5) IARS İstatistiksel Mekanik ve Karmaşıklık Serisi İklim

Transkript

IARS
İKLİM FİZİǦİ KIŞ OKULU DERS NOTLARI
2-6 ŞUBAT 2009
Feza Gürsey Enstitüsü
İKLİM FİZİǦİ
Prof. Dr. Levent KURNAZ
BOǦAZİÇİ ÜNİVERSİTESİ
DERS ASİSTANI :
Şükrü Murat CEBECİ (Boğaziçi Üniversitesi)
DERS NOTU ASİSTANLARI :
Tuğba ÖZTÜRK GÖKGÖL (Boğaziçi Üniversitesi)
Hamza ALTINSOY (Boğaziçi Üniversitesi )
İÇİNDEKİLER
İÇİNDEKİLER . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
ii
BÖLÜM BİR - İKLİM DEǦİŞİKLİǦİNE GENEL BAKIŞ . . . .
1
1.1
İklim nedir? . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
1
1.2
Güneşin Işınımı . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5
1.3
Atmosfer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6
1.4
Okyanuslar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
8
1.5
Atmosferdeki Işınımsal Transfer . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
10
1.6
Sera Etkisi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
11
1.7
Ozon Tabakası
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
12
1.8
İklim gözlemleri . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
13
1.9
İklimin Dengesi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
15
1.10 İklim Modellemesi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
16
BÖLÜM İKİ - DÜNYANIN ENERJİ MUHASEBESİ . . . . . . .
20
2.1
Güneşin ışınımı ve dünyanın enerji muhasebesi . . . . . . . . . . .
20
2.2
Güneşin genel özellikleri . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
20
2.3
Işınım Yasaları . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
22
2.4
Güneş Sabiti . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
25
2.5
Güneşin Tayfı . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
25
2.6
Güneş Işınımının Atmosferdeki Emilimi . . . . . . . . . . . . . . .
26
2.7
Gelen Güneş ve Giden Termal Işınım Arasındaki Denge . . . . . .
27
BÖLÜM ÜÇ - ATMOSFER
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
32
3.1
Atmosfer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
32
3.2
Atmosferin bileşimi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
33
3.3
Basıncın yükseklikle değişimi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
33
3.4
Dikey yöndeki sıcaklık profili . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
36
3.4.1
Troposferdeki sıcaklık profili . . . . . . . . . . . . . . . . .
36
3.4.2
Stratosferdeki sıcaklık profili . . . . . . . . . . . . . . . . .
39
3.4.3
Gözlemlenen sıcaklık profili . . . . . . . . . . . . . . . . .
40
ii
3.5
Atmosferin genel dolaşımı . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
41
BÖLÜM DÖRT - BULUTLAR VE TOZLAR . . . . . . . . . . . .
46
4.1
Bulutlar ve Tozlar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
46
4.2
Potansiyel sıcaklık ve entropi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
47
4.3
Potansiyel enerji
. . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
49
4.4
Nem . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
51
4.5
Nemli havanın termodinamiği . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
52
4.6
Yoğunlaşma süreçleri ve bulut oluşumu . . . . . . . . . . . . . . .
54
4.7
Yağmur damlalarının büyümesi . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
57
4.8
Aerosoller . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
60
BÖLÜM BEŞ- OKYANUSLAR . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
63
5.1
Okyanuslar . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
63
5.2
Okyanus ölçümleri . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
64
5.3
Tuzluluk . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
66
5.4
Okyanusların Dikey ve Meridyonal Yapısı . . . . . . . . . . . . . .
66
5.5
Okyanusların Durum Denklemi . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
69
5.6
Okyanusların Genel Döngüsü . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
70
5.7
Coriolis Kuvveti . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
70
5.8
Derin Okyanus Dinamikleri: Termohalin Döngü . . . . . . . . . .
73
5.9
Yüzey Dinamikleri: Ekman Taşınımı ve Sverdrup Dengesi . . . . .
77
BÖLÜM ALTI - IŞINIMSAL TRANSFER
. . . . . . . . . . . . .
82
6.1
Işınımsal transfer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
82
6.2
Siyah cisim ışıması . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
82
6.3
Atmosferin emilimi ve yayımı . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
83
6.4
Atmosferik ışınımsal transfer . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
85
6.5
Işınımsal transfer denklemi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
85
6.6
Işınımsal denge modelleri . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
89
BÖLÜM YEDİ - SERA ETKİSİ
. . . . . . . . . . . . . . . . . . .
91
7.1
Sera Etkisi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
91
7.2
Şüpheler ve kesinlikler . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
93
iii
7.3
Sera gazları . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
93
7.4
Enerji dengesi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
96
7.5
Basit bir sera modeli . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
97
7.6
Daha iyi bir sera modeli . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
98
BÖLÜM SEKİZ - OZON TABAKASI
. . . . . . . . . . . . . . . . 103
8.1
Ozon tabakası . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103
8.2
Atmosferdeki UV ışıması . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 103
8.3
Ozon üretimi . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 104
8.4
Atmosferdeki ozon dağılımı . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 106
BÖLÜM DOKUZ - İKLİME DUYARLILIK
. . . . . . . . . . . . 109
9.1
İklime duyarlılık ve iklim değişikliği . . . . . . . . . . . . . . . . . 109
9.2
Dünyanın yörüngesiyle ilgili değişiklikler . . . . . . . . . . . . . . 110
9.3
Güneşin enerji çıktısındaki değişiklikler . . . . . . . . . . . . . . . 113
9.4
Atmosferin bileşimindeki değişiklikler . . . . . . . . . . . . . . . . 114
9.5
Okyanus akıntılarındaki değişiklikler . . . . . . . . . . . . . . . . 116
9.6
Doğal sıcaklık salınımları . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 119
BÖLÜM ON - İKLİM MODELLEMESİ . . . . . . . . . . . . . . . 121
10.1 İklim modellemesi ve iklim tahminleri . . . . . . . . . . . . . . . . 121
10.2 Modeller ve tahminleri . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . 122
10.3 Değişik iklim dengeleri ve ani iklim değişiklikleri . . . . . . . . . . 131
10.4 Algılama, dayandırma ve tahmin etme problemleri . . . . . . . . . 132
iv
BÖLÜM BİR
İKLİM DEǦİŞİKLİǦİNE GENEL BAKIŞ
1.1
İklim nedir?
İklim bugün evden çıkarken ne beklediğimiz, hava durumu ise gerçekte ne olduğudur.
