Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

Sunum yükleniyor. Lütfen bekleyiniz

KARARSIZLIK İNDEKSLERİ Melik Ahmet Taştan&Ayhan Erdoğan Analiz ve Tahminler Şube Müdürlüğü.

Benzer bir sunumlar


... konulu sunumlar: "KARARSIZLIK İNDEKSLERİ Melik Ahmet Taştan&Ayhan Erdoğan Analiz ve Tahminler Şube Müdürlüğü."— Sunum transkripti:

1 KARARSIZLIK İNDEKSLERİ Melik Ahmet Taştan&Ayhan Erdoğan Analiz ve Tahminler Şube Müdürlüğü

2 2 İNDEKS ELDE EDİM YÖNTEMİ İndekslerin tamamına yakını parsel metodunu esas alır. Yani çevre atmosfer ile hava parseli arasındaki ilişkinin değerlendirilmesini. Her indeks uygulaması sonucunda, belirli bir sabit sayı değeri hesap edilir. Hesap edilen sabit sayının değerine göre de atmosferik kararsızlık şiddeti veya kararlılık şiddeti tespit edilir. Günümüzde indeks değerleri sayısal hava tahmin modelleriyle birlikte ileriye dönük tahmin haritalarının hazırlanmasında kullanılmaktadır.

3 3 İNDEKS ÇALIŞMALARI Her ülke kendi bulunduğu şartlara (enlem, boylam, denizsel etkilere açıklık, yükseklik vb), bağlı olarak geliştirmiştir. Bu nedenle burada bahsedilen her indeks Türkiye’de kararsızlığı en iyi tahmin edecek anlamına gelmemektedir. Ülkemiz için hangi indeksin hangi meteorolojik şartlarda (cephesel yaklaşma, konveksiyonel kararsızlık şartları v.b.) daha iyi çalıştığı ve sonuç verdiğinin araştırılması ve tecrübe edilmesi gerekir.

4 4 İNDEKSLERE GENEL BAKIŞ Klasik indeksler (K, Total Totals, Sweat, Showalter, Lifted, Boyden v.b.) atmosferdeki bazı standart seviyelerdeki genellikle sıcaklık, nem ve rüzgar hız/yönü esas alınarak kararsızlık için sınırlı bir yaklaşım elde etmeye çalışırlar. Genellikle Amerika ekseninde yapılan kararsızlık çalışmalarında; süper hücreli oraj yaklaşımı esas alındığından; yer seviyesinden, atmosferin üst seviyelerine kadar CAPE (Konvektifleşmeye uygun enerji) miktarını, süper hücreli orajları tetikleyen 0-6 km arasındaki dikey rüzgar sheari ve hortum tahminine yönelik olarak da 0-1 km ve 0-3 km tabakasındaki fırtına nisbi sarmalını (Storm RElative Helicity-SREH) hesaplamaya yönelik bilimsel notasyona uygun indeksler kullanılmaktadır.

5 5 KLASİK İNDEKSLER

6 6 1. SHOWALTER KARARSIZLIK INDEKSI (SSI) SSI, bir parseli 850 hPa dan kuru adyabatik olarak kendi LCL seviyesine, sonra oradan nem adyabatik olarak 500 hPa seviyesine yükselterek, bu seviyedeki çevre atmosfer sıcaklığıyla parsel sıcaklığının karşılaştırılmasıyla hesaplanır. Yapılan işlem: Temp diyagramında 850 hPa seviyesinin LCL si bulunur. Buradan nem adyabatlara paralel olarak 500 hPa seviyesine çıkılır. SSI = T(500 hPa çevre) - T(500 hPa parsel)

7 7 Basınç (mb) Sıcaklık ( o C) mb T TdTdTdTd

8 8 Basınç (mb) Sıcaklık ( o C) LCL Nem Adyabat TpTpTpTp TeTeTeTe 850 mb T TdTdTdTd 500 mb

9 9 Basınç (mb) Sıcaklık ( o C) LCL Nem Adyabat 850 mb T TdTdTdTd 500 mb -8 o C -10 o C

