RÜZGAR ve BASINÇ

MTO252Doç.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 kuvveti1

( ) ( )f

pP

x

yüzey

Ba s

ı nç

(hPA

)

Yüksek basınç

Alçak basınç

Basınç Gradyan Kuvveti

Yük

sekl

ik(m

etre

)

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..V.sin Enlem nin sinüsü

ekvator = sıfır kutuplar = 1 SH hareketi sola ve NH sağa saptırır Rüzgara diktir Sapma rüzgar hızı ile orantılıdır

Coriolis Kuvveti

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 ???!

A

r

O

Coriolis Kuvveti

r = V.t

top O noktasından A noktasına gittiği t zamanında , disk θ açısı kadar döndüğü için top B noktasına ulaşır.

θ = .t (dönüş açısı = açısal hız x zaman)

A

Bθ

r

O

Dönme hızı

Coriolis Kuvveti

r = V.t

top O noktasından A noktasına gittiği t zamanında , disk θ açısı kadar döndüğü için top B noktasına ulaşır.

θ = .t (dönüş açısı = açısal hız x zaman)

A

Bθ

r

O

Dönme hızı

Coriolis Kuvveti

r = V.t ve θ = .t

AB arasındaki uzaklık:AB = r θ

= V.t..t A ve B arasındaki uzaklık ayrıca aşağıdaki

şekilde de yazılabilir:AB = a.t2/2

a.t2/2 = V.t..t a = 2..V.

Coriolis Kuvveti

Dünya düz bir disk değil !!!!

sin

sin =1

sin =0 ekvator

kutup

Coriolis Kuvveti

Dünya düz bir disk değil !!!!

sin

sin =1

sin =0 ekvator

kutup

Dönen disk:a = 2..V.

Dönen Dünya:a = 2..V.sin

Coriolis ivmesi = (2 sin )

2 sin

u

ve

f

xxs

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

12 sing g

pV fV

ρ x

1g

pV

f x

Basınç gradyan kuvveti = Coriolis Kuvveti

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

g

g hV

f x

1g

pV

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

Basınç gradyan ve Merkez-kaç kuvveti dışa doğru

AYNI YÖNDE

Basınç gradyan kuvveti içe ve Merkezkaç kuvveti dışa doğru

ZIT YÖNDE

Yüksek Basınç Merkezinde

Alçak Basınç Merkezinde

Rüzgar hızını azaltır

Rüzgar hızını arttırır

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/s2V 1 dp

fV 0 r dn

Denge

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 gelirA 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

H

H

L

L

Net içeri akış Net dışarı akış P Artar P Azalır Sistem zayıflar Sistem zayıflar

H

H

L

L

Yüzey

Serbest atmosfer

Düşey Hareket

Yukarı Yönlü Aşağı Yönlü