de görüş uzaklığının azalmasına neden olur. Sağanaklar ve fırtına ile birlikte oluşan yağışlar, görüşü 500 m. den aşağı düşürebilir. Yüksek enlemlerdeki kar yağışları da denizlerde görüş uzaklığını 50 metreye veya daha altına indirebilir.
3. Serpintiler
Denizlerde görüş uzaklığını azaltan etkenlerden üçüncüsü, denizde esen rüzgarın meydana getirdiği serpintilerdir.
4. Toz ve Tuz Parçacıkları
Karalarda oluşan toz fırtınaları, hava hareketine bağlı olarak denizler üzerine de yayılabilir. Bu bölgelerde taşınan toz yüzünden görüş mesafesi önemli ölçüde azalır.
BULUTLAR
Atmosferdeki subuharının yoğunlaşmasıyla oluşan ve havada asılı kalan çok küçük su damlacıkları ve buz kristallerinin meydana getirdiği topluluğa bulut denir. Şayet 0 °C nin altında yoğunlaşma (süblimleşme) olursa, buz kristalleri oluşur. Bulutların, yükseklikleri bulundukları yere ve mevsimlere göre değişir Kutuplarda ve kış mevsiminde bulut yükseklikleri az, ekvatorda ve yaz aylarında fazladır. Bulut isimleri Latince'den alınmış olup, bulutların ilk uluslararası sınıflandırılması 1891 de yapılmıştır.
Bulutların Sınıflandırılması
Bulutlar şekillerine göre ve yüksekliklerine göre ayrı ayrı sınıflandırılırlar. Şekillerine göre bulutlar :
• Lifli bulutlar: Cirrus tipi bulutlar
• Kümeler şeklinde bulutlar: Cumulus tipi bulutlar
• Tabakalı bulutlar: Stratus tipi bulutlar
olarak üç gruba ayrılırlar.
Yüksekliklerine göre bulutlar:
• Alçak bulutlar (Stratus St; Stratocumulus Sc; Nimbostratus Ns)
• Orta bulutlar (Altostratus As ; Altocumulus Ac)
• Yüksek bulutlar (Cirrus Ci; Cirrostratus Cs; Cirrocumulus Cc)
• Dik (dikey) gelişmeli bulutlar (Cumulus Cu; Cumulonimbus Cb)
olarak dört ana gruba ayrılırlar.
Tablo. 5.1 Çeşitli bölgelerde yeryüzünden itibaren bulut taban yükseklikleri
Bulut Grubu Tropikal Bölge Orta Enlemler Kutup Bölgeleri
Yüksek 6000-18000 m. 5000-13000 m. 3000 - 8000 m.
Orta 2000 - 8000 m. 2000 - 7000 m. 2000 - 4000
Alçak Yerden - 2000 m'ye kadar Yerden - 2000 m1 ye kadar Yerden-2000 m'ye kadar
Alçak Bulutlar
Bu bulutlar, ortalama olarak 2000 metrenin altında olan bulutlardır. Stratocumulus (Sc). Bu bulutlar gri renkli, yuvarlak kütleler ve tomarlardan meydana gelip, uzun sıralar halinde gökyüzünü kaplarlar. Aralarındaki boşluklardan gökyüzünü görmek mümkündür. Stratocumulus bulutları su damlacıklarından, nadiren de kar ve buz kristallerinden oluşurlar. Bu bulutlar, Altocumulus'lerin alçalarak büyümelerinden ve Nimbostratus'lerin ve Stratus'lerin şekil değiştirmesinden meydana gelebilirler.
Bu bulutlar çok soğuk kış günlerinde nadiren hale olayına neden olurlar. Bu durumda, Cirrostratus'lerle karıştırabilirler. Stratocumulusler yuvarlak kütleler halinde olmalarıyla, Cirrostratus'lerden ayırt edilebilirler Bazen Cumulus'lerle de karıştırılabilirler. Stratocumulus'ler sıralar halindedirler.
Stratus (St). Bu bulutlar genellikle gri renkte olup, düzgün ve tabaka şeklinde, sise benzeyen bir buluttur. Birbirine paralel şeritler halinde bulunurlar. Gökyüzünde ince bir perde (tül) halinde bulunduğunda, dumanlı bir görüntü verirler. Stratus bulutu genellikle kalın bir buluttur. Bu bulutun karakteristik yağışı çisentidir. Stratus bulutu genellikle su damlacıklarından oluşurlar. Düşük sıcaklıklarda bazen buz parçacıklarından da oluşabilirler.
Stratus'ler, Stratocumulus'lerin alçalmasıyla oluştuğu gibi, yerdeki sisin yükselmesiyle de oluşabilirler. Genel olarak, Altostratus, Nimbostratus ve Cumulonimbus bulutlarının altındadırlar.
Bu bulutlar, rüzgarlı havalarda lifli bir görüntü kazanırlar, fakat Cirrus'lerden daha az beyaz ve alçakta olmalarıyla ayırt edilebilirler. Altostratus'lerden de güneş ışınlarını geçirmemesiyle ayrılabilirler. Bazen kalın Stratus'ler Nimbostratus'lerle de karıştırılabilirler. Stratus bulutlan, Nimbostratus'lere göre daha belirgin bir tabana sahip olup, ince olan bölgelerden güneş ışığını biraz geçirirler. Stratus'lerin yağışı başlıca çisenti olmak üzere, kar greni, ve buz prizmalarıdır Nimbostratus'lerin yağışı ise yağmur, kar ve kar paletidir
Nimbostratus (Ns). Bu bulutlar koyu gri renkte, şekilsiz bulutlardır Genel olarak yağmur ve kar şeklinde yağış yaparlar. Nimbostratus bulutlan, su damlaları, kar buz kirstalleri, kar taneleri ve bunların karışımlarından oluşurlar.
Nimbostratus bulutları, Altostratus, Altocum ulus ve Stratocumulus'lerin kalınlaşmasından, bazen de Cumulonimbus ve Cumulus bulutlarının dışa doğru yayılmasından da meydana gelirler.
Nimbustratuslar kalın Altostratus'lerie karıştırılabilirler. Nimbostratus'ler daha koyu olup, ay ve güneş ışığını hiç geçirmezler. Nimbostratus'ler, yağmur, kar, buz paleti oluştururlar.
07-03-2013, 12:57 PM
Çevrimdışı
Orta Bulutlar
Orta enlemlerde 2000-7000 metreler arasında oluşan bu bulutlar, genellikle çok küçük su damlacıklarından meydana gelmiştir.
Altocumulus (Ac). Küçük, yassılaşmış veya yuvarlak kütleler halindedirler. Genellikle aşırı soğumuş su damlacıklarından oluşur. Çok düşük sıcaklıklarda buz kristallerinden oluştukları zaman daha saydamdırlar
Altocumulus'ler genellikle Cirrocumulus'lerin alçalarak büyümeleri veya kalınlaşmaları ile tabaka halinde bulunan Stratocumulus'lerin ve Cumulus bulutlarının tepelerinin parçalanması ile meydana gelirler.
Altocumulus'ler bazen Cirroscumulus'lerle kanştınlabilirler. Altocumulus'lerin, Cumulus'lere göre ortaları koyu gölgeli ve daha iridirler. Altocumulus'ler bazen Stratocumulus'lerfe de kanştınlabilir. Stratocumulus'lerin tabanları düzdür. Aralıklı Altocumulus'ler, Cumulus'lerie de kanştınlabilir. Altocumulus'ler, Cumulus'lerden daima daha küçüktürler.
Altostratus (As). Yatay oluşumlu, düzgün bir örtü veya perde görünüşlü, grimsi veya mavimsi renkte bir bulut tabakasıdır. Gökyüzünü, kısmen veya tamamen kaplar. İnce olan bölgelerinden güneş buzlu cam arkasından görüldüğü gibi görünür. Bazen de güneş ve ayın görülmesini engelleyecek kadar kalınlaşırlar. Güneş ve ayın etrafında hale meydana getirmezler. Su damlacıklarından oluşurlar.
Altostratus'ler,Cirrostratus'lerin kalınlaşması veya Nimbostratus'lerin
İncelmesinden meydana gelirler. İnce ve yüksek olan Altostratus'ler, Cirrostratus'lerle karıştırılabilirler. Altostratus'lerden geçen ışınlar yerde cisimlerin gölgesini meydana getirebilirler ve hale olayını meydana getirmezler. Alçak ve kalın Altostratus'ler Nimbostratus'lerden renklerinin biraz daha açık gri olmalarıyla ayırt edilebilirler. Geceleri ay olmadığı zaman Altostratus ile Nimbostratus kanştınlabilir. Yağmur ve kar şeklinde yağış mevcut ise bu bulut Nimbostratus, yoksa Altostratustur. Altostratus'ler bazen Stratusler'le de kanştınlabilir. Altostratus'ler, buzlu cam gibi yapıya sahip olmalarıyla ayırt edilirler. Ayrıca, Altostratus'ler güneş ışığı altında hiç bir zaman Stratus'ler gibi beyaz görünmezler.
Yüksek Bulutlar
Orta enlemlerde 5-13 km.ler arasında bulunan, beyaz renkli bu bulutlar buz kristallerinden meydana gelmişlerdir.
Cirrus (Ci). Lif şeklinde dar şeritler halinde, ucu kıvrık tüy şeklindedirler. İpek gibi ince olup, gölge meydana getirmezler. Yaz aylarında fazla görülürler.
Bu bulutlar genellike Cirrocumulus ve Altocumulus bulutlan ile Cumulonimbus bulutlarının üst kısımlarından meydana gelirler. Bazen Cirrostratus bulutlarının ince kısımlarının buharlaşması sonucunda, bazen de uçaklardan meydana gelen yoğunlaşma izlerinin yayılmasıyla da oluşurlar
Cirrocumulus (Cc). Küçük, beyaz, yuvarlak kütleler halindedirler. Genellikle gölge meydana getirmezler. Cirrocumulus'ler, Cirrus veya Cirrostratus bulutlarının şekil değiştirmesinden, ya da Altocumulus'lerin küçülmelerinden meydana gelirler. Cirrocumulus'ler, Cirrus ve Cirrostratusler'den kütleler halinde veya küçük parçalara bölünmüş olmalarıyla ayırdedilebilirler.
Cirrostratus (Cs). Çarşaf gibi beyaz, ince bir örtü şeklindedirler. Gökyüzünü tamamen veya kısmen kaplarlar. Güneş ve ayın etrafında hale meydana getirirler. Saydam görünümlü bu bulutlar güneş ve ay ışığını geçirirler.
Bu bulutlar, genellikle Cirrus ve Cirrocumulus'lerin birleşmesinden maydana gelirler. Cirrostratus'ler büyük bir alanı kaplayan bir örtü şeklinde olmalarıyla, Cirrus ve Cirrocumulus bulutlanndan ayrılırlar. Hale olayını meydana getirmeleriyle de Altostratus'lerden ayırt edilirler.
Dikine Gelişimli Bulutlar
Bu bulutların tabanları ortalama 500 m'den başlar, tepe noktalan cirrus seviyesine kadar ulaşabilir.
Cumulus (Cu). Karnıbahar görünüşlü, pamuk yığınlarını andıran, dikine gelişmiş bulutulardır. Bu bulutların üst kısımları beyaz ve kubbe şeklinde, alt kısımları koyu renkli hemen hemen düzdür. Dikine gelişmesi çok fazla olursa yağmur ve sağanak şeklinde yağış yaparlar. Gökyüzünde parçalı bulutlu bir görünüm oluştururlar. Bu su damlacıklarından, sıcaklığın düşük olduğu durumlarda da buz oluşur. Cumulus'ler Stratus'lerin şekil değiştirmesinden meydana gelebilirler. Cumulus'ler tepelerinin kubbe şeklinde ve daha büyük olmaları Altocumulus'lerden ve Stratocumulus'lerden ayırt edilebilir.
Cumulonimbus (Cb). Dikine yükselen, sütun ve pamuk yığınları halinde yoğun ve bir buluttur. Tepeleri örs şeklinde olup uçlarında Cirrus'ler gözlenir. Bu bulutların üst kısmı buz kristallerinden, alt kısmı da su damlacıklarından meydana gelmiştir. Bünyesinde kuvvetli dikine (inici ve yükselici) hava akımları vardır. Cumulonimbus'ler tek bir bulut halinde oldukları gibi birden fazla Cumulonimbus bulutundan oluşan bulut silsilesi halinde de gözlenebilirler. Cumulonimbus bulutu sağanak yağışla birlikte, şimşek ve gök gürültüsü meydana getirir. Cumulonimbus bulutları, Altocumulus, Stratocumulus Nimbostratus bulutlarından oluştukları gibi, tipik meydana geliş şekilleri Cumulus bulutlarının gelişmesiyle olur.
Gökyüzünün büyük bir kısmını kapladıklarında, Nimbostratus'lerle karıştırılır. Bu durumda oluşturduğu yağışa göre karar verilir. Yağış, sağanak yağış şeklinde ve gök gürültüsü, şimşek veya dolu var ise bu bulut Cumulonimbus'tur.
Bazı Cumulonimbus'ler Cumulus'lerle karıştırılabilir. Bulutun üst kısmı çizgili ve lifli bir görünümdeyse bu bulut Cumulonimbus'tur. Diğer taraftan yağış cinsine göre de ayırt edilebilirler. Cumuionimbus bulutlan dağılma safhasında, Altocumuius, Altostratus, Stratocumulus bulutları ve tepesindeki örs kısmından da Cirrus bulutları oluşur. Cumulonembus'lerin parçalanmalarında da Cumulus'ler oluşabilir.
BÖLÜM 6
YAĞIŞ VE METEORLAR
Suyun buharlaşması ve subuharının yoğunlaşması 4. bölümde açıklanmıştı. Buna göre, yoğunlaşma, buharlaşmanın zıt işlemidir. Yoğunlaşmanın olabilmesi için ya hava sıcaklığının, çiğ noktasının altına düşmesi veya doyuncaya kadar havaya subuharı ilavesi gereklidir.
Her ne kadar hava, su kütleleri üzerinden olan buharlaşma veya düşen yağmurun (veya karın) buharlaşması ile doymuş hale gelebilirse de, daha çok sıcaklığın azalarak, çiğ noktasına ulaşması ile doymuş hale gelmektedir.
Havadaki su buharının yoğunlaşması için iki şart gereklidir.
1. Hava sıcaklığı, çiğ noktasının altına kadar düşmeli,
2. Havada yoğunlaşma, çekirdekleri bulunmalıdır,
Yoğunlaşma, çok küçük su damlacıkları şeklinde meydana gelir. Belirli bir sıcaklıkta, oluşan bu küresel su damlacıklarından, yarıçapı daha küçük olanların üzerindeki doymuş buhar basıncı, büyük damlacıklara nazaran daha büyüktür. Küresel bir damlacığın üzerindeki doymuş buhar basıncı, damlacığın yarıçapı ile ters orantılıdır. Buna göre, küçük damlacık etrafında doymuş buhar basıncı büyük olduğundan daha çok su buharıyla doymuş hale gelecektir. Yani küçük damlacıklar, büyük damlacıklardan daha çabuk buharlaşabilecektir. Bu nedenle oluşan küçük damlacığın kolaylıkla buharlaşmaması için damlacığın çapının büyük olmasını sağlayan yoğunlaşma çekirdeği adı verilen bazı katı parçacıkların ortamda mevcut olması gerekir.
YAĞIŞ
Atmosferde subuharının yoğunlaşmasıyla oluşan damlacıkların (veya
yoğunlaşma ürünlerinin) yeryüzüne düşmesine yağış denir. Yoğunlaşma işlemi,
yağış işleminden önce meydana gelir. Bulutlar içindeki yoğunlaşma ile oluşan küçük su damlacıkları, yeteri kadar büyüdükleri taktirde atmosferde süspansiyon (asılı) halde kalamayarak yağış halinde yere düşerler.
Bulut içindeki yağış haline gelmemiş damlacıkların büyüklükleri ile yağış haline gelmiş damlacıkların büyüklükleri karşılaştırılırca, aralarında büyük bir farkın olduğu görülür. Bulut damlacıklarının çapları 20 ila 200 u.m arasında, yağmur damlacıklarının çapları ise 500 ila 4000 u,m arasında değişebilir. Her ne kadar yağış işlemi henüz tam olarak anlaşılamamışsa da başlıca iki süreç öne sürülmektedir.
1. Çarpışma-birleşme işlemi,
2. Buz-kristali işlemi.
1. Küçük bulut damlacıklarının çarpışma ihtimali büyük damlacıklara göre daha azdır. Şayet ortamda yoğunlaşma çekirdekleri varsa, bulut damlacığı bu yoğunlaşma çekirdekleri üzerinde oluşacağından damlacık çapı büyük olacaktır. Büyük damlacıklar da çarpışıp birleşerek daha da büyüyecektir. Damlacık yarıçapının büyümesi yoğunlaşma ile artabileceği gibi, çarpışma-birleşme ile de artar. Damlacıklar 40 um' lik bir büyüklüğe eriştikten sonra, birleşme ile, yoğunlaşmaya nazaran çok daha hızlı büyürler.
2. Orta ve yüksek enlemlerdeki bulutlar ise genellikle sıcaklığın donma noktasının altında bulunduğu yüksekliktedirler Bu tip bulutlar su damlacıkları ve buz kristallerinden meydana gelmişlerdir. Aynı sıcaklıkta su üzerindeki doymuş buhar basıncı, buz üzerindeki doymuş buhar basıncından daha büyüktür.Bu sebepten su damlacıkları civarındaki buz kristallerine doğru buharlaşmaya meyleder ve böylece oldukça fazla yoğunlaşma büyüklüklerine ulaşırlar.
Yağışlar, kendilerini meydana getiren bulut oluşumlarına göre üç ana grupta toplanırlar :
• Konvektif yağışlar
• Cephesel yağışlar
• Orografik yağışlar
Konvektif Yağışlar. Yerin ısınmasıyla konvektif (düşey) hareketler başlar. Eğer ısınma fazlaysa ve büyük kararsızlık meydana gelmişse ısınan hava hızla yükselir, (adyabatik olarak) soğur ve konvektif yağışlar meydana gelir.
Cephesel Yağışlar. Cepheler, özellikleri farklı iki hava kütlesi arasındaki süreklilik yüzeyleridir. Bu yüzeyler boyunca iki hava kütlesi kolaylıkla karışmaz. Şayet; cephe önünde soğuk hava, gerisinde sıcak hava mevcutsa, cephe ilerlerken sıcak hava, öndeki soğuk hava kütlesi üzerinde yükselerek soğur ve bulutlar oluşur. Bu bulutlardan olan yağışlar genellikle süreklidir. Şayet, soğuk hava geride, sıcak hava önde ise, meydana gelen cephenin eğimi, bir önceki duruma göre daha diktir ve soğuk hava sıcak havanın altına bir kama gibi girerek sıcak havayı daha hızlı bir şekilde yükseltir. Soğuma daha hızlı olduğundan sağanak şeklinde yağışlar meydana gelir.
Orografik Yağışlar. Bir engebeye (dağa) doğru esen hava, dağ tarafından yükselmeye zorlanır. Yükselen hava (adyabatik olarak) soğur ve bulut oluşur. Bu bulutlardan oluşan yağışlara da orografik yağış denir.
Yağışın Ölçülmesi
Yağışın cins ve süresini tayin etmek kadar miktarını da tayin etmek önemlidir. Ölçülebilir yağışın hemen hemen hepsi, enlem ve mevsime bağlı olarak yağmur veya kar şeklinde meydana gelir. Yağışın miktarını ölçmek için, yağmur ölçer (Plüviyometre) ve kar ölçer denilen basit aletler kullanılır.
Yağmurölçer (Plüviyometre). Yağmur ölçme aletlerinin çok çeşitleri vardır Meteorolojide en yaygın olarak kullanılan plüviyometre tipi Hellmann Plüviyometresidir.
Deniz Üzerinde Yağış Ölçümleri
Atmosferdeki ısı (enerji) bütçesi ile yeryüzünün mevcut su bilançosunu bilmek için okyanusların ne gibi özelliklere sahip olduğunun ve bu alanlar üzerindeki yağış miktarının dağılımının bilinmesi gerekir. Dağılımın bilinmesi için her noktada yağış ölçümünün yapılması gerekirken denizlerde bu ölçümler sınırlı olarak yapılabilmektedir. Bunlar daha çok bazı ticaret gemileri, okyanus istasyonları, kıyı ve ada istasyonlarında gerçekleştirilmektedir. Sahil ve ada istasyonları açık denizleri temsil etmezler. Gönüllü gözlem gemilerinde yapılan yağış ölçümleri denizler üzerindeki yağış miktarlarını genel olarak tam ve doğru olarak göstermezler. Gemilerde güvenilir ölçümün yapılmasını engelleyen faktörler şunlardır.
• Geminin hareketinden dolayı meydana gelen hava akımının etkisi,
• Denizin hareketi ile geminin sallanması,
• Dalga sıçraması,
• Geminin yer değiştirmesi.
Denizde Yağış Ölçen Aletler
Gimbal-Mounted Yağışölçeri. Yaygın olarak kullanılan aletlerden biri olup kuvvetli yağışlarda her zaman yatay olarak tutmak mümkün olmaz. Bu tip yağışölçer sadece özel gemilerde kullanılır.
Konik Yapılı Deniz Yağışölçeri. Bu ölçer geminin yüksek bir yerine örneğin, gemi direğine ve güverteye paralel olacak şekilde yerleştirilir. Yağışölçer plastik borulala güverteye veya geminin zincir bölümündeki odaya bağlanır. Hem duran hem de hareket halindeki gemilerde yağış ölçmede kullanılır.
Kaydedici Yağış Aletleri . Gemilerde iki tip kaydedici yağışölçer kullanılır. Birincisinde yağmur yağışında, yağmur suyu ölçeğin silindir kısmına ve oradan da aletin aşağı kısmında bulunan rezervuar (hazne) bölümüne kadar iner. Rezervuardaki şamandıra sistemi harekete geçer ve şamandıraya bağlı kalem mekanizması da, kalemin karşısında dönen silindir üzerindeki diyagramda iz bırakır. Okunan miktar, yağış miktarını verir. Rezervuar dolduğunda otomatik olarak sıfırlar.
İkinci tip ise elektriksel kontakt mekanizmalı tiptir. 0,5 mm'lik bir yağış olduğunda ölçeğin kapağı elektriksel bir devreye bağlı olduğundan devre hemen kapanır ve kapak açılır. Yağmur yağışı devam ettiği sürece kapak açık kalır ve yukarıda bahsedildiği şekilde ölçme işi yapılır. Yağış bittiğinde devre açılır ve kapak kapanır.
METEORLAR
Atmosferde veya yeryüzünde gözlenmiş buluttan başka, her türlü meteorolojik olguya meteor denir. Meteorlar karakter olarak birbirlerinden büyük farklılıklar gösterirler. Meteorları dört ana gruba ayırmak mümkündür.
• Hidrometeorlar
• Litometorlar
• Fotometeorlar
• Elektrometeorlar
Hidrometeorlar
Atmosferden aşağı doğru düşmekte olan, asılı vaziyette bulunan, rüzgar tarafından yukarı kaldırılan, yeryüzündeki ve atmosferdeki cisimler üzerinde toplanan katı ve sıvı parçacıklara hidrometeor denir.
Hidrometeorların Çeşitleri
Çisenti ( , ). Özelikle çapı 0,5 mm'den daha küçük birbirlerine çok yakın su damlacıklarının oldukça düzenli yağışıdır. Bir yağışı çisenti olarak değerlendirmek için sadece damlaların küçük olması yeterli değildir, aynı zamanda çok sayıda da olmalıdır. Çisentiyi sadece tabaka şeklinde stratus (St) bulutu meydana getirir.
Çisenti şeklindeki yağışın miktarı, özellikle kıyılar boyunca ve dağlık bölgelerde saatte 1 mm kadar olabilir.
Yağmur (•). 0.5 mm'den daha büyük çaplı damlalar halinde sıvı su parçacıklarının yağışıdır. Ortalama olarak yağmur damlalarının yarıçapı 1 mm'(1000 (im) dir. Yağmur damlaları sakin hava içinde 3 m/s'den daha büyük bir hızla düşerler. Yağmur şiddet ve karakter bakımından farklılıklar gösterir. Şiddet bakımından hafif orta şiddette ve kuvvetli, karakter olarak aralıklı ve sürekli olabilir.
Gözlem amaçları için yağmur şiddetleri şu şekilde sınıflandırılır:
a. Ölçülemeyecek kadar az yağmur (trace)
b. Çok hafif yağmur: Süre göz önüne alınmaksızın yağdığı yüzeyi tamamen ıslatmayan yağış.
c. Hafif yağmur : Saatte 0.13 - 2.5 mm arasında değişen yağış
maksimum şiddeti 6 dakikada 0.25 mm'yi geçmez.
d. Orta şiddette yağmur : Saatte 2.6 mm ile 7.6 mm arasında
yağış olup maksimum şiddeti 6 dakikada 0.8 mm'yi geçmez.
e. Saatte 7.6 mm'den daha fazla veya 6 dakikada 0.8 mm'den daha fazla Yağmurun kaynağı bulutlardır. Bununla beraber, birçok bulut herhangi bir yağış meydana getirmeyebilir.
Yağmur esas olarak Nimbostratus (Ns) bulutundan düşer. Nimbostratus bulutları genellikle bol ve sürekli yağış meydana getirirler. Bundan başka, yağmur Altstratus (As), Stratocumulus (Sc), Cumulus (Cu), ve Cumulonimbus (Cb) bulutlarından da düşer. Altostratus bulutundan düşen yağmur çoğunlukla yer yüzeyine kadar ulaşmaz, bulut seviyesinin biraz altında tamamen buharlaşır.
Yağmur sağanağı ( V ). Sinoptik amaçlar için yağmur sağanakları, saatte 0-2 mm’lik yağış için hafif, 2-10 mm'lik yağış için orta şiddette, 10-50 mm'lik yağış için kuvvetli ve 500 mm'den daha fazla yağış için çok kuvvetli şeklinde sınıflandırılırlar.
Cumulus bulutlarından düşen yağmur yaz aylarında görülür, sağanak karakterindedir ve miktar olarak azdır. Buna karşılık Cumulonimbus bulutlarından düşen yağmur da sağanak şeklindedir fakat kısa süre içinde büyük miktarda yağış meydana gelir.
Kar (*). Çoğunlukla dallanmış altıgen kristaller şeklinde, bazen de yıldız şeklinde kristallerinin yağışıdır. Yaklaşık 5 °C'den daha yüksek sıcaklıklarda kristaller genel olarak kuşbaşı kar şeklinde birleşirler. Çok düşük sıcaklıklarda kristaller kurudur ve büyük parçalar görülmez. Kar da şiddet ve karakter bakımından farklılıklar gösterir. Hafif kar durumunda yatay görüş uzaklığı 1 km veya daha fazkadır. Orta şiddetli karda yatay görüş uzaklığı 1 km'den az 500 m.'den fazladır.
Buz Topakları ( A ). Saydam veya yarı saydam, küresel veya şekilsiz, nadiren koni şeklinde buz taneciklerinin yağışıdır. Bu taneciklerin çapı 5 mm veya 5 mm'den daha azdır. Buz topaklan sert bir yüzeye çarptıkları zaman sıçrarlar.
Dolu ( A ). Çapı 5-50 mm veya bazen daha büyük küresel veya düzensiz buz parçalarının yağışıdır. Dolu yağışı daima Cumuionimbus bulutundan meydana gelir.(şekil 6.6)
Bir dolu tanesinin kesiti iç içe daireler şeklinde, saydam veya yarı saydam tabakalardan oluşur (şekil 6.6). Bunun sebebi, dolu parçacığının yükselici ve inici akımlar vasıtasıyla defalarca Cumulonimbus içinde donma seviyesinin üstüne ve altına taşınmasıdır. Dolu taneciği donma seviyesinin üstüne taşındığı zaman donar ve farklı seviyelerde taneciğin üzerinde kar ve suyun birikmesiyle büyür. Sonuç olarak, donma seviyesinin altına ve üstüne ardışık geçişler vasıtasıyla tabakalı bir yapı kazanır.
Dolu tanesinin büyüklüğü Cumulonimbus bulutu içindeki düşey hareketlerib şiddetine bağlıdır. Dolu tanesi, Cumulonimbus bulutu içindeki düşey hareketini vasıtasıyla tutulmayacak kadar büyüdüğü zaman dolu halinde yer yüzeyine düşer.
Sis ( = ). Yer yüzeyinde gözlemciyi saran ve yatay görüş uzaklığını 1 km veya daha aşağı düşürecek kadar çok sayıda küçük su damlacıklarının havadaki süspansiyonudur. Süspansiyon halindeki bu çok küçük su damlacıkları topluluğu, dağdaki bir gözlemci tarafından sis, ovadaki diğer bir gözlemci tarafından stratus olarak gözlenebilir. Sis içinde hava serin ve yapışkan hissedilir. Siste bağıl nem genellikle % 100'e yakındır. Sis bölüm 5de ayrıntılı olarak anlatılmıştı.
Buz Sisi ( ). Yeryüzeyinde görüş alanını daraltan, çok sayıda küçük buz kristallerinin atmosferdeki süspansiyonudur. Buz sisi yüksek enlemlerde çok düşük sıcaklıklarda ve genellikle açık ve sakin havada meydana gelir. Buz sisi -30 °C'den daha yüksek sıcaklıklarda nadiren oluşur. Buz sisi ışıklı kolon ve küçük hale gibi optik olaylar meydana getirir.
Mist ( = ). Yer yüzeyinde görüş uzaklığını azaltan, mikroskobik su damlacıklarının ve ıslak higroskopik parçacıkların atmosferdeki süspansiyonudur. Mist manzarayı örten, ince grimsi bir perde meydana getirir. Mist'te görüş uzaklığı sistekinden daha büyüktür ve bağıl nem genellikle %95'den daha düşüktür. Mist bütün özellikler bakımından sis ve pus arasında yer alır.
Çiğ ( ). Gece esnasındaki radyatif (radyasyon yoluyla olan) soğumadan dolayı sıcaklığı, civarındaki havanın çiğ noktası sıcaklığının altına düşmüş, yer yüzeyindeki veya yer yüzeyi yakınındaki cisimler üzerinde (açık havadaki) subuharının yoğunlaşmasından meydana gelen su damlacıklarıdır. Eğer çiğ oluştuktan sonra sıcaklık donma noktasının altına düşerse beyaz çiğ denilen donmuş çiğ meydana gelir.
Kırağı ( ). Radyasyon vasıtasıyla donma noktasının altına kadar soğumuş cisimler üzerinde, subuharının direkt süblümleşmesi sonucu oluşmuş yelpaze, tüy, iğne ve pul şeklindeki buz kristalleridir. Kırağı oluşumu ile çiğ oluşumu işlemi aynıdır. Sadece, kırağı oluşumunda cismin donma noktasının altına kadar soğuması gerekir.
Beyaz Kırç (V ). içerdiği hava kabarcıktan nedeniyle birbirinden ayrılmış tanecikler şeklinde veya bazen kristal şeklinde dallanmalarla süslenmiş, beyaz veya süt renginde saydam olmayan buz birikimidir. Beyaz kırç aşırı soğumuş küçük su damlacıklarının, sıcaklığı donma noktasının altında bulunan cisimlere çarparak hızla donmasından meydana gelir.
Tablo 6.1 Hidrometeorları Meydana Getiren Bulutlar.
Bulut Hidrometeor As Ns Sc St Cu Cb
Yağmur + + + +
Çisenti +
Kar + + + +
Yuvarlak Kar + +
Tane Halinde Kar +
Buz Topaklan + + +
Dolu +
Buz Prizmaları +
Litometeorlar
Litometeorlar, çoğunlukla katı ve sudan başka parçacıklardan meydana gelirler. Bu parçacıklar atmosferde süspansiyon halinde bulundukları gibi rüzgar tarafından yer yüzeyinden kaldırılmış olabilirler.
Atmosferde süspansiyon halindeki litometeorlar kuru pus, toz pusu ve dumandır. Bunlar çok küçük toz parçacıkları, deniz tuzu parçacıkları ve yanmlardan oluşan parçacıklardan meydana gelmiştir.
Kum Pus ( ao ). Atmosferde kuru ve çıplak gözle görülemeyecek kadar son derece küçük, havaya donuk bir renk verecek ve görüş uzaklığını azaltacak kadar çok sayıdaki katı parçacıkların süspansiyonudur. Kuru pus paçacı klan nın çapları 0.1 \ım mertebesindedir. Görüş uzaklığı daima 1 km'nin üzerindedir. Yurdumuzda özellikle yaz aylarında Güneydoğu Anadolu, Orta Anadolu ve Trakya'da sık görülür.
Toz Pusu ( S ). Gözlem zamanından önce bir toz veya kum fırtınası tarafından yer yüzeyinden kaldırılmış toz veya küçük kum parçacıklarının atmosfer içindeki süspansiyonudur. Yurdumuzda yaz aylarından Güneydoğu ve Orta Anadolu'da görülür.
Duman ( p^»). Çeşitli yanmalardan meydana gelen parçacıkların atmosfer içindeki süspansiyonudur.
Toz veya Kum Sürülmesi ( &). Gözlem yerinde veya civarında yeter derecede kuvvetli ve türbülanslı bir rüzgar tarafından, yer yüzeyinden kaldırılmış kum veya toz taneciklerinin toplamıdır.
Toz veya Kum Fırtınası ( S*). Kuvvetli ve türbülanslı bir rüzgar tarafından, büyük yüksekliklere kadar kaldırılmış toz veya kum parçacıklarının toplamıdır.
Bir toz fırtınası genellikle ani olarak gelişen bir toz dumanı şeklinde ortaya çıkar ve duman kilometrelerce uzunluğunda ve birkaç kilometre yükseklikte olabilir. Bu toz dumanının önünde hava çok sıcaktır ve rüzgar zayıftır.
Kum fırtınasında yerden kaldırılan parçacıkların çapları 0.08-1 mm arasında değişir. Toz fırtınasının aksine kum parçacıktan çoğunlukla en aşağıdaki 3 m.'lik tabakada sıkışmıştır ve nadiren yer yüzeyinden 15 m.'den daha fazla yükselirler. Kum fırtınaları yurdumuzda görülmez, buna karşılık toz fırtınaları yaz aylarında Güneydoğu ve Orta Anadolu'da görülebilir.
Fotometeoriar
Fotometeor güneş veya ay ışığının yansıması, kırılması veya girişiminden meydana gelen ışıklı bir olaydır. Fotometeorlar, açık havada (serap, akşam seması renkleri) veya bir bulutun içinde veya üzerinde (hale olayları, taç, sedefleme, glory) veya belli bir hidrometeorun veya litometeorun üzerinde veya içinde (glory, gök kuşağı) meydana gelir.
Hale Olayı. Atmosferde süspansiyon halinde bulunan buz kristalleri vasıtasıyla ışığın kırılma ve yansımasından meydana gelen halka, yay, ışıklı kolon şeklindeki ışıklı olaylar topluluğudur. Genel olarak, güneş halesi (0) ve ay halesi (çp) olmak üzere iki ana gruba ayrılır.
Hale olayları güneş ışığının kırılmasından meydana geldikleri zaman renkli görülebilirler, oysa ay ışığından meydana gelen hale olayları daima beyazdır.
a. Küçük Hale : En çok rastlanan hale olayı küçük hale denilen güneş veya
ayın üzerinde merkezlenmiş (22° lik yarıçaptı) ışıklı ve renkli bir halkadır. Halenin iç kısmında genellikle net olarak görülebilen kırmızı, dış kısmında ise mor renkli halka bulunur. Kırmızı bütün durumlarda görüldüğü halde, mor halka az görülür. Halkanın içinde kalan gökyüzü dışta kalandan daha koyudur.
b. Büyük Hale: Yarıçapı 46° lik bir halkadır. Bu hale küçük haleden çok daha
az ışıklı bir halkadır ve çok daha az rastlanır. Haleler mutlaka buz kristallerinden oluşmuş bulutlardan veya buzlu sislerden meydana gelirler. Bu nedenle hale olayları kötü hava habercisidirler. Cephelerin önünde oluşan halelerden 24 saat sonra gibi kısa bir süre içinde hava bozabilir ve yağış başlayabilir. Soğuk cephelerin gersinde oluşan halelerden sonra ise hava düzelmeye başlar.
Elektrometeorlar
Elektrometeor, atmosfer elektriğinin görülebilir veya işitilebilir bir olayıdır. Elektrometeorlar ya süreksiz elektrik boşalmaları (şimşek, gök gürültüsü) veya hemen hemen sürekli olaylardır (Saint Elmo ateşi, kutupsal aurora).
Oraj ( ). Oraj, şiddetli ve kuvvetli bir parıltı (şimşek) ve aynı zamanda kuru bir gürültü (gök gürültüsü) ile kendini gösteren bir veya birkaç şiddetli atmosferik elektrik boşalması olayıdır. Oraj esnasında genellikle yağış olur, fakat yağış şart değildir. Bir yerde oraj olayının meydana geldiğini söylemek için yalnız gök gürültüsünün işitilmesi yeterlidir. Yalnız şimşek görülürse bu olay bulunulan yer için oraj olayı kabul edilmez, uzaklarda şimşek olarak kabul edilir.
Oraj, Cumulonimbus bulutundan meydana gelir. Orajla birlikte sağanak yağışlar görülür. Bu yağışlar daha ziyade yağmur sağanağı, kar ve yağmur sağanağı, yuvarlak kar sağanağı ve dolu sağanağıdır.
İçinde kuvvetli dikey akımların bulunduğu oraj bulutu, (+) ve (-) elektrikle yüklüdür (şekil 6.8). Bu durum bulutun çeşitli yerlerinde değişiklik gösterir. Yer (-) elektrikle yüklüdür. Genel olarak, 0° C ile -10°C sıcaklıkların bulunduğu iki yer arası (-) yüklü, bulutun alt kısmı ve özellikle yağışın çok olduğu bölge (+), yüklüdür. Bulutun alt kısmında, uçlarda ve yağışın hafif olduğu bölgelerde (-) yük hakimdir. Belli bir hızla düşen ve dikey akımlarla karşılaşan yağmur taneleri (+), bu yüklerin etrafını saran hava ve bulutlar ise (-) elektrikle yüklüdürler.
Şimşek ( ). Şimşek, şiddetli bir atmosferik elektrik boşalması ile meydana gelen ışıklı bir olaydır. Bu boşalma bir buluttan fışkırabilir veya bulutun içinde meydana gelebilir.
Esas olarak üç tip şimşek vardır:
1. Yere doğru boşalmalar veya yıldırım şeklinde boşalmalar: Bu tip şimşekler bulutla yer arasında meydana gelir. Zigzaglı bir yol izleyerek yere iner.
2. Bulut Boşalmaları (Daimi Şimşekler): Bu tip şimşekler bir oraj bulutu içinde meydana gelir. Dağılmış bir aydınlanma ve ışıklandırma ile kendini gösterir.
3. Atmosferik boşalmalar: Bu tip şimşekler bir oraj bulutundan fışkıran fakat yere değmeyen şimşeklerdir. Bir oraj olayı genellikle bu tip şimşekle ortaya çıkar. Çoğunlukla net olarak belirli bir asal kanaldan ibaret dallanmış boşalmalar şeklinde görülür.
Gökgürültüsü ( ). Şimşekle beraber oluşan şiddetli bir gürültüdür. Işık ve sesin yayılma hızları arasındaki farktan dolayı gök gürültüsünün duyulmasından önce şimşek görülür. Boşalma ve gözlemci arasındaki uzaklık arttıkça zaman aralığı artar.Aradaki uzaklık 20 km.yi geçerse gök gürültüsü işitilmez.
BÖLÜM 7
HAVA BASINCI VE HAVA YOĞUNLUĞU
Hava, sayılamayacak kadar çok sayıda molekülden oluşan bir gaz karışımıdır. Hava içindeki bu moleküller her doğrultuda serbestçe hareket ederler. Her bir molekül (yere yakın seviyelerde) başka bir molekülle çarpışmadan, kendi çapının yaklaşık 10 000 katı kadar yol alır. Moleküllerin, başka bir molekülle çarpışıncaya kadar aldığı ortalama yola ortalama serbest yol denir ve yer civarında yaklaşık 0,0001 cm kadardır. Hava molekülleri çevresindeki cisimlere de çarparlar.