10 10 2. LİFTED İNDEKSİ (LI) Yer seviyesinden itibaren LCL seviyesi bulunur. Bu seviyeden itibaren hava parseli nem adyabatlara paralel olarak 500 hPa seviyesine taşınır. LI = T(500 mb çevre) - T(500 mb parsel) [ o C]

11 11

12 12 LI esas olarak sınır tabaka içinde ortalama nem ve sıcaklık özelliklerini kullanma eğilimindedir. YORUM: Özellikle deniz kenarındaki istasyonların LI yerine SSI kullanmaları tavsiye edilir. Çünkü yerdeki nemliliğin fazla olması nedeniyle formulasyonunda LCL yi 850 hPa dan itibaren değerlendiren SSI, LCL yi yerden itibaren değerlendiren SI dan bu istasyonlar için daha sağlıklı olacaktır. YORUM: Gece tempinde LI değerinin pozitif çıkması, havanın gündüz kararsız olmayacağı anlamına gelmemelidir. Çünkü gündüz yer sıcaklığının artması ile birlikte, LI değeri, negatif değerlere düşebilir. YORUM: Gece tempinde LI değerinin pozitif çıkması, havanın gündüz kararsız olmayacağı anlamına gelmemelidir. Çünkü gündüz yer sıcaklığının artması ile birlikte, LI değeri, negatif değerlere düşebilir.

13 13

14 14

15 15 3. K İNDEKSİ 850 hPa, 700 hPa, 500 hPa sıcaklık ve nem bilgilerinin bir fonksiyonudur. K = T(850 hPa) + Td(850 hPa) - T(500 hPa) - DD(700 hPa) (DD : 700 mb seviyesinde sıcaklık ile işba sıcaklığı farkı)

16 16 K = T(850 hPa) + Td(850 hPa) - T(500 hPa) - DD(700 hPa) SORU: 700 hPa da kuru hava varsa K nasıl etkilenir? SORU: 700 hPa da kuru hava varsa K nasıl etkilenir? Sıcaklık ile işba sıcaklığı arasındaki fark, yani formüldeki DD büyür, dolayısıyla K değeri daha düşük çıkar. Fakat 700 hPa altındaki nemlilik, kararsız hava ve kaldırma mekanizması kuvvetli orajları organize edebilir ve yoğun yağmur bile oluşabilir. Dolayısıyla yoğun yağış yada kuvvetli konvektif faaliyet bu düşük K değerlerinin altında da oluşabilir.

17 17 4. BOYDEN INDEKSİ 1963 yılında Boyden tarafından İngiliz Meteoroloji Ofisinde cephesel orajların tahmini amacıyla geliştirilmiştir. B = T700 + [ ( H700 - H1000) /10 ] B i = T700 + [ ( H700 - H1000) /10 ] H700= 700 hPa’nın yüksekliği H1000= 1000 hPa’nın yüksekliği Analizi: Boyden indeksi 94’ten büyükse hava kararsız ve de oraj ihtimali vardır.

18 18 5. KO İNDEKSİ Özellikle deniz seviyesine yakın bölgelerdeki konvektif gelişimleri tahmin etmek amacıyla, son zamanlarda geliştirilmiş bir indekstir. KO = [(Q e500 + Q e700 ) / 2] –[(Q e850 + Q e1000 ) / 2] Q e500 = 500 hPa’nın Eşdeğer Potansiyel Sıcaklığı Q e700 = 700 hPa’nın Eşdeğer Potansiyel Sıcaklığı Q e850 = 850 hPa’nın Eşdeğer Potansiyel Sıcaklığı Q e1000 = 1000 hPa’nın Eşdeğer Potansiyel Sıcaklığı

19 19 6. FAWBUSH-MİLLER INDEX (FMI) Nemli tabakayı iki eşit alana ayırdıktan sonra, o noktadan nem adyabatlara paralel 500 mb’a çıkılır. Sıcaklık okunur. Bu sıcaklık parsel sıcaklığıdır. FMI = T(500 hPa çevre) - T(500 hPa parsel)

