Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal.

Benzer bir sunumlar


... konulu sunumlar: "RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal."— Sunum transkripti:

1 RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal

2 Atmosfer Basıncı Deniz seviyesi basıncı Birim alandaki toplam kuvvet  basınç Basınçtaki de ğ i ş imler (yersel ve uzaysal) enerjideki de ğ i ş imler moleküller etki – sıcaklık ve yo ğ unluk Yo ğ unluk – atmosferde yükseklikle azalır. Deniz seviyesinde basınç = hPa (mb) 3000 m de %70x hPa 10000m de 300 hPa

3 Atmosfer Basıncı Deniz seviyesine indirgeme İ zobar ? !!!! E ş basınç e ğ rileri !!!! Yüzey basıncı Yüksek sıcaklıklar  alçak basınç Dü ş ük sıcaklıklar  yüksek basınç

4 A -- Aleutian Alça ğ ı P -- Pacific Yükse ğ i, I – İ zlanda Alça ğ ı, Z -- Azores Yükse ğ i, S – Sibirya Yükse ğ i, B -- Bermuda Yükse ğ i,

5

6 Deniz seviyesi basıncı Atmosfer sirkülasyonunun temel özellikleri Sürekli yüksek ve alçak basınç alanları Sık cephesel aktivitelerin gözlendi ğ i bölgeler

7 Atmosferin yukarı seviyelerinde basınç de ğ i ş imi Sabit bir yükseklikteki basınç de ğ i ş imleri Sabit basınç seviyelerinin yükseklikleri

8 Basınç Gradyan Kuvveti Birim kütledeki basınç gradyan kuvveti

9 Coriolis Kuvveti Dönen bir dünyada rüzgar hızı basınç gradyan kuvvetiyle kontrol edilir fakat dönme akı ş ın yönünün sapmasına neden olur  Coriolis Kuvveti

10 Coriolis Kuvveti Akı ş ın yönünü saptıran kuvvet Enleme, rüzgar hızına, dünyanın dönü ş hızına ba ğ lı 2. .V.sin  Enlem  nin sinüsü ekvator = sıfır kutuplar = 1 SH hareketi sola ve NH sa ğ a saptırır Rüzgara diktir Sapma rüzgar hızı ile orantılıdır

11 Coriolis Kuvveti Ba ş langıçta bir disk üzerinde O noktasında bulunan bir top dü ş ünün. top itiliyor ve O noktasından A noktasına sabit V hızıyla yuvarlanıyor. r mesafesini t zamanında giderse: r = V.t Problem yok!!!! E ğ er disk dönerse ne olur ???! A r O

12 Coriolis Kuvveti r = V.t top O noktasından A noktasına gitti ğ i t zamanında, disk θ açısı kadar döndü ğ ü için top B noktasına ula ş ır. θ = .t (dönü ş açısı = açısal hız x zaman) A B θ r O  Dönme hızı

13 Coriolis Kuvveti r = V.t top O noktasından A noktasına gitti ğ i t zamanında, disk θ açısı kadar döndü ğ ü için top B noktasına ula ş ır. θ = .t (dönü ş açısı = açısal hız x zaman) A B θ r O  Dönme hızı

14 Coriolis Kuvveti r = V.t ve θ = .t AB arasındaki uzaklık: AB = r θ = V.t. .t A ve B arasındaki uzaklık ayrıca a ş a ğ ıdaki ş ekilde de yazılabilir: AB = a.t 2 /2 a.t 2 /2 = V.t. .t a = 2. .V.

15 Coriolis Kuvveti Dünya düz bir disk de ğ il !!!!    sin  sin  =1 sin  =0 ekvator kutup

16 Coriolis Kuvveti Dünya düz bir disk de ğ il !!!!    sin  sin  =1 sin  =0 ekvator kutup Dönen disk: a = 2. .V. Dönen Dünya: a = 2. .V.sin 

17  x  x    s  f  1.5 x s -1 – 0

18 Jeostrofik Akı ş İ zobarlar 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 dı ş ında yüzeyden yukarıda (yakla ş ık 1km). rüzgar izobarlara paralel eser.

19 Jeostrofik Rüzgar Basınç gradyan kuvveti = Coriolis Kuvveti

20 Jeostrofik Rüzgar

21 Jeostrafik Rüzgar Hızı  İ zobarlar Arası Uzaklık Jeostrofik rüzgar hızı basınç da ğ ılımından tahmin edilebilir ve yüzeyden yeterince yukarıda izobarların paralel olması durumunda gerçek rüzgara e ş de ğ erdir. Ço ğ u zaman izobarların e ğ rili ğ i fazla olmadı ğ ından jeostrofik rüzgar gerçek rüzgara iyi bir yakla ş ımdır. Jeostrofik yakla ş ımı 30 derecenin kutba do ğ ru tarafında kullanılabilir. Ekvatoryal bölgeler civarında Coriolis Kuvveti sıfıra yakla ş ır ve rüzgarlarda kuvvetli bir sapma meydana getirmez.