Bu bölümde, hava moleküllerinin bu hareketleriyle, sıcaklık, basınç ve yoğunluk arasındaki ilişki incelenecektir.
Sıcaklık, Basınç ve Yoğunluk
Daha önce, sıcaklığın, moleküllerin ortalama hızı (veya ortalama kinetik enerjisi) olduğu ifade edilmişti. Oda sıcaklığında, moleküllerin ortalama hızı yaklaşık olarak 450 m/s civarındadır. Eğer sıcaklık yükselirse, moleküllerin ortalama hızları da artar, sıcaklık düşerse ortalama hızlan azalır. Eğer hava, mutlak sıfır olan -273 °C ye kadar soğuyacak olursa, moleküller gittikçe yavaşlayacak ve mutlak sıfırda minimum enerjiye sahip olacak şekilde moleküllerin termal hareketi olmayacaktır.
Hava sıcaklığı mutlak sıfırın üstünde olduğu sürece, moleküller sürekli olarak hareket ederler ve bu esnada birbirleriyle de çarpışırlar. Ilık bir günde, bir hava molekülü diğer moleküllerle saniyede yaklaşık 10 milyar kez çarpışır. Aynı zamanda moleküller civarındaki diğer cisimlere de çarparlar. Bir insana veya cisme çarpıp sıçrayan her bir molekül o cisme küçük bir kuvvet uygular. Bu şekilde bir yüzeye gelen toplam kuvvet, söz konusu yüzeyin alanına bölünürse, birim alana gelen kuvvet bulunur. Bu kuvvete basınç denir.
Yükselen ve Alçalan Hava
Basıncın yükseklikle azalması, yükselen havanın daima soğumasına neden olur. Bunun nedeni aşağıdaki şekilde açıklanabilir.
Önce hava parselini tanımlayalım. Bir hava parseli, sanki görünmez, elastik bir balon içindeki hava gibidir. Hava parseli serbestçe genişleyebilir veya sıkışabilir, fakat bu esnada dışarıdaki hava ile ısı alışverişinde bulunmaz.
Parsel içindeki moleküllerin kapladığı hacim, parselin yoğunluğunu tayin eder. Moleküllerin ortalama hızlan doğrudan doğruya hava sıcaklığı ile bağlantılıdır ve parselin cidarlarına çarpan moleküllerde parsel içindeki basıncı belirler.
Yeryüzündeki parsel çevre havayla aynı sıcaklıktadır. Eğer parsel atmosferde yükseltilirse basıncın daha az olduğu bir bölgeye gelir. Parselin içindeki basınç, çevreye nazaran daha fazla olduğundan, parselin cidarlarını dışarı doğru iter ve parsel genişler. Başka bir enerji kaynağı söz konusu değilse, parsel genişlemek için kendi (iç) enerjisinin bir kısmını kullanmak zorundadır. Parsel genişlerken iç enerjisi azalır ve içindeki moleküller daha yavaş hareket ederler.Moleküllerin ortalama hızındaki bu azalma, parsel sıcaklığının da azalmasına neden olur. Bu nedenle yükselen hava daima genişler ve soğur.
Eğer parsel yere doğru alçalırsa, basıncın daha yüksek olduğu bir bölgeye gelir. Yüksek basınç, parselin tekrar başlangıçtaki hacmine gelmesine neden olur Bu sıkışma (küçülme) içerdeki moleküllerin, ortalama hızını arttırır. Çünkü moleküller parselin cidarıyla çarpıştıktan sonra daha hızlı hareket ederler Moleküllerin hızlarının artması da sıcaklık artışını meydana getirir. Bu nedenle de çöken (alçalan) hava daima ısınır. Bir parsel genişleyip soğuduğunda veya sıkışıp ısındığında, çevre ile ısı alışverişi yapmıyorsa bu olaya adyabatik olay denir ve bu durumda, sıcaklık değişimi de adyabatik sıcaklık değişimi olarak adlandırılır.
Çöken hava ısındığından, su buharı kapasitesi de artar. Çünkü, daha sıcak bir parseli doymuş hale getirmek için daha çok subuharı molekülü gerekir. Bu nedenle alçalan havada bulut oluşumu zorlaşır. Diğer taraftan yükselen hava soğu ve subuharı tutma kapasitesi azalır. Çünkü, soğuk havanın doyması için daha az subuharına ihtiyaç vardır ve bulut oluşumu kolaylaşır. Bu nedenle bulutlu gökyüzü yükselen (soğuyan) havada açık gökyüzü ise alçalan (ısınan) havada olur.
Hava basına, hava yoğunluğu ve hava sıcaklığı birbirleriyle ilişkilidir. Bu atmosferik değişkenlerden biri değiştiğinde diğer ikisi de değişir, örneğin, hava parseli yükseltilirse, hava genişleyecek ve soğuyacaktır. Parsel genişlerken içinde molekül sayısı aynı kalacağından, hacim artacak, kütle sabit kalacaktır. Yan genişleyen havanın yoğunluğu azalacaktır. Yine biliyoruz ki, genişleyen hava soğur ve parsel içindeki moleküller yavaşlar, cidara daha az bir kuvvetle çarparlar. Molekül sayısı aynı kalarak hava genişleyince parsel cidarının alanı artacağında birim yüzeye gelen kuvvet azalacaktır. Bu nedenle genişleyen havanın basıncı da azalacaktır. Böylece, hava yükseldiği veya alçaldığı zaman, hava basıncı, sıcaklık ve yoğunluğunun hepsi değişecektir.
Alçak ve Yüksek Basınç Alanları
Yatay basınç farkları havanın yüksek basınçtan alçak basınca doğru hareketini doğurur. Bu harekete rüzgar denir. Dünya döndüğünden rüzgarlar, kuzey yarımkürede sağa, güney yarımkürede de sola doğru saparlar. Bu saptırıcı kuvvete Coriolis Kuvvet denir.
Basınç Ölçüm Aletleri
Basınç ölçen aletlere barometre denir. Barometre ile bir bölge üzerindeki atmosferin toplam ağırlığı ölçülür. Barometrelerin çeşitli tipleri vardır:
• Civalı barometre
• Aneroid (metalik) barometre
• Barograf (yazıcı barometre)
Civalı Barometre. Galileo'nun öğrencisi, Evangelista Toricelli 1643'de ilk barometreyi buldu. Toricelli'nin barometresi bugün kullandıklarımıza benzer bir barometreydi. Bu barometre 91 cm (36 inç) uzunluğunda, bir ucu kapalı, diğer ucu açık bir cam tüpten oluşmaktaydı. Bu tüpün içi civa doldurularak, ucu açık uç ters çevrilip, civa dolu bir çanağa batırılmıştı. Çanaktaki civa seviyesinden itibaren tüp içindeki civa yüksekliği yaklaşık 76 cm kadar oldu. Toricelli bundan şu sonucu çıkardı : Çanaktaki civa seviyesinden itibaren ölçülen civa sütununun yüksekliği, aynı seviyeden itibaren atmosferin tepesine kadar olan atmosfer sütununun ağırlığı ile dengelenmektedir. Böylece, civa sütununun yüksekliği, atmosfer basıncını göstermektedir.
Atmosfer başmandaki bir düşüş, civa sütununun düşmesine, atmosfer başmandaki bir artış da, civa seviyesinin yükselmesine sebep olur. Civa sütununun ağırlığı ile atmosfer sütununun ağırlığı eşit olduğu zaman, civa sütununun yüksekliğindeki değişim durur. Bu durumda cam tüpün üzerindeki ölçekten civa yüksekliği okunarak atmosferik basınç ölçülmüş olur. Deniz seviyesindeki ortalama civa sütununun yüksekliği 76 cm (veya 29,92 inç) dir. Bu değer de 1013,25 milibarlık bir basınca eşittir.
Aneroid Barometre. Gemilerde ve evlerde en çok kullanılan barometre tipi aneroid (metalik) barometredir. Bu barometrelerde sıvı yoktur, içinde vidi kutusu (aneroid hücre) adı verilen küçük, esnek bir kutu vardır. Bu kutunun içindeki hava kısmen boşaltılmıştır. Böylece, dış basınçtaki küçük bir değişimle kutu genişler veya sıkışır. Kutunun sıkışma veya genişlemesi bir kaldıraç sistemine bağlanarak, sıkışma veya genişleme hareketi amplifiye edilir (büyütülür). Bu barometre çeşitli basınçlara göre kalibre edilerek, göstergenin (kaldıracın) ucundan okunan değer atmosfer basıncını gösterir. Şekil 7.14 böyle bir aneroid barometreyi göstermektedir. Aneroid barometrelerde, genellikle çeşitli basınç değerlerine karşılık gelen hava durumları da gösterilmiştir. Genel olarak yüksek basınç değerleri iyi hava durumlarını, düşük basınç değerleri de kötü hava durumlarını gösterir.
Aneroid barometrenin iki tipi daha vardır:
• Altimetre
• Barograf (yazıcı barometre)
Altimetre bir aneroid barometre olup, yüksekliği gösterecek şekilde (hidrostatik eşitliğe göre) kalibre edilmiştir. Barograf da yazıcı aneroid barometredir. Aneroid barometrenin göstergesine bir kalem takılmış olup bu kalem vasıtasıyla bir kağıt üzerine, basınç değerleri sürekli olarak çizilmektedir. Basıncın üzerine işaretlendiği kağıt, yavaş bir hareketle dönen bir tambur üzerine sarılmıştır. (Dönme hareketi, bir saat zembereği ile sağlanır.) Bu tambur genellik bir turunu, bir haftada yapar. Yani, tambur üzerine takılan kağıtlar yedi günlüktür.
İndirgeme ve Düzeltmeler
Barometre okumalarında bazı düzeltmelerin yapılmasına ihtiyaç vardır. Cıvalı barometrelerde, civa ve cam tüp sıcaklıkla genleştiğinden, basıncın uzunluk (yükseklik) cinsinden ölçülen değeri, standart bir sıcaklığa (0°C) indirgenmelidir. Yerçekimi ivmesi de enlemle değiştiğinden, basınç okumaları standart yerçekimi ivmesine ( g = 980,665 cm/sn2) göre de düzeltilmelidir. Üçüncü olarak da, basınç yükseklikle hızla değiştiğinden, farklı seviyelerdeki istasyonlarda okunan değer de (birbirleriyle mukayese edilebilmeleri için) standart bir seviyeye (deniz seviyesine) indirgenmelidir.
Aneroid barometrelerde ise sadece yükseklik düzeltmesi yapılır. Aneroid barometreler zaman zaman standart bir civalı barometreyle karşılaştırılarak kontrol edilmelidir. Şayet bir fark var ise barometrenin arkasındaki ayar vidası yardımı düzeltme (indeks düzeltmesi) yapılır.Gemilerdeki barometreler için genellikle yükseklik düzeltmesine gerek yoktur.
BÖLÜM 8
RÜZGARLAR
Basit olarak, yatay hava hareketine rüzgar denilir. Bu hareketin oluşabilmesi için yatay basınç farkının (yatay basınç gradyanının) olması gerekir. Rüzgar veya yatay hava hareketi yüksek basınçtan alçak basınca doğrudur.
Rüzgarın başlıca üç özelliği vardır. Bunlar, rüzgarın yönü, şiddeti ve frekansıdır.
Rüzgar Yönü. Rüzgar yönü, istasyona veya gözlemcinin bulunduğu noktaya doğru olan esiş yönünü ifade eder. Rüzgar yönü, dört ana yön ve bunlarda türemiş ara yönlerden oluşur. Rüzgar yönü, pusula derecesi olarak ifade edilebileceği gibi kerte cinsinden de ifade edilebilir.
Şekil 8.9a'da rüzgarın 16 yönü gösterilmiştir. Şekil 8.9b'de de 8 ana yön göre ülkemizde verilen isimler belirtilmiştir.
Rüzgar yönünün iklimler ve günlük hava koşulları açısından önemi büyük olduğundan bölgelerin hakim rüzgar yönleri saptanır. Hakim rüzgar yönü, bölgede rüzgarın en sık estiği yöndür.
(şekil 8.9)
Rüzgar Şiddeti. Rüzgar şiddeti, havanın belirli bir sürede kat ettiği mesafeyi gösterir ve çeşitli birimlerle ifade edilir:
1 metre / saniye = 3,6 kilometre/saat
1m/s = 2knot (kt)
1 kt = 1 deniz mili/saat 1
1 km/sa = 0,54 kt=0,28 m/s
Rüzgar Frekansı. Rüzgar frekansı, belirli bir zaman aralığındaki esme sayısının yüzde cinsinden ifadesidir. Rüzgar frekanstan aylık, mevsimlik ve yıllık olarak belirlenebilir.
Aylık rüzgar frekansı, ay içinde rüzgarın çeşitli yönlerden kaçar defa estiğinin belirlenmesi ile elde edilir. Bu amaçla ayın günlerinin belirli saatlerinde rüzgar rasatlan yapılır ve rüzgarın hangi yönlerden esmiş olduğu belirlenir. Sonra da rüzgarın ay boyunca her bir yönden kaçar defa estiği toplanır ve aylık rüzgar frekansı bulunur. Buna göre, örneğin, Ocak ayında rüzgar 40 defa N'den 15 defa
NE'dan 5 defa NW'dan esmiş olabilir. Ya da bu belirtilen esme sayıları yüzde
olarak ifade edilir.
Mevsimlik rüzgar frekansları aylık rüzgar frekanslarından elde edilir. Örneğin, ilkbahar rüzgar frekansı Mart, Nisan, Mayıs aylarında her bir yönden esen rüzgarın esme sayıları toplanarak elde edilir. Rüzgar esme sıklığını ifade eden rüzgar frekansları rüzgar gülü denen diyagramlarla gösterilir.
Şekil 8.10a ve şekil 8.10b bir istasyona ait rüzgar gülünün farklı örnekleridir. Bu şekillere göre SE yönündeki frekans en büyüktür. Frekansın en büyük olduğu yöne hakim rüzgar yönü denir (sakin gün sayısı istasyon yuvarlağının içine yazılabilir).(Şekil 8.10)
MEVSİMSEL OLARAK DEĞİŞEN RÜZGARLAR-MUSONLAR
Arapça mevsim anlamına gelen "Mausim" kelimesinden gelen Muson, önceleri mevsimlerle yönü değişen, Arap Denizi'ndeki rüzgarlara verilen isimdi. Günümüzde ise mevsimlere göre hakim rüzgar yönü değişen, büyük bir alanı kaplayan atmosferik sirkülasyonun bir bölümü için kullanılmaktadır.
Kuzey Hint Okyanusu Musonları
Özellikle Kuzey Hint Okyanusunda ve Güney Asya kıtasının büyük bir bölümünde kış aylarında Kuzeydoğu musonları, yaz aylarında Güneybatı musonları hakimdir.
Kuzeydoğu Musonu. Ocak ayı ortalama basınç ve rüzgar haritasında, ekvatora doğru basınç değerleri azalan, Asya kıtası üzerindeki yüksek basınç alanı ve Bengal Körfezi'nden Arap Denizi'ne doğru esen kuzeydoğu muson rüzgarları görülmektedir (şekil 8.3). Muson rüzgarları genellikle 3-4 kuvvetindedir. özellikle Aralık ve Ocak aylarında bulut ve yağış miktarı artar. Asya kıtasından doğuya doğru cephesel bir depresyon geçtiği zaman rüzgar şiddetinin artması ve yönünün değişmesiyle muson, genellikle Arap Denizi' inde 20° N enleminin kuzeyinde son bulur.
Güneybatı Musonu. Temmuz ayı ortalama basınç ve rüzgar haritasında, ekvatora doğru artan basınç değerleriyle, kuzeybatı Hindistan üzerinde odaklanan alçak basınç alanı ve Kuzey Hint Okyanus'undaki güneybatı rüzgarları görülmektedir (şekil 8.4).
Termal alçak basınç olan kuzeybatı Hindistan üzerindeki alçak basınç alanına ek olarak, diğer depresyonlar Hindistan ve civarındaki bölgelerde yağmurlara neden olurlar. Hindistan'ın batı kıyılarında orografik etkilerle yağmurlar oluşabilir. Arap Denizi'nin kuzeyinde subtropikal siklon olarak adlandırılan depresyonların varlığına bağlı olarak etkili yağışlar gözlenir. Yine Bengal Körfezi'nin girişi ve Ganges Deltası'nda muson depresyonları olarak adlandırılan ve Hindistan'dan batıya doğru hareket eden depresyonları takiben yağışlar oluşur.
Musonun etkin olduğu dönemde Arap Denizi'ndeki rüzgarlar 6 kuvvetine erişebilir. Bengal Körfezi'nde ortalama 4-5 kuvvetinde olan rüzgarlar, Temmuz ve Ağustos aylarında 7 kuvvetine ulaşabilir.
Muson Ara Dönemleri
Nisan, Mayıs ve Ekim aylarındaki muson ara dönemleri, Ekvatoryal alçak basınç alanının kuzeye ve güneye yer değiştirmesine bağlı olarak oluşurlar. Ekvatoryal alçakta hava koşulları sakin veya hafif rüzgarlardan, açık gökyüzünden; rüzgar sağanaklarına, cumuluform bulutlara, şiddetli yağışlara ve oraja kadar büyük değişiklikler gösterir. Mayıs, Haziran, Ekim ve Kasımda Arap Denizi’nde, deniz yüzey sıcaklığı kritik bir değer olan 27°C'ye ulaşırken diğer atmosferik koşullar da tropikal siklonun gelişimi için çok uygun hale gelir. Bengal Körfezi'nde ve bitişik kıyılarda Ekim ve Kasım aylarında fırtınalar ve siklonların varlığına bağlı olarak şiddetli yağmurlar gözlenir. Hindistan'ın batı sahillerinde ise Nisan ve Mayıs aylarında kıyısal rüzgarlar oluşur.
55° E boylamının batısı ve ekvatorun kuzeyinde Arap Denizi'nde 5°-10° enlemleri arasında, bu dönem boyunca 7 kuvvetine ulaşan güneybatılı rüzgarlar oluşur.
Kuzey Pasifik Musonları
Kuzey Hint Okyanusundaki yıllık hava koşullan; Uzakdoğu'da Çin Denizi ve Sarideniz, Kuzey Pasifik' te, 30° N enleminin güneyinde kalan bölgenin batısında görülür. Kuzeydoğu musonları Eylül de öncelikle bölgenin kuzey kısmında başlar ve Kasım ayında ekvatorun kuzeyindeki bütün bölgeyi etkiler. Kuzeydoğu musonu olarak adlandırılmasına rağmen, rüzgar yönü enlemle değişir. Ortalama 4 kuvvetinde olan rüzgar şiddeti, Çin Denizi'nde 5, Tayvan Boğazı'nda 6 kuvvetindedir. Ekvatorun yakınında ise rüzgarlar kuzeyli ve hafiftir. 18° N enleminin kuzeyinde Ocak ve Nisan ayları arasında hafif yağışlar veya çisentiler gözlenir. 18°N enleminin güneyinde ise açık denizde, ekvatora doğru bulutluluk ve sağanak yağışlar artar. Bu şartlar, güneyli rüzgarların frekanslarının arttığı zaman Nisana kadar devam eder. Bu da güneybatı musonlarının başlamasının işaretidir. Temmuz ayında en aktif olan güneybatı musonlarının merkezi, rüzgar şiddetinin 3-4 kuvvetinde olduğu Güney Çin Denizi'dir. Güneybatı musonları boyunca (Hint Okyanusu'nun tersi) rüzgarlar hafiftir ve yağışlar genellikle nadiren sağanak karakterdedir.
Muson Tipi Hava
Bazı alçak enlemlerde, rüzgar yönündeki mevsimsel değişiklerle beraber, yağmur miktarında da değişiklikler gözlenir. Bu alanlardaki şartlar için muson tipi hava terimi kullanılır.
Gine Körfezi. Yazın, Afrika kıtasının kuzeyi ve Gine Körfezi’nde bulut ve yağmurla beraber güneybatı rüzgarları oluşur. Rüzgarların başlangıcında ve sonunda yakın bölgelerde oluşan, doğudan batıya doğru hareket eden şiddetli rüzgar sağanakları ve orajlar gözlenir. Bunlara tornado adı verilir. Özellikle Kasım ve Aralık aylarında, Gine Körfezi' inde esen Doğu yönlü rüzgarlara Harmattan adı verilmiştir. Düşük bağıl nemli olan bu rüzgarlar çöllerden toz ve kum taşır.
Kuzey Avustralya. Kasım ve Mart aylan arasında Avustralya'nın kuzey kıyıları ve bitişik denizlerde, rüzgar yönünün, batı ve kuzey arasında değiştiği kuzeybatı musonları hakimdir. Yazın ise bu alanlarda güneydoğu ticaret rüzgarları gözlenir.
YEREL (LOCAL) RÜZGARLAR
Bütün rüzgarların sıcaklık farklılıklarından doğduğu daha önce ifade edilmişti. Atmosferin genel dolaşımına ilişkin rüzgarların dışında (atmosferin genel dolaşımın etkisinin zayıf olduğu bölgelerde veya bu dolaşıma ait rüzgarların esmediği dönemlerde) yeryüzünün topografyası ve yapısının neden olduğu sıcaklık farklılıklarına bağlı olarak bazı küçük ölçekli rüzgar tipleri oluşur. Yerel rüzgar adının verildiği bu rüzgarlar küçük alanlarda etkili olup kısa süreli rüzgarlardır.
Deniz ve Kara Meltemleri
Dünyanın ana rüzgar sistemleri, çeşitli yerel (lokal) etkilerle değişimlere uğrarlar. Bu değişimin başlıca nedeni kara ve denizlerin eşit olmayan ısınma ve soğumasıdır. Farklı yapıda olan karalar ve denizler farklı miktarlarda ısı yutarlar. Yazın, gündüzleri açık havalarda karalar denizlerden daha hızlı ısınırlar ve geceleri daha hızlı soğurlar. Karaların ve denizlerin üzerindeki hava da buna bağlı olarak ısınır veya soğur. Sonuçta da yerel rüzgarlar meydana gelir.
Gündüzleri karalar denizlerden daha hızlı ısındığından, karalar üzerinde ısınan hava yükselir ve bunun yerine denizden daha serin hava gelir, işte gündüz-leri yere yakın seviyelerde, denizden karaya doğru esen bu rüzgarlara deniz meltemi denir (şekil 8.27a). Deniz meltemleri öğleden sonraları en kuvvetlidir. Karalarda, ısınma nedeniyle termal alçak basınç, deniz üzerinde de yüksek basınç oluşur. Karalar üzerinde bulutlar meydana gelir.
Geceleri de denizler karalara göre daha sıcak olduğundan deniz üzerinde, ısınan hava yükselir, bulutlar meydana gelir ve kara üzerindeki serin hava da denize doğru eser. Buna da kara meltemi denir (şekil 8.27b). Geceleri deniz üzerinde alçak, kara üzerinde de termal yüksek oluşur.
Orta enlemlerde sıcak yaz aylarında bu rüzgarlar nadiren 3 kuvvetini aşarlar ve sahilden 10-15 mile kadar (ortalama 20 km.ye kadar) ve 300 m yüksekliğe kadar etkili olurlar. Tropiklerde bazen bu rüzgarlar 5 kuvvetine ulaşabilirler ve sahilden 20 mil uzakta hissedilebilirler.
Deniz ve kara meltemlerinde dolaşımın (çevrimin) tamamlanabilmesi için yukarı seviyede de ters yönde bir hava akımı (rüzgar) vardır. Bu sirkülasyona, termal sirkülasyon (çevrim) denir.
Dağ ve Vadi Meltemleri
Dağ ve vadi meltemleri dağın eğimli yamacı boyunca gelişirler. Gündüz-leri, güneş ışınları vadi yamaçlarını ısıtır ve temas eden hava da ısınır. Isınan havanın yoğunluğu azalarak yamaç boyunca yükselir. Buna vadi meltemi denir (şekil 8.28a).
Geceleyin akış tersine olur. Dağın yamaçları çabucak soğur. Temas eden havanın yoğunluğu artar ve yamaç boyunca (vadiye doğru) bir akış başlar. Buna da dağ meltemi denir (şekil 8.28b). Bu günlük rüzgar akışı çevrimi en iyi, yazın açık havada ve hafif rüzgarlı günlerde gelişir. Gün ortasında en çok 6 knot'lık bir rüzgar şiddeti meydana gelir, (gece geç saatlerde de tersine).Kuzey yarımkürede, vadi meltemleri, özellikle dağın çok güneş ışığı alan güneye bakan yamaçlarında iyi gelişir. Yeterli nem varsa, cumulus tipi bulutlar gelişir ve günün en sıcak kesiminde sağanaklar olabilir. Gölgeli olan diğer yamaçta meltem çok zayıftır veya yoktur
Chinook (veya Fon) Rüzgarları
Farklı basınç alanları arasında, yüksek basınçtan alçak basınca yönelen hava, hareketi sırasında bir dağ ile karşılaşırsa, dağın eğimine uyarak yükselir. Yükselen hava, kuru adyabatik olarak soğur. Yoğuşma seviyesine ulaşınca dağın rüzgar üstü tarafına ve tepesine yağış bırakır. Yoğuşma esnasında açığa çıkan gizli ısı ile ısınan hava, sıcak ve kuru olarak dağın arkasına doğru akar. Dağın rüzgar altı tarafında esen bu kuru ve sıcak rüzgarlara Avrupa'da fön rüzgarları, Kanada'nın doğu kıyılarında, Hindistan'da "kar yiyen" anlamına gelen chinook rüzgarları adı verilir. Kışın ve bahar aylarında estikleri zaman çevre sıcaklığını 2 saat içinde 10-15°C kadar artırırlar.
Akdeniz Civarındaki Yerel Rüzgarlar
Bise: Genellikle, Güney Fransa* da esen, kuzeyli ve kuzeydoğulu soğuk
rüzgarlardır. Ekseriya zarar veren bahar donları yapar.
Bora: Kuzey Adriyatik'te görülür. Kuzeydeki yüksek platolardan güneye doğru esen soğuk ve şiddetli rüzgarlardır. Kuzeyle doğu arasında değişik yönlerde esebilen bu rüzgarlar genellikle kışın oluşurlar Benzer rüzgarlar Karadeniz'in kuzey kıyılarında da gözlenir.
Etezyen (Etecians): Doğu Akdeniz'de ve Ege'de yazın esen kuzey yönlü rüzgarlardır, öğleden sonraları yer yer fırtına kuvvetine ulaşabilirler
Gregale: Orta ve Batı Akdeniz'de fırtına kuvvetinde esen kuzeydoğu yönlü rüzgarlardır. Özellikle, Malta ve Doğu Sicilya sahillerinin kuzeydoğuya açık limanları için önem taşıyan bu rüzgarlar kışın oluşur.
Hamsin (KHamsin): Bahar aylarında Mısır ve Kızıldeniz'de oluşan bu rüzgarlar güney yönlü olup sıcak, kuru ve tozludur.
Lavek (Leveche): ispanya' da esen, güney yönlü, sıcak ve kuru rüzgarlardır.
Laventer: özellikle Cebelitarık Boğazı'nda yazın esen Akdeniz'in doğu yönlü kuvvetli rüzgarıdır. Beraberinde nem, sis bazen de yağmur getirir. Anaforlara neden olduğu için denizciler açısından önemlidir.
Krivetz : Aşağı Tuna havzasında kuzeydoğudan esen soğuk rüzgarlara verilen isimdir.
Mistral: ispanya'da Ebro Ağzı ile Cenova Körfezi arasında görülen bu rüzgar özellikle Rhone Vadisi'nde kanalize olarak şiddetlenir. Kuzeyli, soğuk ve fırtına kuvvetinde bir rüzgar olup genellikle kışın eser.
Samum : Suriye, Irak ve Arabistan'da güneyden esen sıcak, kuru çöl rüzgarlarıdır.
Shamal: İran Körfezi ve Umman Körfezi'nin kuzeybatı yönlü kuvvetli rüzgarıdır. Yazın 7 kuvvetini geçmeyen rüzgar şiddeti, kışın 8-9 kuvvetine ulaşabilir. Çöl bölgelerinden getirdiği kum ve toz yüzünden görüş mesafesi azalır. Yaz ve kış esebilen bu rüzgarlar, kışın orajlaria birlikte gözlenir.
Sirokko (Sirocco): Akdeniz'de ve özellikle kuzey Afrika'da güneyden esen çeşitli sıcak rüzgarlara verilen isimdir. Kuzey Afrika'daki çöllerden kaynaklandığı için Afrika kıyılarında sıcak, tozlu ve kurudur. Kuzeye doğru ilerlerken nem kazandığından bunaltıcı bir rüzgar halini alır. Bu bölgelerde sise neden olabilir.
Vandavales: Cebelitarık Boğazı ve İspanya'nın doğu sahillerinde gözlenen güney batılı, genellikle orajlarla birlikte oluşan kuvvetli bir rüzgardır.
Diğer Bölgelerdeki Yerel Rüzgarlar
Santa: Ana Rüzgarları: Bu rüzgarlar da chinook rüzgarlarına benzer. California'da görülen bu rüzgarlar, sıcak ve kuru olup doğu veya kuzeydoğudan Güney California'ya doğru eserler. Hava, yüksek çöl platosundan alçalırken San Gabriel kanyonunda akarak Los Angeles havzası ve San Pemando Vadisi'ne doğru yayılır. Bu, sıcak ve kuru rüzgarlar Great Basin'de bir yüksek basınç bölgesi oluştururlar.
Buran: Sovyetler Birliği ve merkezi Asya'da esen, kuvvetli soğuk rüzgarlardır
Harmattan : Afrika'nın batı sahillerinde çöllerden esen kuru, tozlu, doğu yönlü rüzgarlardır. Taşıdığı toza rağmen kuru ve nispeten serin olduğu için nemli tropikal bölgede rahatlık sağlar. Bu yüzden lokal olarak “Doktor” adı verilen bu rüzgarlar kışın eser.
Türkiye'de Rüzgarlar
36° - 42° N enlemleri arasında yer alan Türkiye, subtropikal kuşakta görülen Akdeniz iklim tipinin etkisi altındadır. Türkiye'nin içinde bulunduğu bölgeyi kışın polar, yazın tropikal hava kütleleri etkilemektedir. Bu hava kütleleri, kaynak bölgeleri, karakterleri ve uğradığı değişiklikler nedeniyle çeşitli tiplere ayrılır. Türkiye'nin makro klima şartları esas itibariyle, bu farklı hava kütlesi tiplerinin bölge ve frekanslarında oluşan mevsimlik salınımlara, bunlar arasındaki sınırların yerine ve akım şartlarına göre ortaya çıkar.
Soğuk ve sıcak mevsim Türkiye'de basınç dağılışı, hakim rüzgar yönleri ve karakteristik hava tipleri bakımından birbirinden farklı iki devredir. İlkbahar ve sonbahar ise, bu farklı devrelerin birinden diğerine geçildiği ve her iki devreyi karakterize eden hava tiplerinin görüldüğü dönemlerdir.
Kış Mevsimi. Kış mevsimini karakterize eden koşullar, ortalama olarak Eylül ayında yerleşmeye başlar ve Ocak ayında en karakteristik şeklini alır. Bu mevsimde Anadolu'nun iç kısımlarında yüksek basınç alanı oluşur. Buna karşın kuzeyde Karadeniz, güneyde Akdeniz üzerinde alçak basınç alanı mevcuttur. İzobarlar Anadolu kıyılarına kabaca paralel olarak uzanır ve böylece Doğu Anadolu'dan iç Anadolu'ya doğru sokulan ve bu bölgeyi de içine alan yüksek basınç sırtı oluşur. Bu durumda iç kısımlar diverjans, kuzey ve güneydeki denizler birer konverjans alanı karakterindedir. Bu şartlar altında iç kısımlarda kışın bulutluluk az, gökyüzü açık, rüzgar şiddeti zayıf, bağıl nem düşüktür. Zemin genellikle karla kaplı olup günlük sıcaklık farkları çok büyüktür. Sabahları çoğunlukla radyasyon sisleri oluşur. Buna karşın yüksek basınç sırtlarının çevresinde yer alan ve gezici alçak basınçların etkileri altındaki kıyı bölgelerinde kışın serin ve yağışlı, kuru ve ılık hava tipleri görülür. Bağıl nem yüksek, bulutluluk fazladır.
Türkiye'nin iç kısımlarında hakim rüzgar doğrultusunda, rüzgar frekans ve şiddetleri daha küçüktür. Kuzey ve güney yönlü rüzgarlar hemen hemen aynı frekansta eserler. İç kısımlarda rüzgar yönleri kıştan yaza geçerken hemen hemen 180° lik bir dönüş yaparak değişir. Kış mevsiminde rüzgar yönleri bakımından kıyı bölgelerimiz farklılık gösterir. Marmara Denizi'ni çevreleyen bölgeler ile Antalya'dan itibaren güney kıyılarımızda ve özellikle İskenderun ve Mersin körfezleri çevresinde kuzey rüzgarlarının (büyük frekanslarla) hakim olduğu görülür. Doğu Karadeniz de ise yine yüksek frekanslı güney rüzgarları hakimdir. Kış mevsiminde İç Anadolu üzerindeki hava kütleleri kuzey ve güney yönündeki basınç gradyanlarını izleyerek çevreye doğru hareket ederler. Özellikle Toros ve Doğu Karadeniz dağlarını aştıktan sonra bu dağların rüzgar altı taraflarında alçalırlar ve adyabatik olarak ısınırlar. Bu nedenle soğuk mevsimde fön rüzgarları eser ve fön karakterinde hava şartları meydana gelir.
Yaz Mevsimi. Bu mevsimi karakterize eden koşullar, ortalama olarak Mayıs
sonlarında başlar ve Eylül ortalarına kadar devam eder. Yaz mevsiminde kışa
nazaran daha düzgün bir basınç dağılışı vardır. Türkiye'nin kuzeybatısı Azor yüksek
basıncının, güneydoğusu da Basra alçak basıncının etkisi altındadır. Yazın bu
nedenle Türkiye üzerinde, kuzey yönlerden özellikle kuzeydoğu ve kuzeybatıdan
esen rüzgarlar hakimdir. İskenderun ve Mersin körfezlerinde durum farklı olup
Temmuz ayında hakim rüzgarlar güneybatılıdır. Türkiye üzerindeki kuzeybatıdan
güneydoğuya doğru olan rüzgarlar, kuzeybatıdaki subtropikal antisiklonlar ile
Türkiye'nin güneydoğusuna doğru ilerlemiş bulunan İntertropikal konverjans zonuna
(ITCZ) bağlı olarak oluşurlar. Türkiye'de yaz mevsiminde gökyüzü açık, bağıl nem
düşük, yağış olasılığı zayıf, güneş radyasyonu çok şiddetli, buharlaşma çok fazladır.
Marmara'da Poyraz (NE), Ege'de ise Etezyen olarak bilinen kuzey
rüzgarları hakimdir. Bunun yanında birçok kıyılarımızda özellikle Ege kıyılarında
meltem rüzgarları oluşur. Öğleden sonraları denizden karaya doğru esen bu
rüzgarlar iç kısımlara sokularak sıcaklığı düşürür. Bu genel durum bazı bölgelerde değişikler gösterir.
Rüzgarın Yönünü ve Şiddetini Ölçen Aletler
Rüzgar yönünün aletle belirlenmesinde juriet (wind wane) denilen aletler kullanılır. Bunların çoğu uzun bir ok ve kuyruktan oluşur. Ok, daima rüzgarın estiği yöne bakar. Juriet, bir mesnet üzerine monte edilmiş bir mille beraber dönerek rüzgar yönünü gösterir.
(a) (b)
Hava alanlarında ve viyadüklerde rüzgarın yönünü göstermek için ise iki ucu açık koni biçimli rüzgar çorapları (wind sock) kullanılır (şekil 8.31b)
Gemilerde aletsiz olarak rüzgar yönü, duman, bayrak gibi hareketli cisimlerden veya deniz durumundan (dalgalardan) yararlanılarak saptanır.
Rüzgar şiddetini ölçen aletlere ise anemometre denir (şekil 8.32). Yazıcı olan rüzgar ölçere anemograf adı verilir. Değişik tipleri olan bu aletlerin genellikle rüzgar etkisiyle dönen kepçeleri vardır. Rüzgar şiddetine göre kepçelerin dönüş hızı değişir. Rüzgar şiddeti ölçümünde, rüzgarın belirli bir sürede kat ettiği mesafe belirlenir. Bu nedenle belirli bir zaman aralığında ölçüm yapılarak rüzgar şiddetinin ortalama değeri saptanır. Sabit anemometrelerin yanında, taşınabilir anemometreler (el anemometreleri) vardır. Bunların sabit anemometrelere benzeyen tipleri olduğu gibi dijital olan tipleri de mevcuttur.
Şekil 8.32 Anemometre.
Rüzgar şiddeti, denizde aletsiz olarak Beaufort (bofor) skalası yardımıyla belirlenebilir. Beaufort skalası rüzgarın, deniz yüzeyinde yaptığı değişikliklere göre, rüzgar şiddetlerini ifade eden 0-12 bölümlü bir skaladır (tablo 8.2).
Yüksek seviye rüzgarlarını ölçmek için pilot balon, ravvinsonde gibi gibi aletler kullanılmaktadır. Lidar ve infrared radyometresi gibi aletlerle de rüzgar hakkında dolaylı bir bilgi edinilebilir.
Tablo 8.2 Beaufort Skalası.
Beaufort No Terimler Ort.Hız. Knot Denizde
Durum Sahilde Durum Dalga yüksekliği (m)
0 Sakin >1 Deniz ayna gibi düzdür Sakin -
1 Esinti 1-3 Su üstünde balık pu¬luna benzeyen buru¬şuklar belirir fakat kö¬pük yoktur Balıkçı kayıkları hafif sallanır 0.1 (0.1)
2 Hafif rüzgar 4-6 Dalgacıklar küçük fakat belirlidir, dalga tepeleri cam gibi olup çatlamazlar. Teknelerin yelken¬leri rüzgarla dolar ve tekneler takriben 1-2 knot hızla hareket eder. 0.2 (0.3)
3 Tatlı Rüzgar 7-10 İri dalgacıklar; Dalga¬cıkların tepeleri çatla¬maya başlar, köpükler cam görünüşlüdür, bazen dağınık koyun sürüsünü andırır. Yaklaşık 3-4 knot'lık bir hızla seyreden yelkenliler yana yatarak seyrederler. 0.6(1)
4 Mutedil Rüzgar 11-16 Küçük dalgacıklar ge¬nişler; köpükler sık fakat daha dağınık bir koyun sürüsünü andırır. Etkili mutedil briz, yelkenlilerin bütün yelkenleri şişer ve iyice yana yatar. 1(1.5)
5 Sert Rüzgar 17-21 Mutedil dalgalar uzun bir şekil alır, birçok beyaz köpükler oluşur (Bazı su zerreleri görülebilir). Yelkenliler, yelken¬lerini azaltırlar. 2(2.5)
6 Kuvvetli Rüzgar 22-27 Büyük dalgalar oluş¬maya başlar. Her yer¬de beyaz köpükler da¬ha fazla görülebilir (Muhtemelen su zerreleri gözlenir). Ana yelken iki ye¬rinden boğdurulur. Balık avı dikkat ve tedbir ister. 3(4)
7 Çok kuvvetli Rüzgar 28-33 Deniz yükselir; çatla¬yan dalgalardan beyaz köpükler rüzgarın yönü boyunca sürüklen¬meye başlar Yelkenliler limanda bağlı kalır. Denizdekiler faca edip beklerler. 4 (5.5)
8 Fırtına 34-40 Mutedil dalgalar geniş¬ler, köpükler rüzgarla savrulur. Rüzgar ya¬tağına doğru belirti bir iz halinde köpükler sürüklenir. Yakın bulunan tekneler limanda toplanır. 5.5 (7.5)
9 Kuvvetli Fırtına 41-47 Büyük dalgalar belirir, kalın köpük serpintileri rüzgar yatağına doğru itilir. Köpükler öne doğru itilerek gürültüy¬le yuvarlanmaya baş-lar, serpintiler görüş uzaklığını daraltır. 7(10)
10 Tam Fırtına 48-55 Uzun sorguçlu çok yüksek dalgalar mey¬dana gelir, köpükler geniş sıralar halinde toplanıp, diziler halin¬de rüzgar yatağına doğru sürüklenirler. Genellikle suyun üstü beyaz görünür. Denizin kükrem es i fazlalaşır ve sert darbeler işitilir, görüş uzaklığı azalır. 9 (12.5)
11 Çok şiddetli Fırtına 56-63 Çok yüksek dalgalar oluşur (ufak ve orta çaptaki tekneler bazen gözden kaybolur). Rüzgar yönünde be¬yaz köpükler denizi tamamen kaplar. Her tarafa köpükler saçılır, görüş uzaklığı azalır. 11.5(16)
12 Harikeyn (Orkan) 64 ve daha fazla Hava köpük ve su zerreleri ile doludur. Deniz köpükle tama¬men beyazlaşmıştır. Görüş uzaklığı çok azalmıştır. 14(-)
Orta enlemlerde 2000-7000 metreler arasında oluşan bu bulutlar, genellikle çok küçük su damlacıklarından meydana gelmiştir.