Örneğin; bugün evden çıkarken hiç hava durumuna bakmayacak olsak, şubat
ayında yağmur yağma ihtimali yüzde 50 civarında, kar yağma ihtimali yüzde
10 civarındadır, sıcaklığın da 7-8 derece olmasını bekleriz. Bu saydığımız şeyler
esasında iklimle ilgilidir. Hepimizin en temel sorunlarından biri hiç kuşkusuz iklim
değişikliğidir. İklim değişiyor ve bu iklim değişikliğinin bizi nereye götürdüğünü
bilebilmemiz gerekiyor. Bir jeofiziksel sistemin günden güne, mevsimden mevsime,
yıldan yıla olan değişikliklerinin ortalamasını aldığımızda iklimi elde ediyoruz.
İklim çok fazla değişkene bağlıdır. İlkokulda öğrendiğimiz iklim tanımlarında
bile iki tane parametreden bahsediyoruz. Örneğin; İstanbul’un iklimi Akdeniz
iklimi, yazları sıcak ve kurak, kışları ılık ve yağışlıdır. Bu iki parametreden biri
ne kadar yağış aldığı, ikincisi de ne kadar sıcak olduğudur. Hatta iklimi gruplandırmamız gerekiyorsa en az üç parametre kullanmak zorundayız. İklimi belirlemekte sıcaklık ve yağışa ek olarak kullanılan diğer bir parametre de suyun ne
kadar zamanda buharlaşacağıdır. Eğer tüm iklimi bir tek değişken ile ifade etmek
istersek bu değişken sıcaklık olur. Sıcaklığın yanı sıra nem, yağış miktarı ve çeşidi,
bulut miktarı ve rüzgarın yönü gibi verilerin ortalamaları da bize yardımcı olur.
Örneğin; İstanbul’da çoğu zaman lodos ve poyraz olmak üzere iki tane ana rüzgar
vardır. İstanbul’un günlük yaşamındaki iklimi belirleyen bu iki rüzgar yönüdür.
Ancak aynı zamanda bizde ender görülen olayların (fırtınalar, kuraklıklar gibi)
frekansları da gereklidir.
1
2
Şekil 1.1: İklim elemanları
Hava durumu, yani yarın havanın nasıl olacağı bizim açımızdan önemli bir
konudur. Günümüzde teknoloji o kadar ilerledi ki parametreleri uzaydan yapılan
ölçümlerle elde edebiliyoruz. Meteoroloji esasında istatistiki bilgilerin toplamıdır
ve o istatistiki bilgilerin birbirleriyle olan alakasıdır. Örneğin; Amerika’da 2
Şubat günü Groundhog Day diye bilinir. Bu günde sabah güneş doğarken insanlar toplanarak Phil adı verilen bir porsuğun yuvasından çıkmasını gözlerler,
Phil yuvasından çıktığında güneş doğarken çevresinde güneş ışığı görecek olursa
bu 5 hafta daha kış olacak demek oluyor, eğer güneş ışığı görmeyecek olursa kış
daha kısa sürecek demek oluyor. Bu tarihsel istatistik mekanizmasının basit bir
örneğidir. Aslında bu da şu demek olur: Bu sabah İstanbul’da hava güneşliyse
bundan birkaç zaman sonra ne olacağını tahmin edebiliriz, diye istatistiki bir bilgi
vardır. Hava durumu tahmini sadece birkaç gün sonrası için mümkündür, süre
3
yaklaşık olarak üç haftanın üzerine çıktığında iklime dayalı tahminlerle ölçümlere
dayalı hava durumu tahminlerinin başarı şansı eşittir.
Dolayısıyla insanlığın
çalışmakta olduğu önemli bir alan o hava durumlarını geliştirmektir; ama hava
durumu tahminleri bir noktada tıkanan bir konu. Ne kadar iyi tahminde bulunursanız bulunun, ne kadar iyi bilgisayarlarınız olursa olsun, bunun dayandığı
yer yaklaşık üç haftadır. Yani şu anda olan bilgisayar sistemleri 10 kat daha iyi
olacak olsa, bu süre iki gün daha artar. Üç haftayı arttırmak gerçekten çok kolay değildir. Fakat örneğin; İstanbul’da 2 Şubat’tan üç hafta sonra 23 Şubat’ta
sabah dokuzla on arasında yağmur yağacak, dersek bu epey iddialı bir tahmin
olur. Bunun yerine 23 Şubat’ta İstanbul’da yağmur yağma ihtimali yüzde 50’dir,
dersek bu epey daha kuvvetli bir tahmin olur. Buna karşılık Marmara bölgesinde
23 Şubat’ta yağmur yağma ihtimali yüzde 90’dır, desek çok daha iyi bir tahmindir; hatta daha da geliştirip 23 Şubat haftası Türkiye’de bir yerde yağmur
yağıyor olacak, dersek bu artık neredeyse kesindir. Dolayısıyla baktığımız alanı
ve ortalama aldığımız süreyi genişletecek olursak tahmindeki başarı şansımız artar. Bunun için ilk yapılması gereken bugünü anlatan modeller kurmaktır, bu
modeller eğer geçmişten bugüne nasıl geldiğimizi başarı ile açıklayacak olurlarsa
ilerleme şansımız olabilir. Eğer hava durumu tahminlerinde zorlanıyorsak bu
bizim iklim tahminlerinde de zorlanacağımız anlamına gelmez, iklim tahminleri
çok çok daha sağlıklı yapılan tahminler olabilir; ama iklim tahminleri hiçbir zaman 23 Şubat’ta yağmur yağacak diyemez. İklim tahminleri, daha büyük zaman ve mekanların ortalamalarında tahminler verir. Bilimin değişik alanlarından
destek olan bu çalışmalar için iki temel unsur önemlidir: Temelinde yatan fiziği
anlamak ve sağlıklı ölçümler yapabilmek. Bütün dünyanın iklimine baktığımızda
pek çok faktör var. Bu faktörlerin en önemlisi güneş ve güneşten ne kadar ışık
geldiğidir. Bunun dışındaki her faktör ikincildir. Bundan sonra söyleyebileceğimiz
faktör de dünya yüzeyinin güneş ışığını ne kadar yansıttığıdır. Bu yansıtma zamanla değişebilen bitki ve kar örtüsüne bağlıdır. Orman arazisi ile tahıl ekili
arazinin ya da kayalık bir bölgenin ışığı yansıtması farklı oranlardadır. İklim
sistemi kaotiktir ve birbiri ile etkileşen pek çok iç içe döngüden oluştuğu için
4
kaotik davranış göstermesi doğaldır. Burada sistemin kaotikliğinden anladığımız,
başlangıç parametreleri ne derece iyi ölçülürse ölçülsün davranışının belirli bir süre
önceden kesinlikle tahmin edilememesidir. Yani sisteme bir başlangıç parametresi seti verildiğinde sistemin nasıl davranacağı kesinlikle bilinebiliyorsa bu sistem kaotik değildir; ama o başlangıç parametresi setindeki ufak bir değişiklik
bile bizi daha değişik bir sonuca yönlendiriyorsa bu sistem kaotiktir. Bu ufak
değişikliğin ölçüsünü bilemeyiz. İlk anda aklımıza kelebek etkisi gelebilir; ancak
kelebek etkisi iklimle değil, daha çok hava durumuyla ilgili bir konudur. Yani,
teoride Amazon’da bir kelebeğin kanat çırpması, bundan birkaç hafta sonra New
York’ta kar veya yağmur yağması arasındaki farkı yaratabilir. Bu kabul edilebilir;
fakat bir kelebeğin kanat çırpmasının bundan 100 sene sonra deniz seviyesindeki
değişikliğe yapacağı etki çok daha zor hesaplanabilen bir olgudur. Dolayısıyla
iklim değişikliği ile ilgili başlangıç noktamız da temelde budur: Bireysel olarak
kişilerin davranışları iklimi etkiler mi? Başlangıç durumlarında yaptığımız ufak
bir değişikliğin sonucunda büyük etkileri olabiliyor. Ancak zaman içerisinde iklim sisteminin yarı-dengeli yapı gösterdiği görülmüştür. Yarı-dengeliden kasıt
mümkün düzensizliklerde sistemi denge noktasına getiren kuvvetlerin aşılarak
yeni ve farklı bir denge noktasına gidilebilmesidir. Bu zorlukların aşılması için
problemin çok iyi tanımlanması, matematiksel formüllerle tanımlanan bir fiziksel problem haline getirilmesi ve sonunda da geleceği tahmin etmek için kullanılabilmesi gerekmektedir. Ayrıca modellemelerin üstünde sağlıklı ölçümler
gerekiyor. Dolayısıyla bu konuda birçok bilim dalının ortak çalışması gerekiyor.