20 20 7. MILLER İNDEKSİ Miller, İngiltere’de yaptığı araştırmalarda aşağıdaki ifadenin sıfırdan büyük olması durumunda sağanak veya orajların meydana gelebileceğini bulmuştur. Pozitif değerin büyüklüğü kararsızlıkla doğru orantılıdır. MI = ( T850 – T500 ) – × T500 T850= 850 hPa basınç seviyesinin sıcaklığı T500= 500 hPa basınç seviyesinin sıcaklığı

21 21 DeğerAnalizi Negatif Seyrek konvektif bulutlar 0 Pek çok Cumulus, seyrek kuvvetli olarak kabaran bulutlar + 1 Pek çok Cumulus, birkaç Cumulonimbus ve sağanak yağış. + 2 Pek çok kuvvetli kabaran Cumulus, birkaç Cumulonimbus ve sağanak yağışla birlikte oraj + 3 Pek çok Cumulonimbus ve sağanak yağışla birlikte dolu ve oraj + 4 Pek çok Cumulonimbus ve sağanak yağışla birlikte dolu ve oraj,Kuvvetli türbülans ve hamle >+ 4 Pek çok oraj, iri taneli dolu, oldukça kuvvetli türbülans ve hamle, bulut ile yer arasında kuvvetli şimşek

22 22 8. TOTAL TOTALS İNDEKSİ TT, 2 bileşenden oluşur, dikey toplamlar (VT) ve enine toplamlar (CT). VT, statik kararlılığı yada 850 ve 500 mb arasındaki lapse rate’i temsil eder. CT, 850 mb işba sıcaklığını kapsar. Sonuç olarak, TT statik kararlılık ve 850 mb’ın nemini kapsar. 850 hPa nem değerlerinden düşük alt seviye nem değerlerinin olduğu durumlarda temsil edici değildir. TT = VT + CT TT = VT + CT VT = T(850 hPa) - T(500 hPa) CT = Td(850 hPa) - T(500 hPa)

23 23 9. SWEAT - KUVVETLİ HAVA TEHLİKESİ İNDEKSİ (SEVERE WEATHER THREAT INDEX) Amerikan Hava kuvvetleri tarafından geliştirilmiştir. SWEAT = 12 [T d (850 hPa)] + 20 (TT - 49) + 2 (f8) + f (S + 0.2) TT : Total Totals indeks değeri f8 ve f5 : 850 hPa ve 500 hPa rüzgar hızı (knot) S (shear terimi) = sin(500 hPa-850 hPa rüzgar yönü)

24 24 Aşağıdaki kriterlere uymadığında, shear eşitliği sıfır olur. Aşağıdaki kriterlere uymadığında, shear eşitliği sıfır olur. – 850 mb rüzgar yönü 130 ile 250 derece arasında – 500 mb rüzgar yönü 210 ile 310 derece arasında – 500 mb rüzgar yönü-850 mb rüzgar yönü farkı pozitif – 850 ve 500 mb rüzgar hızları minimum 15 knots ise. SWEAT indeksi bir indeks içine birkaç parametreyi birleştirerek kuvvetli hava potansiyelini tahmin eder. Bu parametreler: alt seviye nemi (850 mb işba noktası sıcaklığı), kararsızlık (TT indeksi), alt (850mb) ve orta seviye (500mb) rüzgar hızları ve sıcak hava adveksiyonu ( mb arasındaki veering).

25 THOMPSON INDEX T ı =K index-Lifted index T ı =K index-Lifted index TI < 25 Oraj ihtimali çok düşük TI Oraj ihtimali var. TI Orajlar orta ve kuvvetli olabilir. TI => 40 Kuvvetli oraj ihtimali yüksek

26 26 Süper hücreli oraj sistematiğine dayanan indeksler (ağırlıklı olarak Amerika ve son dönemde bu konsepti uygulayan bazı Avrupa ülkeleri-İtalya, İsviçre, Avusturya v.b.)

27 27 CAPE-Convective Available Potantial Energy Konvektifleşmeye Uygun Potansiyel Enerji LFC’den EL seviyesine kadar olan mesafede parsel eğrisi ile sıcaklık eğrisi arasında kalan alandır. CAPE, bir noktadaki yükselmeye müsait havanın konvektif olarak içerebileceği potansiyel enerji miktarıdır. 1. CAPE VE CIN

28 28 CAPE Aşağıdaki belirli integral formülüyle hesaplanır. Birimi joule/kg dır.

