R zgar ve basin mto252 do dr yurdanur sezginer nal
Sponsored Links
This presentation is the property of its rightful owner.
1 / 48

RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal PowerPoint PPT Presentation


  • 204 Views
  • Uploaded on
  • Presentation posted in: General

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.

Download Presentation

RÜZGAR ve BASINÇ MTO252 Doç.Dr. Yurdanur Sezginer Ünal

An Image/Link below is provided (as is) to download presentation

Download Policy: Content on the Website is provided to you AS IS for your information and personal use and may not be sold / licensed / shared on other websites without getting consent from its author.While downloading, if for some reason you are not able to download a presentation, the publisher may have deleted the file from their server.


- - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - E N D - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -

Presentation Transcript


RÜZGAR ve BASINÇMTO252Doç.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


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 sinüsüekvator = sıfır kutuplar = 1

  • SH hareketi sola ve NH sağa saptırır

  • Rüzgara diktir

  • Sapma rüzgar hızı ile orantılıdır


A

r

O

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

B

θ

O

W 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 = w.t(dönüş açısı = açısal hız x zaman)


A

r

B

θ

O

W 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 = 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.


kutup

sin q =1

W

Wsinq

q

sinq =0

ekvator

Coriolis Kuvveti

Dünya düz bir disk değil !!!!


kutup

sin q =1

W

Wsinq

q

sinq =0

ekvator

Coriolis Kuvveti

Dünya düz bir disk değil !!!!

Dönen disk:

a = 2.w.V.

Dönen Dünya:

a = 2.W.V.sin q


  • = 2p/(24 x 60 x 60) = 7.29 10-5s-1

    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


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


Jeostrofik Rüzgar (JR)

  • Jeostrofik rüzgarın hesaplanması için yalnızca Corioilis parametresi, yerçekimi ivmesi ve basınç yüzeyinin eğimi (Dh/Dx) 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

Alçak Basınç Merkezinde

  • Basınç gradyan ve Merkez-kaç kuvveti dışa doğru

  • AYNI YÖNDE

  • Basınç gradyan kuvveti içe ve Merkezkaç kuvveti dışa doğru

    • ZIT YÖNDE

Rüzgar hızını arttırır

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


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


    L

    H

    L

    H

    Alçak ve yüksek Basınç Alanları

    Net içeri akış Net dışarı akış

    P Artar P Azalır

    Sistem zayıflar Sistem zayıflar


    Serbest atmosfer

    L

    H

    Yüzey

    L

    H

    Düşey Hareket

    Yukarı Yönlü

    Aşağı Yönlü


  • Login