Ölçümlerin daha sağlıklı olabilmesi için elektronik cihazlar ve bu cihazların herhangi bir insana gerek duymadan direkt olarak uydu haberleşmesiyle çalışması
gerekiyor.
5
1.2
Güneşin Işınımı
Dünyanın iklimini belirleyen ana kaynak güneşin yaydığı ışınımdır.
Güneşin
yaydığı ışınım yüzde 1 değişecek olsa hepimiz farklı bir dünyada yaşıyor olurduk.
Dolayısıyla güneşteki değişikliklerin çok büyük bir kısmı yüzde birin altındaki
değişikliklerdir. Güneşten dünyaya 1.37 kW/m2 enerji ulaşır. Dünyanın ortalama sıcaklığı yaklaşık 15-16 derecedir ve bu ortalama sıcaklık 4 milyar yıldır
6 ile 26 derece arasındadır.
Bu bilgimizin temel kaynağı yaşamın varlığıdır.
Yaşamın olması için yeryüzünün ne çok fazla sıcak ne de çok fazla soğuk olmaması gerekiyor, aksi halde yaşam mümkün olmazdı. Atmosferin bundan çok
daha sıcak olduğu zamanlar da olmuştur, çok daha soğuk olduğu zamanlar da.
Ancak güneşin verdiği enerji yüzde 3 artacak olsaydı, ortalama sıcaklık 16 derece
değil 36 derece olurdu. Peki, iklim nereden çıkıyor? Güneşin yaydığı enerji uzun
zaman birimlerinde değişse de iklimi ilgilendirdiği kadarı ile bu enerji sabittir.
Güneşin ışınım miktarındaki tek basit değişim, 11 yıllık bir devire sahip olan
güneş lekeleridir. Dünyanın güneş etrafındaki yörüngesinin tam olarak yuvarlak olmaması dünyanın değişik mevsimlerde farklı miktarlarda enerji almasına
sebep olur; ancak bu fark mevsimleri yaratan ana olgu olan dünyanın eksen
eğikliği ile kıyaslandığında çok daha küçük bir etkiye sahiptir. Dünyanın Güneş
etrafındaki yörüngesi eliptiktir ve bu elipsin eliptikliği zaman içersinde değişir.
Dünyanın eksen eğikliği de 22.1 derece ile 24.5 derece arasında değişir. Eliptikliğin
değişme periyodu 100, 000 sene, eksen eğikliğinin değişme periyodu da 41, 000
senedir. Dönen topacın yalpalamasında olduğu gibi dünya da kendi etrafında ve
güneş etrafında dönerken yalpalar. Yani dünyanın ekseninin uzayda baktığı nokta
19, 000 ve 23, 000 senelik periyotlarla değişir. Bütün bunları hesaba kattığımızda
mevsimlerin şu anda gördüğümüz halleri oluşuyor ama mevsimlerden daha öteye
bir iklim değişikliğinin hangi durumlardan hangi durumlara geldiği dünyanın
hareketleriyle belirleniyor. İklimleri belirleyen bir diğer önemli faktör de dünyanın
aklığıdır (albedo). Dünya ortalama olarak kendisine ulaşan ışınımın yüzde 30’unu
uzaya geri yansıtır, yaklaşık olarak yüzde 20’si bulutlar tarafından emilir, geri
6
kalan yüzde 50’si de toprağa gider. Aklık dünyanın ne kadarının bulutlarla kaplı
olduğunun bir fonksiyonu olduğu için ölçülmesi çok zordur ve uzaya pek çok ölçüm
aletleri konulmasını gerektirir. Sene boyunca %20’ye yakın değişiklik gösteren
aklığın uzun dönümlerle de değişiyor olması olasıdır.
Şekil 1.2: Dünyaya ulaşan ışınım
Sonuç olarak dünyanın sıcaklığı uzun vadelerde bile değişmediğine göre dünyaya
düşen enerji miktarı ile dünyanın saldığı enerji miktarı birbirine eşit olmalıdır.
Güneşin yaydığı ışınım sabit olduğu sürece iklim değişikliği söz konusu olsa bile
bu kaçınılmaz bir gerçekliktir.
