RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal Atmosfer Basıncı Deniz seviyesi basıncı Birim alandaki toplam kuvvet basınç Basınçtaki değişimler (yersel ve uzaysal) enerjideki değişimler moleküller.
Download ReportTranscript RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal Atmosfer Basıncı Deniz seviyesi basıncı Birim alandaki toplam kuvvet basınç Basınçtaki değişimler (yersel ve uzaysal) enerjideki değişimler moleküller.
RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal Atmosfer Basıncı Deniz seviyesi basıncı Birim alandaki toplam kuvvet basınç Basınçtaki değişimler (yersel ve uzaysal) enerjideki değişimler moleküller etki – sıcaklık ve yoğunluk Yoğunluk – atmosferde yükseklikle azalır. Deniz seviyesinde basınç = 1013.2 hPa (mb) 3000 m de %70x1013.2 hPa 10000m de 300 hPa Atmosfer Basıncı Deniz seviyesine indirgeme İzobar ? !!!! Eş basınç eğrileri !!!! Yüzey basıncı Yüksek sıcaklıklar alçak basınç Düşük sıcaklıklar yüksek basınç A -- Aleutian Alçağı P -- Pacific Yükseği, I – İzlanda Alçağı, Z -- Azores Yükseği, S – Sibirya Yükseği, B -- Bermuda Yükseği, Deniz seviyesi basıncı Atmosfer sirkülasyonunun temel özellikleri Sürekli yüksek ve alçak basınç alanları Sık cephesel aktivitelerin gözlendiği bölgeler Atmosferin yukarı seviyelerinde basınç değişimi Sabit bir yükseklikteki basınç değişimleri Sabit basınç seviyelerinin yükseklikleri Basınç Gradyan Kuvveti Birim kütledeki basınç gradyan kuvveti Yüksek basınç yüzey Yükseklik (metre) Basınç (hPA) Basınç Gradyan Kuvveti Alçak basınç p Pf ( ) ( ) x 1 Coriolis Kuvveti Dönen bir dünyada rüzgar hızı basınç gradyan kuvvetiyle kontrol edilir fakat dönme akışın yönünün sapmasına neden olur Coriolis Kuvveti Coriolis Kuvveti Akışın yönünü saptıran kuvvet Enleme, rüzgar hızına, dünyanın dönüş hızına bağlı 2.W.V.sinq Enlem q nin sinüsü ekvator = sıfır kutuplar = 1 SH hareketi sola ve NH sağa saptırır Rüzgara diktir Sapma rüzgar hızı ile orantılıdır Coriolis Kuvveti A r O Başlangıçta bir disk üzerinde O noktasında bulunan bir top düşünün. top itiliyor ve O noktasından A noktasına sabit V hızıyla yuvarlanıyor. r mesafesini t zamanında giderse: r = V.t Problem yok!!!! Eğer disk dönerse ne olur ???! W Dönme hızı Coriolis Kuvveti A r θ B O r = V.t top O noktasından A noktasına gittiği t zamanında , disk θ açısı kadar döndüğü için top B noktasına ulaşır. θ = w.t (dönüş açısı = açısal hız x zaman) W Dönme hızı Coriolis Kuvveti A r θ B O r = V.t top O noktasından A noktasına gittiği t zamanında , disk θ açısı kadar döndüğü için top B noktasına ulaşır. θ = w.t (dönüş açısı = açısal hız x zaman) Coriolis Kuvveti r = V.t ve θ = w.t AB arasındaki uzaklık: AB = r θ = V.t.w.t A ve B arasındaki uzaklık ayrıca aşağıdaki şekilde de yazılabilir: AB = a.t2/2 a.t2/2 = V.t.w.t a = 2.w.V. Coriolis Kuvveti Dünya düz bir disk değil !!!! kutup W sin q =1 Wsinq q sin q =0 ekvator Coriolis Kuvveti Dünya düz bir disk değil !!!! kutup W sin q =1 Wsinq Dönen disk: a = 2.w.V. q Dönen Dünya: a = 2.W.V.sin q sin q =0 ekvator Coriolis ivmesi = (2W sin q )u ve f 2W sin q W 2p/(24 x 60 x 60) 7.29 105 s1 f 1.5 x 10-5 s-1 – 0 Jeostrofik Akış İzobarlar düz ve paralel ise yüzey sürtünmesinin etkisinden uzak serbest atmosferdeki hareketi inceliyoruz demektir. Yanızca basınç gradyan kuvveti ve Coriolis kuvveti etkindir. Basınç gradyan kuvveti and Coriolis kuvveti arasında denge. tropikler dışında yüzeyden yukarıda (yaklaşık 1km). rüzgar izobarlara paralel eser. Jeostrofik Rüzgar Basınç gradyan kuvveti = Coriolis Kuvveti 1 p 2WVg sin q fVg ρ x 1 p Vg f x Jeostrofik