29 29 CAPE Atmosferde meydana gelen KARARSIZLIK hadisesi bu alanın büyüklüğüyle doğru orantılıdır. Bu alan ne kadar büyükse kararsızlık o kadar kuvvetli-dir, ne kadar küçükse atmos- ferde oluşacak kararsızlık o kadar küçüktür.

30 30

31 31

32 32 CIN-Convective Inhibition Konvektifleşmeye Engel Potansiyel Enerji Yer seviyesinden LFC seviyesine kadar olan mesafedeki sıcaklık eğrisi ile parsel eğrisi arasında kalan alandır. Değerinin negatif olmasının sebebi; parselin yükselmesini önleyici mahiyette olması ve parselin konvektif olarak yükselişe geçebilmesi için yenmesi gereken toplam enerji miktarını ifade etmesidir.

33 33 CIN Aşağıdaki belirli integral formülüyle hesaplanır, birimi joule/kg dır.

34 34 CIN Bu alanın büyüklüğüyle ilgili seviyedeki hava parselinin kararlılığı doğru orantılıdır.

35 35

36 36 LFC’nin hesaplanmasındaki değişik uygulamalar, farklı CAPE hesaplamalarını ve değerlerini meydana getirir: –Yere bağlı CAPE (surface based CAPE-SBCAPE) –Ortalama tabaka CAPE (mean layer CAPE- MLCAPE) –En kararsız tabaka CAPE (most unstable CAPE- MUCAPE) CAPE’nin büyük olması oraj hücresinin çok hızlı bir şekilde oluşup olgunlaşabileceğini gösterir. Hücrenin updraft hızı CAPE’e bağlıdır. CAPE konvektif karakterli kütlelerin maksimum dikey rüzgar hızının hesaplanmasında da kullanılmaktadır:

37 37 00Z tempinde yüksek miktarda CAPE varsa ve eğer CIN, gündüz ısınmasıyla, nem ilavesiyle ya da sinoptik olarak temp eğrisinin düzleşmesiyle aşılabilirse (eritilebilirse) kuvvetli oraj hücrelerinin oluşması için en uygun şartlar oluşur. YORUM: Özellikle gece tempinde CIN değeri yüksekse ve o gün için kararsızlık yağışı bekleniyorsa dikkatli olunmalıdır. Çünkü oluşacak yağış beklentilerin üzerinde anormal (kuvvetli dolu, hortum vs) meteorolojik olaylara sebep olabilir. YORUM: CIN mevcut hava parselinin yükselmesini önleyici etkide olduğu için, gece tempindeki CIN nedeniyle, sabahki bulut oluşumu biraz daha geç saate kalır, böylece hava daha fazla ısınmış olur ve konvektivite enerjisi artmış olur. YORUM: Geceki CIN enerjisi, bir şekilde (nemliliğin artması, havanın fazla ısınması gibi) CAPE’e eklenmiş olabilir. Örnek: 19/06/2004 Çubuk Hortumu Gece tempinde CIN: 565 joule/kg

38 38 CAPE’in değerce büyüklüğü ve temp üzerindeki şekli kararsızlık karakterinin ve yoğunluğunun hesaplanmasında oldukça önemlidir. Kuvvetli orajlar, tornado (hortum), dolu gibi kuvvetli hava olaylarıyla CAPE arasında sıkı bir ilişki mevcuttur. Yüksek CAPE değerleri, oluşabilecek bulut hücresinin oraj yapabilme potansiyelini artırır. Yere yakın seviyelerden başlayarak atmosferin üst seviyelerine kadar devam eden CAPE, özellikle tornado (hortum) oluşumu için en uygun pozisyondur.

39 39 CAPE dolu oluşum potansiyeliyle doğrudan ilişkilidir. Özellikle 2500 j/kg’ı aşan CAPE değerleri çok iri taneli dolu oluşumu için en önemli göstergedir. CAPE’nin K veya Lifted indeks gibi diğer kararsızlık indekslerinden farkı ve üstünlüğü; sadece sabit bir seviyeyi değil LFC sevitesinden EL seviyesine kadar bütün tempi değerlendirmesi ve daha subjektif ve toplu bir bakış açısı sağlamasıdır.

