HAVA ŞARTLARI VE KARARLILIK
Kararsızlık, Türkiye’nin karasal özellikli yüksek plato ve ovaları üzerinde ilkbahar sonu, yaz başı (kuzeydoğuda yaz boyunca) ve sonbahar başında olduğu gibi, güneş ışınlarıonın dik geldiği ve güneşlenmenin kuvvetli olduğu sıcak yaz öğleden sonralarında oluşabilir.
Örneğin, beton ya da asfaltla kaplı geniş bir otopark alanının üzerindeki hava, ağaçla kaplı çevredeki alanın üzerindeki havadan daha sıcak olacaktır. Sonuç olarak park alanının üzerindeki hava parsasli, hafifleyerek yukarıya doğru yükselecektir. Bu olaya yada sürece,konvektif yükselme (ing. : convective lifting ) adı verilir.
Bu çevresine göre daha sıcak hava, LCL’nin üzerine kadar çıktığında, bulutlar oluşur(dikine gelişimli cumulus congestus, cumulonimbus ) ve çoğunlukla öğleden sonra yağmur sağanaklarını oluşturur. Benzer sağanak yağışlar, İç Anadolu’da, Ankara çevresinde "Kırkikindi Yağmurları" olarak adlandırılır.
Yüzey ısınması sonucu oluşan konvektif bulutlar, buradaki kararsızlık yalnız yüzey ısınmasıyla oluştuğu ve en çok atmosferin ilk birkaç kilometresinde etkili olduğu (sınırlandığı) için kısmen sınırlıdır. Konvektif yükselmeye bağlı yağışlar, zaman zaman kuvvetli olabilmesine karşın, kısa süreli ve dağınık bir alansal dağılış gösterir. Kara yüzeylerinin doğrudan güneş ışınları ile yılın sıcak-ılık aylarındaki aşırı ısınmasının sonucunda gelişen bulutlar ve yağışlar”konvektif tip” olarak adlandırılır; örneğin: “konvektif yağış” ve “konvektif bulut” vb.
Kararlı hava yukarı yönlü harekete eğilimli olamadığı için, atmosferde karalı şartlar egemen olduğu zaman, bulutlar oluşamaz. Öte yandan, hava parselini yukarıya yükselmeye zorlanan, başka süreçlerde vardır. (cephesel, orografik, siklonik vb.)
Karalı hava yükselmeye zorlandığında, oluşan bulutlar katmanımsı uzanışlı ve yatay boyutuyla karşılaştırıldığında küçük bir dikey kalınlığa sahip olurlar. Hangi çeşidi olursa olsun, yağışlar hafif-orta düzeyde olurlar. Tersine, kararsız hava ile bağlantılı bulutylar, genellikle kuvvetli yağışa neden olurlar. Bu temel ilkelere dayanarak, hafif çisenti (ing. : drizzle ) yağışının gözlendiği alçak kapalı bir günde, kararlı bir havanın yükselmeye zorlandığını anlayabiliriz. Öte yandan, karnabahar biçimli bulutların sıcak hava kabarcıkları şeklinde büyüdükleri bir günde, atmosferin kararsız olduğu sonucuna varabiliriz.
En kararlı hava şartları, sıcaklığın yükseklikle arttığı zaman gelişen bir sıcaklık enversiyonu süresince oluşur. Bu durumda, yüzeye yakın hava yukarıya göre daha soğuk ve ağır olduğu için, bu katmanlar arsında küçük bir dikey karışma olabilir. Çeşitli insan etkinliklerinden (örn.; ısıtma ve enerji üretimi amaçlı kömür, petrol, odun vb. yakıtların yakılmasından ve araba egzozlarından kaynaklanan çeşitli gaz salımları) çıkan hava kirleticileri aşağıdan yukarıya doğru havaya eklendiği için, sıcaklık terselmesi olası bu kirleticileri atmosferin en alt katmanlarında tutar.
Hava kirleticilerinin atmosferdeki birikimleri, sıcaklık terselmesi ortadan kalkıncaya kadar artar. Yaygın ve yoğun sis olayları da, karalılığın başka bir işaretidir. Eğer sis içeren katman, yukarıdaki kuru katman ile serbestçe karışırsa, buharlaşma kısa sürede sisli (ing. ; foggy) şartları yok eder.