1.3
Atmosfer
Dünya atmosferinin nereden geldiği ciddi önemli bir sorudur; çünkü nereden
geldiği bize biraz nereye gideceği konusunda da bilgi verecektir. Dünya atmosferi
temelde yanardağlardan püsküren gazlardan oluşmuştur ve ilkel karışımı bugün de
yanardağlardan püsküren gaz karışımının benzeridir. İlkel atmosfer H2 O, CO2 ,
SO2 ve uzayda bol bulunan N H3 ve CH4 ’den oluşmuştur. Fotosentez yapan
canlıların üremesiyle O2 açığa çıkmış ve atmosfer günümüzdeki halini almıştır. Şu
anda atmosferin yaklaşık olarak beşte dördü azot, beşte biri oksijendir. Geri kalan
kısmında bol miktarda argon ve diğer gazlar vardır. Mesela 2008 yılı itibariyle
7
atmosferdeki karbondioksit miktarı 385 ppm ve her sene insanlar yüzünden karbondioksit miktarı 2 ppm artıyor. Dünyanın atmosferi H2 O, CH4 ve daha ağır gazları rahatça tutabilir; ama H2 ve He gibi hafif gazlar uzaya kaçarlar. Dolayısıyla
bizim atmosferimizde H2 ve He gazı yoktur. Atmosferin en alt tabakası 10
km kalınlığındaki troposferdir. Burada ısı konveksiyon ile yayılır, yani ısınan
hava yükselir. Her kilometrede sıcaklık 8 derece azalır. Troposferin sonunda
sıcaklığın değişmediği tropopoz isimli bir katman vardır. Atmosferde ısınan gazlar
tropopoza kadar yükselirler, tropopozun üstünde o bölgeden itibaren ısı transferi
ışımayla olur. Yani tropopoza kadar ısınan gazlar yükselirler, buradan sonra gazlar eğer yukarı çıkıyorlarsa, difüzyonla çıkarlar. Örneğin; bardaktaki çaydan
buhar yükselmesi konveksiyon, bardağa mürekkep damlatacak olsak mürekkebin
yayılması difüzyondur. Daha yükseklerde sıcaklık artmaya başlar, bunun da temel
sebebi ozon gibi güneşin morötesi ışınlarını emen gazların çokluğudur. Ozon,
güneşin mor ötesi ışınlarını emdiği için kendisi ısınır ve atmosferi ısıtır. Dolayısıyla
o bölge nerdeyse yaklaşık yüzey sıcaklığına yakın bir sıcaklıktadır. Bu bölgeye
stratosfer denir. Yerden 50 km yükseklikte ısınma sona erer ve sıcaklık gene
sabitlenir, bu bölgeye de stratopoz adı verilir. Bunun üzerinde gazların yoğunluğu
azaldığı için güneşten gelen enerjinin de emilimi azalır ve sıcaklık -100◦ C civarına
kadar düşer, bu bölgeye de mezopoz diyoruz. Daha sonra da ısınmaya başlar, bu
ısınma güneşe kadar devam eder.
Bildiğimiz atmosferik olayların pek çoğu sadece atmosferin en alt tabakalarında
gerçekleşse de hem alt hem de orta tabakaları iklim açısından önem taşır. Atmosferin ana ortakları N2 ve O2 miktarları genelde sabittir. Ancak azınlıkta olan
gazların oranları değişebilir ve bu değişiklikler iklim fiziğinde önemli rol oynarlar.
Azınlıktaki gazların başında H2 O gelir. Su buharı iklimde en önemli gazdır, hatta
sera etkisi açısından karbondioksitten üç kat daha önemlidir ve kızılötesi ışınımı
engellediği için sera gazlarının en önemlisidir. Atmosferdeki su buharı miktarına
insanoğlu hiçbir şey yapamaz. Atmosferin sıcaklığı ve basıncı ne kadar su buharı
tutabileceğini belirler. İnsanoğlu atmosferin basıncını değiştiremeyeceğinden sadece
8
Şekil 1.3: Atmosferdeki sıcaklık profili
sıcaklığını değiştirebilir. Sıcaklığını değiştirildiği zaman su buharı miktarı da
sıcaklıkla beraber değişir. Bu açıdan bakıldığında, atmosferde önemli iki tane sera
gazı vardır, karbondioksit ve metan. Atmosferin sıcaklığı sadece yükseklikle değil,
aynı zamanda mevsimlerle ve enlemlerle de değişir. Stratosferin ve tropopozun
sıcaklığı çeşitli yerlerde dünya üzerinde çeşitli mevsimlerde farklı olabilir.
1.4
Okyanuslar
Dünyanın %71’i sularla kaplıdır. Buna %6 buzlarla kaplı olan kısmı da dahildir.
Suyun ısı sığası atmosferin ısı sığasından çok çok yüksek olduğu için okyanuslarda atmosferden çok daha fazla enerji depolanır. Bunun sonucu olarak bizim
yaptığımız herhangi bir değişiklik dünya tarafından çok daha yavaş algılanır.
Bu aslında dünya için iyi bir şeydir; çünkü eğer biz şu anda gerçekleştirmekte
olduğumuz iklim değişikliğini dünya yüzeyinde hiç su olmadan gerçekleştirseydik
yaklaşık olarak dünyanın sıcaklığı ortalama 3 derece artmış olurdu. Bu kadar
artmamasının temel sebebi çıkan fazla ısıyı okyanusların yavaş yavaş emmesidir.
9
Ayrıca okyanuslar sadece ısıyı değil karbondioksiti de emerler. Bu depoladığı
enerjiye ek olarak denizlerin üst 3.2 m derinliğindeki ısı miktarı atmosferin tüm
enerjisi kadardır. Güneşin yaydığı ısının çoğu ekvator bölgesine, azı da kutuplara
varır. Eğer ekvatordan kutuplara hiçbir şekilde ısı yayılımı olmayacak olsa ekvator olduğundan daha sıcak, kutuplar da olduklarından çok daha soğuk olurdu.
Dolayısıyla ekvatordan kutuplara doğru olan ısı transferinin yarısı atmosfer yarısı
da okyanuslar vasıtasıyla olur.
Okyanuslardaki bu dolaşım sadece sıcaklığın
değil aynı zamanda tuzluluk oranının da bir fonksiyonudur. Okyanuslardaki
büyük dolaşım sıcaklık ve tuzluluğun ortak çalışmasıyla oluşmaktadır. Örneğin;
İstanbul Boğazı’ndaki net akıntı sıfırdır, sıfır olmayacak olsa Karadeniz yükselir.
Yaklaşık 11, 000 sene önce göl olan Karadeniz, boğazların açılması ile şimdiki
halini almıştır. Boğazda yüzey akıntısı Karadeniz’den Marmara’ya doğrudur.