Altocumulus (Ac). Küçük, yassılaşmış veya yuvarlak kütleler halindedirler. Genellikle aşırı soğumuş su damlacıklarından oluşur. Çok düşük sıcaklıklarda buz kristallerinden oluştukları zaman daha saydamdırlar
Altocumulus'ler genellikle Cirrocumulus'lerin alçalarak büyümeleri veya kalınlaşmaları ile tabaka halinde bulunan Stratocumulus'lerin ve Cumulus bulutlarının tepelerinin parçalanması ile meydana gelirler.
Altocumulus'ler bazen Cirroscumulus'lerle kanştınlabilirler. Altocumulus'lerin, Cumulus'lere göre ortaları koyu gölgeli ve daha iridirler. Altocumulus'ler bazen Stratocumulus'lerfe de kanştınlabilir. Stratocumulus'lerin tabanları düzdür. Aralıklı Altocumulus'ler, Cumulus'lerie de kanştınlabilir. Altocumulus'ler, Cumulus'lerden daima daha küçüktürler.
Altostratus (As). Yatay oluşumlu, düzgün bir örtü veya perde görünüşlü, grimsi veya mavimsi renkte bir bulut tabakasıdır. Gökyüzünü, kısmen veya tamamen kaplar. İnce olan bölgelerinden güneş buzlu cam arkasından görüldüğü gibi görünür. Bazen de güneş ve ayın görülmesini engelleyecek kadar kalınlaşırlar. Güneş ve ayın etrafında hale meydana getirmezler. Su damlacıklarından oluşurlar.
Altostratus'ler,Cirrostratus'lerin kalınlaşması veya Nimbostratus'lerin
İncelmesinden meydana gelirler. İnce ve yüksek olan Altostratus'ler, Cirrostratus'lerle karıştırılabilirler. Altostratus'lerden geçen ışınlar yerde cisimlerin gölgesini meydana getirebilirler ve hale olayını meydana getirmezler. Alçak ve kalın Altostratus'ler Nimbostratus'lerden renklerinin biraz daha açık gri olmalarıyla ayırt edilebilirler. Geceleri ay olmadığı zaman Altostratus ile Nimbostratus kanştınlabilir. Yağmur ve kar şeklinde yağış mevcut ise bu bulut Nimbostratus, yoksa Altostratustur. Altostratus'ler bazen Stratusler'le de kanştınlabilir. Altostratus'ler, buzlu cam gibi yapıya sahip olmalarıyla ayırt edilirler. Ayrıca, Altostratus'ler güneş ışığı altında hiç bir zaman Stratus'ler gibi beyaz görünmezler.
Yüksek Bulutlar
Orta enlemlerde 5-13 km.ler arasında bulunan, beyaz renkli bu bulutlar buz kristallerinden meydana gelmişlerdir.
Cirrus (Ci). Lif şeklinde dar şeritler halinde, ucu kıvrık tüy şeklindedirler. İpek gibi ince olup, gölge meydana getirmezler. Yaz aylarında fazla görülürler.
Bu bulutlar genellike Cirrocumulus ve Altocumulus bulutlan ile Cumulonimbus bulutlarının üst kısımlarından meydana gelirler. Bazen Cirrostratus bulutlarının ince kısımlarının buharlaşması sonucunda, bazen de uçaklardan meydana gelen yoğunlaşma izlerinin yayılmasıyla da oluşurlar
Cirrocumulus (Cc). Küçük, beyaz, yuvarlak kütleler halindedirler. Genellikle gölge meydana getirmezler. Cirrocumulus'ler, Cirrus veya Cirrostratus bulutlarının şekil değiştirmesinden, ya da Altocumulus'lerin küçülmelerinden meydana gelirler. Cirrocumulus'ler, Cirrus ve Cirrostratusler'den kütleler halinde veya küçük parçalara bölünmüş olmalarıyla ayırdedilebilirler.
Cirrostratus (Cs). Çarşaf gibi beyaz, ince bir örtü şeklindedirler. Gökyüzünü tamamen veya kısmen kaplarlar. Güneş ve ayın etrafında hale meydana getirirler. Saydam görünümlü bu bulutlar güneş ve ay ışığını geçirirler.
Bu bulutlar, genellikle Cirrus ve Cirrocumulus'lerin birleşmesinden maydana gelirler. Cirrostratus'ler büyük bir alanı kaplayan bir örtü şeklinde olmalarıyla, Cirrus ve Cirrocumulus bulutlanndan ayrılırlar. Hale olayını meydana getirmeleriyle de Altostratus'lerden ayırt edilirler.
Dikine Gelişimli Bulutlar
Bu bulutların tabanları ortalama 500 m'den başlar, tepe noktalan cirrus seviyesine kadar ulaşabilir.
Cumulus (Cu). Karnıbahar görünüşlü, pamuk yığınlarını andıran, dikine gelişmiş bulutulardır. Bu bulutların üst kısımları beyaz ve kubbe şeklinde, alt kısımları koyu renkli hemen hemen düzdür. Dikine gelişmesi çok fazla olursa yağmur ve sağanak şeklinde yağış yaparlar. Gökyüzünde parçalı bulutlu bir görünüm oluştururlar. Bu su damlacıklarından, sıcaklığın düşük olduğu durumlarda da buz oluşur. Cumulus'ler Stratus'lerin şekil değiştirmesinden meydana gelebilirler. Cumulus'ler tepelerinin kubbe şeklinde ve daha büyük olmaları Altocumulus'lerden ve Stratocumulus'lerden ayırt edilebilir.
Cumulonimbus (Cb). Dikine yükselen, sütun ve pamuk yığınları halinde yoğun ve bir buluttur. Tepeleri örs şeklinde olup uçlarında Cirrus'ler gözlenir. Bu bulutların üst kısmı buz kristallerinden, alt kısmı da su damlacıklarından meydana gelmiştir. Bünyesinde kuvvetli dikine (inici ve yükselici) hava akımları vardır. Cumulonimbus'ler tek bir bulut halinde oldukları gibi birden fazla Cumulonimbus bulutundan oluşan bulut silsilesi halinde de gözlenebilirler. Cumulonimbus bulutu sağanak yağışla birlikte, şimşek ve gök gürültüsü meydana getirir. Cumulonimbus bulutları, Altocumulus, Stratocumulus Nimbostratus bulutlarından oluştukları gibi, tipik meydana geliş şekilleri Cumulus bulutlarının gelişmesiyle olur.
Gökyüzünün büyük bir kısmını kapladıklarında, Nimbostratus'lerle karıştırılır. Bu durumda oluşturduğu yağışa göre karar verilir. Yağış, sağanak yağış şeklinde ve gök gürültüsü, şimşek veya dolu var ise bu bulut Cumulonimbus'tur.
Bazı Cumulonimbus'ler Cumulus'lerle karıştırılabilir. Bulutun üst kısmı çizgili ve lifli bir görünümdeyse bu bulut Cumulonimbus'tur. Diğer taraftan yağış cinsine göre de ayırt edilebilirler. Cumuionimbus bulutlan dağılma safhasında, Altocumuius, Altostratus, Stratocumulus bulutları ve tepesindeki örs kısmından da Cirrus bulutları oluşur. Cumulonembus'lerin parçalanmalarında da Cumulus'ler oluşabilir.
BÖLÜM 6
YAĞIŞ VE METEORLAR
Suyun buharlaşması ve subuharının yoğunlaşması 4. bölümde açıklanmıştı. Buna göre, yoğunlaşma, buharlaşmanın zıt işlemidir. Yoğunlaşmanın olabilmesi için ya hava sıcaklığının, çiğ noktasının altına düşmesi veya doyuncaya kadar havaya subuharı ilavesi gereklidir.
Her ne kadar hava, su kütleleri üzerinden olan buharlaşma veya düşen yağmurun (veya karın) buharlaşması ile doymuş hale gelebilirse de, daha çok sıcaklığın azalarak, çiğ noktasına ulaşması ile doymuş hale gelmektedir.
Havadaki su buharının yoğunlaşması için iki şart gereklidir.
1. Hava sıcaklığı, çiğ noktasının altına kadar düşmeli,
2. Havada yoğunlaşma, çekirdekleri bulunmalıdır,
Yoğunlaşma, çok küçük su damlacıkları şeklinde meydana gelir. Belirli bir sıcaklıkta, oluşan bu küresel su damlacıklarından, yarıçapı daha küçük olanların üzerindeki doymuş buhar basıncı, büyük damlacıklara nazaran daha büyüktür. Küresel bir damlacığın üzerindeki doymuş buhar basıncı, damlacığın yarıçapı ile ters orantılıdır. Buna göre, küçük damlacık etrafında doymuş buhar basıncı büyük olduğundan daha çok su buharıyla doymuş hale gelecektir. Yani küçük damlacıklar, büyük damlacıklardan daha çabuk buharlaşabilecektir. Bu nedenle oluşan küçük damlacığın kolaylıkla buharlaşmaması için damlacığın çapının büyük olmasını sağlayan yoğunlaşma çekirdeği adı verilen bazı katı parçacıkların ortamda mevcut olması gerekir.
YAĞIŞ
Atmosferde subuharının yoğunlaşmasıyla oluşan damlacıkların (veya
yoğunlaşma ürünlerinin) yeryüzüne düşmesine yağış denir. Yoğunlaşma işlemi,
yağış işleminden önce meydana gelir. Bulutlar içindeki yoğunlaşma ile oluşan küçük su damlacıkları, yeteri kadar büyüdükleri taktirde atmosferde süspansiyon (asılı) halde kalamayarak yağış halinde yere düşerler.
Bulut içindeki yağış haline gelmemiş damlacıkların büyüklükleri ile yağış haline gelmiş damlacıkların büyüklükleri karşılaştırılırca, aralarında büyük bir farkın olduğu görülür. Bulut damlacıklarının çapları 20 ila 200 u.m arasında, yağmur damlacıklarının çapları ise 500 ila 4000 u,m arasında değişebilir. Her ne kadar yağış işlemi henüz tam olarak anlaşılamamışsa da başlıca iki süreç öne sürülmektedir.
1. Çarpışma-birleşme işlemi,
2. Buz-kristali işlemi.
1. Küçük bulut damlacıklarının çarpışma ihtimali büyük damlacıklara göre daha azdır. Şayet ortamda yoğunlaşma çekirdekleri varsa, bulut damlacığı bu yoğunlaşma çekirdekleri üzerinde oluşacağından damlacık çapı büyük olacaktır. Büyük damlacıklar da çarpışıp birleşerek daha da büyüyecektir. Damlacık yarıçapının büyümesi yoğunlaşma ile artabileceği gibi, çarpışma-birleşme ile de artar. Damlacıklar 40 um' lik bir büyüklüğe eriştikten sonra, birleşme ile, yoğunlaşmaya nazaran çok daha hızlı büyürler.
2. Orta ve yüksek enlemlerdeki bulutlar ise genellikle sıcaklığın donma noktasının altında bulunduğu yüksekliktedirler Bu tip bulutlar su damlacıkları ve buz kristallerinden meydana gelmişlerdir. Aynı sıcaklıkta su üzerindeki doymuş buhar basıncı, buz üzerindeki doymuş buhar basıncından daha büyüktür.Bu sebepten su damlacıkları civarındaki buz kristallerine doğru buharlaşmaya meyleder ve böylece oldukça fazla yoğunlaşma büyüklüklerine ulaşırlar.
Yağışlar, kendilerini meydana getiren bulut oluşumlarına göre üç ana grupta toplanırlar :
• Konvektif yağışlar
• Cephesel yağışlar
• Orografik yağışlar
Konvektif Yağışlar. Yerin ısınmasıyla konvektif (düşey) hareketler başlar. Eğer ısınma fazlaysa ve büyük kararsızlık meydana gelmişse ısınan hava hızla yükselir, (adyabatik olarak) soğur ve konvektif yağışlar meydana gelir.
Cephesel Yağışlar. Cepheler, özellikleri farklı iki hava kütlesi arasındaki süreklilik yüzeyleridir. Bu yüzeyler boyunca iki hava kütlesi kolaylıkla karışmaz. Şayet; cephe önünde soğuk hava, gerisinde sıcak hava mevcutsa, cephe ilerlerken sıcak hava, öndeki soğuk hava kütlesi üzerinde yükselerek soğur ve bulutlar oluşur. Bu bulutlardan olan yağışlar genellikle süreklidir. Şayet, soğuk hava geride, sıcak hava önde ise, meydana gelen cephenin eğimi, bir önceki duruma göre daha diktir ve soğuk hava sıcak havanın altına bir kama gibi girerek sıcak havayı daha hızlı bir şekilde yükseltir. Soğuma daha hızlı olduğundan sağanak şeklinde yağışlar meydana gelir.
Orografik Yağışlar. Bir engebeye (dağa) doğru esen hava, dağ tarafından yükselmeye zorlanır. Yükselen hava (adyabatik olarak) soğur ve bulut oluşur. Bu bulutlardan oluşan yağışlara da orografik yağış denir.
Yağışın Ölçülmesi
Yağışın cins ve süresini tayin etmek kadar miktarını da tayin etmek önemlidir. Ölçülebilir yağışın hemen hemen hepsi, enlem ve mevsime bağlı olarak yağmur veya kar şeklinde meydana gelir. Yağışın miktarını ölçmek için, yağmur ölçer (Plüviyometre) ve kar ölçer denilen basit aletler kullanılır.
Yağmurölçer (Plüviyometre). Yağmur ölçme aletlerinin çok çeşitleri vardır Meteorolojide en yaygın olarak kullanılan plüviyometre tipi Hellmann Plüviyometresidir.
Deniz Üzerinde Yağış Ölçümleri
Atmosferdeki ısı (enerji) bütçesi ile yeryüzünün mevcut su bilançosunu bilmek için okyanusların ne gibi özelliklere sahip olduğunun ve bu alanlar üzerindeki yağış miktarının dağılımının bilinmesi gerekir. Dağılımın bilinmesi için her noktada yağış ölçümünün yapılması gerekirken denizlerde bu ölçümler sınırlı olarak yapılabilmektedir. Bunlar daha çok bazı ticaret gemileri, okyanus istasyonları, kıyı ve ada istasyonlarında gerçekleştirilmektedir. Sahil ve ada istasyonları açık denizleri temsil etmezler. Gönüllü gözlem gemilerinde yapılan yağış ölçümleri denizler üzerindeki yağış miktarlarını genel olarak tam ve doğru olarak göstermezler. Gemilerde güvenilir ölçümün yapılmasını engelleyen faktörler şunlardır.
• Geminin hareketinden dolayı meydana gelen hava akımının etkisi,
• Denizin hareketi ile geminin sallanması,
• Dalga sıçraması,
• Geminin yer değiştirmesi.
Denizde Yağış Ölçen Aletler
Gimbal-Mounted Yağışölçeri. Yaygın olarak kullanılan aletlerden biri olup kuvvetli yağışlarda her zaman yatay olarak tutmak mümkün olmaz. Bu tip yağışölçer sadece özel gemilerde kullanılır.
Konik Yapılı Deniz Yağışölçeri. Bu ölçer geminin yüksek bir yerine örneğin, gemi direğine ve güverteye paralel olacak şekilde yerleştirilir. Yağışölçer plastik borulala güverteye veya geminin zincir bölümündeki odaya bağlanır. Hem duran hem de hareket halindeki gemilerde yağış ölçmede kullanılır.
Kaydedici Yağış Aletleri . Gemilerde iki tip kaydedici yağışölçer kullanılır. Birincisinde yağmur yağışında, yağmur suyu ölçeğin silindir kısmına ve oradan da aletin aşağı kısmında bulunan rezervuar (hazne) bölümüne kadar iner. Rezervuardaki şamandıra sistemi harekete geçer ve şamandıraya bağlı kalem mekanizması da, kalemin karşısında dönen silindir üzerindeki diyagramda iz bırakır. Okunan miktar, yağış miktarını verir. Rezervuar dolduğunda otomatik olarak sıfırlar.
İkinci tip ise elektriksel kontakt mekanizmalı tiptir. 0,5 mm'lik bir yağış olduğunda ölçeğin kapağı elektriksel bir devreye bağlı olduğundan devre hemen kapanır ve kapak açılır. Yağmur yağışı devam ettiği sürece kapak açık kalır ve yukarıda bahsedildiği şekilde ölçme işi yapılır. Yağış bittiğinde devre açılır ve kapak kapanır.
METEORLAR
Atmosferde veya yeryüzünde gözlenmiş buluttan başka, her türlü meteorolojik olguya meteor denir. Meteorlar karakter olarak birbirlerinden büyük farklılıklar gösterirler. Meteorları dört ana gruba ayırmak mümkündür.
• Hidrometeorlar
• Litometorlar
• Fotometeorlar
• Elektrometeorlar
Hidrometeorlar
Atmosferden aşağı doğru düşmekte olan, asılı vaziyette bulunan, rüzgar tarafından yukarı kaldırılan, yeryüzündeki ve atmosferdeki cisimler üzerinde toplanan katı ve sıvı parçacıklara hidrometeor denir.
Hidrometeorların Çeşitleri
Çisenti ( , ). Özelikle çapı 0,5 mm'den daha küçük birbirlerine çok yakın su damlacıklarının oldukça düzenli yağışıdır. Bir yağışı çisenti olarak değerlendirmek için sadece damlaların küçük olması yeterli değildir, aynı zamanda çok sayıda da olmalıdır. Çisentiyi sadece tabaka şeklinde stratus (St) bulutu meydana getirir.
Çisenti şeklindeki yağışın miktarı, özellikle kıyılar boyunca ve dağlık bölgelerde saatte 1 mm kadar olabilir.
Yağmur (•). 0.5 mm'den daha büyük çaplı damlalar halinde sıvı su parçacıklarının yağışıdır. Ortalama olarak yağmur damlalarının yarıçapı 1 mm'(1000 (im) dir. Yağmur damlaları sakin hava içinde 3 m/s'den daha büyük bir hızla düşerler. Yağmur şiddet ve karakter bakımından farklılıklar gösterir. Şiddet bakımından hafif orta şiddette ve kuvvetli, karakter olarak aralıklı ve sürekli olabilir.
Gözlem amaçları için yağmur şiddetleri şu şekilde sınıflandırılır:
a. Ölçülemeyecek kadar az yağmur (trace)
b. Çok hafif yağmur: Süre göz önüne alınmaksızın yağdığı yüzeyi tamamen ıslatmayan yağış.
c. Hafif yağmur : Saatte 0.13 - 2.5 mm arasında değişen yağış
maksimum şiddeti 6 dakikada 0.25 mm'yi geçmez.
d. Orta şiddette yağmur : Saatte 2.6 mm ile 7.6 mm arasında
yağış olup maksimum şiddeti 6 dakikada 0.8 mm'yi geçmez.
e. Saatte 7.6 mm'den daha fazla veya 6 dakikada 0.8 mm'den daha fazla Yağmurun kaynağı bulutlardır. Bununla beraber, birçok bulut herhangi bir yağış meydana getirmeyebilir.
Yağmur esas olarak Nimbostratus (Ns) bulutundan düşer. Nimbostratus bulutları genellikle bol ve sürekli yağış meydana getirirler. Bundan başka, yağmur Altstratus (As), Stratocumulus (Sc), Cumulus (Cu), ve Cumulonimbus (Cb) bulutlarından da düşer. Altostratus bulutundan düşen yağmur çoğunlukla yer yüzeyine kadar ulaşmaz, bulut seviyesinin biraz altında tamamen buharlaşır.
Yağmur sağanağı ( V ). Sinoptik amaçlar için yağmur sağanakları, saatte 0-2 mm’lik yağış için hafif, 2-10 mm'lik yağış için orta şiddette, 10-50 mm'lik yağış için kuvvetli ve 500 mm'den daha fazla yağış için çok kuvvetli şeklinde sınıflandırılırlar.
Cumulus bulutlarından düşen yağmur yaz aylarında görülür, sağanak karakterindedir ve miktar olarak azdır. Buna karşılık Cumulonimbus bulutlarından düşen yağmur da sağanak şeklindedir fakat kısa süre içinde büyük miktarda yağış meydana gelir.
Kar (*). Çoğunlukla dallanmış altıgen kristaller şeklinde, bazen de yıldız şeklinde kristallerinin yağışıdır. Yaklaşık 5 °C'den daha yüksek sıcaklıklarda kristaller genel olarak kuşbaşı kar şeklinde birleşirler. Çok düşük sıcaklıklarda kristaller kurudur ve büyük parçalar görülmez. Kar da şiddet ve karakter bakımından farklılıklar gösterir. Hafif kar durumunda yatay görüş uzaklığı 1 km veya daha fazkadır. Orta şiddetli karda yatay görüş uzaklığı 1 km'den az 500 m.'den fazladır.
Buz Topakları ( A ). Saydam veya yarı saydam, küresel veya şekilsiz, nadiren koni şeklinde buz taneciklerinin yağışıdır. Bu taneciklerin çapı 5 mm veya 5 mm'den daha azdır. Buz topaklan sert bir yüzeye çarptıkları zaman sıçrarlar.
Dolu ( A ). Çapı 5-50 mm veya bazen daha büyük küresel veya düzensiz buz parçalarının yağışıdır. Dolu yağışı daima Cumuionimbus bulutundan meydana gelir.(şekil 6.6)
Bir dolu tanesinin kesiti iç içe daireler şeklinde, saydam veya yarı saydam tabakalardan oluşur (şekil 6.6). Bunun sebebi, dolu parçacığının yükselici ve inici akımlar vasıtasıyla defalarca Cumulonimbus içinde donma seviyesinin üstüne ve altına taşınmasıdır. Dolu taneciği donma seviyesinin üstüne taşındığı zaman donar ve farklı seviyelerde taneciğin üzerinde kar ve suyun birikmesiyle büyür. Sonuç olarak, donma seviyesinin altına ve üstüne ardışık geçişler vasıtasıyla tabakalı bir yapı kazanır.
Dolu tanesinin büyüklüğü Cumulonimbus bulutu içindeki düşey hareketlerib şiddetine bağlıdır. Dolu tanesi, Cumulonimbus bulutu içindeki düşey hareketini vasıtasıyla tutulmayacak kadar büyüdüğü zaman dolu halinde yer yüzeyine düşer.
Sis ( = ). Yer yüzeyinde gözlemciyi saran ve yatay görüş uzaklığını 1 km veya daha aşağı düşürecek kadar çok sayıda küçük su damlacıklarının havadaki süspansiyonudur. Süspansiyon halindeki bu çok küçük su damlacıkları topluluğu, dağdaki bir gözlemci tarafından sis, ovadaki diğer bir gözlemci tarafından stratus olarak gözlenebilir. Sis içinde hava serin ve yapışkan hissedilir. Siste bağıl nem genellikle % 100'e yakındır. Sis bölüm 5de ayrıntılı olarak anlatılmıştı.
Buz Sisi ( ). Yeryüzeyinde görüş alanını daraltan, çok sayıda küçük buz kristallerinin atmosferdeki süspansiyonudur. Buz sisi yüksek enlemlerde çok düşük sıcaklıklarda ve genellikle açık ve sakin havada meydana gelir. Buz sisi -30 °C'den daha yüksek sıcaklıklarda nadiren oluşur. Buz sisi ışıklı kolon ve küçük hale gibi optik olaylar meydana getirir.
Mist ( = ). Yer yüzeyinde görüş uzaklığını azaltan, mikroskobik su damlacıklarının ve ıslak higroskopik parçacıkların atmosferdeki süspansiyonudur. Mist manzarayı örten, ince grimsi bir perde meydana getirir. Mist'te görüş uzaklığı sistekinden daha büyüktür ve bağıl nem genellikle %95'den daha düşüktür. Mist bütün özellikler bakımından sis ve pus arasında yer alır.
Çiğ ( ). Gece esnasındaki radyatif (radyasyon yoluyla olan) soğumadan dolayı sıcaklığı, civarındaki havanın çiğ noktası sıcaklığının altına düşmüş, yer yüzeyindeki veya yer yüzeyi yakınındaki cisimler üzerinde (açık havadaki) subuharının yoğunlaşmasından meydana gelen su damlacıklarıdır. Eğer çiğ oluştuktan sonra sıcaklık donma noktasının altına düşerse beyaz çiğ denilen donmuş çiğ meydana gelir.
Kırağı ( ). Radyasyon vasıtasıyla donma noktasının altına kadar soğumuş cisimler üzerinde, subuharının direkt süblümleşmesi sonucu oluşmuş yelpaze, tüy, iğne ve pul şeklindeki buz kristalleridir. Kırağı oluşumu ile çiğ oluşumu işlemi aynıdır. Sadece, kırağı oluşumunda cismin donma noktasının altına kadar soğuması gerekir.
Beyaz Kırç (V ). içerdiği hava kabarcıktan nedeniyle birbirinden ayrılmış tanecikler şeklinde veya bazen kristal şeklinde dallanmalarla süslenmiş, beyaz veya süt renginde saydam olmayan buz birikimidir. Beyaz kırç aşırı soğumuş küçük su damlacıklarının, sıcaklığı donma noktasının altında bulunan cisimlere çarparak hızla donmasından meydana gelir.
Tablo 6.1 Hidrometeorları Meydana Getiren Bulutlar.
Bulut Hidrometeor As Ns Sc St Cu Cb
Yağmur + + + +
Çisenti +
Kar + + + +
Yuvarlak Kar + +
Tane Halinde Kar +
Buz Topaklan + + +
Dolu +
Buz Prizmaları +
Litometeorlar
Litometeorlar, çoğunlukla katı ve sudan başka parçacıklardan meydana gelirler. Bu parçacıklar atmosferde süspansiyon halinde bulundukları gibi rüzgar tarafından yer yüzeyinden kaldırılmış olabilirler.
Atmosferde süspansiyon halindeki litometeorlar kuru pus, toz pusu ve dumandır. Bunlar çok küçük toz parçacıkları, deniz tuzu parçacıkları ve yanmlardan oluşan parçacıklardan meydana gelmiştir.
Kum Pus ( ao ). Atmosferde kuru ve çıplak gözle görülemeyecek kadar son derece küçük, havaya donuk bir renk verecek ve görüş uzaklığını azaltacak kadar çok sayıdaki katı parçacıkların süspansiyonudur. Kuru pus paçacı klan nın çapları 0.1 \ım mertebesindedir. Görüş uzaklığı daima 1 km'nin üzerindedir. Yurdumuzda özellikle yaz aylarında Güneydoğu Anadolu, Orta Anadolu ve Trakya'da sık görülür.
Toz Pusu ( S ). Gözlem zamanından önce bir toz veya kum fırtınası tarafından yer yüzeyinden kaldırılmış toz veya küçük kum parçacıklarının atmosfer içindeki süspansiyonudur. Yurdumuzda yaz aylarından Güneydoğu ve Orta Anadolu'da görülür.
Duman ( p^»). Çeşitli yanmalardan meydana gelen parçacıkların atmosfer içindeki süspansiyonudur.
Toz veya Kum Sürülmesi ( &). Gözlem yerinde veya civarında yeter derecede kuvvetli ve türbülanslı bir rüzgar tarafından, yer yüzeyinden kaldırılmış kum veya toz taneciklerinin toplamıdır.
Toz veya Kum Fırtınası ( S*). Kuvvetli ve türbülanslı bir rüzgar tarafından, büyük yüksekliklere kadar kaldırılmış toz veya kum parçacıklarının toplamıdır.
Bir toz fırtınası genellikle ani olarak gelişen bir toz dumanı şeklinde ortaya çıkar ve duman kilometrelerce uzunluğunda ve birkaç kilometre yükseklikte olabilir. Bu toz dumanının önünde hava çok sıcaktır ve rüzgar zayıftır.
Kum fırtınasında yerden kaldırılan parçacıkların çapları 0.08-1 mm arasında değişir. Toz fırtınasının aksine kum parçacıktan çoğunlukla en aşağıdaki 3 m.'lik tabakada sıkışmıştır ve nadiren yer yüzeyinden 15 m.'den daha fazla yükselirler. Kum fırtınaları yurdumuzda görülmez, buna karşılık toz fırtınaları yaz aylarında Güneydoğu ve Orta Anadolu'da görülebilir.
Fotometeoriar
Fotometeor güneş veya ay ışığının yansıması, kırılması veya girişiminden meydana gelen ışıklı bir olaydır. Fotometeorlar, açık havada (serap, akşam seması renkleri) veya bir bulutun içinde veya üzerinde (hale olayları, taç, sedefleme, glory) veya belli bir hidrometeorun veya litometeorun üzerinde veya içinde (glory, gök kuşağı) meydana gelir.
Hale Olayı. Atmosferde süspansiyon halinde bulunan buz kristalleri vasıtasıyla ışığın kırılma ve yansımasından meydana gelen halka, yay, ışıklı kolon şeklindeki ışıklı olaylar topluluğudur. Genel olarak, güneş halesi (0) ve ay halesi (çp) olmak üzere iki ana gruba ayrılır.
Hale olayları güneş ışığının kırılmasından meydana geldikleri zaman renkli görülebilirler, oysa ay ışığından meydana gelen hale olayları daima beyazdır.
a. Küçük Hale : En çok rastlanan hale olayı küçük hale denilen güneş veya
ayın üzerinde merkezlenmiş (22° lik yarıçaptı) ışıklı ve renkli bir halkadır. Halenin iç kısmında genellikle net olarak görülebilen kırmızı, dış kısmında ise mor renkli halka bulunur. Kırmızı bütün durumlarda görüldüğü halde, mor halka az görülür. Halkanın içinde kalan gökyüzü dışta kalandan daha koyudur.
b. Büyük Hale: Yarıçapı 46° lik bir halkadır. Bu hale küçük haleden çok daha
az ışıklı bir halkadır ve çok daha az rastlanır. Haleler mutlaka buz kristallerinden oluşmuş bulutlardan veya buzlu sislerden meydana gelirler. Bu nedenle hale olayları kötü hava habercisidirler. Cephelerin önünde oluşan halelerden 24 saat sonra gibi kısa bir süre içinde hava bozabilir ve yağış başlayabilir. Soğuk cephelerin gersinde oluşan halelerden sonra ise hava düzelmeye başlar.
Elektrometeorlar
Elektrometeor, atmosfer elektriğinin görülebilir veya işitilebilir bir olayıdır. Elektrometeorlar ya süreksiz elektrik boşalmaları (şimşek, gök gürültüsü) veya hemen hemen sürekli olaylardır (Saint Elmo ateşi, kutupsal aurora).
Oraj ( ). Oraj, şiddetli ve kuvvetli bir parıltı (şimşek) ve aynı zamanda kuru bir gürültü (gök gürültüsü) ile kendini gösteren bir veya birkaç şiddetli atmosferik elektrik boşalması olayıdır. Oraj esnasında genellikle yağış olur, fakat yağış şart değildir. Bir yerde oraj olayının meydana geldiğini söylemek için yalnız gök gürültüsünün işitilmesi yeterlidir. Yalnız şimşek görülürse bu olay bulunulan yer için oraj olayı kabul edilmez, uzaklarda şimşek olarak kabul edilir.
Oraj, Cumulonimbus bulutundan meydana gelir. Orajla birlikte sağanak yağışlar görülür. Bu yağışlar daha ziyade yağmur sağanağı, kar ve yağmur sağanağı, yuvarlak kar sağanağı ve dolu sağanağıdır.
İçinde kuvvetli dikey akımların bulunduğu oraj bulutu, (+) ve (-) elektrikle yüklüdür (şekil 6.8). Bu durum bulutun çeşitli yerlerinde değişiklik gösterir. Yer (-) elektrikle yüklüdür. Genel olarak, 0° C ile -10°C sıcaklıkların bulunduğu iki yer arası (-) yüklü, bulutun alt kısmı ve özellikle yağışın çok olduğu bölge (+), yüklüdür. Bulutun alt kısmında, uçlarda ve yağışın hafif olduğu bölgelerde (-) yük hakimdir. Belli bir hızla düşen ve dikey akımlarla karşılaşan yağmur taneleri (+), bu yüklerin etrafını saran hava ve bulutlar ise (-) elektrikle yüklüdürler.
Şimşek ( ). Şimşek, şiddetli bir atmosferik elektrik boşalması ile meydana gelen ışıklı bir olaydır. Bu boşalma bir buluttan fışkırabilir veya bulutun içinde meydana gelebilir.
Esas olarak üç tip şimşek vardır:
1. Yere doğru boşalmalar veya yıldırım şeklinde boşalmalar: Bu tip şimşekler bulutla yer arasında meydana gelir. Zigzaglı bir yol izleyerek yere iner.
2. Bulut Boşalmaları (Daimi Şimşekler): Bu tip şimşekler bir oraj bulutu içinde meydana gelir. Dağılmış bir aydınlanma ve ışıklandırma ile kendini gösterir.
3. Atmosferik boşalmalar: Bu tip şimşekler bir oraj bulutundan fışkıran fakat yere değmeyen şimşeklerdir. Bir oraj olayı genellikle bu tip şimşekle ortaya çıkar. Çoğunlukla net olarak belirli bir asal kanaldan ibaret dallanmış boşalmalar şeklinde görülür.
Gökgürültüsü ( ). Şimşekle beraber oluşan şiddetli bir gürültüdür. Işık ve sesin yayılma hızları arasındaki farktan dolayı gök gürültüsünün duyulmasından önce şimşek görülür. Boşalma ve gözlemci arasındaki uzaklık arttıkça zaman aralığı artar.Aradaki uzaklık 20 km.yi geçerse gök gürültüsü işitilmez.
BÖLÜM 7
HAVA BASINCI VE HAVA YOĞUNLUĞU
Hava, sayılamayacak kadar çok sayıda molekülden oluşan bir gaz karışımıdır. Hava içindeki bu moleküller her doğrultuda serbestçe hareket ederler. Her bir molekül (yere yakın seviyelerde) başka bir molekülle çarpışmadan, kendi çapının yaklaşık 10 000 katı kadar yol alır. Moleküllerin, başka bir molekülle çarpışıncaya kadar aldığı ortalama yola ortalama serbest yol denir ve yer civarında yaklaşık 0,0001 cm kadardır. Hava molekülleri çevresindeki cisimlere de çarparlar.
Bu bölümde, hava moleküllerinin bu hareketleriyle, sıcaklık, basınç ve yoğunluk arasındaki ilişki incelenecektir.
Sıcaklık, Basınç ve Yoğunluk
Daha önce, sıcaklığın, moleküllerin ortalama hızı (veya ortalama kinetik enerjisi) olduğu ifade edilmişti. Oda sıcaklığında, moleküllerin ortalama hızı yaklaşık olarak 450 m/s civarındadır. Eğer sıcaklık yükselirse, moleküllerin ortalama hızları da artar, sıcaklık düşerse ortalama hızlan azalır. Eğer hava, mutlak sıfır olan -273 °C ye kadar soğuyacak olursa, moleküller gittikçe yavaşlayacak ve mutlak sıfırda minimum enerjiye sahip olacak şekilde moleküllerin termal hareketi olmayacaktır.
Hava sıcaklığı mutlak sıfırın üstünde olduğu sürece, moleküller sürekli olarak hareket ederler ve bu esnada birbirleriyle de çarpışırlar. Ilık bir günde, bir hava molekülü diğer moleküllerle saniyede yaklaşık 10 milyar kez çarpışır. Aynı zamanda moleküller civarındaki diğer cisimlere de çarparlar. Bir insana veya cisme çarpıp sıçrayan her bir molekül o cisme küçük bir kuvvet uygular. Bu şekilde bir yüzeye gelen toplam kuvvet, söz konusu yüzeyin alanına bölünürse, birim alana gelen kuvvet bulunur. Bu kuvvete basınç denir.
Yükselen ve Alçalan Hava
Basıncın yükseklikle azalması, yükselen havanın daima soğumasına neden olur. Bunun nedeni aşağıdaki şekilde açıklanabilir.
Önce hava parselini tanımlayalım. Bir hava parseli, sanki görünmez, elastik bir balon içindeki hava gibidir. Hava parseli serbestçe genişleyebilir veya sıkışabilir, fakat bu esnada dışarıdaki hava ile ısı alışverişinde bulunmaz.
Parsel içindeki moleküllerin kapladığı hacim, parselin yoğunluğunu tayin eder. Moleküllerin ortalama hızlan doğrudan doğruya hava sıcaklığı ile bağlantılıdır ve parselin cidarlarına çarpan moleküllerde parsel içindeki basıncı belirler.
Yeryüzündeki parsel çevre havayla aynı sıcaklıktadır. Eğer parsel atmosferde yükseltilirse basıncın daha az olduğu bir bölgeye gelir. Parselin içindeki basınç, çevreye nazaran daha fazla olduğundan, parselin cidarlarını dışarı doğru iter ve parsel genişler. Başka bir enerji kaynağı söz konusu değilse, parsel genişlemek için kendi (iç) enerjisinin bir kısmını kullanmak zorundadır. Parsel genişlerken iç enerjisi azalır ve içindeki moleküller daha yavaş hareket ederler.Moleküllerin ortalama hızındaki bu azalma, parsel sıcaklığının da azalmasına neden olur. Bu nedenle yükselen hava daima genişler ve soğur.
Eğer parsel yere doğru alçalırsa, basıncın daha yüksek olduğu bir bölgeye gelir. Yüksek basınç, parselin tekrar başlangıçtaki hacmine gelmesine neden olur Bu sıkışma (küçülme) içerdeki moleküllerin, ortalama hızını arttırır. Çünkü moleküller parselin cidarıyla çarpıştıktan sonra daha hızlı hareket ederler Moleküllerin hızlarının artması da sıcaklık artışını meydana getirir. Bu nedenle de çöken (alçalan) hava daima ısınır. Bir parsel genişleyip soğuduğunda veya sıkışıp ısındığında, çevre ile ısı alışverişi yapmıyorsa bu olaya adyabatik olay denir ve bu durumda, sıcaklık değişimi de adyabatik sıcaklık değişimi olarak adlandırılır.
Çöken hava ısındığından, su buharı kapasitesi de artar. Çünkü, daha sıcak bir parseli doymuş hale getirmek için daha çok subuharı molekülü gerekir. Bu nedenle alçalan havada bulut oluşumu zorlaşır. Diğer taraftan yükselen hava soğu ve subuharı tutma kapasitesi azalır. Çünkü, soğuk havanın doyması için daha az subuharına ihtiyaç vardır ve bulut oluşumu kolaylaşır. Bu nedenle bulutlu gökyüzü yükselen (soğuyan) havada açık gökyüzü ise alçalan (ısınan) havada olur.