Kararlılığın günlük havanın özelliklerinin belirlemedeki rolü, gözardı edilmemelidir. Havanın kararlı olup olmaması, bulutların gelişip yağış oluşturemasını ve yağışın hafif yağmur ve sağanak ya da şiddetli bir sağanak şeklinde olup olmayacağının belirlenmesinde önemlidir.
Genel olarak, başlangıçta (başlangıç şartları) kararlı olan bir hava yükselmeye zorlandığında, bu hava ile bağlantılı bulutlar küçük dikey kalınlık ve hafif yağış biçimlerinin oluşmasına neden olur. Tersine, kararsız havada oluşan bulutlar, kuleler biçiminde dikine bir gelişim gösterir ve kuvvetli yağışların (örn.; yağmur ve dolu sağanakları, yağmur ve kar yağışları; oraj olayları) oluşumunu sağlar.
Kararlılığı Değiştiren Etmenler
Havanın kararsız olmasını sağlayan başlıca etmenler şunlardır:
1. Havanın alttan fazla ısınmasını sağlayan şiddetli güneş ısıtması (Güneş ışınlarının havanın alttan kuvvetli düzeyde ısınmasını sağlaması), ve konvektif yükselme.
2. Bir hava kütlesinin sıcak bir yüzey üzerine hareketi ile alttan ısınması.
3. Havanın, dağ yamaçları üzerindeki orografik yükselmesi, cephe yüzeyleri boyunca yükselme ve konverjans sonucunda yükselmesinin yarattığı dikine hareketi.
4. Bulut tavanlarından olan radyasyon ile soğuma.
Kararlılık ise aşağıda verilenler tarafından kuvvetlenir:
1.Yeryüzünün gün batımından sonraki radyasyon kaybı ile soğuması.
2. Bir hava kütlesinin, soğuk bir yüzey üzerine hareketi sonucunda alttan ısınması.
3. Hava kütlesinin sübsidansı (alçalması).
Görüldüğü gibi, kararlılığı değiştiren süreçlerin çoğu, hava hareketlerinin bir sonucudr. Ancak, günlük sıcaklık değişikleri de önemli bir rol oynar. Genel olarak, çevresel lapse-rate’i artıran herhangi bir etmen hava kütlesini daha kararsız yaparken, çevresel lapse-rate’i küçülten herhangi bir etmen havanın kararlılığını kuvvetlendirir. Hatırlamak gerekirse, çevresel lapsa-rate büyüdükçe sıcaklığın yükseklikle düşmesi daha hızlı olur. Bu nedenle, yüzeye yakın havanın olmasına neden olan herhangi bir etmen kararsızlığı artırır. Tersine, yüzeye yakın havanın soğumasını neden olan herhangi bir etmen, hava kütlesinin daha kararlı olmasıyla sonuçlanır.
Günlük Isınma ve Soğumanın Kararlılığa Etkisi
Güneşlenmenin etkili olduğu açık bir günde yüzey yeteri kadar ısınır ve alt atmosferde çoğunlukla hava parsellerinin yükselmesine neden olacak kadar ısınır. Gün batımından sonra ise, yüzeyden olan radyasyon kaybı(geri ışıma) havanın yeniden kararlı olmasına yol açar.
Benzer kararlılık değişiklikleri, hava kütlelerinin belirgin olarak farklı sıcaklıktaki bir yüzey üzerine yatay olarak hareket ettiğinde de oluşur. Bir hava kütlesi, kendisinden daha sıcak bir yüzey üzerine hareket ederse, gittiği yerde alttan ısınacağı için, kararsızlığı artar, daha soğuk bir yüzeyin üzerine gittiğinde ise, tersi olur, yani alttan soğuduğu için kararlılığı artar.
