10
Dolu oluĢumunda etkili bir baĢka durum da dolunun beklenildiği konvektif bulutun
taban ve tepe sıcaklıkları arasındaki fark değeridir. Burada HGZ seviyesi de göz önünde
bulundurulmalıdır. Bulutun içerisindeki yukarı doğru hava hareketi bulut taban ve tepe
sıcaklıkları arasındaki farkla doğru orantılıdır.
Atmosferin düĢey termal durumunun iyi bir Ģekilde analiz edilebilmesi için geliĢtirilen
kararsızlık indekslerinin dolu yağıĢı sırasındaki kritik değerleri oldukça önemlidir. Bu konu
çalıĢmamızın esasını teĢkil etmektedir. ÇalıĢmamızda Türk Ravinsonde Ġstasyonları’nda
meydana gelen dolu yağıĢı sırasındaki kritik kararsızlık indeks değerleri hesaplanmıĢtır.
Atmosferde meydana gelen kararsızlığın sadece dolu yağıĢı bakımından ilk kez
incelenmesi 1972 yılında Miller tarafından yapılmıĢtır. Bu çalıĢma iki farklı teknik içeriyordu.
Bu tekniklerden ilki ıslak termometre sıcaklığının 0
0
C’ye düĢtüğü yüksekliğin tespit
edilmesidir (WBZ, height of the wet-bulb zero). WBZ meydana gelen bir kararsızlık
durumunda iki temel meteorolojik olayın göstergesidir. Bulut içerisinden düĢen dolu taneleri
yere doğru olan mesafede WBZ seviyesinin altında erimeye baĢlar. Bu yüzden, WBZ dolunun
erimesi bakımından en kritik yüksekliktir. WBZ atmosferde meydana gelen kararsızlık
durumunda yukarı doğru hava hareketlerinin baĢladığı yükseklik olarak değerlendirilir.
Morgan 1970 yılında yaptığı çalıĢmada, WBZ’nin, yer ve yerin hemen üzerindeki üniform
nemlilik tabakasındaki ortalama karıĢma oranıyla oldukça bağlantılı olduğunu ortaya
koymuĢtur. Bu durum meydana gelebilecek bir kuvvetli kararsızlık durumunda dolu
potansiyeli bakımından oldukça önemlidir.
Atmosferde herhangi bir basınç seviyesinde elde edilen ıslak termometre sıcaklığı o
seviyedeki nemlilikle doğrudan ilgilidir. En pratik yaklaĢımla; ıslak termometre sıcaklığı elde
edilen seviyede bu değer düĢük ise o seviyede nemlilik ıslak termometre sıcaklığı daha
yüksek olan seviyelere göre daha azdır. Buna göre eğer WBZ değeri zamanla yere doğru
yaklaĢıyorsa orta troposferde nemlilik giderek azalıyor demektir. Dolayısıyla WBZ
seviyesinde buharlaĢma ve buharlaĢmaya bağlı olarak kütle kaybı söz konusudur yani kısmi
bir diverjans durumundan söz edilebilir. Bu durumda, kaybolan kütlenin yerini çevre
atmosferden yeni kütleler alır (entrainment). Orta troposferde meydana gelen entrainment
durumunda yer seviyesinde kuvvetli rüzgarlar (hamle) meydana gelir. Dolu yağıĢı için gerekli
olan kritik orta troposferik nemliliğin ve entrainment dolayısıyla yukarı doğru hava
11
hareketinin ciddi bir göstergesi olan WBZ dolu analiz çalıĢmalarında en önemli
parametrelerden birisidir.
Miller 1972 yılında yaptığı çalıĢmada ikinci teknik, - 5
0
C ile – 10
0
C sıcaklık
aralığının görüldüğü tabakayı HGZ olarak tanımlanması esasına dayanmaktadır. Miller bu
tabakalardaki düĢey hız ve konverjans değerlerini hesaplamıĢtır. Bu değerlerin kritik bir eĢik
olabileceğini düĢünmüĢtür. Bu yöntem günümüzdeki çeĢitli sayısal modellerdeki bulut
parametrizasyonunda kullanılmaktadır. Ancak yaygın bir kullanım durumu yoktur.