Hava basına, hava yoğunluğu ve hava sıcaklığı birbirleriyle ilişkilidir. Bu atmosferik değişkenlerden biri değiştiğinde diğer ikisi de değişir, örneğin, hava parseli yükseltilirse, hava genişleyecek ve soğuyacaktır. Parsel genişlerken içinde molekül sayısı aynı kalacağından, hacim artacak, kütle sabit kalacaktır. Yan genişleyen havanın yoğunluğu azalacaktır. Yine biliyoruz ki, genişleyen hava soğur ve parsel içindeki moleküller yavaşlar, cidara daha az bir kuvvetle çarparlar. Molekül sayısı aynı kalarak hava genişleyince parsel cidarının alanı artacağında birim yüzeye gelen kuvvet azalacaktır. Bu nedenle genişleyen havanın basıncı da azalacaktır. Böylece, hava yükseldiği veya alçaldığı zaman, hava basıncı, sıcaklık ve yoğunluğunun hepsi değişecektir.
Alçak ve Yüksek Basınç Alanları
Yatay basınç farkları havanın yüksek basınçtan alçak basınca doğru hareketini doğurur. Bu harekete rüzgar denir. Dünya döndüğünden rüzgarlar, kuzey yarımkürede sağa, güney yarımkürede de sola doğru saparlar. Bu saptırıcı kuvvete Coriolis Kuvvet denir.
Basınç Ölçüm Aletleri
Basınç ölçen aletlere barometre denir. Barometre ile bir bölge üzerindeki atmosferin toplam ağırlığı ölçülür. Barometrelerin çeşitli tipleri vardır:
• Civalı barometre
• Aneroid (metalik) barometre
• Barograf (yazıcı barometre)
Civalı Barometre. Galileo'nun öğrencisi, Evangelista Toricelli 1643'de ilk barometreyi buldu. Toricelli'nin barometresi bugün kullandıklarımıza benzer bir barometreydi. Bu barometre 91 cm (36 inç) uzunluğunda, bir ucu kapalı, diğer ucu açık bir cam tüpten oluşmaktaydı. Bu tüpün içi civa doldurularak, ucu açık uç ters çevrilip, civa dolu bir çanağa batırılmıştı. Çanaktaki civa seviyesinden itibaren tüp içindeki civa yüksekliği yaklaşık 76 cm kadar oldu. Toricelli bundan şu sonucu çıkardı : Çanaktaki civa seviyesinden itibaren ölçülen civa sütununun yüksekliği, aynı seviyeden itibaren atmosferin tepesine kadar olan atmosfer sütununun ağırlığı ile dengelenmektedir. Böylece, civa sütununun yüksekliği, atmosfer basıncını göstermektedir.
Atmosfer başmandaki bir düşüş, civa sütununun düşmesine, atmosfer başmandaki bir artış da, civa seviyesinin yükselmesine sebep olur. Civa sütununun ağırlığı ile atmosfer sütununun ağırlığı eşit olduğu zaman, civa sütununun yüksekliğindeki değişim durur. Bu durumda cam tüpün üzerindeki ölçekten civa yüksekliği okunarak atmosferik basınç ölçülmüş olur. Deniz seviyesindeki ortalama civa sütununun yüksekliği 76 cm (veya 29,92 inç) dir. Bu değer de 1013,25 milibarlık bir basınca eşittir.
Aneroid Barometre. Gemilerde ve evlerde en çok kullanılan barometre tipi aneroid (metalik) barometredir. Bu barometrelerde sıvı yoktur, içinde vidi kutusu (aneroid hücre) adı verilen küçük, esnek bir kutu vardır. Bu kutunun içindeki hava kısmen boşaltılmıştır. Böylece, dış basınçtaki küçük bir değişimle kutu genişler veya sıkışır. Kutunun sıkışma veya genişlemesi bir kaldıraç sistemine bağlanarak, sıkışma veya genişleme hareketi amplifiye edilir (büyütülür). Bu barometre çeşitli basınçlara göre kalibre edilerek, göstergenin (kaldıracın) ucundan okunan değer atmosfer basıncını gösterir. Şekil 7.14 böyle bir aneroid barometreyi göstermektedir. Aneroid barometrelerde, genellikle çeşitli basınç değerlerine karşılık gelen hava durumları da gösterilmiştir. Genel olarak yüksek basınç değerleri iyi hava durumlarını, düşük basınç değerleri de kötü hava durumlarını gösterir.
Aneroid barometrenin iki tipi daha vardır:
• Altimetre
• Barograf (yazıcı barometre)
Altimetre bir aneroid barometre olup, yüksekliği gösterecek şekilde (hidrostatik eşitliğe göre) kalibre edilmiştir. Barograf da yazıcı aneroid barometredir. Aneroid barometrenin göstergesine bir kalem takılmış olup bu kalem vasıtasıyla bir kağıt üzerine, basınç değerleri sürekli olarak çizilmektedir. Basıncın üzerine işaretlendiği kağıt, yavaş bir hareketle dönen bir tambur üzerine sarılmıştır. (Dönme hareketi, bir saat zembereği ile sağlanır.) Bu tambur genellik bir turunu, bir haftada yapar. Yani, tambur üzerine takılan kağıtlar yedi günlüktür.
İndirgeme ve Düzeltmeler
Barometre okumalarında bazı düzeltmelerin yapılmasına ihtiyaç vardır. Cıvalı barometrelerde, civa ve cam tüp sıcaklıkla genleştiğinden, basıncın uzunluk (yükseklik) cinsinden ölçülen değeri, standart bir sıcaklığa (0°C) indirgenmelidir. Yerçekimi ivmesi de enlemle değiştiğinden, basınç okumaları standart yerçekimi ivmesine ( g = 980,665 cm/sn2) göre de düzeltilmelidir. Üçüncü olarak da, basınç yükseklikle hızla değiştiğinden, farklı seviyelerdeki istasyonlarda okunan değer de (birbirleriyle mukayese edilebilmeleri için) standart bir seviyeye (deniz seviyesine) indirgenmelidir.
Aneroid barometrelerde ise sadece yükseklik düzeltmesi yapılır. Aneroid barometreler zaman zaman standart bir civalı barometreyle karşılaştırılarak kontrol edilmelidir. Şayet bir fark var ise barometrenin arkasındaki ayar vidası yardımı düzeltme (indeks düzeltmesi) yapılır.Gemilerdeki barometreler için genellikle yükseklik düzeltmesine gerek yoktur.
BÖLÜM 8
RÜZGARLAR
Basit olarak, yatay hava hareketine rüzgar denilir. Bu hareketin oluşabilmesi için yatay basınç farkının (yatay basınç gradyanının) olması gerekir. Rüzgar veya yatay hava hareketi yüksek basınçtan alçak basınca doğrudur.
Rüzgarın başlıca üç özelliği vardır. Bunlar, rüzgarın yönü, şiddeti ve frekansıdır.
Rüzgar Yönü. Rüzgar yönü, istasyona veya gözlemcinin bulunduğu noktaya doğru olan esiş yönünü ifade eder. Rüzgar yönü, dört ana yön ve bunlarda türemiş ara yönlerden oluşur. Rüzgar yönü, pusula derecesi olarak ifade edilebileceği gibi kerte cinsinden de ifade edilebilir.
Şekil 8.9a'da rüzgarın 16 yönü gösterilmiştir. Şekil 8.9b'de de 8 ana yön göre ülkemizde verilen isimler belirtilmiştir.
Rüzgar yönünün iklimler ve günlük hava koşulları açısından önemi büyük olduğundan bölgelerin hakim rüzgar yönleri saptanır. Hakim rüzgar yönü, bölgede rüzgarın en sık estiği yöndür.
(şekil 8.9)
Rüzgar Şiddeti. Rüzgar şiddeti, havanın belirli bir sürede kat ettiği mesafeyi gösterir ve çeşitli birimlerle ifade edilir:
1 metre / saniye = 3,6 kilometre/saat
1m/s = 2knot (kt)
1 kt = 1 deniz mili/saat 1
1 km/sa = 0,54 kt=0,28 m/s
Rüzgar Frekansı. Rüzgar frekansı, belirli bir zaman aralığındaki esme sayısının yüzde cinsinden ifadesidir. Rüzgar frekanstan aylık, mevsimlik ve yıllık olarak belirlenebilir.
Aylık rüzgar frekansı, ay içinde rüzgarın çeşitli yönlerden kaçar defa estiğinin belirlenmesi ile elde edilir. Bu amaçla ayın günlerinin belirli saatlerinde rüzgar rasatlan yapılır ve rüzgarın hangi yönlerden esmiş olduğu belirlenir. Sonra da rüzgarın ay boyunca her bir yönden kaçar defa estiği toplanır ve aylık rüzgar frekansı bulunur. Buna göre, örneğin, Ocak ayında rüzgar 40 defa N'den 15 defa
NE'dan 5 defa NW'dan esmiş olabilir. Ya da bu belirtilen esme sayıları yüzde
olarak ifade edilir.
Mevsimlik rüzgar frekansları aylık rüzgar frekanslarından elde edilir. Örneğin, ilkbahar rüzgar frekansı Mart, Nisan, Mayıs aylarında her bir yönden esen rüzgarın esme sayıları toplanarak elde edilir. Rüzgar esme sıklığını ifade eden rüzgar frekansları rüzgar gülü denen diyagramlarla gösterilir.
Şekil 8.10a ve şekil 8.10b bir istasyona ait rüzgar gülünün farklı örnekleridir. Bu şekillere göre SE yönündeki frekans en büyüktür. Frekansın en büyük olduğu yöne hakim rüzgar yönü denir (sakin gün sayısı istasyon yuvarlağının içine yazılabilir).(Şekil 8.10)
MEVSİMSEL OLARAK DEĞİŞEN RÜZGARLAR-MUSONLAR
Arapça mevsim anlamına gelen "Mausim" kelimesinden gelen Muson, önceleri mevsimlerle yönü değişen, Arap Denizi'ndeki rüzgarlara verilen isimdi. Günümüzde ise mevsimlere göre hakim rüzgar yönü değişen, büyük bir alanı kaplayan atmosferik sirkülasyonun bir bölümü için kullanılmaktadır.
Kuzey Hint Okyanusu Musonları
Özellikle Kuzey Hint Okyanusunda ve Güney Asya kıtasının büyük bir bölümünde kış aylarında Kuzeydoğu musonları, yaz aylarında Güneybatı musonları hakimdir.
Kuzeydoğu Musonu. Ocak ayı ortalama basınç ve rüzgar haritasında, ekvatora doğru basınç değerleri azalan, Asya kıtası üzerindeki yüksek basınç alanı ve Bengal Körfezi'nden Arap Denizi'ne doğru esen kuzeydoğu muson rüzgarları görülmektedir (şekil 8.3). Muson rüzgarları genellikle 3-4 kuvvetindedir. özellikle Aralık ve Ocak aylarında bulut ve yağış miktarı artar. Asya kıtasından doğuya doğru cephesel bir depresyon geçtiği zaman rüzgar şiddetinin artması ve yönünün değişmesiyle muson, genellikle Arap Denizi' inde 20° N enleminin kuzeyinde son bulur.
Güneybatı Musonu. Temmuz ayı ortalama basınç ve rüzgar haritasında, ekvatora doğru artan basınç değerleriyle, kuzeybatı Hindistan üzerinde odaklanan alçak basınç alanı ve Kuzey Hint Okyanus'undaki güneybatı rüzgarları görülmektedir (şekil 8.4).
Termal alçak basınç olan kuzeybatı Hindistan üzerindeki alçak basınç alanına ek olarak, diğer depresyonlar Hindistan ve civarındaki bölgelerde yağmurlara neden olurlar. Hindistan'ın batı kıyılarında orografik etkilerle yağmurlar oluşabilir. Arap Denizi'nin kuzeyinde subtropikal siklon olarak adlandırılan depresyonların varlığına bağlı olarak etkili yağışlar gözlenir. Yine Bengal Körfezi'nin girişi ve Ganges Deltası'nda muson depresyonları olarak adlandırılan ve Hindistan'dan batıya doğru hareket eden depresyonları takiben yağışlar oluşur.
Musonun etkin olduğu dönemde Arap Denizi'ndeki rüzgarlar 6 kuvvetine erişebilir. Bengal Körfezi'nde ortalama 4-5 kuvvetinde olan rüzgarlar, Temmuz ve Ağustos aylarında 7 kuvvetine ulaşabilir.
Muson Ara Dönemleri
Nisan, Mayıs ve Ekim aylarındaki muson ara dönemleri, Ekvatoryal alçak basınç alanının kuzeye ve güneye yer değiştirmesine bağlı olarak oluşurlar. Ekvatoryal alçakta hava koşulları sakin veya hafif rüzgarlardan, açık gökyüzünden; rüzgar sağanaklarına, cumuluform bulutlara, şiddetli yağışlara ve oraja kadar büyük değişiklikler gösterir. Mayıs, Haziran, Ekim ve Kasımda Arap Denizi’nde, deniz yüzey sıcaklığı kritik bir değer olan 27°C'ye ulaşırken diğer atmosferik koşullar da tropikal siklonun gelişimi için çok uygun hale gelir. Bengal Körfezi'nde ve bitişik kıyılarda Ekim ve Kasım aylarında fırtınalar ve siklonların varlığına bağlı olarak şiddetli yağmurlar gözlenir. Hindistan'ın batı sahillerinde ise Nisan ve Mayıs aylarında kıyısal rüzgarlar oluşur.
55° E boylamının batısı ve ekvatorun kuzeyinde Arap Denizi'nde 5°-10° enlemleri arasında, bu dönem boyunca 7 kuvvetine ulaşan güneybatılı rüzgarlar oluşur.
Kuzey Pasifik Musonları
Kuzey Hint Okyanusundaki yıllık hava koşullan; Uzakdoğu'da Çin Denizi ve Sarideniz, Kuzey Pasifik' te, 30° N enleminin güneyinde kalan bölgenin batısında görülür. Kuzeydoğu musonları Eylül de öncelikle bölgenin kuzey kısmında başlar ve Kasım ayında ekvatorun kuzeyindeki bütün bölgeyi etkiler. Kuzeydoğu musonu olarak adlandırılmasına rağmen, rüzgar yönü enlemle değişir. Ortalama 4 kuvvetinde olan rüzgar şiddeti, Çin Denizi'nde 5, Tayvan Boğazı'nda 6 kuvvetindedir. Ekvatorun yakınında ise rüzgarlar kuzeyli ve hafiftir. 18° N enleminin kuzeyinde Ocak ve Nisan ayları arasında hafif yağışlar veya çisentiler gözlenir. 18°N enleminin güneyinde ise açık denizde, ekvatora doğru bulutluluk ve sağanak yağışlar artar. Bu şartlar, güneyli rüzgarların frekanslarının arttığı zaman Nisana kadar devam eder. Bu da güneybatı musonlarının başlamasının işaretidir. Temmuz ayında en aktif olan güneybatı musonlarının merkezi, rüzgar şiddetinin 3-4 kuvvetinde olduğu Güney Çin Denizi'dir. Güneybatı musonları boyunca (Hint Okyanusu'nun tersi) rüzgarlar hafiftir ve yağışlar genellikle nadiren sağanak karakterdedir.
Muson Tipi Hava
Bazı alçak enlemlerde, rüzgar yönündeki mevsimsel değişiklerle beraber, yağmur miktarında da değişiklikler gözlenir. Bu alanlardaki şartlar için muson tipi hava terimi kullanılır.
Gine Körfezi. Yazın, Afrika kıtasının kuzeyi ve Gine Körfezi’nde bulut ve yağmurla beraber güneybatı rüzgarları oluşur. Rüzgarların başlangıcında ve sonunda yakın bölgelerde oluşan, doğudan batıya doğru hareket eden şiddetli rüzgar sağanakları ve orajlar gözlenir. Bunlara tornado adı verilir. Özellikle Kasım ve Aralık aylarında, Gine Körfezi' inde esen Doğu yönlü rüzgarlara Harmattan adı verilmiştir. Düşük bağıl nemli olan bu rüzgarlar çöllerden toz ve kum taşır.
Kuzey Avustralya. Kasım ve Mart aylan arasında Avustralya'nın kuzey kıyıları ve bitişik denizlerde, rüzgar yönünün, batı ve kuzey arasında değiştiği kuzeybatı musonları hakimdir. Yazın ise bu alanlarda güneydoğu ticaret rüzgarları gözlenir.
YEREL (LOCAL) RÜZGARLAR
Bütün rüzgarların sıcaklık farklılıklarından doğduğu daha önce ifade edilmişti. Atmosferin genel dolaşımına ilişkin rüzgarların dışında (atmosferin genel dolaşımın etkisinin zayıf olduğu bölgelerde veya bu dolaşıma ait rüzgarların esmediği dönemlerde) yeryüzünün topografyası ve yapısının neden olduğu sıcaklık farklılıklarına bağlı olarak bazı küçük ölçekli rüzgar tipleri oluşur. Yerel rüzgar adının verildiği bu rüzgarlar küçük alanlarda etkili olup kısa süreli rüzgarlardır.
Deniz ve Kara Meltemleri
Dünyanın ana rüzgar sistemleri, çeşitli yerel (lokal) etkilerle değişimlere uğrarlar. Bu değişimin başlıca nedeni kara ve denizlerin eşit olmayan ısınma ve soğumasıdır. Farklı yapıda olan karalar ve denizler farklı miktarlarda ısı yutarlar. Yazın, gündüzleri açık havalarda karalar denizlerden daha hızlı ısınırlar ve geceleri daha hızlı soğurlar. Karaların ve denizlerin üzerindeki hava da buna bağlı olarak ısınır veya soğur. Sonuçta da yerel rüzgarlar meydana gelir.
Gündüzleri karalar denizlerden daha hızlı ısındığından, karalar üzerinde ısınan hava yükselir ve bunun yerine denizden daha serin hava gelir, işte gündüz-leri yere yakın seviyelerde, denizden karaya doğru esen bu rüzgarlara deniz meltemi denir (şekil 8.27a). Deniz meltemleri öğleden sonraları en kuvvetlidir. Karalarda, ısınma nedeniyle termal alçak basınç, deniz üzerinde de yüksek basınç oluşur. Karalar üzerinde bulutlar meydana gelir.
Geceleri de denizler karalara göre daha sıcak olduğundan deniz üzerinde, ısınan hava yükselir, bulutlar meydana gelir ve kara üzerindeki serin hava da denize doğru eser. Buna da kara meltemi denir (şekil 8.27b). Geceleri deniz üzerinde alçak, kara üzerinde de termal yüksek oluşur.
Orta enlemlerde sıcak yaz aylarında bu rüzgarlar nadiren 3 kuvvetini aşarlar ve sahilden 10-15 mile kadar (ortalama 20 km.ye kadar) ve 300 m yüksekliğe kadar etkili olurlar. Tropiklerde bazen bu rüzgarlar 5 kuvvetine ulaşabilirler ve sahilden 20 mil uzakta hissedilebilirler.
Deniz ve kara meltemlerinde dolaşımın (çevrimin) tamamlanabilmesi için yukarı seviyede de ters yönde bir hava akımı (rüzgar) vardır. Bu sirkülasyona, termal sirkülasyon (çevrim) denir.
Dağ ve Vadi Meltemleri
Dağ ve vadi meltemleri dağın eğimli yamacı boyunca gelişirler. Gündüz-leri, güneş ışınları vadi yamaçlarını ısıtır ve temas eden hava da ısınır. Isınan havanın yoğunluğu azalarak yamaç boyunca yükselir. Buna vadi meltemi denir (şekil 8.28a).
Geceleyin akış tersine olur. Dağın yamaçları çabucak soğur. Temas eden havanın yoğunluğu artar ve yamaç boyunca (vadiye doğru) bir akış başlar. Buna da dağ meltemi denir (şekil 8.28b). Bu günlük rüzgar akışı çevrimi en iyi, yazın açık havada ve hafif rüzgarlı günlerde gelişir. Gün ortasında en çok 6 knot'lık bir rüzgar şiddeti meydana gelir, (gece geç saatlerde de tersine).Kuzey yarımkürede, vadi meltemleri, özellikle dağın çok güneş ışığı alan güneye bakan yamaçlarında iyi gelişir. Yeterli nem varsa, cumulus tipi bulutlar gelişir ve günün en sıcak kesiminde sağanaklar olabilir. Gölgeli olan diğer yamaçta meltem çok zayıftır veya yoktur
Chinook (veya Fon) Rüzgarları
Farklı basınç alanları arasında, yüksek basınçtan alçak basınca yönelen hava, hareketi sırasında bir dağ ile karşılaşırsa, dağın eğimine uyarak yükselir. Yükselen hava, kuru adyabatik olarak soğur. Yoğuşma seviyesine ulaşınca dağın rüzgar üstü tarafına ve tepesine yağış bırakır. Yoğuşma esnasında açığa çıkan gizli ısı ile ısınan hava, sıcak ve kuru olarak dağın arkasına doğru akar. Dağın rüzgar altı tarafında esen bu kuru ve sıcak rüzgarlara Avrupa'da fön rüzgarları, Kanada'nın doğu kıyılarında, Hindistan'da "kar yiyen" anlamına gelen chinook rüzgarları adı verilir. Kışın ve bahar aylarında estikleri zaman çevre sıcaklığını 2 saat içinde 10-15°C kadar artırırlar.
Akdeniz Civarındaki Yerel Rüzgarlar
Bise: Genellikle, Güney Fransa* da esen, kuzeyli ve kuzeydoğulu soğuk
rüzgarlardır. Ekseriya zarar veren bahar donları yapar.
Bora: Kuzey Adriyatik'te görülür. Kuzeydeki yüksek platolardan güneye doğru esen soğuk ve şiddetli rüzgarlardır. Kuzeyle doğu arasında değişik yönlerde esebilen bu rüzgarlar genellikle kışın oluşurlar Benzer rüzgarlar Karadeniz'in kuzey kıyılarında da gözlenir.
Etezyen (Etecians): Doğu Akdeniz'de ve Ege'de yazın esen kuzey yönlü rüzgarlardır, öğleden sonraları yer yer fırtına kuvvetine ulaşabilirler
Gregale: Orta ve Batı Akdeniz'de fırtına kuvvetinde esen kuzeydoğu yönlü rüzgarlardır. Özellikle, Malta ve Doğu Sicilya sahillerinin kuzeydoğuya açık limanları için önem taşıyan bu rüzgarlar kışın oluşur.
Hamsin (KHamsin): Bahar aylarında Mısır ve Kızıldeniz'de oluşan bu rüzgarlar güney yönlü olup sıcak, kuru ve tozludur.
Lavek (Leveche): ispanya' da esen, güney yönlü, sıcak ve kuru rüzgarlardır.
Laventer: özellikle Cebelitarık Boğazı'nda yazın esen Akdeniz'in doğu yönlü kuvvetli rüzgarıdır. Beraberinde nem, sis bazen de yağmur getirir. Anaforlara neden olduğu için denizciler açısından önemlidir.
Krivetz : Aşağı Tuna havzasında kuzeydoğudan esen soğuk rüzgarlara verilen isimdir.
Mistral: ispanya'da Ebro Ağzı ile Cenova Körfezi arasında görülen bu rüzgar özellikle Rhone Vadisi'nde kanalize olarak şiddetlenir. Kuzeyli, soğuk ve fırtına kuvvetinde bir rüzgar olup genellikle kışın eser.
Samum : Suriye, Irak ve Arabistan'da güneyden esen sıcak, kuru çöl rüzgarlarıdır.
Shamal: İran Körfezi ve Umman Körfezi'nin kuzeybatı yönlü kuvvetli rüzgarıdır. Yazın 7 kuvvetini geçmeyen rüzgar şiddeti, kışın 8-9 kuvvetine ulaşabilir. Çöl bölgelerinden getirdiği kum ve toz yüzünden görüş mesafesi azalır. Yaz ve kış esebilen bu rüzgarlar, kışın orajlaria birlikte gözlenir.
Sirokko (Sirocco): Akdeniz'de ve özellikle kuzey Afrika'da güneyden esen çeşitli sıcak rüzgarlara verilen isimdir. Kuzey Afrika'daki çöllerden kaynaklandığı için Afrika kıyılarında sıcak, tozlu ve kurudur. Kuzeye doğru ilerlerken nem kazandığından bunaltıcı bir rüzgar halini alır. Bu bölgelerde sise neden olabilir.
Vandavales: Cebelitarık Boğazı ve İspanya'nın doğu sahillerinde gözlenen güney batılı, genellikle orajlarla birlikte oluşan kuvvetli bir rüzgardır.
Diğer Bölgelerdeki Yerel Rüzgarlar
Santa: Ana Rüzgarları: Bu rüzgarlar da chinook rüzgarlarına benzer. California'da görülen bu rüzgarlar, sıcak ve kuru olup doğu veya kuzeydoğudan Güney California'ya doğru eserler. Hava, yüksek çöl platosundan alçalırken San Gabriel kanyonunda akarak Los Angeles havzası ve San Pemando Vadisi'ne doğru yayılır. Bu, sıcak ve kuru rüzgarlar Great Basin'de bir yüksek basınç bölgesi oluştururlar.
Buran: Sovyetler Birliği ve merkezi Asya'da esen, kuvvetli soğuk rüzgarlardır
Harmattan : Afrika'nın batı sahillerinde çöllerden esen kuru, tozlu, doğu yönlü rüzgarlardır. Taşıdığı toza rağmen kuru ve nispeten serin olduğu için nemli tropikal bölgede rahatlık sağlar. Bu yüzden lokal olarak “Doktor” adı verilen bu rüzgarlar kışın eser.
Türkiye'de Rüzgarlar
36° - 42° N enlemleri arasında yer alan Türkiye, subtropikal kuşakta görülen Akdeniz iklim tipinin etkisi altındadır. Türkiye'nin içinde bulunduğu bölgeyi kışın polar, yazın tropikal hava kütleleri etkilemektedir. Bu hava kütleleri, kaynak bölgeleri, karakterleri ve uğradığı değişiklikler nedeniyle çeşitli tiplere ayrılır. Türkiye'nin makro klima şartları esas itibariyle, bu farklı hava kütlesi tiplerinin bölge ve frekanslarında oluşan mevsimlik salınımlara, bunlar arasındaki sınırların yerine ve akım şartlarına göre ortaya çıkar.
Soğuk ve sıcak mevsim Türkiye'de basınç dağılışı, hakim rüzgar yönleri ve karakteristik hava tipleri bakımından birbirinden farklı iki devredir. İlkbahar ve sonbahar ise, bu farklı devrelerin birinden diğerine geçildiği ve her iki devreyi karakterize eden hava tiplerinin görüldüğü dönemlerdir.
Kış Mevsimi. Kış mevsimini karakterize eden koşullar, ortalama olarak Eylül ayında yerleşmeye başlar ve Ocak ayında en karakteristik şeklini alır. Bu mevsimde Anadolu'nun iç kısımlarında yüksek basınç alanı oluşur. Buna karşın kuzeyde Karadeniz, güneyde Akdeniz üzerinde alçak basınç alanı mevcuttur. İzobarlar Anadolu kıyılarına kabaca paralel olarak uzanır ve böylece Doğu Anadolu'dan iç Anadolu'ya doğru sokulan ve bu bölgeyi de içine alan yüksek basınç sırtı oluşur. Bu durumda iç kısımlar diverjans, kuzey ve güneydeki denizler birer konverjans alanı karakterindedir. Bu şartlar altında iç kısımlarda kışın bulutluluk az, gökyüzü açık, rüzgar şiddeti zayıf, bağıl nem düşüktür. Zemin genellikle karla kaplı olup günlük sıcaklık farkları çok büyüktür. Sabahları çoğunlukla radyasyon sisleri oluşur. Buna karşın yüksek basınç sırtlarının çevresinde yer alan ve gezici alçak basınçların etkileri altındaki kıyı bölgelerinde kışın serin ve yağışlı, kuru ve ılık hava tipleri görülür. Bağıl nem yüksek, bulutluluk fazladır.
Türkiye'nin iç kısımlarında hakim rüzgar doğrultusunda, rüzgar frekans ve şiddetleri daha küçüktür. Kuzey ve güney yönlü rüzgarlar hemen hemen aynı frekansta eserler. İç kısımlarda rüzgar yönleri kıştan yaza geçerken hemen hemen 180° lik bir dönüş yaparak değişir. Kış mevsiminde rüzgar yönleri bakımından kıyı bölgelerimiz farklılık gösterir. Marmara Denizi'ni çevreleyen bölgeler ile Antalya'dan itibaren güney kıyılarımızda ve özellikle İskenderun ve Mersin körfezleri çevresinde kuzey rüzgarlarının (büyük frekanslarla) hakim olduğu görülür. Doğu Karadeniz de ise yine yüksek frekanslı güney rüzgarları hakimdir. Kış mevsiminde İç Anadolu üzerindeki hava kütleleri kuzey ve güney yönündeki basınç gradyanlarını izleyerek çevreye doğru hareket ederler. Özellikle Toros ve Doğu Karadeniz dağlarını aştıktan sonra bu dağların rüzgar altı taraflarında alçalırlar ve adyabatik olarak ısınırlar. Bu nedenle soğuk mevsimde fön rüzgarları eser ve fön karakterinde hava şartları meydana gelir.
Yaz Mevsimi. Bu mevsimi karakterize eden koşullar, ortalama olarak Mayıs
sonlarında başlar ve Eylül ortalarına kadar devam eder. Yaz mevsiminde kışa
nazaran daha düzgün bir basınç dağılışı vardır. Türkiye'nin kuzeybatısı Azor yüksek
basıncının, güneydoğusu da Basra alçak basıncının etkisi altındadır. Yazın bu
nedenle Türkiye üzerinde, kuzey yönlerden özellikle kuzeydoğu ve kuzeybatıdan
esen rüzgarlar hakimdir. İskenderun ve Mersin körfezlerinde durum farklı olup
Temmuz ayında hakim rüzgarlar güneybatılıdır. Türkiye üzerindeki kuzeybatıdan
güneydoğuya doğru olan rüzgarlar, kuzeybatıdaki subtropikal antisiklonlar ile
Türkiye'nin güneydoğusuna doğru ilerlemiş bulunan İntertropikal konverjans zonuna
(ITCZ) bağlı olarak oluşurlar. Türkiye'de yaz mevsiminde gökyüzü açık, bağıl nem
düşük, yağış olasılığı zayıf, güneş radyasyonu çok şiddetli, buharlaşma çok fazladır.
Marmara'da Poyraz (NE), Ege'de ise Etezyen olarak bilinen kuzey
rüzgarları hakimdir. Bunun yanında birçok kıyılarımızda özellikle Ege kıyılarında
meltem rüzgarları oluşur. Öğleden sonraları denizden karaya doğru esen bu
rüzgarlar iç kısımlara sokularak sıcaklığı düşürür. Bu genel durum bazı bölgelerde değişikler gösterir.
Rüzgarın Yönünü ve Şiddetini Ölçen Aletler
Rüzgar yönünün aletle belirlenmesinde juriet (wind wane) denilen aletler kullanılır. Bunların çoğu uzun bir ok ve kuyruktan oluşur. Ok, daima rüzgarın estiği yöne bakar. Juriet, bir mesnet üzerine monte edilmiş bir mille beraber dönerek rüzgar yönünü gösterir.
(a) (b)
Hava alanlarında ve viyadüklerde rüzgarın yönünü göstermek için ise iki ucu açık koni biçimli rüzgar çorapları (wind sock) kullanılır (şekil 8.31b)
Gemilerde aletsiz olarak rüzgar yönü, duman, bayrak gibi hareketli cisimlerden veya deniz durumundan (dalgalardan) yararlanılarak saptanır.
Rüzgar şiddetini ölçen aletlere ise anemometre denir (şekil 8.32). Yazıcı olan rüzgar ölçere anemograf adı verilir. Değişik tipleri olan bu aletlerin genellikle rüzgar etkisiyle dönen kepçeleri vardır. Rüzgar şiddetine göre kepçelerin dönüş hızı değişir. Rüzgar şiddeti ölçümünde, rüzgarın belirli bir sürede kat ettiği mesafe belirlenir. Bu nedenle belirli bir zaman aralığında ölçüm yapılarak rüzgar şiddetinin ortalama değeri saptanır. Sabit anemometrelerin yanında, taşınabilir anemometreler (el anemometreleri) vardır. Bunların sabit anemometrelere benzeyen tipleri olduğu gibi dijital olan tipleri de mevcuttur.
Şekil 8.32 Anemometre.
Rüzgar şiddeti, denizde aletsiz olarak Beaufort (bofor) skalası yardımıyla belirlenebilir. Beaufort skalası rüzgarın, deniz yüzeyinde yaptığı değişikliklere göre, rüzgar şiddetlerini ifade eden 0-12 bölümlü bir skaladır (tablo 8.2).
Yüksek seviye rüzgarlarını ölçmek için pilot balon, ravvinsonde gibi gibi aletler kullanılmaktadır. Lidar ve infrared radyometresi gibi aletlerle de rüzgar hakkında dolaylı bir bilgi edinilebilir.
Tablo 8.2 Beaufort Skalası.
Beaufort No Terimler Ort.Hız. Knot Denizde
Durum Sahilde Durum Dalga yüksekliği (m)
0 Sakin >1 Deniz ayna gibi düzdür Sakin -
1 Esinti 1-3 Su üstünde balık pu¬luna benzeyen buru¬şuklar belirir fakat kö¬pük yoktur Balıkçı kayıkları hafif sallanır 0.1 (0.1)
2 Hafif rüzgar 4-6 Dalgacıklar küçük fakat belirlidir, dalga tepeleri cam gibi olup çatlamazlar. Teknelerin yelken¬leri rüzgarla dolar ve tekneler takriben 1-2 knot hızla hareket eder. 0.2 (0.3)
3 Tatlı Rüzgar 7-10 İri dalgacıklar; Dalga¬cıkların tepeleri çatla¬maya başlar, köpükler cam görünüşlüdür, bazen dağınık koyun sürüsünü andırır. Yaklaşık 3-4 knot'lık bir hızla seyreden yelkenliler yana yatarak seyrederler. 0.6(1)
4 Mutedil Rüzgar 11-16 Küçük dalgacıklar ge¬nişler; köpükler sık fakat daha dağınık bir koyun sürüsünü andırır. Etkili mutedil briz, yelkenlilerin bütün yelkenleri şişer ve iyice yana yatar. 1(1.5)
5 Sert Rüzgar 17-21 Mutedil dalgalar uzun bir şekil alır, birçok beyaz köpükler oluşur (Bazı su zerreleri görülebilir). Yelkenliler, yelken¬lerini azaltırlar. 2(2.5)
6 Kuvvetli Rüzgar 22-27 Büyük dalgalar oluş¬maya başlar. Her yer¬de beyaz köpükler da¬ha fazla görülebilir (Muhtemelen su zerreleri gözlenir). Ana yelken iki ye¬rinden boğdurulur. Balık avı dikkat ve tedbir ister. 3(4)
7 Çok kuvvetli Rüzgar 28-33 Deniz yükselir; çatla¬yan dalgalardan beyaz köpükler rüzgarın yönü boyunca sürüklen¬meye başlar Yelkenliler limanda bağlı kalır. Denizdekiler faca edip beklerler. 4 (5.5)
8 Fırtına 34-40 Mutedil dalgalar geniş¬ler, köpükler rüzgarla savrulur. Rüzgar ya¬tağına doğru belirti bir iz halinde köpükler sürüklenir. Yakın bulunan tekneler limanda toplanır. 5.5 (7.5)
9 Kuvvetli Fırtına 41-47 Büyük dalgalar belirir, kalın köpük serpintileri rüzgar yatağına doğru itilir. Köpükler öne doğru itilerek gürültüy¬le yuvarlanmaya baş-lar, serpintiler görüş uzaklığını daraltır. 7(10)
10 Tam Fırtına 48-55 Uzun sorguçlu çok yüksek dalgalar mey¬dana gelir, köpükler geniş sıralar halinde toplanıp, diziler halin¬de rüzgar yatağına doğru sürüklenirler. Genellikle suyun üstü beyaz görünür. Denizin kükrem es i fazlalaşır ve sert darbeler işitilir, görüş uzaklığı azalır. 9 (12.5)
11 Çok şiddetli Fırtına 56-63 Çok yüksek dalgalar oluşur (ufak ve orta çaptaki tekneler bazen gözden kaybolur). Rüzgar yönünde be¬yaz köpükler denizi tamamen kaplar. Her tarafa köpükler saçılır, görüş uzaklığı azalır. 11.5(16)
12 Harikeyn (Orkan) 64 ve daha fazla Hava köpük ve su zerreleri ile doludur. Deniz köpükle tama¬men beyazlaşmıştır. Görüş uzaklığı çok azalmıştır. 14(-)
07-03-2013, 12:58 PM
Çevrimdışı
BÖLÜM 9
HAVA KÜTLELERİ, CEPHELER, ALÇAK VE YÜKSEK BASINÇ ALANLARI
Atmosferde, meteorolojik elemanlar (sıcaklık, nemlilik, rüzgar, bulutluluk v.b) yükseklikle önemli değişimler gösterdiği gibi yatay doğrultuda da değişim gösterirler.
Atmosferde, meteorolojik elemanların yatay olarak çok az değişim gösterdiği büyük hava parçaları ile bu elemanların keskin değişim gösterdiği dar zonlar vardır. Geniş bir bölgeyi kaplayan böyle büyük hava parçalarına, hava kütlesi, dar zonlara da cephe zonu denir.
HAVA KÜTLELERİ
Büyük bir üniform yüzey üzerinde, bu yüzeyle denge durumuna erişinceye kadar kalarak, belirli fiziksel karakteristikler kazanan ve yatay doğrultuda (özellikle sıcaklık ve nem bakımından) aşağı yukarı homojen olan büyük hava parçalarına, hava kütlesi denir. Bir hava kütlesinin karakteristik ölçeği (kapladığı yatay alan) 10.000 000 km2 kadar olup, derinliği ise 2-3 km kadardır. Hava kütlesi bazen tropopoza kadar çıkabilir.
Hava Kütlelerinin Sınıflandırılması
Bir hava kütlesindeki elemanların karakteristik değerleri, o hava kütlesinin tipini tayin eder. Hava kütlesi, üniform bir yüzey üzerinde, uzun süre kalırsa, bazı özellikler kazanır. Bu özellikler başlıca iki guruba ayrılır:
1. Hava kütlesinin bulunduğu bölgeye ait coğrafik (enlem, mevsim, güneşlenme gibi) faktörlerin kazandırdıkları özellikler,
2. Hava kütlesinin üzerinde kaldığı kara ve deniz yüzeylerinin özellikleri.
Buna göre hava kütleleri coğrafik termodinamik olarak iki şekilde sınıflandırılabilir.
Coğrafik Sınıflandırma. Hava kütleleri, oluştukları coğrafik bölgeye göre dört ana tipe ayrılır.
• Arktik hava kütlesi : A
• Polar hava kütlesi : P
• Tropikal Hava kütlesi : T
• Ekvatoryal hava kütlesi : E
Arktik Hava Kütlesi (A): Arktik ve antarktik bölgede doğar. Diğer hava kütlelerine göre, en düşük sıcaklığa ve en düşük mutlak neme sahiptir. Arktik bölge antisiklonlarının tipik havasıdır.
Polar (veya subpolar). Hava Kütlesi (P): Subpolar antisiklonların tipik havasıdır.
Tropikal (veya subtropikal) Hava Kütlesi (T) : Subtropikal antisiklonların tipik havasıdır.
Ekvatoryal Hava Kütlesi (E) : Kuzey ve güney yarımküredeki subtropikal antisiklonların arasında kalan bölgede doğar. Alize rüzgarları kuşağının ekvator bölümünün tipik havasıdır.
Yukarıdaki hava kütlelerinin çoğu, oluştukları yüzeye göre kontinantal (karasal) ve maritim (denizsel) olarak ikiye ayrılır:
cA : kontinental arktik hava kütlesi mA: maritim arktik hava kütlesi
cP : kontinental polar hava kütlesi mP: maritim polar hava kütlesi
cT : kontinental tropikal hava kütlesi
mT : maritim tropikal hava kütlesi
E : ekvatoryal hava kütlesi (alt tipi yok)
S :: Superiyor hava kütlesi (alt tipi yok)
Superiyor Hava Kütlesi: Bu hava kütleleri, sadece çökme sonucunda oluşurlar. Yeryüzü ile doğrudan ilişkileri yoktur. Sıcaklık enversiyonu üzerinde meydana gelirler. Son derece kuru olan bu hava kütleleri nadiren yeryüzüne inerler. Genel olarak, hakim batılı rüzgarlar kuşağının güney yarısı ile subtropikal antisiklonların kuzey yarısının kapladığı bölgelerde oluşurlar.