Kışın, Avrupa ve Balkanlar üzerinden Türkiye’nin batısına ve doğu Akdeniz havzasına ulaşan maritim polar(mP) hava kütleleri, alttan ısınarak kararsızlaşır ve sürekli ve kuvvetli yağışlarta neden olurlar. Tersine, Anadolu kışın çok soğuk kontinental polar (cH) hava kütlesiyle kaplı olduğunda, batılı ve özellikle güneybatılı yüzey ve orta troposfer görece sıcak ve nemli hav akımları, Anadolu üzerinde alttan soğur ve daha kararlı olur. Bu tür sıcak hava adveksiyonları sırasında, Türkiye’de geniş alanlı ve etkili sis olayları (adveksiyon sisleri) egemen olur.
Dikey Hareketlerin Kararlılığa Etkisi
Hava parsellerinin dikey hareketleri de bir yöredeki kararlılığı etkiler. Atmosferde“sübsidans” adı verilen aşağı yönlü hareketlerin bulunması durumunda, çöken havanın önce üst bölümü sıkışma sonucunda ısınır, sonra ısınma alt bölüme geçer. Genel olarak, yüzeye yakın hava parseli sübsidans olayına karışmaz ve bu yüden de sıcaklığı değişmez. Yukarıdaki havanın sübsidans sonucunda altta yüzeye yakın havaya göre daha sıcak olmasının (sübsidans enversiyonu) net etkisi ve sonucu, havanın durgun kararlı olmasıdır. Birkaç yüz metrelik sübsüdansın ısıtma etkisi, atmosferin herhangi bir katmanındaki bulutların buharlaşması ve eriyip yok olması için yeterli düzeydedir. Bu yüzden, alçalan- çöken havanın göstergelerinden birisi, derin mavi ve bulutsuz bir gökyüzüdür. Sübsidans olayı, aynı zamanda, yukarıda bir sıcaklık enversiyonu da oluşturabilir. En kuvvetli ve en uzun süreli sıcaklık enversiyonu olayları ve onlarla bağlantılı ciddi hava kirliliği dönemleri, sübsidans olayları sonucunda oluşmaktadır.
Öte yandan, ısınan ya da mekanik olarak zorlanan havanın yukarıya doğru hareketi yani yükselme eğiliminde olması, genel olarak kararsızlığı kuvvetlendirir. Bu olgu, özellikle yükselen hava parselinin en alt bölümü, yukarı bölümüne göre çok yüksek bir nem içeriğine sahip olduğunda, daha belirgin olarak gerçekleşir. Hava yukarıya hareket ettiğinde, önce havanın alt bölümü doygunlaşır ve daha küçük bir nemli adyabatik oranda soğur. Bunun net sonucu, yükselen havanın içindeki sıcaklık lapse- rate’inin artmasıdır (büyümesidir). Bu yükselme süreci, özellikle orajların (gök gürültülü şimşekli- sağanaklı-fırtınalar) oluşumunu tetikleyen kararsızlığın üretilmesi açısından çok önemlidir. Ayrıca, koşullu kararsız hava parseli, eğer yeteri kadar yükseltülirse kararsız bir havaya dönüşebilir.
Işınımsal Soğumanın Etkisi
Daha küçük bir ölçekte, gece saatlerinde bulutların tavanlarında olan radyasyon ile ısı kaybı (geri ışıma ile soğuma), havanın kararsızlığını ve büyüme imkanını arttırır. Dikine gelişimli bulutlar gelişim ve büyümelerini temel olarak gündüz yüzey ısınmasıyla sağladıkları için, güneşin batışıyla birlikte kendi enerji kaynaklarını kaybetmiş olurlar. Ancak güneş battıktan sonra, tepelerdeki ışıma ile soğuma, lapse-rate’i dikleştirir ve alttaki daha sıcak parselin yukarıya doğru ek bir hareketini destekleyebilir (başlatabilr). Bu sürecin, gün batımından sonra, özellikle okyanuslar üzerindeki şiddetli oraj olaylarının oluşmasında başlıca sorumlu etmen olduğuna inanılır.