Marmara Denizi daha sıcak olduğu için Marmara’nın sularının daha üstte olmasını
bekleriz. Ama tersi gerçekleşir; çünkü bu olay sadece sıcaklığa bağlı değildir, tuzlulukla sıcaklığın bir dengesi sonucu oluşur. Bir zaman sıcaklık dengesi ya da
özellikle tuzluluk dengesi hafif bozulacak olursa, iki deniz kafa kafaya gelir ve
İstanbul Boğazı akıntı olmayacağından çöplüğe döner. Boğazın temiz olmasının
sebebi bu akıntının olmasıdır. Bu tür dolaşımların bozulması geçmişte görülen
buz çağlarına neden olabilir. Denizler hidrolojik döngünün de merkezinde yer
alırlar. Mesela dünyaya senede düşen 500 trilyon ton yağmurun %80’i denizlere
düşer. Atmosferdeki su buharı miktarı bulutların oluşmasını, bulutların oluşması
yağmuru, yağmur akarsularla denize ulaşan tuzsuz su miktarını, denizlere ulaşan
tuzsuz su miktarı da okyanuslardaki döngü ile atmosferin sıcaklığını ve dolayısıyla
ne kadar su tutacağını belirleyerek bulutları oluşturur. Bunların hepsi esasında
çok önemli bir döngüdür, dolayısıyla dünya ikliminin herhangi bir değişkeninden
bir tanesidir. Dünyada başka çevrimler de vardır, bunlardan bir tanesi El Nino
çevrimidir. El Nino çevrimi Pasifik Okyanusu’nun güneydoğusundaki yani Güney
Amerika’nın kıyısındaki bir deniz akıntısının değişmesine verilen isimdir. Bu
tür çevrimler dünyanın iklimini belirlemenin yanı sıra uzun süreli hava tahminlerinin de temelini oluştururlar. Üç beş ay önceden yapılan birtakım tahminlerin
10
yapılabiliyor olması ve doğruluğu bu büyük okyanus akıntılarındaki değişikliklere
bağlıdır. Kuzey Atlantik’te de El Nino’ya benzer bir döngü vardır, o bizim
açımızdan daha önemlidir, çünkü Türkiye’de yazların ne derece yağışlı geçeceğini
belirleyen Kuzey Atlantik’deki döngüdür. Aynı zamanda dünyada salınan CO2
miktarının yaklaşık olarak 1/3’ü okyanuslar tarafından emilir. Suyun ne kadar
karbondioksit emdiği sıcaklığın bir fonksiyonudur. Ancak suda çözünen CO2
miktarı artan sıcaklıkla azaldığı için gelecekte bu davranış biçiminin ne derece
süreceği belirsizdir. Atmosferdeki karbondioksit miktarı ile sudaki karbondioksit
miktarı dengededir ve bu dengeyi sağlayan şey suyun yüzey sıcaklığıdır. Fakat
belirli bir sıcaklık limitinin üstüne çıktığımızda okyanuslar tuttuğu karbondioksiti
de dışarı vermeye başlayacaktır.
1.5
Atmosferdeki Işınımsal Transfer
Atmosfer ve okyanuslar dünyaya güneşten ulaşan enerjinin transferi için gördüğümüz
ilk yoldur. Işınımsal transfer de dünyadaki enerji transferi için ikinci önemli
yoldur. Troposferin üstüne çıktığımızda sıcaklık ışınımsal transfer ile iletilir.
Işınımsal transferi güneş ve dünya diye ikiye ayırabiliriz. Güneşin ışınımı kısa
(0.2 - 5 mm) dalga boylarındadır (UV mor ötesi, görünür ve yakın IR), dünyanın
ışınımı da uzun (5 - 100 mm) dalga boylarındadır (termal IR). Bütün cisimler ışıma yaparlar ve yaptıkları ışıma sıcaklıklarının bir fonksiyonudur. N2 ve O2
dışında atmosferi oluşturan gazlar genelde kısa dalga boylarında geçirgendir, uzun
dalga boylarında ise pek çok dalga boyu aralığında ışınımı geçirmezler. N2 ve O2
neredeyse güneşten gelen bütün ışıma için geçirgendir. Hatta dünyadan çıkan
ışımaya da hiçbir etki yapmazlar. Ama ona karşılık karbondioksit, su buharı,
metan, azot oksitler, CF C dediğimiz ozonu bozan gazlar güneşten gelen ışıma
için geçirgendirler; ama dünyadan çıkan ışıma için geçirgen değildirler.
11
Şekil 1.4: Işınımsal Transfer
1.6
Sera Etkisi
Sera etkisi atmosferin dünyanın enerji dengesini değiştirmesine verilen popüler
isimdir. Sera etkisi aslında iyi bir şeydir. Eğer dünyanın sadece azot ve oksijenden oluşan bir atmosferi olsaydı, dünyada ortalama sıcaklık -15 derece olurdu.
Cam veya ışığı geçiren bir plastikle kaplı olan bir sera nasıl içeri giren ışınımın
dışarıya termal IR olarak çıkmasına izin vermezse atmosfer de içeriye giren güneş
ışınımının dışarıya kaçmasına engel olur. Yazın güneşte bırakılan arabanın içinin
daha sıcak olmasının ana sebebi güneş ışığının camdan içeri girip, içeriyi ısıtıp,
ısınan yüzeyin termal kızılötesi ışıma yaptığında bu ışımanın dışarı çıkamamasıdır.
Bizim atmosferde sera etkisi dediğimiz bu olaydır. Yani güneşin ışınımı atmosferden içeriye giriyor, dünya yüzeyini ısıtıyor ve termal kızılötesi olarak dışarı
çıkmaya çalıştığı ana yüzeyin üstündeki karbondioksit, su buharı, metan gibi
gazlardan oluşan tabaka ışınımın dışarı çıkmasını zorlaştırıyor. Ancak buna ek
olarak doğadaki seralar konvektif ve iletimsel ısı transferine de izin vermezler; ama
bu atmosfer için söz konusu değildir, çünkü atmosferde ısınan hava yükselebiliyor,
sadece bazı gazlar atmosferin ışımayla ısı transferini engelliyor. Dünyaya gelen
ışınımla dünyanın yaydığı ışınım eşit olacağı için (dengede bir dünya düşünürsek),
12
dünya güneşten aldığı UV, görünür ve yakın IR ışınımı ya yansıtmak ya da emdikten sonra termal IR olarak yaymak zorundadır. Dünya, üzerine düşen ışınımın
yaklaşık %30’unu geri yansıtır, %70’ini ise termal IR olarak yayar. N2 ve O2
termal ışınımı tamamen geçirseler de atmosferdeki H2 O, CO2 , SO2 , O3 ve CH4
gibi gazlar atmosferde bulunma oranlarına bağlı olarak termal ışınımı geçirmezler.
Şu anda dünyaya giren enerji miktarıyla çıkan enerji miktarı arasındaki fark her
metre kareye 0.8 watt’tır. Bu gazların atmosferdeki varlıkları dünya sıcaklığının
şu andaki değerinde olmasında başrolü oynarlar. Eğer bu gazlar atmosferde hiç
bulunmayacak olsalar, atmosferin sıcaklığı şu anda olduğundan 30-35 K daha
soğuk olurdu. Bu da dünyanın tamamının buzlarla kaplanması anlamına gelir.
Ancak benzer şekilde atmosferdeki miktarı endüstriyel devrim öncesinde 270 ppm
(milyonda tane) olan CO2 miktarının iki katına çıkmasının o zamanki miktarın
sebep olduğu 30-35 K ısınma ile kıyaslanması, sera etkisinin günümüz atmosferindeki önemini gözler önüne sermeye yeterlidir. Burada lineer bir ilişki kurmak sakıncalıdır, çünkü iklim sisteminde hiçbişey lineer değildir ve atmosferin
sıcaklığını belirleyen tek faktör CO2 miktarı değildir.