40 40 YORUM: Deniz kenarındaki istasyonlarda, özellikle gece tempinde yer seviyesindeki yüksek nemlilikten dolayı bulunacak LCL seviyesi gerçeği yansıtmayacağından, buna göre hesaplanan CAPE değeri de fazla çıkacaktır. Bu nedenle, deniz kenarındaki istasyonların CAPE değerleri her zaman doğru olmayabilir, buna göre tahmin yapılacaksa dikkatli olunmalıdır. Fakat yeni RAOB programıyla yerdeki veya üst seviyelerdeki nemle (ve diğer değişkenlerle) oynamak mümkün.

41 41 2. DİKEY RÜZGAR SHEARİ 0-6 km dikey shear vektörü (kts) 0-6 km dikey shear vektörü yer rüzgarı ile 6 km rüzgarının vektörel farkıdır. 0-3 KM SHEAR Yer rüzgarı ile 3 km’deki rüzgar hızı farkı (m/sn) alınır ve 3’e bölünür. AnalizDeğer Zayıf shear20 knot’dan az Orta kuvvette shear knot Kuvvetli shear35 knot’dan büyük Değer (s -1 x )Analiz Zayıf Shear 4-5Orta Kuvvette Shear 6-8Kuvvetli Shear >8Çok Kuvvetli Shear

42 42 3. FIRTINA NİSBİ DÖNÜŞ POTANSİYELİ (STORM RELATIVE HELICITY - SREH) V : yatay hız (yer-relative vektör rüzgarı), C : oraj hücresi hareket hızı, w : yatay vortisiti vektörü. SREH, 0-3 Km dikey rüzgar hız ve yön sheari ve alt seviye rüzgar kuvveti yardımıyla bulunan bir matematiksel ifadedir. Helisiti, bu üç değişkenden herhangi birinin fazla olması durumunda büyür. Herhangi birinin sıfır olması SRH’yi de minimize eder. SRH’nin çok küçük olması süpersel oluşma potansiyelini ve tornado oluşma ihtimalini azaltır.

43 43 Dikey rüzgar sheari; rüzgar hız ve yönünün yükseklikle değişimi olup, atmosferde iki tabaka arasındaki rüzgar yön ve hızındaki vektörel fark olarak hesaplanır. Hodograflar, yüksek seviye sondaj veya modelden üretilmiş rüzgar profillerinden, dikey rüzgar shearini gösterirler. Çevresel storm hareketi ve shear vektörleri hodograflar ile belirlenebilir. Bu parametreler storm yapılanmasını belirlemede kullanışlı parametrelerdir. Bir hodografın verilen bir derinlikte (0-3 Km, 0-6 Km gibi) uzunluğu ve şekli, storm çevresi dikey rüzgar sheari potansiyelini belirlemede ve konvektif storm yapısı ve değerlendirilmesinin tahmininde önemli bilgiler verir.

44 4. BULK RICHARDSON NUMBER (BRN) Bir oraj çevresinde CAPE ile rüzgar sheari arasındaki dengeyi gösteren bir indekstir. CAPE updraft gücünü belirlerken, shear storm karakterini (supercell, multicell v.b.) belirler. BRN, ekseriya verilen çevreler içinde konvektif fırtına tipinin tatmin edici bir göstergesidir. U: Diferansiyel shear U = (0 - 6 Km ortalama rüzgar hızı) – ( m ortalama rüzgar hızı)

45 45 5. ENERJİ HELICITY İNDEKSİ – EHI SRH : Storm relative Helicity (0-3 Km) CAPE : Pozitif alan (LFC den EL seviyesine kadar)