Kararlılığın Görsel Belirtileri
Bazı özel bulut çeşitleri ve görünümleri, havanın kararlılığının belirlenmesi açısından gösterge olabilir. Kararsız hava, genellikle dikey gelişimli bulutları oluşturabilen belirgin yukarı yönlü hava hareketleriyle bağlantılıdır. Bu yüzden, havada kümülüs tipi bulutların bulunması, kararlılığın varlığını gösterebilir ve yükselebilen kümülonimbüs (cumulonimbus) kuleleri kuvvetli kararsızlığın en iyi bilinen göstergeleri olarak kabul edilebilir.
Öte yandan yatay uzanımlı (katmanımsı görünümlü) bulutlar, özellikle en tipik olarak stratiform (stratus biçimli) olanlar yükselmeye zorlanan kararlı havanın en tanıtıcı karakteristikleridir. Ayrıca, bulutsuz bir gökyüzü, çoğunlukla o yörede egemen olan kuvvetli bir yüksek basıncın ve fazla hareketli olmayan kararlı bir havanın en iyi göstergesidir.
Kararlılık koşularını dikkate almadığımızda, hava parseli doyma noktasında soğumadıkça hiçbir bulut oluşamaz. Bu yüzden bulutların bulunmaması her zaman kararlılığın kesin bir kanıtı değil en önemli göstergelerinden birisidir. Benzer olarak, bazen kararsız bir havada, doyma noktasına ulaşmadığından açık-bulutsuz bir gökyüzünün varolmasına neden olabilir.
Kararlı hava&Kararsız hava
- Yükselmeye zorlanmadıkça hareketsiz ya da dengede kalır.
- Gelişen bulutlar stratiform ya da cirriform olma eğilimindedir.
- Yağış oluşması durumunda, yağışların hafif yağmur ya da çisenti şeklinde olması beklenir.
- Bacadan çıkan gazlar ve su buharı, yükselmeden yatay olarak hareket eder.
- Hava kirliliği, sis ve pus gibi hava olayları oluşur; görüş uzaklığı zayıftır; rüzgâr hafiftir ya da hava sakindir.
- Dışarıdan zorlama olamadan da yükselir; dengesizdir.
- Bulutların gelişmesi durumunda, cumuliform bulutlar oluşur.
- Yağışın oluşması durumunda, kuvvetli ve sağanak şeklinde olması beklenir.
- Bacadan çıkan gazların ve su buharının oluşturduğu duman, dikine ve hızlı yükselir; sonra dağılır.
- Hava kirliliği oluşmaz; sis ve pus sabah saatlerinde ya da adveksiyon olayları dışında oluşmaz; görüş uzaklığı iyidir; rüzgâr hızlı eser.
Yükselme İle Soğuma Süreçleri
Hatırlanacağı gibi, hava parseli yükseldiğinde genişler ve adyabatik olarak soğur. Hava, yeteri hkadar yükseğe çıkarılırsa, sonunda kendi doyma noktası sıcaklığında (Td) soğuyacak ve bulutlar gelişecektir. Bu bölümde, havanın yükselmesine yol açan dört düzenek incelenecektir. Bu düzenekler, (1) konvektif yükselme; (2) orografik yükselme, (3) cephesel yükselme ve konverjans sonucunda yükselme olarak sıralanabilir. Bulutların çoğu ve yağış olayları, bu düzeneklerden biri ya da bunların birleşimi (kombinasyonu) sonucunda oluşur.
Konvektif Yükselme
Sıcak yaz günlerinde, yüzey ısınması hava parsellerinin çevredeki havadan daha fazla ısınmasına neden olabilir. Eğer bu hava parseli yeterince ısıtılırsa ve yeteri kadar nem (su buharı) varsa, bu kararsız hava parselleri konvektif bulutları ve yağışları üretmek için yükselebilir. Isınan nemli havanın yükselerek konvektif bulutları (cumulus congestus, cumulo nimbus) ve konvektif yağışlar (kuvvetli yağmur ve dolu sağanakları) oluşturması olayına, konvektif yükselme (ing: convective lifting) adı verilir. Konvektif yükselme sonucunda oluşan yağışlar, genellikle yerel ve kısa sürelidir. Bunun tersine, kararlı ya da koşullu kararsız hava parselleri ise, kendi gücüyle yükselemez. Bu çeşit hava parsellerinin yükselmesi için, bundan sonra göreceğimiz orografik, cephesel ya da konverjansla yükselme gibi dikine hareketlere neden olan bazı dış kuvvetlere gerek vardır.