Termodinamik Sınıflandırma . Bu sınıflandırmaya göre hava kütleleri sıcak ve soğuk olmak üzere iki ana tipe ayrılırlar:
Sıcak Hava Kütlesi : Geldiği bölgede sıcaklık yükselmesine sebep olan hava kütlesidir. Genel olarak, sıcak bir hava kütlesinin sıcaklığı, üzerinde hareket ettiği yüzeyin sıcaklığından daha fazladır.
Soğuk Hava Kütlesi : Geldiği bölgede, sıcaklık düşmesine sebep olan hava kütlesidir. Genel olarak, soğuk bir hava kütlesinin sıcaklığı, üzerinde hareket ettiği yüzeyin sıcaklığından daha düşüktür.
Termodinamik sınıflandırmada, hava kütleleri, üzerinde hareket ettiği yüzeyden daha sıcak veya daha soğuk olmasına göre sınıflandırılırlar. Hava kütlesi, üzerinde hareket ettiği yüzeyden daha soğuk ise, bu hava kütlesine, soğuk anlamına gelen k (kalt), daha sıcak ise, sıcak anlamına gelen, w (warm) harfi konur. Buna göre yukarıda belirtilen hava kütleleri, sıcak ve soğuk olmak üzere ayrıca iki tipe daha ayrılır:
Termodinamik sınıflandırma, aşağı seviyelerdeki havanın stabilite (kararlılık) koşullarını, aşağıdan olan değişim tipini ve hava kütlesi içindeki hava koşullarını belirtir, örneğin bir hava kütlesi, soğuk bir yüzey üzerinden geçtiği zaman, hava kütlesi içinde, aşağıdaki karakteristikler görülebilir:
• Aşağı seviyelerde karartı bir tabakalamaya uyan düşey-sıcaklık dağılışı,
• Kararlı hava içindeki sis, duman veya pustan dolayı küçük bir görüş mesafesi,
• Zayıf rüzgar ve türbülansız bir hava,
• Stratiform (tabakalı) karakterde bulutlar (stratus, stratocumulus veya sis),
• Çisenti veya hafif yağmur.
Soğuk bir hava kütlesi, sıcak bir yüzey üzerinden geçtiği zaman, hava kulesi alttan ısınarak kararlılığı azalır, okyanus, göller ve kara yüzeyinden olan buharlaşma ile nem kazanır. Bu durumda, hava kütlesi içinde aşağıdaki karakteristikler görülebilir:
• Aşağı seviyelerde kararsız bir tabakalaşma
• iyi bir görüş uzaklığı
• Türbülanslı bir hava
• Konvektif karakterli bulutlar (cumulus, cumulonimbus v.b)
• Sağanak şeklinde yağışlar, oraj.
Hava Kütlelerinin Değişimi . Bir hava kütlesi, doğuş bölgesinden ayrılınca, bazı değişimlere uğrar. Bu değişimler üç tiptedir:
1. Termodinamik değişim
2. Mekanik değişim
3. Türbülansla değişim
1. Termodinamik değişim :
a. Alttan ısınmayla değişim : Soğuk bir yüzeyden sıcak bir yüzeye geçişle
veya yerin ısınmasıyla olur.
b. Alttan Soğumayla değişim : Sıcak bir yüzeyden soğuk bir yüzeye geçişle,
veya yer yüzeyinin radyatif soğumasıyla olur.
c. Nem ilavesiyle değişim : Yeryüzünden olan buharlaşmayla, veya
düşen yağışın buharlaşmasıyla olur.
d. Nemin havadan ayrılması ile (yoğunlaşmayla) değişim
2. Mekanik değişim
a. Düşey sıcaklık gradyanı üzerindeki diverjans veya konverjansın etkisiyle
olabilir.
b. Çökme : Yerde diverjansla, daha soğuk bir hava kütlesi üzerinden aşağıya doğru hareketle ve bir engebeden inişle olabilir.
c. Yükselme: Soğuk bir hava kütlesi üzerinde yükselmeyle, yerdeki yatay konverjansla ve bir engebeye tırmanmayla olabilir.
d. Yeni özelliklerin (yatay hava hareketiyle) taşınmasıyla (adveksiyonla) olabilir.
3. Türbülansla değişim :
Yeryüzü ve atmosfer arasındaki, radyasyonla ısı alışverişi, ortalama olarak yerden 50 m'ye kadar olan tabaka içinde olur. Oysa, yeryüzü ile atmosfer arasında türbülansla olan ısı alışverişi, büyük yüksekliklere kadar etkindir.
Türbülanslı hava hareketiyle, aşağı tabakalar ile yukarı tabakalar arasında kütle taşımımı olduğundan ısı alışverişi de olur.
Sıcak ve Soğuk Hava Kütlelerinin Kararlılığı (Stabilitesi).
Düşey hava akımları, dağlar veya havanın temas ettiği yüzey tarafından ısıtılması veya soğutulmasıyla oluşur. Kararlı hava bu düşey akımlara direnir ve hızla normal durumuna döner. Kararsız hava ise düşey akımların artmasına izin verir.
BÖLÜM 10
TROPİKAL SİKLONLAR
TROPİKAL SİKLONLAR
Tropikal bölgelerde çok güçlü fırtınalar halinde beliren tropikal siklonlar, bir merkeze doğru esen, sürtünme ve coriolis kuvvet etkisiyle dönüş gösteren tipik birer girdaptırlar. Bu sebepten denizcilikte Dönen Fırtınalar olarak da adlandırılırlar. Tropikal fırtına sırasında gözlenen şiddetli yağış, 12 bofora (beaufort) kadar çıkabilen rüzgar şiddeti, oluşan büyük ve karışık dalgalar deniz ulaşımında ve sahil bölgelerinde büyük tehlike oluştururlar.
Tropikal bölgelerde oluşan alçak basınç merkezleri rüzgar şiddetlerine göre;
7 Bofor : Tropikal depresyon
8-11 Bofor: Tropikal Fırtına
12 Bofor Hurricane olarak ifade edilirler.
Tropikal siklonlar, oluştukları bölgelere göre de değişik isimler alırlar.
Kuzey Atlantik ve Kuzeydoğu Pasifik : Hurricane
Kuzeybatı Pasifik: Tayfun
Arap Denizi, Bengal Körfez, Güney Hindistan ve Güney Pasifik : Siklon
Kuzey ve Batı Avusturalya : Willy Willies
Tropikal Siklonların Oluşumu ve Oluşum Bölgeleri
Tropikal fırtınaların yapısı ve mekanizması hakkında çok şey bilinmesine rağmen henüz bilinmeyen noktalar da vardır. Tropikal siklonların şiddetlenip şiddetlenmeyeceği konusunda, üzerinde anlaşmaya varılmış kesin bir kriter yoktur. Pek çok otorite bir tropikal siklonun gelişmesinde aşağıda verilen koşullardan en az ilk ikisinin olması gerektiğini ifade etmektedirler.
• Büyük bir alanı kaplayan denizin su sıcaklığının 26°C yi (bazılarına göre 27
°C yi) aşması.
• Siklonik bir hareketin (dönüşün) oluşabilmesi, yani coriolis kuvvetin etkin
olabilmesi için tropikal siklonun yerinin ekvatorun en az 5° kuzey veya 5°
güneyinde olması
• Troposferde, küçük düşey rüzgar kaymasının1 olduğu bir bölgenin mevcut
olması.
• Orijini ne olursa olsun bir depresyonun varlığı.
Bir hurricane'deki büyük enerjinin ana kaynağı, kuvvetli konvektif hareketlerin olduğu tropiklerde yükselen nemli havanın yoğunlaşmasıyla açığa çıkan büyük çaptaki yoğunlaşma gizli ısısıdır. Ekvator civarında havanın ısınma nedeniyle hızla yükselmesi ve adyabatik olarak fazla soğuması cumuluform bulutların oluşmasına neden olur.
Şayet, oluşan tropikal siklon karalara doğru hareket ederse havanın neminin azalması ve sürtünme nedeniyle hızla yok olur. Tropikal siklon tekrar deniz üzerine hareket ederse, yeniden şiddetlenir. Deniz üzerine dönen tropikal siklon, yüksek enlemlere doğru hareket ederse yüzey sıcaklığı azaldığından yine tropikal siklon kaybolur.
Tropikal siklonların uygun koşullarda geliştiği doldrum kuşağı, Temmuz ve Ağustos aylarında kuzey yarımküreye, Ocak, Şubat ve Mart aylarında güney yarımküreye kayar. Söz konusu bu aylar tropikal siklonların oluştuğu aylardır. Farklı olarak, Arap Denizi ve Bengal körfezinde, sonbaharın sonunda oluşan kuvvetli fırtınalar Asya' da esen muson rüzgarlarının etkisi ile açıklanabilir.
Tropikal siklonlar belirli zamanlarda ve 8 ayrı bölgede gelişmektedir.
BÖLÜM 11
OKYANUSLAR VE DENİZLER HAKKINDA BİLGİLER VE OKYANUS AKINTILARI
OKYANUS VE DENİZLER
Okyanus ve denizler yerkürenin çukur bölümlerini dolduran, birbirleriyle ilişkili su kütleleridir. Yerküre üzerinde geniş bir alan oluşturan su kütlelerinin sınırları çok belirli olmayan geniş bölümleri için okyanus; sınırlan daha belirli bölümleri için deniz terimi kullanılır. Okyanus ve denizlerin kara içinde oluşturdukları geniş girintilere körfez, körfezden daha küçük boyuttaki girintilere de koy denir. Okyanus ile denizler veya denizlerle denizler arasındaki ilişkileri sağlayan geçitlere boğaz, bu geçidin en sığ yerine de eşik denir.
Okyanuslar, denizlere göre çok daha geniş bir alana sahip olup ortalama derinlikleri oldukça fazladır. Okyanusların büyük bölümü güney yarımkürede, (%80,9'u su %19,1'i kara) daha az bölümü de kuzey yarımkürede (%60,7'si su, %39,3'ü kara) dır.
Denizler, topografik ve hidrografik özelliklerine göre dört bölümde incelenebilir:
• Kenar denizler
• Kıtalararası denizler
• İç denizler
• Kapalı denizler
Kenar Denizler: Okyanusların çevresinde yer alan denizlerdir. Okyanusun körfezlerini oluştururlar. Derinlikleri fazladır. (Örneğin, Manş Denizi)
Kıtalararası Denizler: Bağlı oldukları okyanuslarla zayıf ilişkisi bulunan denizlerdir. Kıtaların içine girmiş olup derinlikleri daha azdır, (örneğin, Akdeniz)
İç Denizler: Dar ve derin olmayan bir eşikle başka bir denize açılan denizlerdir (Örneğin, Karadeniz).
Kapalı Denizler: Bunların, okyanus veya diğer denizlerle ilişkileri yoktur, (örneğin, Hazar Denizi).
Yeryüzündeki Okyanus ve Denizler
Yerkürenin yaklaşık %71'ini kaplayan su kütlesinin okyanusları oluşturan bölümleri, zamana ve araştırmacılara göre değişiklik göstermiştir. Önceleri Atlantik, Pasifik, Hint, Arktik ve Antartik Okyanusları olmak üzere beş okyanusun varlığı kabul edilmişti. Günümüzde ise, diğer okyanusları Antartik Okyanusu'ndan ayıran doğal bir sınır olmaması nedeniyle, Atlantik, Pasifik, Hint ve Arktik Okyanusları olmak üzere dört okyanusun varlığı kabul edilmektedir.
Okyanuslara Bitişik Denizler
Atlantik Okyanusuna Bitişik Denizler
Kuzey Denizi Karadeniz Gine Körfezi
Baltık Denizi Karayib Denizi Hudson Körfezi
Akdeniz Meksika Körfezi
Pasifik Okyanusuna Bitişik denizler
Alaska Körfezi Bering Denizi Okhotsk Denizi Doğu Çin Denizi Sulu deniz
Kaliforniya Körfezi Güney Çin Denizi Mercan Denizi
Moluk Denizi Java Denizi
Seran Denizi Bali Denizi
Arafura Denizi Tımar Denizi
Japon Denizi Sarı Deniz
Selebes Denizi
HintOkyanusuna Bitişik Denizler:
Kızıl Deniz Bengal Denizi
Iran Körfezi Andaman Denizi
Umman Denizi
Arktik Okyanusuna Bitişik Denizler:
Norveç Denizi Laptev Denizi Beaufort Denizi
Grönland Denizi Doğu Sibirya Denizi Baffin Denizi
Barent Denizi Beyaz Denizi Karadeniz
Tablo 1. Okyanusların alanları, Hacimleri v« Ortalama Derinlikleri
Okyanus Alan (10° km') Hacim (10" km') Ort. Derinlik
Atlantik Oky. 94.314 337.210 3575
Pasifik Oky. 181.033 714.410 3940
Hint Oky. 74.118 284.608 3840
Arktik Oky. 12.257 13.702 1117
DALGALAR
Dalgalar, deniz yüzeyinin tepe ve çukurlar meydana getirerek oluşturduğu periyodik salınımlardır.
Çukur ile tepe noktası arasındaki düşey mesafeye dalga yüksekliği (H), çukur ile dip arasındaki (düşey) mesafeye su derinliği (h), iki tepe arasındaki yatay mesafeye dalga boyu (L), dalgaların ard arda iki tepesinin belirli bir noktadan geçiş süresine dalga periyodu (T) denir. Dalga boyunun periyoda bölünmesiyle dalga hızı (v) elde edilir.
Dalgaların Sınıflandırılması
Okyanus ve denizlerde oluşan dalgalar çeşitli özelliklerine göre dört şekilde sınıflandırılır:
• Dalgaların periyotlarına göre sınıflandırma
• Deniz yüzeyinin görünümüne göre sınıflandırma
• Dalgaların diple olan ilişkilerine göre sınıflandırma
• Dalgalan yaratan kuvvetlere göre sınıflandırma
Periyotlarına Göre Dalgalar. Bu sınıflandırmada dalgalar aşağıdaki gruplara ayrılırlar:
1. Kapiller dalgalar
2. Gravite dalgaları
3. Uzun periyotlu dalgalar
4. Gel-git (med-cezir) dalgaları
5. Çok uzun periyotlu dalgalar
Özellikle uzun periyotlu dalgalarda su zerreciklerinin düşey yer değiştirmesi, yatay yöndeki yer değiştirmeden çok küçüktür. Kısa periyotlu dalgalarda hareket, daha çok yüzeyde olup, düşey ve yatay yöndeki su zerreciklerinin hızları aynıdır.
Deniz Yüzeyinin Görünümüne Göre Dalgalar. Bu sınıflandırmada dalgalar iki gruba ayrılır:
1. İlerleyen dalgalar
2. Duran (stasyoner) dalgalar
İlerleyen dalgalar belirli bir yönde ilerledikleri halde, duran dalgalar ilerlemezler, sadece su yüzeyi düşey olarak salınır.
Su Derinliğiyle Olan İlişkilerine Göre Dalgalar . Bu sınıflandırma, dalga şekliyle su derinliği arasındaki ilişkilere göre üç gruba ayrılır:
1. Derin su dalgaları
2. Sığ su dalgaları
3. Geçiş dalgaları
Derin su dalgasında su derinliği, dalgaboyunun yarısından fazladır (h > L/2). Sığ su dalgasında, su derinliği, dalga boyunun (1/20) sinden azdır. Sığ su dalgaları zeminden etkilendikleri halde, derin su dalgaları zeminden etkilenmezler. Dalga boylarının 1/2 ile 1/20 arasındaki derinliklerde oluşan dalgalara da geçiş dalgaları denir.
Kendilerini Yaratan Kuvvetlere Göre Dalgalar. En önemli sınıflandırma, dalgaları yaratan kuvvetlere göre olan sınıflandırmadır. Bu sınıflandırmada dalgalar dört ana bölüme ayrılır:
1. Rüzgar dalgaları
2. iç dalgalar
3. Duran dalgalar
4. Katostrafik dalgalar
1. Rüzgar Dalgaları. Yüzeyde esen rüzgarlar, enerjilerinin bir kısmını sürtünme ile deniz yüzeyine aktarırlar. Deniz yüzeyinin kazandığı bu enerji ile dalgalar oluşur. Öncelikle, su yüzeyinde parçacıklar halinde ve hemen gözden kaybolan dalgacıklar oluşur. Bunlara kapiler dalgalar denir. Bunların dalgaboyu 1,73 cm.den küçüktür. Dalga boyu (1.73 cm.den fazla) olan dalgalara da gravite dalgaları denir.
Rüzgar etkisiyle oluşmuş dalgaların büyüklüğü, sadece rüzgarın şiddetine bağlı olmayıp, rüzgarın esme süresi ve deniz yüzeyinde esme mesafesine de bağlıdır.
Devamlı esen rüzgarların etkisiyle oluşan dalgalar,
a. Deniz dalgaları
b. ölü deniz dalgaları (swell/solugan)
c. Çatlaklar
olarak üç grupturlar.
Fırtına merkezinde ilk olarak deniz dalgaları oluşur. Oldukça düzensiz olan bu dalgalar, başlangıçta uzun periyotlu iken, başlangıç noktasından ayrıldıktan sonra, yüksek hızlarından dolayı kısa ve daha yavaş dalgalara dönüşürler. Bu dalgalarda serpinti, köpük ve kırılma ortadan kalktığından, yavaş ve düzenli bir şekilde ilerlerler. Oldukça düzenli harekete sahip bu dalgalara ölü deniz dalgaları adı verilir. Bu dalgalar, direkt olarak rüzgarın etkisinde gelişmezler. Bulunduğu bölgede rüzgar durmuştur veya dalga hareketi rüzgarlı bölgelerin dışındadır, ölü deniz dalgaları yuvarlak tepeleri ve sinüsoidal şekle yaklaşan, çukur kısımlarıydı orijinlerini oluşturan dalgaların daha basit şeklini gösterirler.
2. İç Dalgalar. Birçok özellikleriyle rüzgar kökenli dalgalara benzeyen bu dalgalar,
farklı yoğunluğa sahip iki su tabakası arasında oluşur ve genellikle gözle
görünmezler. Açık denizlerde 100 metrelik düşey bir yüksekliğe sahiboldukları
halde, sığ sularda ve sahillerde bu yükseklik 10 metre civarındadır. Periyotları
oldukça değişkendir.
3. Duran Dalgalar. Bu dalgalar, koy, körfez ve okyanusların lokal olarak kapalı
bölgelerinde ve göllerde oluşurlar. Dalga boyları uzun ve dalga yükseklikleri azdır.
Periyotları, dalgaboyuna bağlıdır. Bu dalgalar, ani atmosfer basınca değişimlerinden
şiddetli fırtına sonucu oluşan dalgaların, fırtınadan sonra yavaşlamasından veya su
yüzeyinin ani bir düzensizliğinden oluşurlar.
4. Katostrafik Dalgalar. Periyotları çok kısa olan, uzun dalgalardır.
a. Tsunami,
b. Fırtına dalgaları,
c. Heyelan dalgaları
olarak üç tiptir.
a. Tsunamiler. Denizaltında meydana gelen volkanik faaliyetlerden, denizaltı
faylarından veya deniz dibindeki çamur kaymaları sonucunda oluşurlar Binlerce
kilometre ilerleyebilirler. Hızları, derinliğe bağlı olup, periyotları 15 saniye kadardır. Sahillerde önemli zararlara sebep olurlar.
b. Fırtına Dalgaları. Oldukça şiddetli fırtınaların olduğu zamanlarda, sahil boyunca,
deniz seviyesinin 3-5 metre alçalıp, yükseldiği görülür. Bunlara fırtına veya med-
cezir dalgaları denir, özellikle alçak sahillerde önemli zararlara sebep olurlar.
c. Heyelan Dalgaları. Buzul hareketleri ve depremler nedeniyle karalardan koparak denize düşen büyük buz ve kara kütlelerinin meydana getirdiği dalgalardır.
OKYANUS BUZLARI
Soğuk bölgelerin okyanus ve göllerinde oluşan buzlar; denizsel, karasal, göl ve nehir kökenli olabilir.
Denizsel buzların oluşumunda en önemli rolü, ortamın tuzluluğu ve derinlik etkiler. Saf suyun donma noktası 0 °C olduğu halde, deniz suyunun donma noktası, içerdiği tuz oranının artışıyla, ters orantılı olarak düşer.
Buzlanma, öncelikle sığ sularda, kıyı ve körfezlerde başlar. Deniz yüzeyinin sakin ve çalkantılı oluşu, rüzgar ve akıntıların varlığı ile soğuma şiddeti buzlanmayı kontrol eden faktörlerdir. Deniz yüzeyi sakin olduğunda, saydam buz kristalleri oluşur. Çalkantı veya akıntı varsa, donma olayı çabuk gerçekleşemediğinden, içinde hava kabarcığı olan opak (saydam olmayan) buzlar oluşur. Plak şeklindeki buzların sayısı arttığında deniz yüzeyi kalın bir buz çamuruyla (grease ice) örtülür. Bu arada birbirine sürtünen plaklar yuvarlaşarak çaplan 30-100 cm arasında değişen disklere dönüşürler. Bunlara disk buz (panceke ice) denir. Körfez ve sahillerdeki sığ sularda yüzey sularının donmasıyla oluşan buz tabakalarına sabit buz (fast ice) adı verilir. Özellikle sahil bölgelerinde oluşan bu buzlar, rüzgar, dalga ve akıntı etkisiyle kırılarak uzaklara taşındığı gibi, sürüklenme esnasında diğer buzlarla da birleşebilir veya tekrar kırılabilirler. Ard arda kırılma ve donma sonucunda oluşan buz kütlelerinin kalınlığı 20 metreye erişebilir.
Okyanuslarda, denizsel buzların dışında, karasal kökenli ve nehir buzlan da gözlenebilir. Karasal buzlar daha sert yapıda olup özellikle körfez ve nehirlerde trafiği engelleyebilir.
Buzullardan kopmuş ve denizlerde yüzen buzların en önemlisi, buzdağı (iceberg) adıyla bilinen buzlardır. Buzdağlarının şekilleri çok değişken olup. yükseklikleri 80-100 m arasında, genişlikleri de birkaç yüz metre kadardır.
Buzların Dağılışı. Arktik Okyanusu ve bitişik denizleri (Norveç Denizi'nin batısı. Bafin Körfezi, Labrador Denizi'nin batısı) yılın büyük bir bölümünde buzlardı örtülüdür. Norveç'in batı sahilleri serbest buzlarla kaplıdır.
AKINTILAR
Sınırlı bir su kütlesinin belirli bir yöndeki hareketine akıntı (akımı) denir. Okyanus suyu bütün derinliklerde sürekli hareket halindedir. Fakat kuvvetli akıntılar daha çok üst katmanlarda gerçekleşir.
Denizci, sadece gemisinin yüzdüğü derinlikteki akıntılarla yani geminin draftına kadar olan bölgedeki akıntılarla ilgilenir. Yüzey akıntıları ile ilgili bilgilerimizin çoğu değişik draftlara sahip gemilerin ölçümlerinden elde edilmiştir.
Okyanus ve denizlerdeki akıntıların oluşmasında ve yönlenmesinde etkili olan kuvvetler ana ve yan kuvvetler olarak ikiye ayrılır. Ana kuvvetler akıntıları yaratan ve besleyen kuvvetlerdir. Deniz suyunun özelliğini değiştirmeyen rüzgar, atmosfer basıncı gel-git başlıca ana kuvvetler olup deniz suyunun yoğunluğunu etkileyen buharlaşma, yağış, donma, erime gibi süreçler de diğer ana kuvvetlerdir. Yan kuvvetler ise akıntıyı etkileyen, sürtünme, coriolis kuvvet ve diğer bölgesel kuvvetlerdir.
Okyanus ve denizlerde gözlenen akıntılar kendilerini yaratan kuvvetlere göre 5'e ayrılabilirler:
• Rüzgar akıntıları
• Termoholin akıntıları
• Boğaz (yoğunluk) akıntıları
• Dalga akıntıları
• Gel-git akıntıları
Rüzgar Akıntıları. Yüzeyde esen rüzgar, suyu kendi yönünde sürükler. Hareket başladıktan sonra coriolis kuvvet etkisiyle akıntılar kuzey yarımkürede sağa, güney yarımkürede sola sapar. Gerçekte bu sapma açısı 20° ila 45° arasında değişmektedir. Derinlik arttıkça akıntının hızı azalır ve rüzgar ile akıntı yönleri arasındaki açı da artar.
Termohalin Akıntıları. Okyanuslarda, sıcaklık ve tuzluluk değişimleri bölgeler arasında yoğunluk farklarına neden olarak termohalin akıntılarını oluşturur.
Boğaz (Yoğunluk) Akıntıları. Boğazlardaki akıntılarda, boğaz ile ilişkili iç denizlerin hidrolojik durumu ve boğazın şekli etkili olur. Genelde, boğaz akıntıları birbirine ters yönde olan ve bir ara yüzeyle ayrılan iki akıntı sisteminden oluşur. Ara yüzeyin eğimi yoğunluğun az olduğu bölgeye doğrudur.
Dalga Akıntıları. Yukarıda bahsedilen akıntılar dışında sahil bölgelerinde dalgalar tarafından oluşturulan küçük ölçekli akıntılara denir.
Gel-Git Akıntıları. Gel-git etkisiyle oluşan akıntılar Gel-git bölümünde anlatılmıştır.
Okyanuslarda Genel Akıntı (Dolaşım) Sistemi
Genel dolaşım, uzun periyotlu su akımın ifade eder. Genel yüzey akıntı sistemi şekil 12.2' de verilmiştir. Su akıntılarını gösteren bu harita ortalama durumu göstermektedir. Akıntı hızının yön ve şiddeti ile bunların mevsimsel değişimleri hakkındaki ayrıntılı bilgiler, belirli okyanuslarla ilgili akıntı haritalarında ve bilinen belli başlı yerel sahil bölgelerindeki akıntılar hakkında geniş bilgi ise "Admiralty Pilots" da bulunabilir. Okyanus akıntılarıyla ilgili daha geniş bilgi ise Amerikan Deniz Kuvvetleri Hidrografi Departmam'nın yayınladığı "Ocean Passages for the Worid" kitabında bulunabilir.
Kuzey Atlantik Okyanusu
Ana Dolaşım. Kuzey Atlantik'teki ana dolaşım saat ibreleri yönünde olup bu dolaşımın güney kısmını 23°N enleminin güneyinde batı yönünde akan oldukça sabit KUZEY EKVATOR AKINTISI oluşturur. Karayib Denizinden doğuya doğru gidildikçe, Kuzey Ekvator Akıntısı Brezilya'nın kuzey sahilinden Geçen GÜNEY EKVATOR AKINTISI'yla birleşir. Birleşen Ekvator Akıntıları Karayib Denizi'nden batıya doğru akarak Yucatan Kanalı'ndan geçer. Bu akıntı daha sonra Küba'nın kuzeybatı sahil boyunca kuzeydoğu yönünde akar ve Florida Boğazı'na ulaşır. Daha sonra bu akıntı FLORİDA AKINTISI adını alır ve Florida Boğazı'ndan 29°N enlemine kadar kuzeye doğru akar. Bu enlemle Newfoundland Sığlığının güney ucu arasında Kuzey Atlantik dolaşımının batı kanadını oluşturan kuzeydoğu yönlü akıntı, GULF STREAM adını alır.
Ekvatorun kuzeyinde Kuzey ve Güney Ekvator Akıntılarının arasında dar bir şerit halinde doğu yönünde akan EKVATOR TERS (KARŞI) AKINTISI bulunur. Palmas Burnu'ndan geçen ve Gine Körfezi'nin sahil şeridini takip eden bu ters akıntı GİNE AKINTISI olarak bilinir.
Florida Boğazı'yla Hatteras Burnu arasında, Florida Akıntısı'nın ve Gulf Streamin sıcak suları 100 kulaçtık (derinlik) çizgisini takip eder. Hatteras Bumu'nun hemen kuzeyinde Gulf Stream 100 kulaç çizgisinden ayrılmaya başlar.
46. Meridyenin doğusuna doğru Gulf Stream belirginliğini kaybeder. Nevvfoundland Sığlığı'nın doğusunda akıntı iyice zayıflar. Sonuçta kuzeydoğu ve doğu yönündeki akıntılar İngiltere'ye daha sonra da Avrupa sahiline doğru akar ve bu akıntı KUZEY ATLANTİK AKINTISI adını alır.
Kuzey Atlantik Akıntısı'nın güney kısmı sonuçta saat ibreleri yönünde önce güneydoğu daha sonra güney batıya döner. Akıntının bu yön değişimi 40°W boylamı yakınlarında olur. Güney yönlü akıntı Kuzey Atlantik Akıntısının doğu kolunu oluşturur. Bu akıntı iber (iberian) Yarımadası'nın batı sahilinden ve Afrika'nın kuzeybatı sahil şeridi boyunca güney batı yönüne döner. Bu AKINTIYA CANARY AKINTISI denir. Bu akıntı, batıya dönerek Yeşilburun Adaları Arguipelago de Cabo Verde) civarında Kuzey Akıntısı ile birleşir
Ana Dolaşımın Kuzey Uzantısı. Kuzey Atlantik Akıntısı'nın kuzey bölümü güneye doğru dönmeyip, kuzeydoğu yönünde Hebrides ve Shetland Adalarının batı sahillerinden akarak Norveç sahiline ulaşır. Norveç sahili boyunca kuzeydoğu yönünde akmaya devam eder. 69°N enlemi civarında bu akıntı ikiye bölünür ve sol kolu BATI SVALBARD AKINTISI (BATI SPITSBERGEN AKINTISI) adını alarak Svalbard ve Arktik bölgeye doğru kuzey yönünde devam eder. Sağ kol, KUZEY BURNU AKINTISI, Nordkapp sahilinden Barents Denizi'ne akar ve oradan Novaya Zemlya'mn kuzeyine doğru devam eder. Buradan Murmansk sahiline ulaşır ve MURMANSK AKINTISI adını alır.
Kuzey Atlantik Akıntısının bir kısmı İzlanda'dan geçen boylama ulaştığı zaman kuzeye döner ve IRMINGER AKINTISI'nı oluşturur. İzlanda'nın güney batısına yakın bir yerde bu akıntı bölünür ve ana kolu batıya dönerek Danimarka Boğazı'nın güneyinde Doğu Grönland Akıntısı'na katılır. Daha küçük bir kolu da İzlanda çevresinde saat ibreleri yönünde dönmeye devam eder.
Arktik Bölgeden dışarı doğru olan soğuk buzlu su akıntısı güneybatı yönünde Grönland sahiline yönelerek DOĞU GRÖNLAND AKINTISI'nı oluşturur. 70°N enleminin kuzeyinde, bu akıntının bir kısmı güneydoğu yönüne doğru ana akıntıdan ayrılır. Ayrılan bu akıntı İzlanda'nın kuzeydoğusuna kadar güneydoğu yönünde akar, daha sonra önce doğuya sonra kuzey doğuya yönelir ve Norveç'ten gelen kuzeydoğu yönlü akıntıyla birleşir.
Doğu Grönland Akıntısı, Forvel Burnu'nu dolaşır ve batı sahilinde kuzeye devam ederek BATI GRÖNLAND AKINTISI'nı oluşturur. Bu akıntı Jones ve Lancaster Boğazlarından gelen su akıntısıyla güçlenerek Baffin Körfezi'nde güney yönünde akmaya devam eder. Bu güney yönlü akıntı Hudson Boğazından gelen akıntıyla birleşir ve güneydoğu yönünde Labrador sahilinden akan LABRADOR AKINTISI'nı oluşturur.
Belle İsle Boğazı ve Newfondland'ın doğu sahilini geçtikten sonra Labrador Akıntısı yaz aylarında en güney kısmı hariç, Newfoundland Büyük Sığlığının tümünü kaplar. Bu akıntının büyük bir kolu Büyük Sığlığın doğu köşesinden devam eder. Diğer bir kolu Race Burnu'nu dolaşır ve güneybatıya doğru devam eder. Sığlığın civarındaki su kütlesi de güneybatıya akar, böylece Labrador Akıntısı; Newfondland'ın güney sahili, Nova Scotio'nın güneydoğu sahili ve Gulf Streamin kuzeyi arasındaki alanı kaplar. Labrodor Akıntısı soğuk su akıntısı olarak A.B.D sahilinde güneye doğru akmaya devam eder. Bu akıntının en büyük güney uzantısı 36°N enleminde Kasım ve Ocak ayları arasında Hatteras Burnu'nun kuzeyinde yer alır. En zayıf uzantısı ise 40°N enlemi etrafında Ağustos ve Ekim ayları arasındadır. Bu zayıf uzantının kuzey tarafında ise soğuk Labrodor Akıntısı ve sıcak Gulf Stream bileşir.
Arktik Okyanusu'ndan Barents Denizi'nin kuzey kısmına doğru olan akıntıya DOĞU SVALBARD AKINTISI (DOĞU SPITSBERGEN AKINTISI) adı verilir. Bu akıntı güneybatı yönünde Svalbard'ın doğu kenarına, daha sonra ise kuzeybatıya dönerek Batı Svalbard Akıntısı'na doğru akar. Daha güneydeki benzer bir akıntı Bjornoya'ya yönelir ve BJORNOYA (AYI ADASI) AKINTISI'nı oluşturur.
Kuzey Denizi ve Manş Denizi. Bu bölge gelgit akıntıları ve değişken akıntıların bulunduğu bir bölgedir. Shetland Adalan'nın kuzeydoğusunda Kuzey Atlantik Akıntısı'nın bir kolu, güneye doğru iskoçya ve ingiltere'nin doğu sahillerinden Thames Nehri'nin denizle birleştiği yere doğru akar ve buradan doğuya doğru kıvrılarak Dover Boğazı'na girer. Burada Kuzey Atlantik Akıntısının başka bir koluyla birleşir. Birleşen akıntılar Belçika ve Hollanda sahilleri ve Jutland'in batı sahili boyunca akmaya devam eder. Skagerrak'ın etrafında saat ibreleri tersi yönünde akarak kuzeye doğru Norveç'in batı sahilleri boyunca devam eder.
Biskay Körfezi. Biskay körfezi'nin ağzından dışarı doğru olan su akıntısı önce güneydoğu sonra güney yönünde akarak İber Yarımadası'nın batı sahilini takip eder. Bir kolu koya girer ve batı yönünde kıvrılıp ispanya'nın kuzey sahilinden geçtikten sonra Finisterre Bumu yakınlarında diğer akıntıyla tekrar birleşir.
Akdeniz. Portekiz Akıntısının bir kısmı Cebelitarık Boğazı'ndan geçerek Afrika'nın kuzey sahilini takip eder. Cap Bon'un ötesinde genellikle güneydoğu daha sonra doğu yönünde Port Said'e doğru devam eder. Bu akıntı Akdeniz'in doğu kısmında kuzeye yönelir ve kuzey sahillerinden geriye dönen bu akıntıyla Akdeniz'deki saat ibrelerinin tersi yönündeki akıntı dolaşımı tamamlanır. Sahilleri izlerken bu akıntı Ege ve Adriyatik Denizlerinde yine saat yönünün tersi yöndeki halkalar oluşturur.
Karadeniz. Bu denizdeki genel dolaşım, saat yönünün tersi yöndedir. Karadeniz'den İstanbul boğazı, Marmara Denizi ve Çanakkale Boğazı'nı geçerek Ege'ye akan oldukça sabit bir yüzey akıntısı mevcuttur. Bu yüzey akıntısının altında Ege'den Karadeniz'e ters bir akıntı bulunur.
Meksika Körfezi. Yucatan Kanalı'ndan geçen suyun bir kısmı batı yönüne döner ve körfez kıyısını saat ibreleri yönünde takip eder. Başka bir kolu körfezin ortasından kuzeye yönelerek Mississipi Deltası'na ulaşır ve buradan doğuya yönelerek sahil akıntısıyla birleşir. Birleşen akıntılar Küba ve Florida arasında Florida Akıntısına karışır.
Güney Atlantik Okyanusu
Ana Dolaşım. Güney Atlantik Okyanusu'ndaki ana yüzeysel dolaşım saat ibrelerinin tersi yönündedir. Bu okyanusta batıya doğru akan GÜNEY EKVATOR AKINTISI, ekvatoru geçerek 4°N enlemine kadar uzanır. 6°S enleminin güneyinde batıya doğru olan bu akım sürekliliğini ve şiddetini kaybeder. Güney Ekvator Akıntısının en yoğun olduğu bölge 6°S ve 4°N enlemleri arasındadır.
Dolaşımın doğu kısmını kuzeybatı yönünde, Afrika'nın güneybatı sahilinden akan soğuk BENGUELA AKINTISI oluşturur.
Güney Ekvator Akıntısının çoğu Brezilya'nın kuzey kıyısından akıp Kuzey Ekvator Akıntısıyla birleşerek batı yönlü güney kısmı Brezilya sahiline yönelir. Bu akımın küçük bir kısmı sahilde kuzeye döner ve Sao Roque Burnu'nu dolaşarak Güney Akıntısı'yla birleşir ve Brezilya sahilinde birlikte güneye doğru akarlar BREZİLYA AKINTISI olarak bilinen bu sıcak akıntı Güney Atlantik dolaşımın batı kısmını oluşturur.
GÜNEY OKYANUS AKINTISI güney kutbu çevresinde Güney Atlantik, Güney Hint ve Güney Pasifik Okyanuslarının en güney noktalarından dolaşarak, saat ibrelerinin tersi yönünde akarak bir çember oluşturur. Güney Okyanus Akıntısı Hom (Cabo de Homes) Bumu ile Graham Bölgesi arasındaki Drake Boğazı'ndan geçerken daralır. Bu boğazın doğusuna doğru genişler ve kuzey kısmı kuzeydoğu yönüne kıvrılarak Falkland Adalarının güney ve doğu kıyılarından geçerek Güney Atlantiğin 40 °S enlemine ulaşır.
Daha da kuzeyde bu akıntı Brezilya Akıntısı'nın sularıyla birleşir ve 28°S ile 40°S enlemleri arasında güneydoğu ve doğu yönünde akmaya devam eder. Okyanusun ortasında oluşan doğu yönlü akıntı Güney Okyanus Akıntısı'nın kuzey kısmıyla birleşir. 15°W boylamının doğusunda ve 30°S enleminin güneyinde doğu yönlü su akıntısı kuzeydoğuya ve sonra kuzeye yönelerek Benguela Akıntısı'nın batı yönlü akıntısı'yla birleşir.
Güney Afrika kıyıları yakınında 10°E ile 15°E arasında, Güney Okyanus Akıntısı'nın bir kısmı kuzey yönüne dönerek Benguela Akıntısı'yla birleşir. Benguela Akıntısı'nın çoğu Afrika'nın güneybatı sahilindeki kaynaktan meydana gelmektedir. Güney Hint Okyanusu'nda bulunan ve Afrika'nın güney sahilini dolaşan AGULHAS AKINTISI da Benguela Akıntısı'na karışır.
FALKLAND AKINTISI ana dolaşımın bir parçası olmayıp, Staten Adası yakınlarında, Güney Ekvator Akıntısından kuzeye yönelerek ayrılır ve Falkland Adaları'nın batısına yönelir. Bunun bir kısmı Rio de la Plata Körfezi'ne doğru devam eder, kalan kısmı 40°S ile 42°S enlemleri arasında doğuya doğru yönelir ve Güney Okyanus Akıntısı'nın kuzey bölümüyle yeniden birleşir.
Kuzey Hint Okyanusu
Muson etkileri. Kuzey Hint Okyanusu'nun Arap Denizi ve Bengal Körfezi'ni de içine alan büyük bir bölümünde akıntılar, mevsimsel olarak muson rüzgarları sebebiyle yön değiştirirler.
Kuzeydoğu muson akıntı dolaşımı, Kasım ile Ocak ayları arasında musonun şiddetli olduğu zamanda ortaya çıkar. Bu, musonun ikinci döneminde Şubat ile Nisan ayları arasında dolaşım değişir. Güneybatı muson dolaşımı, Mayıs ile Eylül ayları arasında hakimdir. Ekim ayı geçiş dönemidir. Aşağıda akıntılar üç dönem olarak (Kasım-Ocak, Şubat-Nisan ve Mayıs-Eylül) açıklanmıştır.