1.7
Ozon Tabakası
Diğer konularla kıyaslandığında ozon tabakası ve ozon tabakasındaki incelme iklimi daha az etkileyen konulardan biridir. Ancak ozon, hem dünyadaki canlıları
güneşin zararlı UV ışınlarından koruduğu için, hem stratosferde güneşten gelen
UV ışınlarını emerek stratosferin sıcaklığını belirlediği için, hem de hızlı kimyasal
reaksiyona girdiğinden atmosferdeki miktarı pek çok faktöre bağlı olarak değiştiği
için atmosfer fiziği açısından önemlidir. Atmosferdeki ozon miktarının %90’ı
stratosferde bulunur ve ozon miktarı yerden 25 km yükseklikte en yüksek değerine
ulaşır; çünkü ozonun oluşmasıyla yok olması arasında bir denge vardır ve ışımadan
dolayı en fazla o noktada üretilebilir. Ozonun %10’luk kısmı yer yüzeyinde bulunur ve bu aslında insanlar için zehirli bir gaz olduğundan kötü ozon diye ad-
13
landırılır. Ozon 0.24 mm’den küçük dalga boyuna sahip olan, yüksek enerjili
UV ışınımın O2 moleküllerine çarpması sonucu oluşur. Benzer dalga boyları aynı
zamanda ozonun bozunmasına da sebep olduklarından ozon sadece yerden belirli bir yükseklikte yoğunlaşır. Ozonla reaksiyona girip ozonun bozunmasına
sebep olan maddelerin endüstri devrimi ile artması ozon tabakasında incelmeye
sebep olmuştur. Bu maddelerin başında kloroflorokarbonlar (CF C) ve hidrokloroflorokarbonlar (HCF C) gelir. Bu gazlar endüstrinin pek çok alanında kullanılmaktadırlar. 1970’lerin sonunda insanlar ozon tabakasındaki incelmenin kötü
olduğuna ve bunu durdurmak gerektiğine karar verdiler. 1982 yılında Montreal
Protokolü imzalandı. Neredeyse bütün dünya ülkeleri tarafından bu protokol
imzalandı, Türkiye de yaklaşık 2008’in sonuna kadar atmosfere saldığı bütün
CF C miktarını sıfırlayacağına dair taahhüt verdi. CF C’lerin kullanımı Montreal
Protokolü ile yasaklanmış olmasına rağmen ozona daha az zarar veren ama çok
daha güçlü sera gazları olan HCF C’lerin kullanımı serbestçe sürmektedir. 1 tane
HCF C molekülü 1 karbondioksit molekülü ile kıyaslandığında 23, 000 kat daha
fazla zararlı sera gazıdır. Karbondioksit gazının üretilmesi de tüketilmesi de çok
kolaydır. Karbondioksit molekülü atmosfere çıktığı anda fotosentezle emilmekte
veya daha da önemlisi yağmur yağdığı zaman karbonik asit olarak yere geri inmektedir. Yani karbondioksit atmosferde sonsuza kadar kalamaz. Ama CF C’ler
yağmurla hatta fırtına bile olsa, suyla etkileşimleri olmadığı için o kadar kolay
yere inemiyorlar. Dolayısıyla bu moleküllerin sera etkisi karbondioksitten çok
daha fazladır.
1.8
İklim gözlemleri
İklim konusunda doğru sonuçlara ulaşabilmek için her zaman doğru ölçümler
yapmak gereklidir.
Ancak söz konusu olan dünya atmosferinin tümü ise bu
ölçümleri yapabilmek bile fizikte yeni ve zorlu bir alan yaratmıştır. Bu alan bir
yandan kompleks, zamana bağımlı ve değişik boyutlarda çalışma gereksiniminin
14
Şekil 1.5: Ozon Tabakası
yanı sıra çok kısa ve çok uzun zaman birimlerinde eş zamanlı ölçümler yapabilme zorunluluğunu da birlikte getirmiştir. Dünyasal büyüklükle çalışma gereği
bu ölçümlerin pek çoğunun uzaydaki uydular aracılığıyla yapılmasını mecbur
kılmıştır. Mesela iklim modellemesinde kilit konulardan biri olan bulutların etkisi ancak bu yolla araştırılabilir. Bulutlar sadece belirli sürelerde aynı şekli korudukları için uzaydan şekli belirlenen bulutların altından ve üstünden uçurulacak
olan uçakların her iki yönde de alacakları ölçümler bulutların gerçekçi bir şekilde
modellenmesine katkıda bulunurlar. Öte yandan uzaydan yapılan ölçümler başka
sorunlar çıkarıyor karşımıza, sıcaklığa yukarıdan baktığımızda sadece bir noktadan bakabiliyoruz ama orada bir atmosfer kalınlığı var, bu atmosfer kalınlığında
da ölçüm yapabilmemiz gerekiyor. Ayrıca iklim açısından büyük önem taşıyan
denizlerin sıcaklığını uzaydan ölçemiyoruz; çünkü uzaydan yapılan ölçümler bize
denizin sadece en üst üç metresinin sıcaklığını veriyor. Dolayısıyla sağlıklı iklim modellemelerinin yapılabilmesi için bu ölçümlerin ve gözlemlerin çok daha
15
ilerlemesi gerekiyor.
1.9
İklimin Dengesi
Yaşamın dünya üzerinde milyarlarca yıldır var olması dünya ikliminin dengeli
olduğunun en önemli göstergesidir. Yaşam genelde çok küçük bir sıcaklık aralığında
var olabildiğine göre dünyamız epey bir süredir ne şu andakinden çok daha fazla sıcak ne de çok daha fazla soğuk olmuştur. Uzaydan yapılan ölçümler son
birkaç on yılda, yüzeyden yapılan ölçümler de son birkaç yüzyılda yapılabildikleri
için daha önceki iklim tahminleri için dolaylı yollara başvurmak gerekir. Mesela
Antarktika’daki buzulu delip yaklaşık iki kilometrelik kalıp çıkardığımızda en alttaki yaklaşık 600, 000 sene önce yağan kara ulaşabiliyoruz. Onun içerisindeki
karbondioksit miktarı bize 600, 000 sene önce atmosferdeki karbondioksit miktarını veriyor. Dolayısıyla gayet net olarak 600, 000 sene öncesinin sıcaklığını
ölçebiliyoruz. Ağaç halkalarının kalınlıklarını ölçerek yaşlarını da tayin edebiliyoruz. Ancak bu değişik metotların tümü birbiri ile uyum sağlamaktadır; birlikte verdikleri sonuç da dünyanın sıcaklığındaki oynamanın geçtiğimiz bir milyon yılda bugünkünden 5 K’den daha fazla farklı olmadığı yönündedir. Şu
anda dünyanın iklimine baktığımızda üç tane denge noktası var. Bu üç denge
noktasından biri dünyanın tamamen buzlarla kaplanmasıdır ve bu denge noktası kararlı olup gerçekleşmesi de gayet mümkündür. Dünya bu denge noktasına
gittiği zaman bütün dünya buzlarla kaplanır ve öyle kalır. İkinci denge noktası
dünyanın bütün buzlarının erimesidir, bu denge noktası da kararlıdır. İki denge
noktasında da yaşam olması mümkündür ve dünyanın geçmişte bu iki denge noktasından da geçtiği görülmektedir. Kararlı dengeleri bozmak için katastrofik olaylar gerekir. Örneğin; gök cismi çarpması veya volkan patlaması gibi. Bizim şu
anda bulunduğumuz nokta da üçüncü denge noktasıdır. Kısmi olarak buz vardır,
ama bu kararlı bir denge noktası değildir. Dünya sıcaklığındaki 19, 000, 23, 000,
41, 000 ve 100, 000 yıllık periyotlara sahip bu salınımlar genelde dünyanın güneş
16
etrafındaki yörüngesindeki değişikliklerle açıklanabilirler.