Orografik Yükselme
Yüksek platolar, dağlık alanlar ve sıra dağlar, hava akımlarının önünde setler engeller oluşturduğunda, hava akımlarının bu engeller üzerinde tırmanmaya zorlanması sonucunda,“orografik yükselme” oluşur. Bir hava kütlesi, bir dağın yamacında yükseldiğinde, gerçekleşen adyabatik soğuma havanın doyma noktasına ulaşarak yoğunlaşmasına, yoğun bulut ve bereketli yağışlar oluşturmasına neden olur.
Gerçektende, yer kürenin en yağışlı yerleri, dağların hakim hava akımlarına bakan (rüzgar alan) yamaçlarında oluşur. Bu yüzden örneğin, Türkiye’nin en yağışlı bölgelerinin, kuzeyli hava akımlarına bakan kuzey Anadolu dağlarının Karadenize dönük yamaçları ile genel olarak güneybatılı hava akımlarına bakan toros dağlarının akdenize dönük güney ve güneybatı yamaçlarında bulunması şaşırtıcı olmamalıdır (raslantı olmamalıdır).
Himalayaların güney yamaçları ve eteklerindeki yer yünün en yağışlı yerleri ile Andların, kayalık dağlarının ve Alplerin en yağışlı alanlarının hep hâkim nemli hava akımlarına ve orta enlem siklonlarına dönük rüzgar alan yamaçlarda yer alması, benzer nedenlerle açıklanabilir.
Hava kütlelerini yüselterek kararsız yapmalarının yanı sıra, dağlar havadan ek nem alınmasına da neden olur. Havanın dağlar üzerinden geçişleri sırasında yavaşlamasına neden olarak, dağlar bir konverjansa ve alçak basınç sistemlerinin (orta enlem siklonlarının) geçişinde yavaşlamaya neden olabilir.
Ayrıca, dağların düzensiz-dalgalı topoğrafyası, konvektif yükselmeye yol açan farklı ısınmayı kuvvetlendirir ya da destekler. Dağların yarattığı bu ortak etkiler, çevredeki alçak alanlara (ova ve alçak platolara) göre dağların genellikle daha yüksek yağış almasına neden olmaktadır. Hava kütlesi bir dağın ya da bir sıra dağın rüzgar altı (kuytu ya da dulda) yamacına ulaşıncaya kadar su buharı (nem) içeriğinin çoğunu bulut ve yağış oluşumu şeklinde kaybeder.
Hava kütlesi, dağın kuytu yamacına doğru alçaldığında adyabatik olarak ısınır ve doyma noktasından uzaklaşarak yoğunlaşma ve yağış olayının (oluşumunun) olasılığını azaltır. Hâkim hava akımlarına göre dağların kuytu yamaçalrına komşu derin vadiler ya da alçak ova ve platolar çevrelerine göre daha az yağış aldıkları ve daha kurak oldukları için yağmur gölgesi olarak adlandırılır.
Genel olarak iç Anadolu bölgesi ya da daha özel olarak kuzey Anadolu dağlarının duldasında güneyde yer alan vadiler (örneğin, Kelkit vadisi vb) ile torosların duldasında kalan Konya ovası Türkiye’nin başlıca kurak-yarınemli yağmur gölgesi alanlarıdır.
Yağmur gölgesi özelliğindeki bazı bölgeler,aynı zamanda çok kurak olduğu için “yağmur gölgesi çölü” şeklindede adlandırılır. Örneğin, ABD’nin batısındaki Büyük Havza Çölü (ing. ; Great Basin Desert), Büyük Okyanustan yalnız birkaç yüz kilometre uzaklıkta olmasına karşın, Sierra Nevada sıradağlarının okyanustan gelen nemli hava kütlelerinin iç bölgelere girmesine engel olduğu için bir “yağmur gölgesi” çölü olarak varlığını sürdürmektedir. Bunların dışında, Moğolistan’daki Gobi Çölünün, Çin’deki Takla Makan Çölü ve Arjantin’deki Patagonya Çölü, dağların kuytu rüzgaraltı bölümlerinde (duldalarında) bulundukları için oluşan çöllere örnek olarak verilerbilir. Bu noktada, kara-deniz etkisinin önemi de gözardı edilmemelidir.