Kuzeydoğu Musonu Birinci Dönemi (Kasım-Ocak): Arap Denizi ve
Bengal Körfezi açıklarında akıntı, batı yönlüdür. Bu akıntı güneye doğru ekvatoru
geçerek devam eder. Arap Denizi kıyılarında saat ibrelerinin tersi yönünde akan ve
kıyıları takip eden zayıf bir akıntı bulunur.
Kuzeydoğu Musonu İkinci Dönemi (Şubat-Nisan): Arap Denizi ve Bengal Körfezi'nin açıklarındaki akıntılar batı yönlü olup Kasım-Ocak dönemine göre değişkenlik gösterir. Ekvatora doğru Şubat ayında belirgin olan batı akıntıları Martta zayıflar ve Nisanda doğuya doğru yön değiştirirler. Arap Denizi'nin kıyı dolaşımı ise saat ibreleri yönündedir. Şubat ayında Somali Akıntısı Afrika sahilinden güneybatı yönünde akarak 3°S enlemine ulaşır. Martta bu akıntı değişmeye başlar ve Nisanda kuzeydoğuya döner.
Güneybatı Muson Dönemi (Mayıs-Eylül): Açık sularda akıntı doğu yönündedir. Arap Denizi ve Bengal Körfezinin kıyı dolaşımı kuvvetli olarak saat ibreleri yönünde akmaya devam eder. Somali Akıntısı, Delgado Bumu'ndan Guardafui Burnu'na doğru kuzey yönünde kuvvetli bir şekilde akar. Bu akıntı 7°N enleminde bölünür; bir kısmı sahili takip ederek Guardafui Burnu'na doğru devam eder, fakat büyük kısmı doğuya döner ve Socotra'nın güneyinde ana doğu akıntısına katılır. Socotra'nın güneyindeki akıntı Temmuz ile Eylül ayları arasında dünyada bilinen en kuvvetli akıntıdır ve 7 knot'luk bir hıza ulaşabilir.
Kızıldeniz ve Aden Körfezi. Bu bölgedeki akıntı muson akıntılarına uyar. Kuzeydoğu musonu sırasında Aden Körfezi'nde akıntı batı yönlüdür ve Mandab Boğazı'nı geçerek Kızıl Deniz'i takip eder. Güneybatı musonu sırasında Aden Körfezi'ndeki akıntı doğu yönlü, Kızıldeniz'de ise Aden Körfezi'ne doğrudur.
Güney Hint Okyanusu
Ana Dolaşım. Güney Hint Okyanusu'ndaki ana dolaşım, saat ibrelerinin tersi yönündedir. Dolaşımın kuzey kısmını, diğer okyanuslardaki Güney Ekvator Akıntılarına benzer özelliklere sahip, batı yönlü Güney Ekvator Akıntısı oluşturur Diğerlerinden farklı olarak Güney Ekvator Akıntısı ekvatorun oldukça güneyinden akar. Bu yönden, Pasifik ve Atlantik'te ekvatorun birkaç derece kuzeyinde yer alan Güney Ekvator Akıntılarından farklıdır. Bu akıntının kuzey sınırı genellikle 0°8 ve 10°S enlemleri arasında olup mevsime ve meridyenlere göre farklılıklar gösterir
Güney Ekvator Akıntısı Madagaskar'ın kuzey uç noktasını geçtikten sonra Delgado Burnu yakınlarında Afrika sahiline ulaşır. Burada bölünür ve akıntının bir kısmı sahili takip ederek kuzeye doğru yönelir. Kalan kısmı kuvvetli bir sahil akıntısı oluşturacak şekilde güneye doğru akar ve MOZAMBİK (Moçambique) AKINTISI'nı oluşturur. Bunun güney uzantısı AGULHAS AKINTISI'dır. Bu akıntı Madagaskar'ın güney ucunu dolaşan Güney Ekvator Akıntısının sularıyla kuvvetlenir.
Agulhas Akıntısı'nın bir bölümü 25°E ile 35°E boylamları arasında güneydoğuya döner ve GÜNEY OKYANUS AKINTISI'nın kuzey kısmına katılır. Agulhas Akıntısı'nın kalan kısmı sahil şeridini takip eder ve Güney Okyanusu'na giderek Benguela akıntısıyla birleşir.
Ana dolaşımın güney kısmını Güney Okyanus Akıntısı'nın soğuk suları oluşturur ve 35°S enleminin güneyindeki meridyenlerde doğu yönündedir. Güney Okyanus akıntısı'nın bilinen bir kuzey sınırı yoktur; doğu ağırlıklı akıntı okyanusun ortasına doğru enlemler düştükçe azalır. Saat ibrelerinin tersi yönünde zayıf olan bu akıntının merkezi 22°S ile 35°S enlemleri ve 70°E ile 95°E boylamları arasında yer alır.
Dolaşımın doğu kısmı tam olarak belli değildir. Soğuk kış aylarında Güney Okyanus Akıntısı Leeuvvin Burnu'na yaklaşınca kuzeye yönelir ve Avustralya'nın batı sahiline paralel akan kuzey yönünde bir akıntı oluşur. Ayrıca batı sahilinde, dar bir şerit halinde güney yönlü bir akıntı da mevcuttur. Kuzeyde, yaz aylarında, Avustralya'nın güneybatısında bulunan Güney Okyanus Akıntısı doğuya yönelir. 20°S ile 26°S enlemleri arasında Marttan Ağustosa kadar akıntı, sahilde güneye doğru olup diğer aylarda ise kuzeye doğrudur. Güney Okyanus Akıntısı doğuya doğru akarak Avustralya ve Tazmanya'nın güneyinden Güney Pasifik'e ulaşır.
Ekvator Ters Akıntısı. Dünyanın diğer büyük okyanuslarında, Ekvator Ters Akıntısı okyanuslardaki Kuzey ve Güney Ekvator Akıntıları arasında doğu yönünde dar bir şerit halindeki akıntıdır. Hint Okyanusu'nda Ekvator Ters Akıntısı 2°S ile 8°S enlemleri arasında, kuzeydoğu muson döneminde doğu yönündeki bir akıntıdır. Güneybatı muson döneminde ise bu akıntının kuzey sınırını belirlemek zorlaşır. Çünkü 8"S enleminin kuzeyinde doğu akıntıları az çok süreklidir. Güneyde bu doğu yönlü akıntı daha da zayıflayarak, değişkenlik gösterir, fakat kuzeye doğru daha belirginleşir. Temmuz ve Ağustos aylarında 2°N ile 8°S enlemleri arasında akıntılar zayıf ve değişkendir, fakat Haziran ve Eylül aylarında doğu akıntı bölgesi 2°S - 4°S enlemlerine kadar uzanır.
Okyanusun En Doğusu. Buradaki akıntılar (Arafura Denizi'ndekiler dahil olmak üzere) gözlem yetersizliğinden dolayı çok bilinemezler. Christmas Adası'nın doğusuna doğru 10°S ile 12°S enlemleri arasında yılın büyük bir bölümünde batı yönlü akıntılar hakimdir ve bunlar Ekvatoral Akıntı'nın en doğu parçasını oluştururlar.
Kuzey Pasifik Okyanusu
Ana Dolaşım. Kuzey Pasifik'te ana dolaşım Kuzey Atlantik'tekine benzer. Bu
okyanusun büyük bir kısmındaki akıntılar hakkında bilgimiz yetersizdir.
Ana dolaşımın güney kısmını, batı yönlü KUZEY EKVATOR AKINTISI oluşturur. Bu akıntının hemen güneyinde EKVATOR TERS AKINTISI doğuya doğru akar. Bu akıntının sınırları tam olarak bilinmemekle birlikte mevsimlere göre değişiklikler gösterir. Yılın ikinci yarısında güney sınır, batıda orta ve doğudakine nazaran ekvatora daha yakındır. Okyanusun genelinde ters akıntı 4°N-5°N enlemleri arasında veya 8°N-10°N enlemleri arasındadır.
Kuzey Ekvator Akıntısı'nın bir kuzey sınırı yoktur. Bu batı yönlü akıntı, kuzeyde rüzgarların azalmasıyla beraber gücünü yitirir. Bu akıntının kuvvetli olduğu bölge mevsimsel olarak değişkenlik gösterir. Açık denizde bu bölge kışın 20°N-24°N enlemleri arasında, yaz sonu ve sonbahar aylarında 30° N enlemi civarındadır.
Ekvator Ters Akıntısı yıl boyunca okyanusun bir yanından öbür yanına doğru doğu yönünde akar. Marttan Kasım ayına kadar olan bu ters akıntı, Güney Ekvator Akıntısı'nın kuzeye ve Kuzey Ekvator akıntısının bir kısmının da güneye Filipinler sahilinin doğusuna doğru kıvrılmasıyla oluşur. Aralık ile Şubat arasında Kuzey Ekvator Akıntısı, Ekvator Ters Akıntısı'nın tek kaynağıdır. Bu aylarda Güney Ekvator Akıntısı 140°E ile 150°E boylamları arasında güneye döner ve daha sonra güneydoğuya yönelir Kuzey Ekvator Akıntısı yıl boyunca Celebes Denizi'ne girer v« kuzeydoğu yönünde ilerleyerek ters akıntıya katılır. Ters akıntının en kuvvetli olduğu yer akıntının batı kısmıdır ve Halmahera'nın (Yeni Gine İle Celebes arasında) kuzeyinden 145°E boylamına kadar uzanır.
Kuzey Ekvator Akıntısı'nın büyük kısmı Luzon'un doğusunda kuzeydoğuya döner ve KURO SHIO AKINTISI'nı oluşturmak üzere Tayvan'ın doğu sahililine kadar akar. Kuro Shio Akıntısı sıcak olmasından dolayı Kuzey Atlantik'teki Gulf Stream'e benzer. Japon Adalarının güneyinde Kuro Shio Akıntısı Kuzeydoğu yönünde akar. Bu akıntı daha sonra Kuzey Amerika sahiline doğru akan KUZEY PASİFİK AKINTISI'nı oluşturur, Kamchatka'nın doğu kıyısından akarken Bering Denizi'nin soğuk sularıyla birleşir ve önce güneydoğu daha sonra doğu yönünde akar. Bu akıntıların tümü 35°N ile 50°N enlemleri arasında doğu yönlü akıntıların hakim olduğu geniş değişken akıntı şeridini oluşturur. Bu bölgenin soğuk kısmı ALEUTIAN AKINTISI adını alır ve bu akıntı 45°N enleminin kuzeyinde bulunur.
Okyanus suları kuzey Pasifik Akıntısı'nın güney kısmındaki okyanus suları güneydoğu ve güneye yönelerek değişken akıntı bölgesinin orta kısmına doğru akar. 150°W boylamının yakınında Kuzey Pasifik Akıntısı'nın geri kalan kısmı ve Aleutian Akıntısı'nın tamamı güneye, sonra güneybatıya dönerek Kuzey Ekvator Akmtısı'yla birleşir. Kıyı şeridinde bu güney yönlü akıntı KALİFORNİYA AKINTISI adını alır.
Kaliforniya Akıntısı aslında kıyıya ulaşmaz; Kasım ve Şubat ayları arasında DAVIDSON AKINTISI adıyla bilinen ters akıntı 48°N enlemine kadar kıyı yakınında kuzeye doğru akar. Yılın geri kalan aylarında Kaliforniya Akıntısı ve kıyı arasındaki boşluğu düzensiz akıntılar doldurur.
Ekvator Ters Akıntısı'nın doğu kısmında Orta Amerika kıyılarında, mevsimsel değişkenlikler yaşanır ve burada yıldan yıla değişken çok sayıda küçük akıntı girdapları bulunur. Yılın büyük bir bölümünde bu ters akıntı Orta Amerika kıyısında önce kuzeye daha sonra kuzeybatıya yönelerek Kuzey Ekvator Akıntısı'na karışır Yılın ilk aylarında bu akıntının bir kolu güneye dönerek Güney Pasifik'e ulaşır.
Pasifik Okyanusu'nun Kuzey Kısmı. Bering Denizi akıntıları hakkında fazla bilgi yoktur, ancak kıyıları da doğuda kuzey yönlü, batıda ise güney yönlü bir dolaşım mevcuttur. Soğuk güney yönlü akıntı Kamchatka’nın doğu sahiline akar ve KAMCHATKA AKINTISI adını alır. Sonra olduğu yer akıntının batı kısmıdır ve Halmahera'nın (Yeni Gine ile Celebes arasında) kuzeyinden 145°E boylamına kadar uzanır.
Kuzey Ekvator Akıntısının büyük kısmı Luzon'un doğusunda kuzeydoğuya döner ve KURO SHIO AKINTISI'nı oluşturmak üzere Tayvan'ın doğu sahililine kadar akar. Kuro Shio Akıntısı sıcak olmasından dolayı Kuzey Atlantik'teki Gulf Stream'e benzer. Japon Adalarının güneyinde Kuro Shio Akıntısı Kuzeydoğu yönünde akar. Bu akıntı daha sonra Kuzey Amerika sahiline doğru akan KUZEY PASİFİK AKINTISI'nı oluşturur, Kamchatka'nın doğu kıyısından akarken Bering Denizi'nin soğuk sularıyla birleşir ve önce güneydoğu daha sonra doğu yönünde akar. Bu akıntıların tümü 35°N ile 50°N enlemleri arasında doğu yönlü akıntıların hakim olduğu geniş değişken akıntı şeridini oluşturur. Bu bölgenin soğuk kısmı ALEUTIAN AKINTISI adını alır ve bu akıntı 45°N enleminin kuzeyinde bulunur.
Okyanus suları kuzey Pasifik Akıntısının güney kısmındaki okyanus suları güneydoğu ve güneye yönelerek değişken akıntı bölgesinin orta kısmına doğru akar. 150°W boylamının yakınında Kuzey Pasifik Akıntısının geri kalan kısmı ve Aleutian Akıntısının tamamı güneye, sonra güneybatıya dönerek Kuzey Ekvator Akıntısı'yla birleşir. Kıyı şeridinde bu güney yönlü akıntı KALİFORNİYA AKINTISI adını alır.
Kaliforniya Akıntısı aslında kıyıya ulaşmaz; Kasım ve Şubat ayları arasında DAVIDSON AKINTISI adıyla bilinen ters akıntı 48°N enlemine kadar kıyı yakınında kuzeye doğru akar. Yılın geri kalan aylarında Kaliforniya Akıntısı ve kıyı arasındaki boşluğu düzensiz akıntılar doldurur.
Ekvator Ters Akıntısının doğu kısmında Orta Amerika kıyılarında, mevsimsel değişkenlikler yaşanır ve burada yıldan yıla değişken çok sayıda küçük akıntı girdapları bulunur. Yılın büyük bir bölümünde bu ters akıntı Orta Amerika kıyısında önce kuzeye daha sonra kuzeybatıya yönelerek Kuzey Ekvator Akıntısı'na karışır Yılın ilk aylarında bu akıntının bir kolu güneye dönerek Güney Pasifik'e ulaşır.
Pasifik Okyanusu'nun Kuzey Kısmı. Bering Denizi akıntıları hakkında fazla bilgi yoktur, ancak kıyılan da doğuda kuzey yönlü, batıda ise güney yönlü bir dolaşım mevcuttur. Soğuk güney yönlü akıntı Kamchatka’nın doğu sahiline akar ve KAMCHATKA AKINTISI adını alır.
Merkezi Okyanus Bölgesi. 20°S ile 40°S enlemleri ve 90°W ile 180"W boylamları arasında gözlemlerin zor, akıntıların zayıf ve değişken olduğu bir bölge vardır.
Güney Pasifik'te saat ibrelerinin tersi yönündeki genel dolaşımının merkezi bu bölgede bulunur. Bu bölgede 30°S enlemine yakın birkaç girdap vardır.
Arktik Okyanusu
Arktik Okyanusu Havzasına olan en büyük su akışı Batı Svalbard Akıntısı'dır. Daha az bir miktar da Bering Boğazı'ndan girer. Arktik Okyanusu Havzasına akarsular ve yağışlar yolu ile tatlı su girişi olur.
Arktik Okyanusu'ndan dışa doğru olan ana akıntı, DOĞU GRÖNLAND AKINTISI'dır Barents Denizi'nin kuzeyinde, güneybatıya doğru olan Doğu Svalbard ve Bjomaya (Ayı Adası) akıntıları, Arktik Okyanusu'ndan çıkan daha küçük akıntılar olup Arktik Archipelgo adaları arasından doğuya, Baffin Körfezi'ne doğru yönelirler.
Arktik Okyanusu Havzasının doğu boylamlarında, batı yönünde zayıf bir akıntı vardır. Bu akıntı Svalbard ve Grönland arasında güneybatıya girerek Doğu Grönland Akıntısını oluşturur.
Sibirya sahili boyunca akıntı Kara Denizi'nden Bering Boğazı'na doğru doğu yönünde akar.
Güney Okyanusu
Doğu yönündeki Güney Okyanus Akıntısı; güney tarafta, Güney Atlantik, Güney Hint ve Güney Pasifik Okyanuslarında saat ibreleri yönünün tersi yönünde olan dolaşımını tamamlar. Bu akıntının güney sınırı net olarak belirlenmemiştir. Genel olarak akıntı doğudan kuzeye doğru döner ve 60°S enlemi civarında kuzeydoğu yönünü alır. Bir kolu doğu yönünde mevsime ve boylama bağlı olarak 62°S ile 67°S enlemleri arasında akar. Daha da güneye inince batı yönündeki kollar artar ve sonunda Antartika kıtasının sahillerine doğru giden batı yönünde bir akıntı ortaya çıkar. Graham Land'in kuzeyinde, Drake Geçidi'nin yapısı nedeniyle sahildeki batıya doğru olan hareketler engellenir ve kuzeydoğu yönünde bir akıntı oluşur.
GEL-GİT (MED-CEZİR)
Gel – git olayı, ay ve güneşin çekim etkisi sonucunda oluşan, suların periyodik olarak yükselme ve alçalmasıdır. Yükselmenin en yüksek seviyeye ulaştığı an yüksek su (high water), suların en düşük seviyeye indiği an ise alçak su (low water) olarak adlandırılır.
Yüksek ve alçak su arasındaki farka gel-git miktarı (range) denir. Bölgesel olarak değişiklik gösteren gel-git, miktarı sadece ayın evrelerine bağlı olmayıp deniz derinliğine, topografik yapıya ve sahillerin durumuna bağlıdır.
Gel-git olayı bazen denizcilere yardım ederken, bazen de Limana giriş ve çıkışlarını zorlaştırır. Gel-git akıntısı ise seyir sırasında bazen geminin hızını azaltır bazen arttırır. Gel-git olayının anlaşılması ve yararlı bir biçimde kullanılması amacıyla "gel-git akıntı cetvelleri" düzenlenmiş ve "Sailing Direction" larda (Seyir talimatları) geniş bilgiler verilmiştir.
Gel-git Tipleri
Bir su kütlesinin yapacağı periyodik salınım su kütlesinin boyutlarına bağlıdır. Okyanuslar bütün olarak bu salınım hareketine katılmazlar. Gel-giti oluşturan kuvvetlerin etkisiyle, yarım günlük, günlük ve karışık olmak üzere 3 değişik gel-git tipi oluşur. Ek olarak bir de güneş gel-gitinden bahsedilebilir.
a. Yarım Günlük (iki salınımlı) Gel-git. Bu tipte günde iki alçak su, iki
yüksek su görülür. Ardarda gelen iki alçak su ve iki yüksek su yükseklikleri arasında
çok büyük farklılık olmayıp periyodu 12 saat 25 dakikadır. Kuzey ve Güney
Amerika'nın Atlantik sahillerinin bir kısmı, Doğu Afrika kıyılan, Hint Okyanusu, Bengal Körfezi ve Batı Afrika ile Batı Avrupa kıyılarında görülür.
b. Günlük (Tek Salınımlı) Gel-git. Bu tip gel-git görülen bölgelerde her ay, günde bir defa yükselme bir defa da alçalma olup, periyodu 24saat 50dakikadır. Meksika Körfezi, Java Denizi, Tankin Körfezi Antillerin bir kısmı, Ohotsk Denizi kıyıları, Baltık da Fin ve Riga körfezlerinde görülür.
c. Karışık Gel-git. Günlük ve yarım günlük karakter taşıyabilirler. Yüksek su ve alçak su arasındaki fark çok fazladır. Amerika'nın Pasifik kıyılarında, Avustralya kıyılarında, Basra Körfezi'nde Ege Denizi'nde ve yer yer Arjantin kıyılarında görülür.
Güneş Gel - giti. Su kütlesindeki periyodik yükselme ve alçalma hareketlerinin ay ve güneşin çekim kuvvetleri etkisiyle olur. Genel kural olarak ana etken aynıdır. Fakat Güney Pasifik’te, Endonezya da güneşin etkisini daha fazla olduğu gel-gitler vardır. Periyodu 24 saat olan ve yüksek alçak suların her gün ayrı saatte meydana geldiği gel-gitlere Güneş gel-giti adı verilir.
Gel-Git Akıntıları
Gel-git akıntıları, suların periyodik olarak yükselip alçalmasıyla ilişkili olarak oluşan yatay akış hareketidir. Gel-gitin iki salınımlı olduğu birçok bölgede yüksek su, alçak su ve akıntı arasında kesin bir ilişki vardır. Akıntı atlaslarında ve deniz haritalarında, bu ilişkiden yararlanılarak yüksek su ve alçak sulardan belirli saatler sonraları, çeşitli mevkilere göre hesaplanmış akıntı yön ve hızları verilmiştir. Tek salınımlı gel-gitlerde ise zaman-akıntı ilişkisi sabit değildir. Sonuç olarak gel-git zamanı ile akıntı ilişkisi her yerde aynı değildir.
Gel-gitin zayıf olduğu denizlerde gel-git akıntıları da çok yavaş gelişir ve hızları 5cm/sn yi geçmez. Buna karşın gel-git miktarı fazla olan sularda kuvvetli gel¬git akıntıları gözlenir. Yine dar kanallarda, boğazlarda gel-git akıntılarının hızı artar.
Yarım günlük gel-gitde, akıntılar 6 saat 12 dk süreyle sahile, 12 dk'lık süreyle denize doğru akar.
ÇİĞ NOKTASI SICAKLIĞI TABLOSU
Islak Term.
SloC-J Kuru-Islak Termometre Sıcaklığı Arasındaki Fark °C
o o »1 q İT) q o o •n o in o T) o <n o in q a q
d d ~ ~ 00 00 9* » - - "
-16 -18 -21 -25 -30 -40
-15 -17 -19 -23 -27 -34 -54
-14 -16 -18 -21 -25 -30 -42
-13 -15 -17 -19 -23 -27 -35 -50
-12 -13 -16 -18 -21 -24 -30 -40
-11 -12 -14 -16 -19 -22 -26 -33 -48
-10 -11 -13 -14 -17 -20 -24 -28 -37
-9 -10 -12 -13 -15 -18 -21 -24 -30 -40
-8 -9 -10 -12 -14 -16 -19 -21 -26 -32 -43
-7 -8 -9 -11 -12 -14 -17 -19 -22 -26 -33 -52
-6 -7 -8 -9 -11 -12 -15 -17 -20 -22 -27 -34 -51
-5 -6 -7 -8 -9 -11 -13 -14 -17 -19 -23 -27 -34
-4 -5 -6 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -16 -18 -22 -26 -33
-3 -3 -4 -5 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -16 -19 -22 -26 -31 -36
-2 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -9 -10 -12 -14 -16 -18 -21 -25 -30 -35
-1 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -10 -11 -13 -15 -17 -20 -23 -28 -36
0 00 -1 -2 -2 -3 -4 -5 -7 -8 -9 -10 -12 -14 -16 -19 -22 -26 -32
+1 01 00 -1 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -9 -10 -12 -13 -15 -18 -20 -24 -29 -39
2 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -17 -19 -22 -27 -34
3 03 02 02 01 00 -1 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -9 -10 -12 -13 -15 -18 -21 -24 -30 -36
4 04 03 03 02 02 01 00 -1 -2 -2 -3 -4 -5 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -16 -19 -22 -26
5 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -9 -11 -13 -15 -17 -19
6 06 06 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -10 -11 -13 -15
7 07 07 06 06 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -10 -11
8 08 08 07 07 06 06 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8
9 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6
10 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 04 03 02 02 01 00 -1 -1 -2 -3
11 11 11 10 10 09 09 09 08 08 07 07 06 06 05 04 04 03 03 02 01 00 00 -1
12 12 12 11 11 11 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 04 03 02 02 01
13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 04 03
14 14 14 13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05
15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10 09 09 08 08 07 07 06
16 16 16 15 15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 11 11 11 10 10 09 09 08 08
17 17 17 16 16 16 16 15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10
18 18 18 18 17 17 17 16 16 16 16 15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 11 11
19 19 19 19 18 18 18 17 17 17 17 16 16 16 15 15 15 15 14 14 14 13 13 13
20 20 20 20 19 19 19 19 18 18 18 18 17 17 17 16 16 16 16 15 15 15 14 14
21 21 21 21 20 20 20 20 19 19 19 19 18 18 18 18 17 17 17 17 16 16 16 15
22 22 22 22 21 21 21 21 21 20 20 20 20 19 19 19 19 18 18 18 18 17 17 17
23 23 23 23 22 22 22 22 22 21 21 21 21 20 20 20 20 20 19 19 19 19 18 18
24 24 24 24 23 23 23 23 23 22 22 22 22 22 21 21 21 21 20 20 20 20 20 19
25 25 25 25 24 24 24 24 24 24 23 23 23 23 23 22 22 22 22 21 21 21 21 21
26 26 26 26 26 25 25 25 25 25 24 24 24 24 24 23 23 23 23 23 22 22 22 22
27 27 27 27 27 26 26 26 26 26 26 25 25 25 25 25 24 24 24 24 24 23 23 23
28 28 28 28 28 27 27 27 27 27 27 26 26 26 26 26 26 25 25 25 25 25 24 24
29 29 29 29 29 28 28 28 28 28 28 28 27 27 27 27 27 27 26 26 26 26 26 25
30 30 30 30 30 29 29 29 29 29 29 29 29 28 28 28 28 28 27 27 27 27 27 27
BAĞIL NEM TABLOSU
Islak Term. Sıc. (°C) Kuru - Islak Termometre Farkı (°C)
0f> 1 0 1 5 ?0 ?5 30 3.5 40 45 50 5 5 60 6 5 70 75 80 8 5 90 9 5 10 11
0 90 81 72 64 56 50 42 36 30 25 20 15 10 6 4 - - - - - -
1 91 82 73 66 58 52 45 39 33 28 23 18 14 10 6 2 - - - -
2 92 83 74 67 60 54 46 42 36 31 25 22 17 13 9 6 2 - -
3 92 83 75 69 62 56 50 44 39 34 29 25 20 16 12 9 6 3 - - -
4 92 84 76 70 63 57 52 46 41 36 32 28 23 19 15 13 9 6 3 1 -
5 93 85 78 71 64 59 53 48 43 39 34 30 26 23 18 16 12 10 6 4 1
6 93 85 79 72 66 61 55 50 45 41 36 33 28 25 22 18 15 13 9 7 4
7 93 86 79 73 67 62 57 52 47 43 39 35 31 28 24 21 18 15 12 10 7
8 93 86 80 74 69 63 58 54 49 45 41 37 33 30 26 24 21 18 15 13 10
9 93 86 81 75 70 65 60 56 51 47 43 39 35 32 29 26 23 20 17 16 13
10 94 86 82 76 71 66 61 57 52 48 44 41 37 34 31 28 25 23 20 18 15
11 94 87 82 77 72 67 62 58 54 50 46 43 39 36 33 30 27 25 22 20 18
12 94 88 83 78 73 68 63 59 55 52 48 44 41 38 35 32 29 27 24 22 20
13 94 89 83 78 74 69 65 61 56 53 49 46 43 40 36 34 31 29 26 25 22
14 94 89 84 79 74 70 66 62 58 54 50 47 44 41 38 36 33 31 28 26 24
15 95 89 84 80 75 71 67 63 59 55 52 49 45 43 40 37 34 33 30 28 26
16 95 90 85 80 76 72 67 64 60 57 53 50 47 44 41 39 36 34 31 30 27
17 95 90 85 81 77 72 68 65 61 58 54 52 48 46 43 40 38 36 33 31 29
18 95 90 86 81 77 73 69 66 62 59 55 53 49 47 44 42 39 37 35 33 30
19 95 91 86 82 78 74 70 66 63 60 56 54 50 48 45 43 40 39 36 34 32
20 95 91 86 82 78 74 71 67 64 61 57 55 52 49 46 44 42 40 37 36 34
21 95 91 87 82 79 75 71 68 64 62 58 56 53 51 48 46 43 41 39 37 35
22 95 91 87 83 79 75 72 69 65 63 59 57 54 52 49 47 44 42 40 38 36
23 95 91 87 83 80 76 72 69 66 63 60 58 55 53 50 48 45 43 41 39 37
24 96 92 87 84 80 77 73 70 67 64 61 59 55 53 51 49 46 44 42 40 38
25 96 92 88 84 80 77 74 70 67 65 62 59 56 54 52 50 47 45 43 42 40
26 96 92 88 85 81 78 74 71 68 66 62 60 57 55 52 51 48 46 45 43 41
27 96 92 88 85 82 78 75 72 69 66 63 61 58 56 53 52 49 48 46 44 42
28 96 92 89 85 82 79 75 73 69 67 64 62 59 57 55 53 50 49 46 45 43
29 96 92 89 85 82 79 76 73 70 67 65 62 60 58 55 54 51 50 47 46 44
30 96 93 90 86 83 79 76 73 70 68 66 63 61 59 56 54 52 50 48 47 45
BÖLÜM 12
DEVLET METEOROLOJİ İŞLERİ GENEL MÜDÜRLÜĞÜNÜN
DENİZCİLER VE GEMİCİLERE VERDİĞİ
METEOROLOJİK HİZMETLER
3254 sayılı kanunla kurulan DMİ Genel Müdürlüğü Türkiye'nin hava ve deniz yollarında askeri ve sivil seyrüseferin meteorolojik desteğini sağlamakla görevlidir. Ayrıca, uluslararası andlaşmalarla 15 Doğu Boylamının doğusunda kalan Akdeniz, Ege, Marmara ve Karadeniz'de seyreden askeri ve sivil gemilerin meteorolojik desteği¬ni sağlamak görevi de kendisine verilmiştir.
Halen Bandırma, Samsun ve Gölcük Deniz Meteoroloji İstasyonları meteorolojik hizmet vermektedir. Bunlardan Bandırma Deniz Meteoroloji İstasyonu, WMO sorumlulu¬ğu gereği 15 E Boylamının doğusunda kalan denizler (Akdeniz, Marmara, Karadeniz ve Ege) için istidlal yapan İngilizce ve Türkçe yayın veren tek istasyonumuzdur (EK-1).
Samsun Meteoroloji İstasyonu, Bandırma'dan aldığı istidlalleri yayınlar ve Kara¬deniz'de seyreden gemilere hizmet verir. Yayınlar Türkçedir. Gölcük Meteoroloji istas¬yonumuz ise Donanmamıza hizmet vermek amacıyla kurulmuştur. Bandırma'nın yayın¬ladığı istidlallerden faydalanarak Deniz Kuvvetlerimizin isteklerini karşılamak için hizmet¬te bulunur.
Bu üç istasyona ek olarak İstanbul/Karaköy'de sadece gündüz hizmet veren yerli ve yabancı kaptanlara brifing verebilecek bir Deniz İrtibat Bürosu bulunmaktadır.
Son yıllarda önemli gelişmeler gösteren Yat Turizmini desteklemek amacıyla, Kültür ve Turizm Bakanlığı ile müştereken hazırlanan "Yat Turizmi Meteorolojik Destek Projesi" hazırlanarak 01/07/1985 tarihinden itibaren uygulamaya başlanmıştır. Proje, Hopa'dan İskenderun'a kadar bütün kıyılarımızda özellikle Marmara, Ege ve Akdeniz kıyılarında gelişmekte olan yat turizmine büyük destek sağlamaktadır.
Proje kapsamına giren deniz meteoroloji istasyon sayısı 32'dir. Ankara (Merkez) da günde iki defa hazırlanan ve 24 saatlik süreyi kapsayan deniz tahmin raporları yayınlanmak üzere bu istasyonlara gönderilir. Yayınlar, uluslararası andlaşmalarla meteorolojik hizmetlere tahsis edilen frekanslarda VHF cihazı ile 16.kanaldan dinleme ve 67.kanaldan yayın yapmaktadır. Yayın saatleri hergün 08.30, 10.30, 12.30, 14.30, 16.30, 18.30, 20.30 lokal saatlerde 5'er dakika ara ile 3 defa tekrarlanmaktadır. Ege ve Akdeniz'de İngilizce-Türkçe, diğer denizlerde Türkçe'dir.
Ayrıca, TRT'ye günde kısa ve uzun olmak üzere 10 defa Denizciler ve Balıkçılar için hava raporu verilmekte ve Meteorolojinin Sesi Radyosu'ndan (43.3 m kısa dalga) günde 10 defa 07.00-19.00 saatleri arasında denizciler için hava raporu yazdırılmaktadır.
BÖLÜM 13
METEOROLOJİ GENEL MÜDÜRLÜĞÜNCE VERİLEN
DENİZ METEOROLOJİSİ
HİZMETLERİ
Hergün Deniz Tahmin Merkezince hazırlanmakta olan (12, 24, 48, 72 saatlik) deniz tahmin raporları (Antalya, Alanya, Bodrum, Marmaris, Bandırma, Gökçeada, Kuşadası) deniz yayın istasyonlarına gönderilmektedir.
Bu istasyonalara ait fax telefonları ile Genel Müdürülüğümüzün 0-312-360 79 12 ve 0-312-314 11 96 fax telefonu aranmak suretiyle ek 1 de verilen Deniz Tahmin Haritası elde edilmektedir.
Bundan başka Turizm Bakanlığı Yat İşletmelerinin 0-312-490 98 45 nolu fax'ina ve aşağıda telefon ve fax numaraları bulunan marinalara da deniz tahmin raporları gönderilmektedir.
Turban Kuşadası Marina Tel: 0-256-61417 52 Fax: 0-256-614 17 58
Turban Kemer Marina Tel: 0-242-814 14 90 Fax: 0-242-814 15 52
Turban Bodrum Marina Tel: 0-252-316 18 60 Fax: 0-252-316 14 06
Turban Antalya Kaleiçi Marina Tel: 0-242-242 36 76 Fax: 0-242-242 36 75
İstanbul Ataköy Marina Tel: 0-212-560 63 38 Fax: 0-212-560 72 70
Amiral Fahri Korutürk Marina
Kalamış-İstanbul Tel: 0-216-346 20 46 Fax: 0-216 346 16 56
İzmir Levent Marina Tel: 0-232-277 11 11 Fax: 0-232-259 90 49
Çeşme Altınyunus Marina Tel: 0-232-723 16 31 Fax: 0-232-723 32 52
Marmaris Netsel Marina Tel: 0-252-412 34 30 Fax: 0-252 412 55 47
Marmaris Albatros Marina Tel: 0-252-486 82 04 Fax: 0-252-486 82 06
Orhaniye Marmaris Bay Marina Tel: 0-252-645 10 16 Fax: 0-252-645 14 55
Göcek Club Marina Tel: 0-242-229 13 40 Fax: 0 242 241 20 56
METEOROLOJİNİN SESİ RADYOSUNUN DENİZ YAYINLARI:
Meteoroloji Genel Müdürlüğüne ait "Meteorolojinin Sesi" radyosunun her gün 43.3 m kısa dalga üzerinden denizciler ve balıkcjlar için denizlerimize ait tahmin rapor¬larını yayınlamaktadır. Yayın saatleri, 08 , 11 , 14 , 18 saatlerinde olmak üzere günde dört defa yayınlanmaktadır.
FM BANDINDAN DENİZ METEOROLOJİ YAYINI YAPAN TURİZM RADYOLARI:
Radyo Merkezleri: Yayın Frekansı (MHz):
Bodrum 97.4
Antalya 100.6
Marmaris 101.0
Pamukkale 101.0
İzmir 101.6
İstanbul 101.6
Kuşadası 101.9
Nevşehir 103.0
Kalkan 105.9
Yayın Saatleri:
08.30, 10.30 , 12.30 ve 21.30 Haber bülteninin ardından
11.05 ve 19.35 Enformatif Bilgiler Programının ardından
HAVA KÜTLELERİ, CEPHELER, ALÇAK VE YÜKSEK BASINÇ ALANLARI
Atmosferde, meteorolojik elemanlar (sıcaklık, nemlilik, rüzgar, bulutluluk v.b) yükseklikle önemli değişimler gösterdiği gibi yatay doğrultuda da değişim gösterirler.
Atmosferde, meteorolojik elemanların yatay olarak çok az değişim gösterdiği büyük hava parçaları ile bu elemanların keskin değişim gösterdiği dar zonlar vardır. Geniş bir bölgeyi kaplayan böyle büyük hava parçalarına, hava kütlesi, dar zonlara da cephe zonu denir.
HAVA KÜTLELERİ
Büyük bir üniform yüzey üzerinde, bu yüzeyle denge durumuna erişinceye kadar kalarak, belirli fiziksel karakteristikler kazanan ve yatay doğrultuda (özellikle sıcaklık ve nem bakımından) aşağı yukarı homojen olan büyük hava parçalarına, hava kütlesi denir. Bir hava kütlesinin karakteristik ölçeği (kapladığı yatay alan) 10.000 000 km2 kadar olup, derinliği ise 2-3 km kadardır. Hava kütlesi bazen tropopoza kadar çıkabilir.
Hava Kütlelerinin Sınıflandırılması
Bir hava kütlesindeki elemanların karakteristik değerleri, o hava kütlesinin tipini tayin eder. Hava kütlesi, üniform bir yüzey üzerinde, uzun süre kalırsa, bazı özellikler kazanır. Bu özellikler başlıca iki guruba ayrılır:
1. Hava kütlesinin bulunduğu bölgeye ait coğrafik (enlem, mevsim, güneşlenme gibi) faktörlerin kazandırdıkları özellikler,
2. Hava kütlesinin üzerinde kaldığı kara ve deniz yüzeylerinin özellikleri.
Buna göre hava kütleleri coğrafik termodinamik olarak iki şekilde sınıflandırılabilir.
Coğrafik Sınıflandırma. Hava kütleleri, oluştukları coğrafik bölgeye göre dört ana tipe ayrılır.
• Arktik hava kütlesi : A
• Polar hava kütlesi : P
• Tropikal Hava kütlesi : T
• Ekvatoryal hava kütlesi : E
Arktik Hava Kütlesi (A): Arktik ve antarktik bölgede doğar. Diğer hava kütlelerine göre, en düşük sıcaklığa ve en düşük mutlak neme sahiptir. Arktik bölge antisiklonlarının tipik havasıdır.
Polar (veya subpolar). Hava Kütlesi (P): Subpolar antisiklonların tipik havasıdır.
Tropikal (veya subtropikal) Hava Kütlesi (T) : Subtropikal antisiklonların tipik havasıdır.
Ekvatoryal Hava Kütlesi (E) : Kuzey ve güney yarımküredeki subtropikal antisiklonların arasında kalan bölgede doğar. Alize rüzgarları kuşağının ekvator bölümünün tipik havasıdır.
Yukarıdaki hava kütlelerinin çoğu, oluştukları yüzeye göre kontinantal (karasal) ve maritim (denizsel) olarak ikiye ayrılır:
cA : kontinental arktik hava kütlesi mA: maritim arktik hava kütlesi
cP : kontinental polar hava kütlesi mP: maritim polar hava kütlesi
cT : kontinental tropikal hava kütlesi
mT : maritim tropikal hava kütlesi
E : ekvatoryal hava kütlesi (alt tipi yok)
S :: Superiyor hava kütlesi (alt tipi yok)
Superiyor Hava Kütlesi: Bu hava kütleleri, sadece çökme sonucunda oluşurlar. Yeryüzü ile doğrudan ilişkileri yoktur. Sıcaklık enversiyonu üzerinde meydana gelirler. Son derece kuru olan bu hava kütleleri nadiren yeryüzüne inerler. Genel olarak, hakim batılı rüzgarlar kuşağının güney yarısı ile subtropikal antisiklonların kuzey yarısının kapladığı bölgelerde oluşurlar.