22 Jeostrofik Rüzgar Jeostrofik rüzgarın hesaplanmasında sıcaklık ve yükseklikle de ğ i ş ken olan yo ğ unlu ğ un kullanılması bir dezavantajdır. Histrosttaik e ş itlik yardımıyla

23 Jeostrofik Rüzgar (JR) Jeostrofik rüzgarın hesaplanması için yalnızca Corioilis parametresi, yerçekimi ivmesi ve basınç yüzeyinin e ğ imi (  h/  x) gereklidir. JR yükseklik conturlarına paralel eser ve solunda dü ş ük jeopotansiyel yükseklik de ğ erleri sa ğ ında yüksek de ğ erleri yeralır (NH’de) Konturlar arasındaki uzaklıkla hız orantılıdır. İ zobarlar her zaman do ğ rusal de ğ iller ????? siklonik – saatin dönü ş yönünün tersi, Alçak basınç merkezi antisiklonik – saatin dönü ş yönünde, Yüksek basınç merkezi

24 Gradyan Rüzgar E ğ rilik mevcut ise bu durumda merkezkaç kuvveti önem kazanır.

25 Merkezkaç Kuvveti Güne ş in etrafında dönen gezegenler – gravitasyonel kuvvet etkisinde Bir atomda yörüngede hareket eden elektron -- elektriksel Bir CD yi bir ipe ba ğ la ve kafanın etrafında döndür (mekanik kuvvet) İ pteki gerilmeyi hissedebilirsin ve bu gerilme CD nin üzerine uygulanan kuvvetin bir göstergesi

26 Merkezkaç Kuvveti Lunaparklarda Uçan sandalyeleri dü ş ünün, vücut dönme sırasında dı ş arı do ğ ru itilir Dı ş arı do ğ ru olan kuvvet – merkezkaç kuvveti

27 Basınç gradyan ve Merkez- kaç kuvveti dı ş a do ğ ru AYNI YÖNDE Basınç gradyan kuvveti içe ve Merkezkaç kuvveti dı ş a do ğ ru ZIT YÖNDE Yüksek Basınç Merkezinde Alçak Basınç Merkezinde Rüzgar hızını azaltır Rüzgar hızını arttırır

28 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

29 Yüzey Yakınında Rüzgar Yüzey yakınında sürtünme kuvveti etkin olur Akı ş a zıt yönde etkidi ğ inden rüzgar hızını azaltır Coriolis kuvveti rüzgarın bir fonksiyonu ş iddeti azalır akı ş izobarlara paralel olsa dahi denge söz konusu de ğ ildir.

30 Yüzey Yakınında Rüzgar İ zobarik akı ş ı kesen alçak basınç merkezine do ğ ru akı ş meydana gelir. İ zobarları kesme açısı sürtünme kuvvetinin büyüklü ğ üne ba ğ lıdır. Düz bir su yüzeyi üzerinde < 8 o Kara yüzeyi üzerinde 25 o fazla olabilir.

31 Sürtünme kuvveti Yüzeyde maksimum Yükseklikle azalır Etkisiz oldu ğ u noktada jeostrofik rüzgar yakla ş ımı geçerlidir. Yükseklikle sürtünme kuvvetinin azalması rüzgar yönünün yükseklikle saat yönünde dönmesine neden olur. EKMAN SP İ RAL İ Sürtünmenin etkin oldu ğ u tabaka Sürtünme Tabakası olarak adlandırılır.

32 Serbest Atmosfer Hareketler yatay – en azından quasi-yatay Jeostrofik rüzgar gerçek rüzgara iyi bir yakla ş ım verir Tabakalar arasındaki etkile ş imler uzaysal sıcaklık de ğ i ş imleri mevcut ise dü ş ey hareketlere neden olabilir.

33 Barotropik ve Baroklinik Ko ş ullar Rüzgarın dü ş ey yapısını etkile ş en faktörler Sıcaklık ve basınç arasındaki dü ş ey ili ş ki Yükseklik farkı kalınlık Yo ğ unluk sıcaklık arttıkça azaldı ğ ına göre, daha sıcak olan tabaka daha fazla geometrik yüksekli ğ e sahip. Kalınlık sıcaklıkla de ğ i ş ir.

34 Barotropik Atmosfer Yatay olarak kalınlıkta de ğ i ş im yok. Basınç gradyan kuvveti ve yatayda de ğ i ş im. Basınç gradyanı mevcut ama sıcaklık gradyanı yok ise barotropik Rüzgarın yönü ve hızı yükseklkle de ğ i ş mez. Çalkantılar büyümez.