Cephesel Yükselme
Eğer orografik yükselme, hava kütlesini yükselmeye zorlayan tek düzenek olsaydı, Kuzey Amerika’nın görece düz ve alçak iç bölgeleri ve Türkiye’nin İç Anadolu bölgesi tahıl ambarı olmak yerine çok kurak alanlar ya da gerçek çöller olurdu. Ancak bilindiği gibi gerçek böyle değildir.
Farklı yoğunluktaki hava kütlelerinin karşılaşmasıyla aralarında oluşan sınıra ya da süreksizlik yüzeyine cephe adı verilir. Cephesel siklonlarda, daha soğuk ve yoğun hava üzerinde daha sıcak ve daha az yoğun havanın yükseldiği bir engel görevi yapar. Bu düzenek, cephesel kamalanma ya da yükselme olarak adlandırılır. Cephesel kama ya da daha genel değişle cephe yüzeyi, bulutların ve yağışların oluşumunda çok önemli bir rol oynamaktadır.
Cephesel bulut ve yağış oluşumunda, havanın (özellikle soğuk ya da sıcak cephe yüzeyleri üzerinde yükselmeye zorlanan sıcak havanın) kararlılığı beklenen yağışın çeşidini ve tutarını denetleyen bulut tipini büyük ölçüde belirlemektedir. Bu noktada orta enlemelerdeki yağışlı, fırtınalı ve soğuk kötü hava koşullarının oluşumundan ve sürekliliğinden sorumlu olan bu cephe sistemleri, orta enlem siklonları, cephesel siklonlar ya da dalga siklonları olarak adlandırılır.
Bilimsel çalışmalarda özellikle klimatoloji literatüründe daha çok orta enlem siklonları (depresyonları) olarak adlandırılan bu hava olayı üreticisi sistemler, meteoroloji kuruluşlarında cephesel siklon ya da alçak basınç olarak adlandırılır.
Konverjans
Genel olarak alt troposferde birbirine yaklaşan hava akımları, yükselici hava hareketleri ile sonuçlanır. Hava akımlarının birbirine yaklaşması (konverjans) olarak adlandırılır(convergence). Hava akımlarının konverjansı sonucunda hava parsellerinin yükseldiği yüzeyde genellikle bir alçak basınç oluşur .Konverjans sonucunda yaklaşan hava akımlarının yükselmesi, adyabatik soğumaya ve bulut oluşumuna neden olur. Aynı zamanda kuvvetli bir yükseltici düzenek olan konverjans, orta enlem siklonlarıyla ve tropikal siklonlarla ilişkili fırtınalı hava koşullatrının oluşumunda önemli bir rol oynayan başlıca atmosferik hareket süreçlerinden birisidir.
Hava parsellerinin ya da kütlelerinin (bir hava kütlesinin ya da daha küçük ölçekli hava parsellerinin) yükselmesini sağlayan atmosferik hareket düzenekleri.
(a) Konvektif yükselme: Yeryüzünün eşitsiz ısınması hava parsellerinin çevredeki havadan daha fazla ısınmasına ve hafifleyerek yükselmesine neden olmasıyla oluşur.
(b) Orografik yükselme: Hava kütlesi, egemen hava akımlarıyla taşınarak, bir topografik engelin üzerine tırmanmaya zorlandığında oluşur.
(c) Cephe yüzeyinde (kamasında) yükselme: Soğuk ve daha yoğun hava, daha sıcak ve az yoğun havayı aralarındaki sınır ya da süreksizlik yüzeyi boyunca yükselmeye yönlendiğinde oluşur.
(d) Konverjans sonucu yükselme: Birbirine yaklaşan hava akımlarının karşılaşma bölgesinde oluşan alçak basınç alanındaki havanın yükselmesi sonucunda oluşur.
{KarTutkusu03}
.