Termodinamik Sınıflandırma . Bu sınıflandırmaya göre hava kütleleri sıcak ve soğuk olmak üzere iki ana tipe ayrılırlar:
Sıcak Hava Kütlesi : Geldiği bölgede sıcaklık yükselmesine sebep olan hava kütlesidir. Genel olarak, sıcak bir hava kütlesinin sıcaklığı, üzerinde hareket ettiği yüzeyin sıcaklığından daha fazladır.
Soğuk Hava Kütlesi : Geldiği bölgede, sıcaklık düşmesine sebep olan hava kütlesidir. Genel olarak, soğuk bir hava kütlesinin sıcaklığı, üzerinde hareket ettiği yüzeyin sıcaklığından daha düşüktür.
Termodinamik sınıflandırmada, hava kütleleri, üzerinde hareket ettiği yüzeyden daha sıcak veya daha soğuk olmasına göre sınıflandırılırlar. Hava kütlesi, üzerinde hareket ettiği yüzeyden daha soğuk ise, bu hava kütlesine, soğuk anlamına gelen k (kalt), daha sıcak ise, sıcak anlamına gelen, w (warm) harfi konur. Buna göre yukarıda belirtilen hava kütleleri, sıcak ve soğuk olmak üzere ayrıca iki tipe daha ayrılır:
Termodinamik sınıflandırma, aşağı seviyelerdeki havanın stabilite (kararlılık) koşullarını, aşağıdan olan değişim tipini ve hava kütlesi içindeki hava koşullarını belirtir, örneğin bir hava kütlesi, soğuk bir yüzey üzerinden geçtiği zaman, hava kütlesi içinde, aşağıdaki karakteristikler görülebilir:
• Aşağı seviyelerde karartı bir tabakalamaya uyan düşey-sıcaklık dağılışı,
• Kararlı hava içindeki sis, duman veya pustan dolayı küçük bir görüş mesafesi,
• Zayıf rüzgar ve türbülansız bir hava,
• Stratiform (tabakalı) karakterde bulutlar (stratus, stratocumulus veya sis),
• Çisenti veya hafif yağmur.
Soğuk bir hava kütlesi, sıcak bir yüzey üzerinden geçtiği zaman, hava kulesi alttan ısınarak kararlılığı azalır, okyanus, göller ve kara yüzeyinden olan buharlaşma ile nem kazanır. Bu durumda, hava kütlesi içinde aşağıdaki karakteristikler görülebilir:
• Aşağı seviyelerde kararsız bir tabakalaşma
• iyi bir görüş uzaklığı
• Türbülanslı bir hava
• Konvektif karakterli bulutlar (cumulus, cumulonimbus v.b)
• Sağanak şeklinde yağışlar, oraj.
Hava Kütlelerinin Değişimi . Bir hava kütlesi, doğuş bölgesinden ayrılınca, bazı değişimlere uğrar. Bu değişimler üç tiptedir:
1. Termodinamik değişim
2. Mekanik değişim
3. Türbülansla değişim
1. Termodinamik değişim :
a. Alttan ısınmayla değişim : Soğuk bir yüzeyden sıcak bir yüzeye geçişle
veya yerin ısınmasıyla olur.
b. Alttan Soğumayla değişim : Sıcak bir yüzeyden soğuk bir yüzeye geçişle,
veya yer yüzeyinin radyatif soğumasıyla olur.
c. Nem ilavesiyle değişim : Yeryüzünden olan buharlaşmayla, veya
düşen yağışın buharlaşmasıyla olur.
d. Nemin havadan ayrılması ile (yoğunlaşmayla) değişim
2. Mekanik değişim
a. Düşey sıcaklık gradyanı üzerindeki diverjans veya konverjansın etkisiyle
olabilir.
b. Çökme : Yerde diverjansla, daha soğuk bir hava kütlesi üzerinden aşağıya doğru hareketle ve bir engebeden inişle olabilir.
c. Yükselme: Soğuk bir hava kütlesi üzerinde yükselmeyle, yerdeki yatay konverjansla ve bir engebeye tırmanmayla olabilir.
d. Yeni özelliklerin (yatay hava hareketiyle) taşınmasıyla (adveksiyonla) olabilir.
3. Türbülansla değişim :
Yeryüzü ve atmosfer arasındaki, radyasyonla ısı alışverişi, ortalama olarak yerden 50 m'ye kadar olan tabaka içinde olur. Oysa, yeryüzü ile atmosfer arasında türbülansla olan ısı alışverişi, büyük yüksekliklere kadar etkindir.
Türbülanslı hava hareketiyle, aşağı tabakalar ile yukarı tabakalar arasında kütle taşımımı olduğundan ısı alışverişi de olur.
Sıcak ve Soğuk Hava Kütlelerinin Kararlılığı (Stabilitesi).
Düşey hava akımları, dağlar veya havanın temas ettiği yüzey tarafından ısıtılması veya soğutulmasıyla oluşur. Kararlı hava bu düşey akımlara direnir ve hızla normal durumuna döner. Kararsız hava ise düşey akımların artmasına izin verir.
BÖLÜM 10
TROPİKAL SİKLONLAR
TROPİKAL SİKLONLAR
Tropikal bölgelerde çok güçlü fırtınalar halinde beliren tropikal siklonlar, bir merkeze doğru esen, sürtünme ve coriolis kuvvet etkisiyle dönüş gösteren tipik birer girdaptırlar. Bu sebepten denizcilikte Dönen Fırtınalar olarak da adlandırılırlar. Tropikal fırtına sırasında gözlenen şiddetli yağış, 12 bofora (beaufort) kadar çıkabilen rüzgar şiddeti, oluşan büyük ve karışık dalgalar deniz ulaşımında ve sahil bölgelerinde büyük tehlike oluştururlar.
Tropikal bölgelerde oluşan alçak basınç merkezleri rüzgar şiddetlerine göre;
7 Bofor : Tropikal depresyon
8-11 Bofor: Tropikal Fırtına
12 Bofor Hurricane olarak ifade edilirler.
Tropikal siklonlar, oluştukları bölgelere göre de değişik isimler alırlar.
Kuzey Atlantik ve Kuzeydoğu Pasifik : Hurricane
Kuzeybatı Pasifik: Tayfun
Arap Denizi, Bengal Körfez, Güney Hindistan ve Güney Pasifik : Siklon
Kuzey ve Batı Avusturalya : Willy Willies
Tropikal Siklonların Oluşumu ve Oluşum Bölgeleri
Tropikal fırtınaların yapısı ve mekanizması hakkında çok şey bilinmesine rağmen henüz bilinmeyen noktalar da vardır. Tropikal siklonların şiddetlenip şiddetlenmeyeceği konusunda, üzerinde anlaşmaya varılmış kesin bir kriter yoktur. Pek çok otorite bir tropikal siklonun gelişmesinde aşağıda verilen koşullardan en az ilk ikisinin olması gerektiğini ifade etmektedirler.
• Büyük bir alanı kaplayan denizin su sıcaklığının 26°C yi (bazılarına göre 27
°C yi) aşması.
• Siklonik bir hareketin (dönüşün) oluşabilmesi, yani coriolis kuvvetin etkin
olabilmesi için tropikal siklonun yerinin ekvatorun en az 5° kuzey veya 5°
güneyinde olması
• Troposferde, küçük düşey rüzgar kaymasının1 olduğu bir bölgenin mevcut
olması.
• Orijini ne olursa olsun bir depresyonun varlığı.
Bir hurricane'deki büyük enerjinin ana kaynağı, kuvvetli konvektif hareketlerin olduğu tropiklerde yükselen nemli havanın yoğunlaşmasıyla açığa çıkan büyük çaptaki yoğunlaşma gizli ısısıdır. Ekvator civarında havanın ısınma nedeniyle hızla yükselmesi ve adyabatik olarak fazla soğuması cumuluform bulutların oluşmasına neden olur.
Şayet, oluşan tropikal siklon karalara doğru hareket ederse havanın neminin azalması ve sürtünme nedeniyle hızla yok olur. Tropikal siklon tekrar deniz üzerine hareket ederse, yeniden şiddetlenir. Deniz üzerine dönen tropikal siklon, yüksek enlemlere doğru hareket ederse yüzey sıcaklığı azaldığından yine tropikal siklon kaybolur.
Tropikal siklonların uygun koşullarda geliştiği doldrum kuşağı, Temmuz ve Ağustos aylarında kuzey yarımküreye, Ocak, Şubat ve Mart aylarında güney yarımküreye kayar. Söz konusu bu aylar tropikal siklonların oluştuğu aylardır. Farklı olarak, Arap Denizi ve Bengal körfezinde, sonbaharın sonunda oluşan kuvvetli fırtınalar Asya' da esen muson rüzgarlarının etkisi ile açıklanabilir.
Tropikal siklonlar belirli zamanlarda ve 8 ayrı bölgede gelişmektedir.
BÖLÜM 11
OKYANUSLAR VE DENİZLER HAKKINDA BİLGİLER VE OKYANUS AKINTILARI
OKYANUS VE DENİZLER
Okyanus ve denizler yerkürenin çukur bölümlerini dolduran, birbirleriyle ilişkili su kütleleridir. Yerküre üzerinde geniş bir alan oluşturan su kütlelerinin sınırları çok belirli olmayan geniş bölümleri için okyanus; sınırlan daha belirli bölümleri için deniz terimi kullanılır. Okyanus ve denizlerin kara içinde oluşturdukları geniş girintilere körfez, körfezden daha küçük boyuttaki girintilere de koy denir. Okyanus ile denizler veya denizlerle denizler arasındaki ilişkileri sağlayan geçitlere boğaz, bu geçidin en sığ yerine de eşik denir.
Okyanuslar, denizlere göre çok daha geniş bir alana sahip olup ortalama derinlikleri oldukça fazladır. Okyanusların büyük bölümü güney yarımkürede, (%80,9'u su %19,1'i kara) daha az bölümü de kuzey yarımkürede (%60,7'si su, %39,3'ü kara) dır.
Denizler, topografik ve hidrografik özelliklerine göre dört bölümde incelenebilir:
• Kenar denizler
• Kıtalararası denizler
• İç denizler
• Kapalı denizler
Kenar Denizler: Okyanusların çevresinde yer alan denizlerdir. Okyanusun körfezlerini oluştururlar. Derinlikleri fazladır. (Örneğin, Manş Denizi)
Kıtalararası Denizler: Bağlı oldukları okyanuslarla zayıf ilişkisi bulunan denizlerdir. Kıtaların içine girmiş olup derinlikleri daha azdır, (örneğin, Akdeniz)
İç Denizler: Dar ve derin olmayan bir eşikle başka bir denize açılan denizlerdir (Örneğin, Karadeniz).
Kapalı Denizler: Bunların, okyanus veya diğer denizlerle ilişkileri yoktur, (örneğin, Hazar Denizi).
Yeryüzündeki Okyanus ve Denizler
Yerkürenin yaklaşık %71'ini kaplayan su kütlesinin okyanusları oluşturan bölümleri, zamana ve araştırmacılara göre değişiklik göstermiştir. Önceleri Atlantik, Pasifik, Hint, Arktik ve Antartik Okyanusları olmak üzere beş okyanusun varlığı kabul edilmişti. Günümüzde ise, diğer okyanusları Antartik Okyanusu'ndan ayıran doğal bir sınır olmaması nedeniyle, Atlantik, Pasifik, Hint ve Arktik Okyanusları olmak üzere dört okyanusun varlığı kabul edilmektedir.
Okyanuslara Bitişik Denizler
Atlantik Okyanusuna Bitişik Denizler
Kuzey Denizi Karadeniz Gine Körfezi
Baltık Denizi Karayib Denizi Hudson Körfezi
Akdeniz Meksika Körfezi
Pasifik Okyanusuna Bitişik denizler
Alaska Körfezi Bering Denizi Okhotsk Denizi Doğu Çin Denizi Sulu deniz
Kaliforniya Körfezi Güney Çin Denizi Mercan Denizi
Moluk Denizi Java Denizi
Seran Denizi Bali Denizi
Arafura Denizi Tımar Denizi
Japon Denizi Sarı Deniz
Selebes Denizi
HintOkyanusuna Bitişik Denizler:
Kızıl Deniz Bengal Denizi
Iran Körfezi Andaman Denizi
Umman Denizi
Arktik Okyanusuna Bitişik Denizler:
Norveç Denizi Laptev Denizi Beaufort Denizi
Grönland Denizi Doğu Sibirya Denizi Baffin Denizi
Barent Denizi Beyaz Denizi Karadeniz
Tablo 1. Okyanusların alanları, Hacimleri v« Ortalama Derinlikleri
Okyanus Alan (10° km') Hacim (10" km') Ort. Derinlik
Atlantik Oky. 94.314 337.210 3575
Pasifik Oky. 181.033 714.410 3940
Hint Oky. 74.118 284.608 3840
Arktik Oky. 12.257 13.702 1117
DALGALAR
Dalgalar, deniz yüzeyinin tepe ve çukurlar meydana getirerek oluşturduğu periyodik salınımlardır.
Çukur ile tepe noktası arasındaki düşey mesafeye dalga yüksekliği (H), çukur ile dip arasındaki (düşey) mesafeye su derinliği (h), iki tepe arasındaki yatay mesafeye dalga boyu (L), dalgaların ard arda iki tepesinin belirli bir noktadan geçiş süresine dalga periyodu (T) denir. Dalga boyunun periyoda bölünmesiyle dalga hızı (v) elde edilir.
Dalgaların Sınıflandırılması
Okyanus ve denizlerde oluşan dalgalar çeşitli özelliklerine göre dört şekilde sınıflandırılır:
• Dalgaların periyotlarına göre sınıflandırma
• Deniz yüzeyinin görünümüne göre sınıflandırma
• Dalgaların diple olan ilişkilerine göre sınıflandırma
• Dalgalan yaratan kuvvetlere göre sınıflandırma
Periyotlarına Göre Dalgalar. Bu sınıflandırmada dalgalar aşağıdaki gruplara ayrılırlar:
1. Kapiller dalgalar
2. Gravite dalgaları
3. Uzun periyotlu dalgalar
4. Gel-git (med-cezir) dalgaları
5. Çok uzun periyotlu dalgalar
Özellikle uzun periyotlu dalgalarda su zerreciklerinin düşey yer değiştirmesi, yatay yöndeki yer değiştirmeden çok küçüktür. Kısa periyotlu dalgalarda hareket, daha çok yüzeyde olup, düşey ve yatay yöndeki su zerreciklerinin hızları aynıdır.
Deniz Yüzeyinin Görünümüne Göre Dalgalar. Bu sınıflandırmada dalgalar iki gruba ayrılır:
1. İlerleyen dalgalar
2. Duran (stasyoner) dalgalar
İlerleyen dalgalar belirli bir yönde ilerledikleri halde, duran dalgalar ilerlemezler, sadece su yüzeyi düşey olarak salınır.
Su Derinliğiyle Olan İlişkilerine Göre Dalgalar . Bu sınıflandırma, dalga şekliyle su derinliği arasındaki ilişkilere göre üç gruba ayrılır:
1. Derin su dalgaları
2. Sığ su dalgaları
3. Geçiş dalgaları
Derin su dalgasında su derinliği, dalgaboyunun yarısından fazladır (h > L/2). Sığ su dalgasında, su derinliği, dalga boyunun (1/20) sinden azdır. Sığ su dalgaları zeminden etkilendikleri halde, derin su dalgaları zeminden etkilenmezler. Dalga boylarının 1/2 ile 1/20 arasındaki derinliklerde oluşan dalgalara da geçiş dalgaları denir.
Kendilerini Yaratan Kuvvetlere Göre Dalgalar. En önemli sınıflandırma, dalgaları yaratan kuvvetlere göre olan sınıflandırmadır. Bu sınıflandırmada dalgalar dört ana bölüme ayrılır:
1. Rüzgar dalgaları
2. iç dalgalar
3. Duran dalgalar
4. Katostrafik dalgalar
1. Rüzgar Dalgaları. Yüzeyde esen rüzgarlar, enerjilerinin bir kısmını sürtünme ile deniz yüzeyine aktarırlar. Deniz yüzeyinin kazandığı bu enerji ile dalgalar oluşur. Öncelikle, su yüzeyinde parçacıklar halinde ve hemen gözden kaybolan dalgacıklar oluşur. Bunlara kapiler dalgalar denir. Bunların dalgaboyu 1,73 cm.den küçüktür. Dalga boyu (1.73 cm.den fazla) olan dalgalara da gravite dalgaları denir.
Rüzgar etkisiyle oluşmuş dalgaların büyüklüğü, sadece rüzgarın şiddetine bağlı olmayıp, rüzgarın esme süresi ve deniz yüzeyinde esme mesafesine de bağlıdır.
Devamlı esen rüzgarların etkisiyle oluşan dalgalar,
a. Deniz dalgaları
b. ölü deniz dalgaları (swell/solugan)
c. Çatlaklar
olarak üç grupturlar.
Fırtına merkezinde ilk olarak deniz dalgaları oluşur. Oldukça düzensiz olan bu dalgalar, başlangıçta uzun periyotlu iken, başlangıç noktasından ayrıldıktan sonra, yüksek hızlarından dolayı kısa ve daha yavaş dalgalara dönüşürler. Bu dalgalarda serpinti, köpük ve kırılma ortadan kalktığından, yavaş ve düzenli bir şekilde ilerlerler. Oldukça düzenli harekete sahip bu dalgalara ölü deniz dalgaları adı verilir. Bu dalgalar, direkt olarak rüzgarın etkisinde gelişmezler. Bulunduğu bölgede rüzgar durmuştur veya dalga hareketi rüzgarlı bölgelerin dışındadır, ölü deniz dalgaları yuvarlak tepeleri ve sinüsoidal şekle yaklaşan, çukur kısımlarıydı orijinlerini oluşturan dalgaların daha basit şeklini gösterirler.
2. İç Dalgalar. Birçok özellikleriyle rüzgar kökenli dalgalara benzeyen bu dalgalar,
farklı yoğunluğa sahip iki su tabakası arasında oluşur ve genellikle gözle
görünmezler. Açık denizlerde 100 metrelik düşey bir yüksekliğe sahiboldukları
halde, sığ sularda ve sahillerde bu yükseklik 10 metre civarındadır. Periyotları
oldukça değişkendir.
3. Duran Dalgalar. Bu dalgalar, koy, körfez ve okyanusların lokal olarak kapalı
bölgelerinde ve göllerde oluşurlar. Dalga boyları uzun ve dalga yükseklikleri azdır.
Periyotları, dalgaboyuna bağlıdır. Bu dalgalar, ani atmosfer basınca değişimlerinden
şiddetli fırtına sonucu oluşan dalgaların, fırtınadan sonra yavaşlamasından veya su
yüzeyinin ani bir düzensizliğinden oluşurlar.
4. Katostrafik Dalgalar. Periyotları çok kısa olan, uzun dalgalardır.
a. Tsunami,
b. Fırtına dalgaları,
c. Heyelan dalgaları
olarak üç tiptir.
a. Tsunamiler. Denizaltında meydana gelen volkanik faaliyetlerden, denizaltı
faylarından veya deniz dibindeki çamur kaymaları sonucunda oluşurlar Binlerce
kilometre ilerleyebilirler. Hızları, derinliğe bağlı olup, periyotları 15 saniye kadardır. Sahillerde önemli zararlara sebep olurlar.
b. Fırtına Dalgaları. Oldukça şiddetli fırtınaların olduğu zamanlarda, sahil boyunca,
deniz seviyesinin 3-5 metre alçalıp, yükseldiği görülür. Bunlara fırtına veya med-
cezir dalgaları denir, özellikle alçak sahillerde önemli zararlara sebep olurlar.
c. Heyelan Dalgaları. Buzul hareketleri ve depremler nedeniyle karalardan koparak denize düşen büyük buz ve kara kütlelerinin meydana getirdiği dalgalardır.
OKYANUS BUZLARI
Soğuk bölgelerin okyanus ve göllerinde oluşan buzlar; denizsel, karasal, göl ve nehir kökenli olabilir.
Denizsel buzların oluşumunda en önemli rolü, ortamın tuzluluğu ve derinlik etkiler. Saf suyun donma noktası 0 °C olduğu halde, deniz suyunun donma noktası, içerdiği tuz oranının artışıyla, ters orantılı olarak düşer.
Buzlanma, öncelikle sığ sularda, kıyı ve körfezlerde başlar. Deniz yüzeyinin sakin ve çalkantılı oluşu, rüzgar ve akıntıların varlığı ile soğuma şiddeti buzlanmayı kontrol eden faktörlerdir. Deniz yüzeyi sakin olduğunda, saydam buz kristalleri oluşur. Çalkantı veya akıntı varsa, donma olayı çabuk gerçekleşemediğinden, içinde hava kabarcığı olan opak (saydam olmayan) buzlar oluşur. Plak şeklindeki buzların sayısı arttığında deniz yüzeyi kalın bir buz çamuruyla (grease ice) örtülür. Bu arada birbirine sürtünen plaklar yuvarlaşarak çaplan 30-100 cm arasında değişen disklere dönüşürler. Bunlara disk buz (panceke ice) denir. Körfez ve sahillerdeki sığ sularda yüzey sularının donmasıyla oluşan buz tabakalarına sabit buz (fast ice) adı verilir. Özellikle sahil bölgelerinde oluşan bu buzlar, rüzgar, dalga ve akıntı etkisiyle kırılarak uzaklara taşındığı gibi, sürüklenme esnasında diğer buzlarla da birleşebilir veya tekrar kırılabilirler. Ard arda kırılma ve donma sonucunda oluşan buz kütlelerinin kalınlığı 20 metreye erişebilir.
Okyanuslarda, denizsel buzların dışında, karasal kökenli ve nehir buzlan da gözlenebilir. Karasal buzlar daha sert yapıda olup özellikle körfez ve nehirlerde trafiği engelleyebilir.
Buzullardan kopmuş ve denizlerde yüzen buzların en önemlisi, buzdağı (iceberg) adıyla bilinen buzlardır. Buzdağlarının şekilleri çok değişken olup. yükseklikleri 80-100 m arasında, genişlikleri de birkaç yüz metre kadardır.
Buzların Dağılışı. Arktik Okyanusu ve bitişik denizleri (Norveç Denizi'nin batısı. Bafin Körfezi, Labrador Denizi'nin batısı) yılın büyük bir bölümünde buzlardı örtülüdür. Norveç'in batı sahilleri serbest buzlarla kaplıdır.
AKINTILAR
Sınırlı bir su kütlesinin belirli bir yöndeki hareketine akıntı (akımı) denir. Okyanus suyu bütün derinliklerde sürekli hareket halindedir. Fakat kuvvetli akıntılar daha çok üst katmanlarda gerçekleşir.
Denizci, sadece gemisinin yüzdüğü derinlikteki akıntılarla yani geminin draftına kadar olan bölgedeki akıntılarla ilgilenir. Yüzey akıntıları ile ilgili bilgilerimizin çoğu değişik draftlara sahip gemilerin ölçümlerinden elde edilmiştir.
Okyanus ve denizlerdeki akıntıların oluşmasında ve yönlenmesinde etkili olan kuvvetler ana ve yan kuvvetler olarak ikiye ayrılır. Ana kuvvetler akıntıları yaratan ve besleyen kuvvetlerdir. Deniz suyunun özelliğini değiştirmeyen rüzgar, atmosfer basıncı gel-git başlıca ana kuvvetler olup deniz suyunun yoğunluğunu etkileyen buharlaşma, yağış, donma, erime gibi süreçler de diğer ana kuvvetlerdir. Yan kuvvetler ise akıntıyı etkileyen, sürtünme, coriolis kuvvet ve diğer bölgesel kuvvetlerdir.
Okyanus ve denizlerde gözlenen akıntılar kendilerini yaratan kuvvetlere göre 5'e ayrılabilirler:
• Rüzgar akıntıları
• Termoholin akıntıları
• Boğaz (yoğunluk) akıntıları
• Dalga akıntıları
• Gel-git akıntıları
Rüzgar Akıntıları. Yüzeyde esen rüzgar, suyu kendi yönünde sürükler. Hareket başladıktan sonra coriolis kuvvet etkisiyle akıntılar kuzey yarımkürede sağa, güney yarımkürede sola sapar. Gerçekte bu sapma açısı 20° ila 45° arasında değişmektedir. Derinlik arttıkça akıntının hızı azalır ve rüzgar ile akıntı yönleri arasındaki açı da artar.
Termohalin Akıntıları. Okyanuslarda, sıcaklık ve tuzluluk değişimleri bölgeler arasında yoğunluk farklarına neden olarak termohalin akıntılarını oluşturur.
Boğaz (Yoğunluk) Akıntıları. Boğazlardaki akıntılarda, boğaz ile ilişkili iç denizlerin hidrolojik durumu ve boğazın şekli etkili olur. Genelde, boğaz akıntıları birbirine ters yönde olan ve bir ara yüzeyle ayrılan iki akıntı sisteminden oluşur. Ara yüzeyin eğimi yoğunluğun az olduğu bölgeye doğrudur.
Dalga Akıntıları. Yukarıda bahsedilen akıntılar dışında sahil bölgelerinde dalgalar tarafından oluşturulan küçük ölçekli akıntılara denir.
Gel-Git Akıntıları. Gel-git etkisiyle oluşan akıntılar Gel-git bölümünde anlatılmıştır.
Okyanuslarda Genel Akıntı (Dolaşım) Sistemi
Genel dolaşım, uzun periyotlu su akımın ifade eder. Genel yüzey akıntı sistemi şekil 12.2' de verilmiştir. Su akıntılarını gösteren bu harita ortalama durumu göstermektedir. Akıntı hızının yön ve şiddeti ile bunların mevsimsel değişimleri hakkındaki ayrıntılı bilgiler, belirli okyanuslarla ilgili akıntı haritalarında ve bilinen belli başlı yerel sahil bölgelerindeki akıntılar hakkında geniş bilgi ise "Admiralty Pilots" da bulunabilir. Okyanus akıntılarıyla ilgili daha geniş bilgi ise Amerikan Deniz Kuvvetleri Hidrografi Departmam'nın yayınladığı "Ocean Passages for the Worid" kitabında bulunabilir.
Kuzey Atlantik Okyanusu
Ana Dolaşım. Kuzey Atlantik'teki ana dolaşım saat ibreleri yönünde olup bu dolaşımın güney kısmını 23°N enleminin güneyinde batı yönünde akan oldukça sabit KUZEY EKVATOR AKINTISI oluşturur. Karayib Denizinden doğuya doğru gidildikçe, Kuzey Ekvator Akıntısı Brezilya'nın kuzey sahilinden Geçen GÜNEY EKVATOR AKINTISI'yla birleşir. Birleşen Ekvator Akıntıları Karayib Denizi'nden batıya doğru akarak Yucatan Kanalı'ndan geçer. Bu akıntı daha sonra Küba'nın kuzeybatı sahil boyunca kuzeydoğu yönünde akar ve Florida Boğazı'na ulaşır. Daha sonra bu akıntı FLORİDA AKINTISI adını alır ve Florida Boğazı'ndan 29°N enlemine kadar kuzeye doğru akar. Bu enlemle Newfoundland Sığlığının güney ucu arasında Kuzey Atlantik dolaşımının batı kanadını oluşturan kuzeydoğu yönlü akıntı, GULF STREAM adını alır.
Ekvatorun kuzeyinde Kuzey ve Güney Ekvator Akıntılarının arasında dar bir şerit halinde doğu yönünde akan EKVATOR TERS (KARŞI) AKINTISI bulunur. Palmas Burnu'ndan geçen ve Gine Körfezi'nin sahil şeridini takip eden bu ters akıntı GİNE AKINTISI olarak bilinir.
Florida Boğazı'yla Hatteras Burnu arasında, Florida Akıntısı'nın ve Gulf Streamin sıcak suları 100 kulaçtık (derinlik) çizgisini takip eder. Hatteras Bumu'nun hemen kuzeyinde Gulf Stream 100 kulaç çizgisinden ayrılmaya başlar.
46. Meridyenin doğusuna doğru Gulf Stream belirginliğini kaybeder. Nevvfoundland Sığlığı'nın doğusunda akıntı iyice zayıflar. Sonuçta kuzeydoğu ve doğu yönündeki akıntılar İngiltere'ye daha sonra da Avrupa sahiline doğru akar ve bu akıntı KUZEY ATLANTİK AKINTISI adını alır.
Kuzey Atlantik Akıntısı'nın güney kısmı sonuçta saat ibreleri yönünde önce güneydoğu daha sonra güney batıya döner. Akıntının bu yön değişimi 40°W boylamı yakınlarında olur. Güney yönlü akıntı Kuzey Atlantik Akıntısının doğu kolunu oluşturur. Bu akıntı iber (iberian) Yarımadası'nın batı sahilinden ve Afrika'nın kuzeybatı sahil şeridi boyunca güney batı yönüne döner. Bu AKINTIYA CANARY AKINTISI denir. Bu akıntı, batıya dönerek Yeşilburun Adaları Arguipelago de Cabo Verde) civarında Kuzey Akıntısı ile birleşir
Ana Dolaşımın Kuzey Uzantısı. Kuzey Atlantik Akıntısı'nın kuzey bölümü güneye doğru dönmeyip, kuzeydoğu yönünde Hebrides ve Shetland Adalarının batı sahillerinden akarak Norveç sahiline ulaşır. Norveç sahili boyunca kuzeydoğu yönünde akmaya devam eder. 69°N enlemi civarında bu akıntı ikiye bölünür ve sol kolu BATI SVALBARD AKINTISI (BATI SPITSBERGEN AKINTISI) adını alarak Svalbard ve Arktik bölgeye doğru kuzey yönünde devam eder. Sağ kol, KUZEY BURNU AKINTISI, Nordkapp sahilinden Barents Denizi'ne akar ve oradan Novaya Zemlya'mn kuzeyine doğru devam eder. Buradan Murmansk sahiline ulaşır ve MURMANSK AKINTISI adını alır.
Kuzey Atlantik Akıntısının bir kısmı İzlanda'dan geçen boylama ulaştığı zaman kuzeye döner ve IRMINGER AKINTISI'nı oluşturur. İzlanda'nın güney batısına yakın bir yerde bu akıntı bölünür ve ana kolu batıya dönerek Danimarka Boğazı'nın güneyinde Doğu Grönland Akıntısı'na katılır. Daha küçük bir kolu da İzlanda çevresinde saat ibreleri yönünde dönmeye devam eder.
Arktik Bölgeden dışarı doğru olan soğuk buzlu su akıntısı güneybatı yönünde Grönland sahiline yönelerek DOĞU GRÖNLAND AKINTISI'nı oluşturur. 70°N enleminin kuzeyinde, bu akıntının bir kısmı güneydoğu yönüne doğru ana akıntıdan ayrılır. Ayrılan bu akıntı İzlanda'nın kuzeydoğusuna kadar güneydoğu yönünde akar, daha sonra önce doğuya sonra kuzey doğuya yönelir ve Norveç'ten gelen kuzeydoğu yönlü akıntıyla birleşir.
Doğu Grönland Akıntısı, Forvel Burnu'nu dolaşır ve batı sahilinde kuzeye devam ederek BATI GRÖNLAND AKINTISI'nı oluşturur. Bu akıntı Jones ve Lancaster Boğazlarından gelen su akıntısıyla güçlenerek Baffin Körfezi'nde güney yönünde akmaya devam eder. Bu güney yönlü akıntı Hudson Boğazından gelen akıntıyla birleşir ve güneydoğu yönünde Labrador sahilinden akan LABRADOR AKINTISI'nı oluşturur.
Belle İsle Boğazı ve Newfondland'ın doğu sahilini geçtikten sonra Labrador Akıntısı yaz aylarında en güney kısmı hariç, Newfoundland Büyük Sığlığının tümünü kaplar. Bu akıntının büyük bir kolu Büyük Sığlığın doğu köşesinden devam eder. Diğer bir kolu Race Burnu'nu dolaşır ve güneybatıya doğru devam eder. Sığlığın civarındaki su kütlesi de güneybatıya akar, böylece Labrador Akıntısı; Newfondland'ın güney sahili, Nova Scotio'nın güneydoğu sahili ve Gulf Streamin kuzeyi arasındaki alanı kaplar. Labrodor Akıntısı soğuk su akıntısı olarak A.B.D sahilinde güneye doğru akmaya devam eder. Bu akıntının en büyük güney uzantısı 36°N enleminde Kasım ve Ocak ayları arasında Hatteras Burnu'nun kuzeyinde yer alır. En zayıf uzantısı ise 40°N enlemi etrafında Ağustos ve Ekim ayları arasındadır. Bu zayıf uzantının kuzey tarafında ise soğuk Labrodor Akıntısı ve sıcak Gulf Stream bileşir.
Arktik Okyanusu'ndan Barents Denizi'nin kuzey kısmına doğru olan akıntıya DOĞU SVALBARD AKINTISI (DOĞU SPITSBERGEN AKINTISI) adı verilir. Bu akıntı güneybatı yönünde Svalbard'ın doğu kenarına, daha sonra ise kuzeybatıya dönerek Batı Svalbard Akıntısı'na doğru akar. Daha güneydeki benzer bir akıntı Bjornoya'ya yönelir ve BJORNOYA (AYI ADASI) AKINTISI'nı oluşturur.
Kuzey Denizi ve Manş Denizi. Bu bölge gelgit akıntıları ve değişken akıntıların bulunduğu bir bölgedir. Shetland Adalan'nın kuzeydoğusunda Kuzey Atlantik Akıntısı'nın bir kolu, güneye doğru iskoçya ve ingiltere'nin doğu sahillerinden Thames Nehri'nin denizle birleştiği yere doğru akar ve buradan doğuya doğru kıvrılarak Dover Boğazı'na girer. Burada Kuzey Atlantik Akıntısının başka bir koluyla birleşir. Birleşen akıntılar Belçika ve Hollanda sahilleri ve Jutland'in batı sahili boyunca akmaya devam eder. Skagerrak'ın etrafında saat ibreleri tersi yönünde akarak kuzeye doğru Norveç'in batı sahilleri boyunca devam eder.
Biskay Körfezi. Biskay körfezi'nin ağzından dışarı doğru olan su akıntısı önce güneydoğu sonra güney yönünde akarak İber Yarımadası'nın batı sahilini takip eder. Bir kolu koya girer ve batı yönünde kıvrılıp ispanya'nın kuzey sahilinden geçtikten sonra Finisterre Bumu yakınlarında diğer akıntıyla tekrar birleşir.
Akdeniz. Portekiz Akıntısının bir kısmı Cebelitarık Boğazı'ndan geçerek Afrika'nın kuzey sahilini takip eder. Cap Bon'un ötesinde genellikle güneydoğu daha sonra doğu yönünde Port Said'e doğru devam eder. Bu akıntı Akdeniz'in doğu kısmında kuzeye yönelir ve kuzey sahillerinden geriye dönen bu akıntıyla Akdeniz'deki saat ibrelerinin tersi yönündeki akıntı dolaşımı tamamlanır. Sahilleri izlerken bu akıntı Ege ve Adriyatik Denizlerinde yine saat yönünün tersi yöndeki halkalar oluşturur.
Karadeniz. Bu denizdeki genel dolaşım, saat yönünün tersi yöndedir. Karadeniz'den İstanbul boğazı, Marmara Denizi ve Çanakkale Boğazı'nı geçerek Ege'ye akan oldukça sabit bir yüzey akıntısı mevcuttur. Bu yüzey akıntısının altında Ege'den Karadeniz'e ters bir akıntı bulunur.
Meksika Körfezi. Yucatan Kanalı'ndan geçen suyun bir kısmı batı yönüne döner ve körfez kıyısını saat ibreleri yönünde takip eder. Başka bir kolu körfezin ortasından kuzeye yönelerek Mississipi Deltası'na ulaşır ve buradan doğuya yönelerek sahil akıntısıyla birleşir. Birleşen akıntılar Küba ve Florida arasında Florida Akıntısına karışır.
Güney Atlantik Okyanusu
Ana Dolaşım. Güney Atlantik Okyanusu'ndaki ana yüzeysel dolaşım saat ibrelerinin tersi yönündedir. Bu okyanusta batıya doğru akan GÜNEY EKVATOR AKINTISI, ekvatoru geçerek 4°N enlemine kadar uzanır. 6°S enleminin güneyinde batıya doğru olan bu akım sürekliliğini ve şiddetini kaybeder. Güney Ekvator Akıntısının en yoğun olduğu bölge 6°S ve 4°N enlemleri arasındadır.
Dolaşımın doğu kısmını kuzeybatı yönünde, Afrika'nın güneybatı sahilinden akan soğuk BENGUELA AKINTISI oluşturur.
Güney Ekvator Akıntısının çoğu Brezilya'nın kuzey kıyısından akıp Kuzey Ekvator Akıntısıyla birleşerek batı yönlü güney kısmı Brezilya sahiline yönelir. Bu akımın küçük bir kısmı sahilde kuzeye döner ve Sao Roque Burnu'nu dolaşarak Güney Akıntısı'yla birleşir ve Brezilya sahilinde birlikte güneye doğru akarlar BREZİLYA AKINTISI olarak bilinen bu sıcak akıntı Güney Atlantik dolaşımın batı kısmını oluşturur.
GÜNEY OKYANUS AKINTISI güney kutbu çevresinde Güney Atlantik, Güney Hint ve Güney Pasifik Okyanuslarının en güney noktalarından dolaşarak, saat ibrelerinin tersi yönünde akarak bir çember oluşturur. Güney Okyanus Akıntısı Hom (Cabo de Homes) Bumu ile Graham Bölgesi arasındaki Drake Boğazı'ndan geçerken daralır. Bu boğazın doğusuna doğru genişler ve kuzey kısmı kuzeydoğu yönüne kıvrılarak Falkland Adalarının güney ve doğu kıyılarından geçerek Güney Atlantiğin 40 °S enlemine ulaşır.
Daha da kuzeyde bu akıntı Brezilya Akıntısı'nın sularıyla birleşir ve 28°S ile 40°S enlemleri arasında güneydoğu ve doğu yönünde akmaya devam eder. Okyanusun ortasında oluşan doğu yönlü akıntı Güney Okyanus Akıntısı'nın kuzey kısmıyla birleşir. 15°W boylamının doğusunda ve 30°S enleminin güneyinde doğu yönlü su akıntısı kuzeydoğuya ve sonra kuzeye yönelerek Benguela Akıntısı'nın batı yönlü akıntısı'yla birleşir.
Güney Afrika kıyıları yakınında 10°E ile 15°E arasında, Güney Okyanus Akıntısı'nın bir kısmı kuzey yönüne dönerek Benguela Akıntısı'yla birleşir. Benguela Akıntısı'nın çoğu Afrika'nın güneybatı sahilindeki kaynaktan meydana gelmektedir. Güney Hint Okyanusu'nda bulunan ve Afrika'nın güney sahilini dolaşan AGULHAS AKINTISI da Benguela Akıntısı'na karışır.
FALKLAND AKINTISI ana dolaşımın bir parçası olmayıp, Staten Adası yakınlarında, Güney Ekvator Akıntısından kuzeye yönelerek ayrılır ve Falkland Adaları'nın batısına yönelir. Bunun bir kısmı Rio de la Plata Körfezi'ne doğru devam eder, kalan kısmı 40°S ile 42°S enlemleri arasında doğuya doğru yönelir ve Güney Okyanus Akıntısı'nın kuzey bölümüyle yeniden birleşir.
Kuzey Hint Okyanusu
Muson etkileri. Kuzey Hint Okyanusu'nun Arap Denizi ve Bengal Körfezi'ni de içine alan büyük bir bölümünde akıntılar, mevsimsel olarak muson rüzgarları sebebiyle yön değiştirirler.