Vogel (1974), St. Louis için yaptığı çalıĢmada, dolu yağıĢının meydana geldiği
sinoptik modelleri sınıflandırmıĢtır. Bu sınıflandırma aĢağıdaki tablodadır.
Sinoptik Model
Dolu YağıĢı Yüzdesi
Squall Hattı
43
Squall Alanı
21
Soğuk Cephe
15
Sıcak Cephe
10
Alçak Basınç Merkezleri
5
Duralar Cephe
3
Diğer
3
Tablo 1. Dolu OluĢumu ve Sinoptik Model ĠliĢkisi
Vogel’in sınıflandırmasından Squall Alanlarının ve Hatlarının Soğuk cepheyle birlikte
dolu oluĢumunun temel sinoptik modelleri olduğu kolaylıkla görülebilir. Söz konusu üç
sinoptik modelin toplam yüzdesi 79’dur. Bu yüzden, dolu oluĢumunun temeli olan bu üç
sinoptik modelin geliĢiminin ve etkinliğinin tespit edilmesi dolu tahmin ve analizi için son
derece önemlidir.
e.
Parsel Metodu, LCL, CCL ve Konvektif Sıcaklık ve Dolu ĠliĢkisi
Parsel metoduna girmeden önce adyabatik sistem ve adyabatik iĢlem hakkında bilgi
vermek doğru olacaktır. DıĢarıdan ısı alıĢ veriĢi olmayan sistemlere adyabatik sistem,
12
adyabatik sistemlerde meydana gelen alçalma yükselme gibi iĢlemlere de adyabatik iĢlem adı
verilir. Meteorolojide yaygın olarak kullanılan adyabatik iĢlemler kuru ve nem adyabatik
iĢlemlerdir. Kararlılık ve kararsızlık analizlerinde, kuru ve nem adyabatik sistemlerde
meydana gelen düĢey hava hareketlerinin incelenmesi önemlidir. Bu incelemenin temeli,
yükselmeyle meydana gelen gerçek (aktüel) sıcaklık gradyanı değerinin kuru ve nem
adyabatik sıcaklık gradyanı değerleriyle karĢılaĢtırılması esasına dayanır. Kuru adyabatik
sıcaklık gradyanının sayısal değeri -0.98
0
C/100 m’dir ve bu değer atmosferin her tarafında
sabittir. Nem adyabatik sıcaklık gradyanı atmosferdeki nem miktarı ve buna bağlı olarak
ortaya çıkan gizli ısıyla orantılıdır. Bu yüzden nem adyabatik sıcaklık gradyanı herhangi bir
seviye için basınç ve sıcaklık değerine göre değiĢim gösterir, sabit değildir ancak ortalama
değer olarak -0.6
0
C/100 m değeri kullanılabilir. Orta troposferde meydana gelen gerçek
sıcaklık gradyanı 0.6’dan daha az ise havanın karalılığından, 0.6 ile 0.98 arasında ise Ģarta
bağlı kararsızlıktan ve kararsızlıktan, 0.98’in üzerindeyse mutlak kararsızlıktan söz edilebilir.
0.98’in üzerindeki sıcaklık gradyanı Süperadyabatik Sıcaklık Gradyanı olarak tanımlanır.
Orta troposferde Süperadyabatik Sıcaklık Gradyanı durumunda Ģiddetli ve ekstrem hava
olaylarının geliĢmesi neredeyse kesin gibidir.
Yükselme ile meydana gelen yoğunlaĢma seviyesi bir hava parselinin (doymamıĢ
adyabatik sistem) kuru adayabatik olarak yükseldiği zaman yoğunlaĢtığı (su buharının su
damlacıkları haline gelmeye baĢladığı) seviyeye (LCL), yoğunlaĢma seviyesi denir.
Atmosferde herhangi bir basınç seviyesinden itibaren LCL seviyesi bulunabilir. Bu durumda
ilgili seviyeden itibaren adyabatik sistem oluĢturulmuĢ olur. LCL seviyesini bulma iĢlemi de
adyabatik bir iĢlemdir.
ġekil 1. LCL Seviyesi