Dünyanın her nok-
tasında aynı anda görülmemiş olan sıcaklık değişikliklerini de okyanus akıntılarındaki
değişikliklere bağlamak mümkündür.
1.10
İklim Modellemesi
Temelde dünya iklimi için iki kararlı durum mümkündür. Bunlardan biri dünyanın
tamamen buzlarla kaplanması, diğeri de tüm suyun buharlaşarak dünyanın Venüs
benzeri bir hal almasıdır. Venüs’te sıvı su yoktur ve Venüs’ün yüzey sıcaklığı
yaklaşık 400 derecedir. Dünyayı bu iki durumdan birine gitmekten alıkoyan pek
çok geri besleme döngüleri vardır. İklim modellemesi de temelde bu döngülerin
iyi anlaşılabilmesi ile mümkün olabilir.
Bu döngülerin anlaşılması günümüz
fiziğinin en zor konularından birini oluşturmaktadır. Mesela bulut miktarındaki
bir artış dünyanın aklığını arttıracağı için soğumasına neden olur, ama aynı zamanda sera gazlarının etkisini de arttıracağı için bir ısınma beklenebilir. Bu
iki etkinin hangisinin üstün çıkacağı tüm dünyanın bulutlarına, bu da bulutları oluşturan parçacıkların büyüklük, şekil ve yapılarına bağlıdır. İklim modellemesinde basit modellerden başlamak gereklidir. Bu basit modeller iklimin
genel hatlarını veren ve kişisel bilgisayarlarda veya elle bile hesaplanabilen modeller olabilirler. Bu modeller iklimin sadece bir değişkeni ile ilgileniyor olabilirler. Mesela dünyayı modellerken, dünya bir küredir, atmosferi yoktur, güneşten
ışıma gelir dünya da ışır diyerek başlarız.
Bu modelin başlangıç noktasıdır,
daha sonra dünyanın yüzey sıcaklığı kaç derece bunu tahmin ederiz. Örneğin;
Güneş’ten Mars’a ne kadar enerji geliyor, Mars ne kadar yansıtıyor, Mars’ın
yüzeyi ne kadar parlak gibi parametrelere bakıp bu kadar basit bir hesap yaparak Mars’ın yüzey sıcaklığını tahmin edebiliriz. Modellemelerde bu şekilde
gitmek zorundayız, başlangıç olarak elimizde yuvarlak bir küre şeklinde dünya
vardır, ona gelen ışıma ve dünyanın yansıtması bellidir, buradan da dünyanın
sıcaklığı hesaplanabilir. Daha sonra bu basit dünya modeline atmosferi ekleyip
17
ne olduğuna bakarız. Sonra sera gazlarını ekleriz ve daha neler olduğuna bakarız,
bunların hepsi modellemeyi adım adım ileri taşıyan eklerdir. Ancak bu modellerin birleştirilmesi bizi süper-bilgisayarlarda aylarca çalıştırılan büyük modellere
götürebilir. Bu büyük modeller genel dolaşım modelleri (General Circulation
Models GCMs) diye bilinirler. Bunun sebebi de bu modellerin temelinde atmosfer ve okyanuslardaki dolaşım hareketlerini başarı ile modellemeleri gelmektedir.
Ekvatora gelen güneş ışığının ya da ışımanın bir şekilde kutuplara taşınması
gerekmektedir. Bu taşınma iki yolla olur. Bunlardan bir tanesi okyanuslar,
diğeri atmosfer vasıtasıyla. Atmosfer büyük akımlarla değil, küçük hareketlerle,
okyanuslar büyük akımlarla taşımaktadır. Bunların hepsi bir döngü olduğu için
bu modellerin adı genel dolaşım modelleridir. Tüm modeller bazı varsayımlarda
ve basitleştirmelerde bulunurlar. Örneğin; dünyayı mükemmel modellemek için
dünyadaki bütün moleküllerin Heisenberg belirsizliği içerisinde herhangi bir andaki yerlerine ve hızlarına ihtiyaç vardır. Bunu yapamadığımız müddetçe birtakım
basitleştirmeler, ortalamalar ve varsayımlar işin içine girmek zorundadır. Bu
modellerin gelecekteki tahminlerinin başarısı varsayımların doğruluğu ile doğru
orantılıdır. Dolayısıyla bizim sistemimizde önemli olan bu varsayımların ve basitleştirmelerin bizi ne kadar gerçeğe yaklaştırdığıdır. Ne kadar az basitleştirme
kullanırsak, o kadar fazla hesaplama gücü gerekmektedir. Hesaplama gücü pahalı bir şeydir, pahalıdan kasıt dünyadaki her molekülün yerini ve pozisyonunu
bilmek teknik olarak imkan dahilinde olsa bile bunun hesabını yapacak bilgisayar yetmemektedir. Bu işin ilk başındaki hava tahmininde bulunabilmek için
temel sorun şuydu: bugünkü verileri alıp yarın akşamın sıcaklığının ne olduğunu
hesaplamak için elle veya bilgisayarla bir hesap yapıldığında bu hesap yarın
akşama kadar sürüyordu. O hesabın yapılıp yapılmamış olması bir şey fark ettirmiyordu; çünkü hesap bittiğinde doğru tahminde bulunuluyordu ama hava tahmini yapılan gün de gelmiş oluyordu. Şimdi bilgisayarlardaki gelişme tahmin
süresini çok kısalttı, dolayısıyla artık bir gün sonrayı tahmin edebiliyorsak kara
geçiyoruz. Bu süre daha da arttırılabilir; ama arttırıldıkça bilgisayar gücünü
de arttırmamız gerekiyor. Fakat dünyadaki bütün moleküllerin nerede olduğunu
18
bilmek için dünyadan çok çok daha büyük bir bilgisayara ve onun da sonsuz
sürede çalışmasına ihtiyaç var. Modeller gelecek için çalıştırılmadan geçmişin
verileri kullanılarak parametreleri ayarlanmaya çalışılır. Geçmişi veri olarak alıp
bugünü tahmin edemeyen bir modelin geleceği tahmin edebilmesi düşünülemez
bile. Bir model yaptığımızda bu modeli ilk başta geçmişe uygulamamız gerekmektedir. Yani 1970 yılının verilerini alıp, modelin içine koyduğumuzda model
2000 yılını veriyor mu vermiyor mu, buna bakmak gerekiyor, çünkü modeli 1970’e
uyguladığımızda 2000 yılını vermiyorsa, 2050 yılına uyguladığımızda 2060 yılını
vermeyeceği kesindir. Dolayısıyla ilk denemenin bu şekilde olması gerekmektedir. Burada önemli olan nokta 2050 yılının iklimini bilebilmek için, şu andaki
veriye ve iyi bir modele ihtiyaç vardır. Ancak gelecekle ilgili model sonuçlarına
erişmek için en önemli bilgi elimizde yoktur, bu da gelecekte atmosferdeki CO2
miktarının ne olacağıdır. Bu miktar pek çok faktöre bağlıdır. Mesela önümüzdeki
sene Amerikan ekonomisi çökecek olsa 2040 yılındaki karbondioksit öngörülerimiz
ciddi biçimde değişir. Dolayısıyla bir öngörüde bulunurken Amerikan ekonomisi
çökecek veya çökmeyecek diye iki tane öngörüde bulunmak gerekir. Amerika’nın
çöküşüne diğer Avrupa Birliği üyeleri ortak olacak mı olmayacak mı bir model
daha, bunlar olurken Çin ne yapacak bir model daha. Bunların hepsi senaryodur ve bu senaryolar ayrı ayrı insanlar tarafından çalışılıyor.