Kuzeydoğu muson akıntı dolaşımı, Kasım ile Ocak ayları arasında musonun şiddetli olduğu zamanda ortaya çıkar. Bu, musonun ikinci döneminde Şubat ile Nisan ayları arasında dolaşım değişir. Güneybatı muson dolaşımı, Mayıs ile Eylül ayları arasında hakimdir. Ekim ayı geçiş dönemidir. Aşağıda akıntılar üç dönem olarak (Kasım-Ocak, Şubat-Nisan ve Mayıs-Eylül) açıklanmıştır.
Kuzeydoğu Musonu Birinci Dönemi (Kasım-Ocak): Arap Denizi ve
Bengal Körfezi açıklarında akıntı, batı yönlüdür. Bu akıntı güneye doğru ekvatoru
geçerek devam eder. Arap Denizi kıyılarında saat ibrelerinin tersi yönünde akan ve
kıyıları takip eden zayıf bir akıntı bulunur.
Kuzeydoğu Musonu İkinci Dönemi (Şubat-Nisan): Arap Denizi ve Bengal Körfezi'nin açıklarındaki akıntılar batı yönlü olup Kasım-Ocak dönemine göre değişkenlik gösterir. Ekvatora doğru Şubat ayında belirgin olan batı akıntıları Martta zayıflar ve Nisanda doğuya doğru yön değiştirirler. Arap Denizi'nin kıyı dolaşımı ise saat ibreleri yönündedir. Şubat ayında Somali Akıntısı Afrika sahilinden güneybatı yönünde akarak 3°S enlemine ulaşır. Martta bu akıntı değişmeye başlar ve Nisanda kuzeydoğuya döner.
Güneybatı Muson Dönemi (Mayıs-Eylül): Açık sularda akıntı doğu yönündedir. Arap Denizi ve Bengal Körfezinin kıyı dolaşımı kuvvetli olarak saat ibreleri yönünde akmaya devam eder. Somali Akıntısı, Delgado Bumu'ndan Guardafui Burnu'na doğru kuzey yönünde kuvvetli bir şekilde akar. Bu akıntı 7°N enleminde bölünür; bir kısmı sahili takip ederek Guardafui Burnu'na doğru devam eder, fakat büyük kısmı doğuya döner ve Socotra'nın güneyinde ana doğu akıntısına katılır. Socotra'nın güneyindeki akıntı Temmuz ile Eylül ayları arasında dünyada bilinen en kuvvetli akıntıdır ve 7 knot'luk bir hıza ulaşabilir.
Kızıldeniz ve Aden Körfezi. Bu bölgedeki akıntı muson akıntılarına uyar. Kuzeydoğu musonu sırasında Aden Körfezi'nde akıntı batı yönlüdür ve Mandab Boğazı'nı geçerek Kızıl Deniz'i takip eder. Güneybatı musonu sırasında Aden Körfezi'ndeki akıntı doğu yönlü, Kızıldeniz'de ise Aden Körfezi'ne doğrudur.
Güney Hint Okyanusu
Ana Dolaşım. Güney Hint Okyanusu'ndaki ana dolaşım, saat ibrelerinin tersi yönündedir. Dolaşımın kuzey kısmını, diğer okyanuslardaki Güney Ekvator Akıntılarına benzer özelliklere sahip, batı yönlü Güney Ekvator Akıntısı oluşturur Diğerlerinden farklı olarak Güney Ekvator Akıntısı ekvatorun oldukça güneyinden akar. Bu yönden, Pasifik ve Atlantik'te ekvatorun birkaç derece kuzeyinde yer alan Güney Ekvator Akıntılarından farklıdır. Bu akıntının kuzey sınırı genellikle 0°8 ve 10°S enlemleri arasında olup mevsime ve meridyenlere göre farklılıklar gösterir
Güney Ekvator Akıntısı Madagaskar'ın kuzey uç noktasını geçtikten sonra Delgado Burnu yakınlarında Afrika sahiline ulaşır. Burada bölünür ve akıntının bir kısmı sahili takip ederek kuzeye doğru yönelir. Kalan kısmı kuvvetli bir sahil akıntısı oluşturacak şekilde güneye doğru akar ve MOZAMBİK (Moçambique) AKINTISI'nı oluşturur. Bunun güney uzantısı AGULHAS AKINTISI'dır. Bu akıntı Madagaskar'ın güney ucunu dolaşan Güney Ekvator Akıntısının sularıyla kuvvetlenir.
Agulhas Akıntısı'nın bir bölümü 25°E ile 35°E boylamları arasında güneydoğuya döner ve GÜNEY OKYANUS AKINTISI'nın kuzey kısmına katılır. Agulhas Akıntısı'nın kalan kısmı sahil şeridini takip eder ve Güney Okyanusu'na giderek Benguela akıntısıyla birleşir.
Ana dolaşımın güney kısmını Güney Okyanus Akıntısı'nın soğuk suları oluşturur ve 35°S enleminin güneyindeki meridyenlerde doğu yönündedir. Güney Okyanus akıntısı'nın bilinen bir kuzey sınırı yoktur; doğu ağırlıklı akıntı okyanusun ortasına doğru enlemler düştükçe azalır. Saat ibrelerinin tersi yönünde zayıf olan bu akıntının merkezi 22°S ile 35°S enlemleri ve 70°E ile 95°E boylamları arasında yer alır.
Dolaşımın doğu kısmı tam olarak belli değildir. Soğuk kış aylarında Güney Okyanus Akıntısı Leeuvvin Burnu'na yaklaşınca kuzeye yönelir ve Avustralya'nın batı sahiline paralel akan kuzey yönünde bir akıntı oluşur. Ayrıca batı sahilinde, dar bir şerit halinde güney yönlü bir akıntı da mevcuttur. Kuzeyde, yaz aylarında, Avustralya'nın güneybatısında bulunan Güney Okyanus Akıntısı doğuya yönelir. 20°S ile 26°S enlemleri arasında Marttan Ağustosa kadar akıntı, sahilde güneye doğru olup diğer aylarda ise kuzeye doğrudur. Güney Okyanus Akıntısı doğuya doğru akarak Avustralya ve Tazmanya'nın güneyinden Güney Pasifik'e ulaşır.
Ekvator Ters Akıntısı. Dünyanın diğer büyük okyanuslarında, Ekvator Ters Akıntısı okyanuslardaki Kuzey ve Güney Ekvator Akıntıları arasında doğu yönünde dar bir şerit halindeki akıntıdır. Hint Okyanusu'nda Ekvator Ters Akıntısı 2°S ile 8°S enlemleri arasında, kuzeydoğu muson döneminde doğu yönündeki bir akıntıdır. Güneybatı muson döneminde ise bu akıntının kuzey sınırını belirlemek zorlaşır. Çünkü 8"S enleminin kuzeyinde doğu akıntıları az çok süreklidir. Güneyde bu doğu yönlü akıntı daha da zayıflayarak, değişkenlik gösterir, fakat kuzeye doğru daha belirginleşir. Temmuz ve Ağustos aylarında 2°N ile 8°S enlemleri arasında akıntılar zayıf ve değişkendir, fakat Haziran ve Eylül aylarında doğu akıntı bölgesi 2°S - 4°S enlemlerine kadar uzanır.
Okyanusun En Doğusu. Buradaki akıntılar (Arafura Denizi'ndekiler dahil olmak üzere) gözlem yetersizliğinden dolayı çok bilinemezler. Christmas Adası'nın doğusuna doğru 10°S ile 12°S enlemleri arasında yılın büyük bir bölümünde batı yönlü akıntılar hakimdir ve bunlar Ekvatoral Akıntı'nın en doğu parçasını oluştururlar.
Kuzey Pasifik Okyanusu
Ana Dolaşım. Kuzey Pasifik'te ana dolaşım Kuzey Atlantik'tekine benzer. Bu
okyanusun büyük bir kısmındaki akıntılar hakkında bilgimiz yetersizdir.
Ana dolaşımın güney kısmını, batı yönlü KUZEY EKVATOR AKINTISI oluşturur. Bu akıntının hemen güneyinde EKVATOR TERS AKINTISI doğuya doğru akar. Bu akıntının sınırları tam olarak bilinmemekle birlikte mevsimlere göre değişiklikler gösterir. Yılın ikinci yarısında güney sınır, batıda orta ve doğudakine nazaran ekvatora daha yakındır. Okyanusun genelinde ters akıntı 4°N-5°N enlemleri arasında veya 8°N-10°N enlemleri arasındadır.
Kuzey Ekvator Akıntısı'nın bir kuzey sınırı yoktur. Bu batı yönlü akıntı, kuzeyde rüzgarların azalmasıyla beraber gücünü yitirir. Bu akıntının kuvvetli olduğu bölge mevsimsel olarak değişkenlik gösterir. Açık denizde bu bölge kışın 20°N-24°N enlemleri arasında, yaz sonu ve sonbahar aylarında 30° N enlemi civarındadır.
Ekvator Ters Akıntısı yıl boyunca okyanusun bir yanından öbür yanına doğru doğu yönünde akar. Marttan Kasım ayına kadar olan bu ters akıntı, Güney Ekvator Akıntısı'nın kuzeye ve Kuzey Ekvator akıntısının bir kısmının da güneye Filipinler sahilinin doğusuna doğru kıvrılmasıyla oluşur. Aralık ile Şubat arasında Kuzey Ekvator Akıntısı, Ekvator Ters Akıntısı'nın tek kaynağıdır. Bu aylarda Güney Ekvator Akıntısı 140°E ile 150°E boylamları arasında güneye döner ve daha sonra güneydoğuya yönelir Kuzey Ekvator Akıntısı yıl boyunca Celebes Denizi'ne girer v« kuzeydoğu yönünde ilerleyerek ters akıntıya katılır. Ters akıntının en kuvvetli olduğu yer akıntının batı kısmıdır ve Halmahera'nın (Yeni Gine İle Celebes arasında) kuzeyinden 145°E boylamına kadar uzanır.
Kuzey Ekvator Akıntısı'nın büyük kısmı Luzon'un doğusunda kuzeydoğuya döner ve KURO SHIO AKINTISI'nı oluşturmak üzere Tayvan'ın doğu sahililine kadar akar. Kuro Shio Akıntısı sıcak olmasından dolayı Kuzey Atlantik'teki Gulf Stream'e benzer. Japon Adalarının güneyinde Kuro Shio Akıntısı Kuzeydoğu yönünde akar. Bu akıntı daha sonra Kuzey Amerika sahiline doğru akan KUZEY PASİFİK AKINTISI'nı oluşturur, Kamchatka'nın doğu kıyısından akarken Bering Denizi'nin soğuk sularıyla birleşir ve önce güneydoğu daha sonra doğu yönünde akar. Bu akıntıların tümü 35°N ile 50°N enlemleri arasında doğu yönlü akıntıların hakim olduğu geniş değişken akıntı şeridini oluşturur. Bu bölgenin soğuk kısmı ALEUTIAN AKINTISI adını alır ve bu akıntı 45°N enleminin kuzeyinde bulunur.
Okyanus suları kuzey Pasifik Akıntısı'nın güney kısmındaki okyanus suları güneydoğu ve güneye yönelerek değişken akıntı bölgesinin orta kısmına doğru akar. 150°W boylamının yakınında Kuzey Pasifik Akıntısı'nın geri kalan kısmı ve Aleutian Akıntısı'nın tamamı güneye, sonra güneybatıya dönerek Kuzey Ekvator Akmtısı'yla birleşir. Kıyı şeridinde bu güney yönlü akıntı KALİFORNİYA AKINTISI adını alır.
Kaliforniya Akıntısı aslında kıyıya ulaşmaz; Kasım ve Şubat ayları arasında DAVIDSON AKINTISI adıyla bilinen ters akıntı 48°N enlemine kadar kıyı yakınında kuzeye doğru akar. Yılın geri kalan aylarında Kaliforniya Akıntısı ve kıyı arasındaki boşluğu düzensiz akıntılar doldurur.
Ekvator Ters Akıntısı'nın doğu kısmında Orta Amerika kıyılarında, mevsimsel değişkenlikler yaşanır ve burada yıldan yıla değişken çok sayıda küçük akıntı girdapları bulunur. Yılın büyük bir bölümünde bu ters akıntı Orta Amerika kıyısında önce kuzeye daha sonra kuzeybatıya yönelerek Kuzey Ekvator Akıntısı'na karışır Yılın ilk aylarında bu akıntının bir kolu güneye dönerek Güney Pasifik'e ulaşır.
Pasifik Okyanusu'nun Kuzey Kısmı. Bering Denizi akıntıları hakkında fazla bilgi yoktur, ancak kıyıları da doğuda kuzey yönlü, batıda ise güney yönlü bir dolaşım mevcuttur. Soğuk güney yönlü akıntı Kamchatka’nın doğu sahiline akar ve KAMCHATKA AKINTISI adını alır. Sonra olduğu yer akıntının batı kısmıdır ve Halmahera'nın (Yeni Gine ile Celebes arasında) kuzeyinden 145°E boylamına kadar uzanır.
Kuzey Ekvator Akıntısının büyük kısmı Luzon'un doğusunda kuzeydoğuya döner ve KURO SHIO AKINTISI'nı oluşturmak üzere Tayvan'ın doğu sahililine kadar akar. Kuro Shio Akıntısı sıcak olmasından dolayı Kuzey Atlantik'teki Gulf Stream'e benzer. Japon Adalarının güneyinde Kuro Shio Akıntısı Kuzeydoğu yönünde akar. Bu akıntı daha sonra Kuzey Amerika sahiline doğru akan KUZEY PASİFİK AKINTISI'nı oluşturur, Kamchatka'nın doğu kıyısından akarken Bering Denizi'nin soğuk sularıyla birleşir ve önce güneydoğu daha sonra doğu yönünde akar. Bu akıntıların tümü 35°N ile 50°N enlemleri arasında doğu yönlü akıntıların hakim olduğu geniş değişken akıntı şeridini oluşturur. Bu bölgenin soğuk kısmı ALEUTIAN AKINTISI adını alır ve bu akıntı 45°N enleminin kuzeyinde bulunur.
Okyanus suları kuzey Pasifik Akıntısının güney kısmındaki okyanus suları güneydoğu ve güneye yönelerek değişken akıntı bölgesinin orta kısmına doğru akar. 150°W boylamının yakınında Kuzey Pasifik Akıntısının geri kalan kısmı ve Aleutian Akıntısının tamamı güneye, sonra güneybatıya dönerek Kuzey Ekvator Akıntısı'yla birleşir. Kıyı şeridinde bu güney yönlü akıntı KALİFORNİYA AKINTISI adını alır.
Kaliforniya Akıntısı aslında kıyıya ulaşmaz; Kasım ve Şubat ayları arasında DAVIDSON AKINTISI adıyla bilinen ters akıntı 48°N enlemine kadar kıyı yakınında kuzeye doğru akar. Yılın geri kalan aylarında Kaliforniya Akıntısı ve kıyı arasındaki boşluğu düzensiz akıntılar doldurur.
Ekvator Ters Akıntısının doğu kısmında Orta Amerika kıyılarında, mevsimsel değişkenlikler yaşanır ve burada yıldan yıla değişken çok sayıda küçük akıntı girdapları bulunur. Yılın büyük bir bölümünde bu ters akıntı Orta Amerika kıyısında önce kuzeye daha sonra kuzeybatıya yönelerek Kuzey Ekvator Akıntısı'na karışır Yılın ilk aylarında bu akıntının bir kolu güneye dönerek Güney Pasifik'e ulaşır.
Pasifik Okyanusu'nun Kuzey Kısmı. Bering Denizi akıntıları hakkında fazla bilgi yoktur, ancak kıyılan da doğuda kuzey yönlü, batıda ise güney yönlü bir dolaşım mevcuttur. Soğuk güney yönlü akıntı Kamchatka’nın doğu sahiline akar ve KAMCHATKA AKINTISI adını alır.
Merkezi Okyanus Bölgesi. 20°S ile 40°S enlemleri ve 90°W ile 180"W boylamları arasında gözlemlerin zor, akıntıların zayıf ve değişken olduğu bir bölge vardır.
Güney Pasifik'te saat ibrelerinin tersi yönündeki genel dolaşımının merkezi bu bölgede bulunur. Bu bölgede 30°S enlemine yakın birkaç girdap vardır.
Arktik Okyanusu
Arktik Okyanusu Havzasına olan en büyük su akışı Batı Svalbard Akıntısı'dır. Daha az bir miktar da Bering Boğazı'ndan girer. Arktik Okyanusu Havzasına akarsular ve yağışlar yolu ile tatlı su girişi olur.
Arktik Okyanusu'ndan dışa doğru olan ana akıntı, DOĞU GRÖNLAND AKINTISI'dır Barents Denizi'nin kuzeyinde, güneybatıya doğru olan Doğu Svalbard ve Bjomaya (Ayı Adası) akıntıları, Arktik Okyanusu'ndan çıkan daha küçük akıntılar olup Arktik Archipelgo adaları arasından doğuya, Baffin Körfezi'ne doğru yönelirler.
Arktik Okyanusu Havzasının doğu boylamlarında, batı yönünde zayıf bir akıntı vardır. Bu akıntı Svalbard ve Grönland arasında güneybatıya girerek Doğu Grönland Akıntısını oluşturur.
Sibirya sahili boyunca akıntı Kara Denizi'nden Bering Boğazı'na doğru doğu yönünde akar.
Güney Okyanusu
Doğu yönündeki Güney Okyanus Akıntısı; güney tarafta, Güney Atlantik, Güney Hint ve Güney Pasifik Okyanuslarında saat ibreleri yönünün tersi yönünde olan dolaşımını tamamlar. Bu akıntının güney sınırı net olarak belirlenmemiştir. Genel olarak akıntı doğudan kuzeye doğru döner ve 60°S enlemi civarında kuzeydoğu yönünü alır. Bir kolu doğu yönünde mevsime ve boylama bağlı olarak 62°S ile 67°S enlemleri arasında akar. Daha da güneye inince batı yönündeki kollar artar ve sonunda Antartika kıtasının sahillerine doğru giden batı yönünde bir akıntı ortaya çıkar. Graham Land'in kuzeyinde, Drake Geçidi'nin yapısı nedeniyle sahildeki batıya doğru olan hareketler engellenir ve kuzeydoğu yönünde bir akıntı oluşur.
GEL-GİT (MED-CEZİR)
Gel – git olayı, ay ve güneşin çekim etkisi sonucunda oluşan, suların periyodik olarak yükselme ve alçalmasıdır. Yükselmenin en yüksek seviyeye ulaştığı an yüksek su (high water), suların en düşük seviyeye indiği an ise alçak su (low water) olarak adlandırılır.
Yüksek ve alçak su arasındaki farka gel-git miktarı (range) denir. Bölgesel olarak değişiklik gösteren gel-git, miktarı sadece ayın evrelerine bağlı olmayıp deniz derinliğine, topografik yapıya ve sahillerin durumuna bağlıdır.
Gel-git olayı bazen denizcilere yardım ederken, bazen de Limana giriş ve çıkışlarını zorlaştırır. Gel-git akıntısı ise seyir sırasında bazen geminin hızını azaltır bazen arttırır. Gel-git olayının anlaşılması ve yararlı bir biçimde kullanılması amacıyla "gel-git akıntı cetvelleri" düzenlenmiş ve "Sailing Direction" larda (Seyir talimatları) geniş bilgiler verilmiştir.
Gel-git Tipleri
Bir su kütlesinin yapacağı periyodik salınım su kütlesinin boyutlarına bağlıdır. Okyanuslar bütün olarak bu salınım hareketine katılmazlar. Gel-giti oluşturan kuvvetlerin etkisiyle, yarım günlük, günlük ve karışık olmak üzere 3 değişik gel-git tipi oluşur. Ek olarak bir de güneş gel-gitinden bahsedilebilir.
a. Yarım Günlük (iki salınımlı) Gel-git. Bu tipte günde iki alçak su, iki
yüksek su görülür. Ardarda gelen iki alçak su ve iki yüksek su yükseklikleri arasında
çok büyük farklılık olmayıp periyodu 12 saat 25 dakikadır. Kuzey ve Güney
Amerika'nın Atlantik sahillerinin bir kısmı, Doğu Afrika kıyılan, Hint Okyanusu, Bengal Körfezi ve Batı Afrika ile Batı Avrupa kıyılarında görülür.
b. Günlük (Tek Salınımlı) Gel-git. Bu tip gel-git görülen bölgelerde her ay, günde bir defa yükselme bir defa da alçalma olup, periyodu 24saat 50dakikadır. Meksika Körfezi, Java Denizi, Tankin Körfezi Antillerin bir kısmı, Ohotsk Denizi kıyıları, Baltık da Fin ve Riga körfezlerinde görülür.
c. Karışık Gel-git. Günlük ve yarım günlük karakter taşıyabilirler. Yüksek su ve alçak su arasındaki fark çok fazladır. Amerika'nın Pasifik kıyılarında, Avustralya kıyılarında, Basra Körfezi'nde Ege Denizi'nde ve yer yer Arjantin kıyılarında görülür.
Güneş Gel - giti. Su kütlesindeki periyodik yükselme ve alçalma hareketlerinin ay ve güneşin çekim kuvvetleri etkisiyle olur. Genel kural olarak ana etken aynıdır. Fakat Güney Pasifik’te, Endonezya da güneşin etkisini daha fazla olduğu gel-gitler vardır. Periyodu 24 saat olan ve yüksek alçak suların her gün ayrı saatte meydana geldiği gel-gitlere Güneş gel-giti adı verilir.
Gel-Git Akıntıları
Gel-git akıntıları, suların periyodik olarak yükselip alçalmasıyla ilişkili olarak oluşan yatay akış hareketidir. Gel-gitin iki salınımlı olduğu birçok bölgede yüksek su, alçak su ve akıntı arasında kesin bir ilişki vardır. Akıntı atlaslarında ve deniz haritalarında, bu ilişkiden yararlanılarak yüksek su ve alçak sulardan belirli saatler sonraları, çeşitli mevkilere göre hesaplanmış akıntı yön ve hızları verilmiştir. Tek salınımlı gel-gitlerde ise zaman-akıntı ilişkisi sabit değildir. Sonuç olarak gel-git zamanı ile akıntı ilişkisi her yerde aynı değildir.
Gel-gitin zayıf olduğu denizlerde gel-git akıntıları da çok yavaş gelişir ve hızları 5cm/sn yi geçmez. Buna karşın gel-git miktarı fazla olan sularda kuvvetli gel¬git akıntıları gözlenir. Yine dar kanallarda, boğazlarda gel-git akıntılarının hızı artar.
Yarım günlük gel-gitde, akıntılar 6 saat 12 dk süreyle sahile, 12 dk'lık süreyle denize doğru akar.
ÇİĞ NOKTASI SICAKLIĞI TABLOSU
Islak Term.
SloC-J Kuru-Islak Termometre Sıcaklığı Arasındaki Fark °C
o o »1 q İT) q o o •n o in o T) o <n o in q a q
d d ~ ~ 00 00 9* » - - "
-16 -18 -21 -25 -30 -40
-15 -17 -19 -23 -27 -34 -54
-14 -16 -18 -21 -25 -30 -42
-13 -15 -17 -19 -23 -27 -35 -50
-12 -13 -16 -18 -21 -24 -30 -40
-11 -12 -14 -16 -19 -22 -26 -33 -48
-10 -11 -13 -14 -17 -20 -24 -28 -37
-9 -10 -12 -13 -15 -18 -21 -24 -30 -40
-8 -9 -10 -12 -14 -16 -19 -21 -26 -32 -43
-7 -8 -9 -11 -12 -14 -17 -19 -22 -26 -33 -52
-6 -7 -8 -9 -11 -12 -15 -17 -20 -22 -27 -34 -51
-5 -6 -7 -8 -9 -11 -13 -14 -17 -19 -23 -27 -34
-4 -5 -6 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -16 -18 -22 -26 -33
-3 -3 -4 -5 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -16 -19 -22 -26 -31 -36
-2 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -9 -10 -12 -14 -16 -18 -21 -25 -30 -35
-1 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -10 -11 -13 -15 -17 -20 -23 -28 -36
0 00 -1 -2 -2 -3 -4 -5 -7 -8 -9 -10 -12 -14 -16 -19 -22 -26 -32
+1 01 00 -1 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -9 -10 -12 -13 -15 -18 -20 -24 -29 -39
2 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -17 -19 -22 -27 -34
3 03 02 02 01 00 -1 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -9 -10 -12 -13 -15 -18 -21 -24 -30 -36
4 04 03 03 02 02 01 00 -1 -2 -2 -3 -4 -5 -7 -8 -9 -11 -12 -14 -16 -19 -22 -26
5 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -9 -11 -13 -15 -17 -19
6 06 06 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -10 -11 -13 -15
7 07 07 06 06 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8 -10 -11
8 08 08 07 07 06 06 05 04 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6 -7 -8
9 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 03 03 02 01 01 00 -1 -2 -3 -4 -5 -6
10 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 04 03 02 02 01 00 -1 -1 -2 -3
11 11 11 10 10 09 09 09 08 08 07 07 06 06 05 04 04 03 03 02 01 00 00 -1
12 12 12 11 11 11 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 04 03 02 02 01
13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05 04 04 03
14 14 14 13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10 09 09 08 08 07 07 06 06 05 05
15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10 09 09 08 08 07 07 06
16 16 16 15 15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 11 11 11 10 10 09 09 08 08
17 17 17 16 16 16 16 15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 12 11 11 10 10 10
18 18 18 18 17 17 17 16 16 16 16 15 15 15 14 14 14 13 13 13 12 12 11 11
19 19 19 19 18 18 18 17 17 17 17 16 16 16 15 15 15 15 14 14 14 13 13 13
20 20 20 20 19 19 19 19 18 18 18 18 17 17 17 16 16 16 16 15 15 15 14 14
21 21 21 21 20 20 20 20 19 19 19 19 18 18 18 18 17 17 17 17 16 16 16 15
22 22 22 22 21 21 21 21 21 20 20 20 20 19 19 19 19 18 18 18 18 17 17 17
23 23 23 23 22 22 22 22 22 21 21 21 21 20 20 20 20 20 19 19 19 19 18 18
24 24 24 24 23 23 23 23 23 22 22 22 22 22 21 21 21 21 20 20 20 20 20 19
25 25 25 25 24 24 24 24 24 24 23 23 23 23 23 22 22 22 22 21 21 21 21 21
26 26 26 26 26 25 25 25 25 25 24 24 24 24 24 23 23 23 23 23 22 22 22 22
27 27 27 27 27 26 26 26 26 26 26 25 25 25 25 25 24 24 24 24 24 23 23 23
28 28 28 28 28 27 27 27 27 27 27 26 26 26 26 26 26 25 25 25 25 25 24 24
29 29 29 29 29 28 28 28 28 28 28 28 27 27 27 27 27 27 26 26 26 26 26 25
30 30 30 30 30 29 29 29 29 29 29 29 29 28 28 28 28 28 27 27 27 27 27 27
BAĞIL NEM TABLOSU
Islak Term. Sıc. (°C) Kuru - Islak Termometre Farkı (°C)
0f> 1 0 1 5 ?0 ?5 30 3.5 40 45 50 5 5 60 6 5 70 75 80 8 5 90 9 5 10 11
0 90 81 72 64 56 50 42 36 30 25 20 15 10 6 4 - - - - - -
1 91 82 73 66 58 52 45 39 33 28 23 18 14 10 6 2 - - - -
2 92 83 74 67 60 54 46 42 36 31 25 22 17 13 9 6 2 - -
3 92 83 75 69 62 56 50 44 39 34 29 25 20 16 12 9 6 3 - - -
4 92 84 76 70 63 57 52 46 41 36 32 28 23 19 15 13 9 6 3 1 -
5 93 85 78 71 64 59 53 48 43 39 34 30 26 23 18 16 12 10 6 4 1
6 93 85 79 72 66 61 55 50 45 41 36 33 28 25 22 18 15 13 9 7 4
7 93 86 79 73 67 62 57 52 47 43 39 35 31 28 24 21 18 15 12 10 7
8 93 86 80 74 69 63 58 54 49 45 41 37 33 30 26 24 21 18 15 13 10
9 93 86 81 75 70 65 60 56 51 47 43 39 35 32 29 26 23 20 17 16 13
10 94 86 82 76 71 66 61 57 52 48 44 41 37 34 31 28 25 23 20 18 15
11 94 87 82 77 72 67 62 58 54 50 46 43 39 36 33 30 27 25 22 20 18
12 94 88 83 78 73 68 63 59 55 52 48 44 41 38 35 32 29 27 24 22 20
13 94 89 83 78 74 69 65 61 56 53 49 46 43 40 36 34 31 29 26 25 22
14 94 89 84 79 74 70 66 62 58 54 50 47 44 41 38 36 33 31 28 26 24
15 95 89 84 80 75 71 67 63 59 55 52 49 45 43 40 37 34 33 30 28 26
16 95 90 85 80 76 72 67 64 60 57 53 50 47 44 41 39 36 34 31 30 27
17 95 90 85 81 77 72 68 65 61 58 54 52 48 46 43 40 38 36 33 31 29
18 95 90 86 81 77 73 69 66 62 59 55 53 49 47 44 42 39 37 35 33 30
19 95 91 86 82 78 74 70 66 63 60 56 54 50 48 45 43 40 39 36 34 32
20 95 91 86 82 78 74 71 67 64 61 57 55 52 49 46 44 42 40 37 36 34
21 95 91 87 82 79 75 71 68 64 62 58 56 53 51 48 46 43 41 39 37 35
22 95 91 87 83 79 75 72 69 65 63 59 57 54 52 49 47 44 42 40 38 36
23 95 91 87 83 80 76 72 69 66 63 60 58 55 53 50 48 45 43 41 39 37
24 96 92 87 84 80 77 73 70 67 64 61 59 55 53 51 49 46 44 42 40 38
25 96 92 88 84 80 77 74 70 67 65 62 59 56 54 52 50 47 45 43 42 40
26 96 92 88 85 81 78 74 71 68 66 62 60 57 55 52 51 48 46 45 43 41
27 96 92 88 85 82 78 75 72 69 66 63 61 58 56 53 52 49 48 46 44 42
28 96 92 89 85 82 79 75 73 69 67 64 62 59 57 55 53 50 49 46 45 43
29 96 92 89 85 82 79 76 73 70 67 65 62 60 58 55 54 51 50 47 46 44
30 96 93 90 86 83 79 76 73 70 68 66 63 61 59 56 54 52 50 48 47 45
BÖLÜM 12
DEVLET METEOROLOJİ İŞLERİ GENEL MÜDÜRLÜĞÜNÜN
DENİZCİLER VE GEMİCİLERE VERDİĞİ
METEOROLOJİK HİZMETLER
3254 sayılı kanunla kurulan DMİ Genel Müdürlüğü Türkiye'nin hava ve deniz yollarında askeri ve sivil seyrüseferin meteorolojik desteğini sağlamakla görevlidir. Ayrıca, uluslararası andlaşmalarla 15 Doğu Boylamının doğusunda kalan Akdeniz, Ege, Marmara ve Karadeniz'de seyreden askeri ve sivil gemilerin meteorolojik desteği¬ni sağlamak görevi de kendisine verilmiştir.
Halen Bandırma, Samsun ve Gölcük Deniz Meteoroloji İstasyonları meteorolojik hizmet vermektedir. Bunlardan Bandırma Deniz Meteoroloji İstasyonu, WMO sorumlulu¬ğu gereği 15 E Boylamının doğusunda kalan denizler (Akdeniz, Marmara, Karadeniz ve Ege) için istidlal yapan İngilizce ve Türkçe yayın veren tek istasyonumuzdur (EK-1).
Samsun Meteoroloji İstasyonu, Bandırma'dan aldığı istidlalleri yayınlar ve Kara¬deniz'de seyreden gemilere hizmet verir. Yayınlar Türkçedir. Gölcük Meteoroloji istas¬yonumuz ise Donanmamıza hizmet vermek amacıyla kurulmuştur. Bandırma'nın yayın¬ladığı istidlallerden faydalanarak Deniz Kuvvetlerimizin isteklerini karşılamak için hizmet¬te bulunur.
Bu üç istasyona ek olarak İstanbul/Karaköy'de sadece gündüz hizmet veren yerli ve yabancı kaptanlara brifing verebilecek bir Deniz İrtibat Bürosu bulunmaktadır.
Son yıllarda önemli gelişmeler gösteren Yat Turizmini desteklemek amacıyla, Kültür ve Turizm Bakanlığı ile müştereken hazırlanan "Yat Turizmi Meteorolojik Destek Projesi" hazırlanarak 01/07/1985 tarihinden itibaren uygulamaya başlanmıştır. Proje, Hopa'dan İskenderun'a kadar bütün kıyılarımızda özellikle Marmara, Ege ve Akdeniz kıyılarında gelişmekte olan yat turizmine büyük destek sağlamaktadır.
Proje kapsamına giren deniz meteoroloji istasyon sayısı 32'dir. Ankara (Merkez) da günde iki defa hazırlanan ve 24 saatlik süreyi kapsayan deniz tahmin raporları yayınlanmak üzere bu istasyonlara gönderilir. Yayınlar, uluslararası andlaşmalarla meteorolojik hizmetlere tahsis edilen frekanslarda VHF cihazı ile 16.kanaldan dinleme ve 67.kanaldan yayın yapmaktadır. Yayın saatleri hergün 08.30, 10.30, 12.30, 14.30, 16.30, 18.30, 20.30 lokal saatlerde 5'er dakika ara ile 3 defa tekrarlanmaktadır. Ege ve Akdeniz'de İngilizce-Türkçe, diğer denizlerde Türkçe'dir.
Ayrıca, TRT'ye günde kısa ve uzun olmak üzere 10 defa Denizciler ve Balıkçılar için hava raporu verilmekte ve Meteorolojinin Sesi Radyosu'ndan (43.3 m kısa dalga) günde 10 defa 07.00-19.00 saatleri arasında denizciler için hava raporu yazdırılmaktadır.
BÖLÜM 13
METEOROLOJİ GENEL MÜDÜRLÜĞÜNCE VERİLEN
DENİZ METEOROLOJİSİ
HİZMETLERİ
Hergün Deniz Tahmin Merkezince hazırlanmakta olan (12, 24, 48, 72 saatlik) deniz tahmin raporları (Antalya, Alanya, Bodrum, Marmaris, Bandırma, Gökçeada, Kuşadası) deniz yayın istasyonlarına gönderilmektedir.
Bu istasyonalara ait fax telefonları ile Genel Müdürülüğümüzün 0-312-360 79 12 ve 0-312-314 11 96 fax telefonu aranmak suretiyle ek 1 de verilen Deniz Tahmin Haritası elde edilmektedir.
Bundan başka Turizm Bakanlığı Yat İşletmelerinin 0-312-490 98 45 nolu fax'ina ve aşağıda telefon ve fax numaraları bulunan marinalara da deniz tahmin raporları gönderilmektedir.
Turban Kuşadası Marina Tel: 0-256-61417 52 Fax: 0-256-614 17 58
Turban Kemer Marina Tel: 0-242-814 14 90 Fax: 0-242-814 15 52
Turban Bodrum Marina Tel: 0-252-316 18 60 Fax: 0-252-316 14 06
Turban Antalya Kaleiçi Marina Tel: 0-242-242 36 76 Fax: 0-242-242 36 75
İstanbul Ataköy Marina Tel: 0-212-560 63 38 Fax: 0-212-560 72 70
Amiral Fahri Korutürk Marina
Kalamış-İstanbul Tel: 0-216-346 20 46 Fax: 0-216 346 16 56
İzmir Levent Marina Tel: 0-232-277 11 11 Fax: 0-232-259 90 49
Çeşme Altınyunus Marina Tel: 0-232-723 16 31 Fax: 0-232-723 32 52
Marmaris Netsel Marina Tel: 0-252-412 34 30 Fax: 0-252 412 55 47
Marmaris Albatros Marina Tel: 0-252-486 82 04 Fax: 0-252-486 82 06
Orhaniye Marmaris Bay Marina Tel: 0-252-645 10 16 Fax: 0-252-645 14 55
Göcek Club Marina Tel: 0-242-229 13 40 Fax: 0 242 241 20 56
METEOROLOJİNİN SESİ RADYOSUNUN DENİZ YAYINLARI:
Meteoroloji Genel Müdürlüğüne ait "Meteorolojinin Sesi" radyosunun her gün 43.3 m kısa dalga üzerinden denizciler ve balıkcjlar için denizlerimize ait tahmin rapor¬larını yayınlamaktadır. Yayın saatleri, 08 , 11 , 14 , 18 saatlerinde olmak üzere günde dört defa yayınlanmaktadır.
FM BANDINDAN DENİZ METEOROLOJİ YAYINI YAPAN TURİZM RADYOLARI:
Radyo Merkezleri: Yayın Frekansı (MHz):
Bodrum 97.4
Antalya 100.6
Marmaris 101.0
Pamukkale 101.0
İzmir 101.6
İstanbul 101.6
Kuşadası 101.9
Nevşehir 103.0
Kalkan 105.9
Yayın Saatleri:
08.30, 10.30 , 12.30 ve 21.30 Haber bülteninin ardından
11.05 ve 19.35 Enformatif Bilgiler Programının ardından
07-03-2013, 12:59 PM
Çevrimdışı
TÜRKİYENİN SESİ RADYOSUNUN YURT DIŞINA YÖNELİK DENİZ METEOROLOJİSİ YAYINLARI:
Dalga Boyu Yayın Dili Frekansı Yayın Saati
Kısa Dalga İngilizce 31 m 9445 kHZ 21.30 Haber b. Ardından
Kısa Dalga Fransızca 31 m 9445 kHZ 22.30 Haber b. Ardından
Kısa Dalga Almanca 31 m 9445 kHZ 20.30 Haber b. Ardından
NAVTEX YAYINLARI
Dünya denizlerini kapsayacak deniz sistemlerinin kurulması amacıyla Ulusla-rarası Denizcilik Teşkilatı (IMO) faaliyetleri arasında "NAVTEX" (Denizcilere Seyir Uyarı Sistemi) konulu bu çalışma yeralmaktadır.
Meteoroloji Genel Müdürlüğü olarak NAVTEX hizmetine meteorolojik yönden destek sağlamaktadır. 24 Saat esasına dayalı olarak her 4 saatte bir meteorolojik rapor ve ihbarları hazırlayıp, İzmir, İstanbul, Antalya ve Samsun NAVTEX yayın istasyonların¬da yayınlanmak üzere aşağıdaki program çerçevesinde gönderilmektedir.
KAYNAKLAR
DENİZCİLİK METEOROLOJİSİ
PROF.DR.SÜREYYA ÜNEY DR.AYŞE YILMAZ
DENİZCİLERE GENEL VE SİNOPTİK METEOROLOJİ
DR.SEMRA ERTÜRE
DENİZ METEOROLOJİSİ
FERİDUN KILIÇ
Dalga Boyu Yayın Dili Frekansı Yayın Saati
Kısa Dalga İngilizce 31 m 9445 kHZ 21.30 Haber b. Ardından
Kısa Dalga Fransızca 31 m 9445 kHZ 22.30 Haber b. Ardından
Kısa Dalga Almanca 31 m 9445 kHZ 20.30 Haber b. Ardından
NAVTEX YAYINLARI
Dünya denizlerini kapsayacak deniz sistemlerinin kurulması amacıyla Ulusla-rarası Denizcilik Teşkilatı (IMO) faaliyetleri arasında "NAVTEX" (Denizcilere Seyir Uyarı Sistemi) konulu bu çalışma yeralmaktadır.
Meteoroloji Genel Müdürlüğü olarak NAVTEX hizmetine meteorolojik yönden destek sağlamaktadır. 24 Saat esasına dayalı olarak her 4 saatte bir meteorolojik rapor ve ihbarları hazırlayıp, İzmir, İstanbul, Antalya ve Samsun NAVTEX yayın istasyonların¬da yayınlanmak üzere aşağıdaki program çerçevesinde gönderilmektedir.
KAYNAKLAR
DENİZCİLİK METEOROLOJİSİ
PROF.DR.SÜREYYA ÜNEY DR.AYŞE YILMAZ
DENİZCİLERE GENEL VE SİNOPTİK METEOROLOJİ
DR.SEMRA ERTÜRE
DENİZ METEOROLOJİSİ
FERİDUN KILIÇ