46 46 EHI Değeri Hadise Analizi <1.0Çoğunlukla Supercell ve tornado beklenmez,fakat konvektif karşılaşmalar ve shear zonlarının EHI değerini temsil etmeyen bir konuma getireceği noktasında uyanık olun Supercell ve tornado mümkün,fakat genellikle tornadolar şiddetli ve uzun ömürlü değillerdir Superceller daha muhtemel ve mezosiklon kaynaklı tornadolar mümkün Mezosiklon kaynaklı supercell tornadoları daha muhtemel Kuvvetli mezosiklon kaynaklı tornadolar (F2 ve F3 ) mümkün 4.0 +Şiddetli mezosiklon kaynaklı tornadolar (F4 ve F5 ) mümkün

47 47 6. LCL YÜKSEKLİĞİ Herhangi bir hava parselinin kuru adyabat olarak yükseltildiği zaman doymuş hale geldiği seviyeye Lifting Condensation Level denir. LCL seviyesinin yere çok yakın olması ve 0-1 km dikey rüzgar shearinin fazla olması da oluşacak oraj hücrelerinin tornado (hortum) oluşturma potansiyelini artırmaktadır Mesosiklon İhtimali HafifOrtaKuvvetliÇok Kuvvetli LCL Yüksekliği > <1000

48 48 7. LFC (LEVEL OF FREE CONVECTİON) YÜKSEKLİĞİ LFC yüksekliği (m) Supercell ve hortum potansiyeli >= 2500Zayıf Orta Kuvvetli < 1500Çok kuvvetli

49 49 8. DONMA SEVİYESİ (FREEZING LEVEL- hPa) Dolu oluşum tahmini için kaba bir tahmin verir. Donma seviyesi o 0 C izoterminin sıcaklık eğrisini kestiği noktanın basıncıdır. Donma seviyesi >= 650 mb< 650 mb Önemiİri dolu oluşumu için ideal İri dolu oluşumuna engel

50 50 YARDIMCI PARAMETRELER

51 51 LAPSE RATES ( 0 C/Km) Lapse Rate atmosferde sıcaklığın yükseklikle değişme (terselme) oranını belirtir. Dik bir lapse rate,çevresel sıcaklığın yükseklikle hızla azaldığını belirtir. Daha dik çevresel lapse rate potansiyel olarak daha kararsız bir atmosfer demektir mb Lapse-Rate < 6 C/km < 6 0 C/km 6 ile 7 0 C/km arasında > 7 0 C/km > 9,5 0 C/km AnaliziKararlı Şarta bağlı kararsızlık Kararsız Mutlak kararsız

52 52 YAĞIŞABİLİR SU MİKTARI Yer seviyesi ile 500 hPa basınç seviyesi arasındaki her standart basınç seviyesinin (Yer, 850, 700, 500 hPa) işba sıcaklığına göre ortalama karışma oranı bulunur. Bu değer ile tespit edilen iki basınç seviyelerinin basınç farkı çarpılır. Bu işlem her seviye için ayrı ayrı yapılır. Çıkan sonuçlar toplanır ve 98 sabit sayısına bölünerek PW değeri elde edilir.Bu parametre, troposferdeki toplam nem içeriğini verir. PW = ( dP × w ) / 98 Yerden 500 hPa seviyesine kadar dP : İki seviye arasındaki basınç farkı hPa w : Karışma oranı (Mixing ratio) gr/kg

53 53 PW değeri (mm)Analizi >= 12Çok az nemli 13-37Az nemli 38-43Orta nemlilik 44-50Yüksek nemlilik >= 51Çok yüksek nemlilik PW değeri (mm)Analizi <= 15Kuvvetli oraj olasılığı azdır 16 – 20Kuvvetli Oraj =>21Kuvvetli orajla birlikte tornado aktivitesi için potansiyel vardır

54 54 L: Gizli buharlaşma ısısı ( 2.5*106 J/Kg – 0 o C de) Ws: Doymuş karışma oranı Cp: 1005 J/Kg (sabit basınç ve sıcaklıkta) T: Sıcaklık Eşdeğer potansiyel sıcaklık; sıcaklıklık, nem ve parselin pseudo-adyabatik işlemlerle ilgili termodinamik bir değişkendir. Eşdeğer potansiyel sıcaklık, konvektif kararsızlığın ihtimalini tahmin etmekte kullanılır Eşdeğer potansiyel sıcaklık (Theta-E) 1000 milibar seviyesine doğru potansiyel sıcaklığı takip eder. Bu standart potansiyel enerji seviyesi olan 1000 milibarı kullanarak bütün seviyelerde parsellerin karşılaştırılmasına imkan tanır. EŞDEĞER POTANSİYEL SICAKLIK