Rüzgar Jeostrofik Rüzgar Jeostrafik Rüzgar Hızı İzobarlar Arası Uzaklık Jeostrofik rüzgar hızı basınç dağılımından tahmin edilebilir ve yüzeyden yeterince yukarıda izobarların paralel olması durumunda gerçek rüzgara eşdeğerdir. Çoğu zaman izobarların eğriliği fazla olmadığından jeostrofik rüzgar gerçek rüzgara iyi bir yaklaşımdır. Jeostrofik yaklaşımı 30 derecenin kutba doğru tarafında kullanılabilir. Ekvatoryal bölgeler civarında Coriolis Kuvveti sıfıra yaklaşır ve rüzgarlarda kuvvetli bir sapma meydana getirmez. Jeostrofik Rüzgar Jeostrofik rüzgarın hesaplanmasında sıcaklık ve yükseklikle değişken olan yoğunluğun kullanılması bir dezavantajdır. Histrosttaik eşitlik yardımıyla dp gdz 1 p Vg f x g h Vg f x Jeostrofik Rüzgar (JR) Jeostrofik rüzgarın hesaplanması için yalnızca Corioilis parametresi, yerçekimi ivmesi ve basınç yüzeyinin eğimi (h/x) gereklidir. JR yükseklik conturlarına paralel eser ve solunda düşük jeopotansiyel yükseklik değerleri sağında yüksek değerleri yeralır (NH’de) Konturlar arasındaki uzaklıkla hız orantılıdır. İzobarlar her zaman doğrusal değiller ????? siklonik – saatin dönüş yönünün tersi, Alçak basınç merkezi antisiklonik – saatin dönüş yönünde , Yüksek basınç merkezi Gradyan Rüzgar Eğrilik mevcut ise bu durumda merkezkaç kuvveti önem kazanır. Merkezkaç Kuvveti Güneşin etrafında dönen gezegenler – gravitasyonel kuvvet etkisinde Bir atomda yörüngede hareket eden elektron -- elektriksel Bir CD yi bir ipe bağla ve kafanın etrafında döndür (mekanik kuvvet) İpteki gerilmeyi hissedebilirsin ve bu gerilme CD nin üzerine uygulanan kuvvetin bir göstergesi Merkezkaç Kuvveti Lunaparklarda Uçan sandalyeleri düşünün, vücut dönme sırasında dışarı doğru itilir Dışarı doğru olan kuvvet – merkezkaç kuvveti Yüksek Basınç Merkezinde Basınç gradyan ve Merkezkaç kuvveti dışa doğru AYNI YÖNDE Rüzgar hızını arttırır Alçak Basınç Merkezinde Basınç gradyan kuvveti içe ve Merkezkaç kuvveti dışa doğru ZIT YÖNDE Rüzgar hızını azaltır Gradyan Rüzgar Basınç gradyan kuvveti, Coriolis kuvveti ve Merkezkaç kuvvetinin dengesi - Gradyan Rüzgar Yönü jeostrofik rüzgar gibi izobarlara paralel Tropikal Hurricane’de Jeostrofik rüzgar 500 m/s Gradyan rüzgar 75m/s Denge 2 V 1 dp fV 0 r dn Yüzey Yakınında Rüzgar Yüzey yakınında sürtünme kuvveti etkin olur Akışa zıt yönde etkidiğinden rüzgar hızını azaltır Coriolis kuvveti rüzgarın bir fonksiyonu şiddeti azalır akış izobarlara paralel olsa dahi denge söz konusu değildir. Yüzey Yakınında Rüzgar İzobarik akışı kesen alçak basınç merkezine doğru akış meydana gelir. İzobarları kesme açısı sürtünme kuvvetinin büyüklüğüne bağlıdır. Düz bir su yüzeyi üzerinde < 8o Kara yüzeyi üzerinde 25o fazla olabilir. Sürtünme kuvveti Yüzeyde maksimum Yükseklikle azalır Etkisiz olduğu noktada jeostrofik rüzgar yaklaşımı geçerlidir. Yükseklikle sürtünme kuvvetinin azalması rüzgar yönünün yükseklikle saat yönünde dönmesine neden olur. EKMAN SPİRALİ Sürtünmenin etkin olduğu tabaka Sürtünme Tabakası olarak adlandırılır. Serbest Atmosfer Hareketler yatay – en azından quasi-yatay Jeostrofik rüzgar gerçek rüzgara iyi bir yaklaşım verir Tabakalar arasındaki etkileşimler uzaysal sıcaklık değişimleri mevcut ise düşey hareketlere neden olabilir. Barotropik ve Baroklinik Koşullar Rüzgarın düşey yapısını etkileşen faktörler Sıcaklık ve basınç arasındaki düşey ilişki Yükseklik farkı kalınlık Yoğunluk sıcaklık arttıkça azaldığına göre, daha sıcak olan tabaka daha fazla geometrik yüksekliğe sahip. Kalınlık sıcaklıkla değişir. Barotropik Atmosfer Yatay olarak kalınlıkta değişim yok. Basınç