35 E ş de ğ er Barotropik Hal ve Termal Rüzgar Sıcaklık gradyanı mevcut fakat izobarlara paralel  E ş de ğ er Barotropik Atmosfer. rüzgar yönü de ğ i ş mez.

36 E ş de ğ er Barotropik Hal ve Termal Rüzgar Barotropik Atmosferde çalkantılar büyümez. Tabakanın üstündeki ve altındaki Rüzgar hızı farkı jeostroik rüzgarlar arasındaki dü ş ey hız farkı (shear) tabakadaki ortalama yatay sıcaklık gradyanıyla orantılıdır. Termal olarak yaratılan bu gradyan rüzgara termal rüzgar denir.

37 Baroklinik Atmosfer izotermler izobarlara paralel de ğ ilse Sıcaklık ve kalınlık izobarlar boyunca de ğ i ş ir. Basınç paterni yükseklikle de ğ i ş ir – rüzgar hızı ve yönü de Rüzgar yönü izotermlere paraleldir ve izotermler arasındaki uzaysal farkla ş iddeti orantılıdır. dü ş ük sıcaklık de ğ erleri solunda yer alır (NH).

38 Termal rüzgar Herhangi bir seviyede basınç da ğ ılımı Yatay ve dü ş ey sıcaklık da ğ ılımı gerçek rüzgar hesaplanabilir. Deniz seviyesi basınç da ğ ılımı  yüzey gözlemleri Sıcaklık da ğ ılımı  radyazonde veya uydu gözlemleri

39 Baroklinik Atmosfer Baroklinik atmosferde rüzgar izotermleri keserek eser.  ADVEKS İ YON So ğ uk  Sıcak = so ğ uk adveksiyon rüzgar yükseklikle “backing” – saat ibrelerinin ters yönünde de ğ i ş ir – so ğ uk adveksiyon Sıcak  So ğ uk = so ğ uk adveksiyon “veering” – saat ibrelerinin yönünde de ğ i ş ir – sıcak adveksiyon

40 Termal rüzgar

41 Baroklinik atmosferde bu enerji adveksiyonu atmosfer akı ş paternlerinde çalkantılar yaratır. E ş de ğ er baratropik atmosfer, batı-do ğ u (zonal) yönlü akı ş, izotermler izobarlara paralel. Topografik bir engel nedeniyle zonal akı ş ta çalkantı meydana getirilirse, Atmosfer baroklinik hale gelir A so ğ uk hava güneye B sıcak hava kuzeye Enlemsel sıcaklık farkı adveksiyon devam ettikçe artmaya devam edecek ve spontane dü ş ey hareketler ba ş layacaktır. Baroklinisitenin artması – Potansiyel Enerjinin artması Hareketin KE ne dönü ş ecek.

42 A so ğ uk hava güneye B sıcak hava kuzeye Enlemsel sıcaklık farkı adveksiyon devam ettikçe artmaya devam edecek ve spontane dü ş ey hareketler ba ş layacaktır. Baroklinisitenin artması – Potansiyel Enerjinin artması Hareketin KE ne dönü ş ecek. Güneye hareket eden so ğ uk hava -- çöken hava Kuzeye hareket eden sıcak hava -- yükselen hava Atmosfer hidrostatik olarak kararlı olsa da olmasa da bu hareketler meydana gelecektir.

43 Yatay akı ş larda dalgalarla ili ş kili dü ş ey hareketler dalgaların e ğ rilklerinden dolayı büyürler. Sabit bir basınç gradyanında antisiklonik e ğ im arttı ğ ında rüzgar hızı artar, ve akı ş dalga boyunca ivmelenir. Siklonik akı ş ta e ğ im arttı ğ ında rüzgar hızı azalır ve havanin ivmesi azalır. A da daha siklonik olur ve hava yava ş lar. B de ise antisiklonik olur ve hızlanır. Yanal hareket yoksa dü ş ey hareketlerin artmasını sa ğ lar.

44 Diverjans, Konverjans Sabit hacimdeki bir akı ş kan elemanı yatay olarak yayılırsa (diverjans), kütlenin korunumuna göre dü ş eyde daralmalıdır. Tam tersi durumda akı ş kan elemanı yatay olarak daralırsa (konverjans), dü ş eyde geni ş lemelidir.

45 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.

46 Vortisiti

47 Alçak ve yüksek Basınç Alanları H H L L Net içeri akış Net dışarı akış P Artar P Azalır Sistem zayıflar Sistem zayıflar

48 H H L L Yüzey Serbest atmosfer Dü ş ey Hareket Yukarı YönlüA ş a ğ ı Yönlü


"RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal." indir ppt

Benzer bir sunumlar


Google Reklamları