55 55 Eşdeğer potansiyel sıcaklık, operasyonel olarak, hangi bölgenin en fazla kararsız olduğunu tahmin etmekte kullanılan haritalardır. Sıcaklık ve nem arttıkça, bir hava parselinin eşdeğer potansiyel sıcaklığıda artar. Bundan dolayı; yeterli kararsızlığa sahip, çevresine göre yüksek eşdeğer potansiyel sıcaklık ( eşdeğer potansiyel sıcaklık sırtları – Theta-E ridge) alanları, ani oraj oluşum bölgeleri olarak bilinirler. Eşdeğer potansiyel sıcaklık sırtı alanları, en çok sıcak hava ve nem adveksiyon alanları içinde bulunurlar. Şekilde temp diyagramında eşdeğer potansiyel sıcaklık değerinin bulunuşu gösterilmiştir.

56 56 ISLAK HAZNE SIFIR DERECE YÜKSEKLİĞİ (WET BULB-ZERO HEIGHT) Islak hazne sıcaklığının sıfır derece olduğu yüksekliktir. Bu değer hem dolunun erimeye başladığı, hemde downdraftın başladığı yüksekliği tesbit etmek için kullanılır. Islak hazne sıcaklığı yüksekliğinin 7000 ft ile ft arasında olması, yere dolunun ulaşması anlamında optimum durumdur. Islak hazne sıcaklığı yükseklik değerlerinin büyük olması, yüksek seviye kararlılığını ve dolu düşüşünde büyük erime zonlarını ifade eder. Diğer taraftan ıslak hazne sıcaklığı yükseklik değerlerinin düşük olması, atmosferin alt seviyelerinin, kuvvetli konveksiyon için oldukça serin ve kararlı olduğunu gösterir.

57 57 Örnek İnceleme

58 Tuzla Hortumu Tuzla’da saat 19 Haziran 2014 günü saat 18:00 sularında deniz üzerinde meydana gelen hortum, kıyıya doğru hareket etmiş ve kısa süre de olsa kıyılarda etkili olmuştur. Hortum sonucu büyük şans eseri ölüm ve yaralanma olmazken, maddi hasarlar meydana gelmiştir. Hortumun oluşturduğu hasarlar incelendiğinde; araçları ters çevirmesi ve ağaçları kökünden sökmesi nedeniyle hortumun Fujita skalasına göre F2 kuvvetinde olduğu değerlendirilmektedir. Gülriz

59 İşba sıcaklığı düzeltilerek elde edilen 12:00 Gmt skew_t diyagramı

60 17:30 TSİ yer ve işba sıcaklığı girilerek RAOB programından elde edilen Skew t diyagramı

61 61 8 Eylül 2013 Kastamonu Hortum

62 62

63 63 9 Nisan 2012 Elazığ Hortumu

64 64

65 65

66 66

67 ÇUBUK HORTUMU

68

69

70

71

72

73 73 2 Ağustos 2011 Esenboğa Islak Microburst https://www.youtube.com/watch?v=qlDHAx uAHxw

74 74

75 75

76 76

77 77 Kuru Microburst

78 78

79 Adana Sel

80 80

81 81 26 Mayıs 2011 İzmir

82 82

83 83

84 84 7 Ağustos 2012 Samsun Seli

85 85

86 86

87 87 8 Ağustos 2013 Samsun Seli

88 88

89 89 Yararlanılan Kaynaklar Ayhan Erdoğan ders notları Yüksel Yağan - Skew T- Log P Diyagramı Ders Notları Bart GEERTS – Stability Indices F. REMER – Skew T Indices Comet Program_Skew T Mastery Wyoming Üniversitesi Skew t ürünleri


"KARARSIZLIK İNDEKSLERİ Melik Ahmet Taştan&Ayhan Erdoğan Analiz ve Tahminler Şube Müdürlüğü." indir ppt

Benzer bir sunumlar


Google Reklamları