gradyan kuvveti ve yatayda değişim. Basınç gradyanı mevcut ama sıcaklık gradyanı yok ise barotropik Rüzgarın yönü ve hızı yükseklkle değişmez. Çalkantılar büyümez. Eşdeğer Barotropik Hal ve Termal Rüzgar Sıcaklık gradyanı mevcut fakat izobarlara paralel Eşdeğer Barotropik Atmosfer. rüzgar yönü değişmez. Eşdeğer Barotropik Hal ve Termal Rüzgar Barotropik Atmosferde çalkantılar büyümez. Tabakanın üstündeki ve altındaki Rüzgar hızı farkı jeostroik rüzgarlar arasındaki düşey hız farkı (shear) tabakadaki ortalama yatay sıcaklık gradyanıyla orantılıdır . Termal olarak yaratılan bu gradyan rüzgara termal rüzgar denir. Baroklinik Atmosfer izotermler izobarlara paralel değilse Sıcaklık ve kalınlık izobarlar boyunca değişir. Basınç paterni yükseklikle değişir – rüzgar hızı ve yönü de Rüzgar yönü izotermlere paraleldir ve izotermler arasındaki uzaysal farkla şiddeti orantılıdır. düşük sıcaklık değerleri solunda yer alır (NH). Termal rüzgar Herhangi bir seviyede basınç dağılımı Yatay ve düşey sıcaklık dağılımı gerçek rüzgar hesaplanabilir. Deniz seviyesi basınç dağılımı yüzey gözlemleri Sıcaklık dağılımı radyazonde veya uydu gözlemleri Baroklinik Atmosfer Baroklinik atmosferde rüzgar izotermleri keserek eser. ADVEKSİYON Soğuk Sıcak = soğuk adveksiyon rüzgar yükseklikle “backing” – saat ibrelerinin ters yönünde değişir – soğuk adveksiyon Sıcak Soğuk = soğuk adveksiyon “veering” – saat ibrelerinin yönünde değişir – sıcak adveksiyon Termal rüzgar Baroklinik atmosferde bu enerji adveksiyonu atmosfer akış paternlerinde çalkantılar yaratır. Eşdeğer baratropik atmosfer, batı-doğu (zonal) yönlü akış, izotermler izobarlara paralel. Topografik bir engel nedeniyle zonal akışta çalkantı meydana getirilirse, Atmosfer baroklinik hale gelir A soğuk hava güneye B sıcak hava kuzeye Enlemsel sıcaklık farkı adveksiyon devam ettikçe artmaya devam edecek ve spontane düşey hareketler başlayacaktır. Baroklinisitenin artması – Potansiyel Enerjinin artması Hareketin KE ne dönüşecek. A soğuk hava güneye B sıcak hava kuzeye Enlemsel sıcaklık farkı adveksiyon devam ettikçe artmaya devam edecek ve spontane düşey hareketler başlayacaktır. Baroklinisitenin artması – Potansiyel Enerjinin artması Hareketin KE ne dönüşecek. Güneye hareket eden soğuk hava -- çöken hava Kuzeye hareket eden sıcak hava -- yükselen hava Atmosfer hidrostatik olarak kararlı olsa da olmasa da bu hareketler meydana gelecektir. Yatay akışlarda dalgalarla ilişkili düşey hareketler dalgaların eğrilklerinden dolayı büyürler. Sabit bir basınç gradyanında antisiklonik eğim arttığında rüzgar hızı artar, ve akış dalga boyunca ivmelenir. Siklonik akışta eğim arttığında rüzgar hızı azalır ve havanin ivmesi azalır. A da daha siklonik olur ve hava yavaşlar. B de ise antisiklonik olur ve hızlanır. Yanal hareket yoksa düşey hareketlerin artmasını sağlar. Diverjans, Konverjans Sabit hacimdeki bir akışkan elemanı yatay olarak yayılırsa (diverjans), kütlenin korunumuna göre düşeyde daralmalıdır. Tam tersi durumda akışkan elemanı yatay olarak daralırsa (konverjans), düşeyde genişlemelidir. Diverjans, Konverjans Serbest atmosferde baroklinik dalganın meydana gelmesiyle A noktasının üst seviyelerinde konverjans (çöken hareketleri zorlayacaktır) B noktasında ise yukarı seviye diverjansı (yükselici hareketler) meydana gelecektir. Yüzey yakınında A da diverjans B de konverjans olacaktır. Vortisiti Alçak ve yüksek Basınç Alanları Net içeri akış P Artar Sistem zayıflar L Net dışarı akış P Azalır Sistem zayıflar H L H Düşey Hareket Yukarı Yönlü L L Aşağı Yönlü Serbest atmosfer H Yüzey H