Dünyada bu
gelişmiş modelleme yedi ayrı merkezde yapılmaktadır. Bu modeller Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) tarafından toplanarak değerlendirilir.
Bu değerlendirme sonucu öncelikle bu modellerin hepsinin üzerinde anlaştıkları
değerler ve bu değerlerden sapmalar kullanılır. IPCC bu noktada tüm modellerde ortak kullanılmak üzere yukarıda anlatılan biçimde 35 değişik senaryo
geliştirmiştir. Bu senaryolar fosil yakıtlarından tamamen vazgeçip hayatı bisikletle sürdürmekten, bu yakıtları olabildiğince fazla kullanmaya dayanan bir gelişim
modeli barındırmaya kadar uzanmaktadır. Gelecekte ne olacağını bilmediğimiz
için tüm modellerde bu senaryoların tümünün kullanılması gerekmektedir. Bu
da modellerin en iyimser ve en kötümser tahminlerini bize verecektir. Aslında
buradaki temel problem tamamen insanoğlunun nasıl davranacağıdır. Doğanın
19
nasıl davranacağı gayet belli çünkü dünya fizik kurallarına uygun davranır ama
bizim nasıl davranacağımızı da modellerin içine koymamız gerekir. IPCC her
ülkenin iklim konusunda çalışan önde gelen bilim adamları, bu konudaki sivil
toplum örgütleri ve devlet yöneticilerinden oluşmaktadır. Bu insanlar bir araya
gelip altı sene çalışıyorlar ve altı senenin sonunda geniş bir rapor ortaya çıkıyor.
Dolayısıyla bu raporların tamamı o grubun görüşünü yansıtıyor.
Bu saygın
bilim insanlarından oluşan bir grup ve yazdıkları raporlar verilere dayanıyor.
IPCC’nin son raporuna göre iklim değişikliği en az yüzde 90 ihtimalle insan
yapısıdır. Ancak tüm bu modellemeler temelde lineer davranışlar üzerine kuruluyor, yani modellerin içinde bugünden yarına olacak değişikliğin boyutu üzerine
ciddi kısıtlamalar getiriliyor, yani bu modellerin tümü bizim iklim sistemini normal olarak algılamamıza ve her şeyin böyle gelişeceği inancına dayanmaktadır.
Eğer bu dayanak çökecek olursa kurulan modellerin tamamından daha kötü bir
gelecek bizi bekliyor olacaktır.
BÖLÜM İKİ
DÜNYANIN ENERJİ MUHASEBESİ
2.1
Güneşin ışınımı ve dünyanın enerji muhasebesi
Dünya iklimine katkıda bulunan enerjinin %99.97’si güneşten gelir. Dolayısıyla
iklim fiziğinin de başlangıç noktası güneş olmalıdır.
Güneş sarı-beyaz renkte ışık veren ve yüzey sıcaklığı 5780K olan bir gaz küredir.
Güneşin içerisinde nükleer reaksiyonlar vardır ve bu reaksiyonlar sonucu oluşan ısı
dünyaya ışıma ile yayılır. Işıma ile yayılan ışık güneş sadece yüzeyinden değil tüm
üst katmanlarından yayıldığı için 5780K’lik bir gaz topuna kıyasla ışınım tayfının
U V tarafında biraz daha az, yakın IR tarafında da biraz fazla ışınım yapar, ancak
tüm etkileri topladığımızda güneşi 5780K’lik bir küre olarak alabiliriz.
2.2
Güneşin genel özellikleri
Güneş Hertzsprung-Russell diyagramında G2 sınıfında yer alan sıradan bir yıldızdır.
Ağırlığı ortalamanın üzerindedir, çapı ise 696, 000km’dir. Bu yaklaşık olarak
dünyadan 100, Jüpiter’den ise 10 kat daha büyüktür. 2 x 1030 kg ağırlığı ise
dünyanın 300, 000, 000 katıdır.
Güneşin %91.2’si hidrojen ve %8.7’si helyumdan oluşur. Hidrojen yakma ömrü
10 milyar yıl, yaşı ise 4.5 milyar yıldır. Güneş hidrojeni yakar ve yakarken yavaş
yavaş dışarıya ışıma miktarı artacaktır. Bunun sonucu olarak bundan 50 milyon
sene sonra güneşin dünyaya verdiği ısı miktarı öylesine artacaktır ki dünyada
20
21
yaşamak mümkün olmayacaktır. Güneşin merkezindeki sıcaklık 15, 000, 000K,
kendi etrafında dönüş hızı da ekvatorda 25, kutuplarda ise 35 gündür.
Hidrojen atomlarını çarpıştırarak helyum üretmek en ”ucuz” enerji üretme
metodudur. Dünyada bu teknoloji vardır fakat şu anki temel sorun hidrojeni 15
milyon dereceye çıkartıp orada tutabilmektir. Hidrojen bombası temelde hidrojen füzyonu yapan bir bombadır, ancak bu tür bir enerji çıktısını dizginleyecek
teknoloji hali hazırda bulunmamaktadır. Dünyada güneşin enerjisini üretemeyebiliriz,
ancak bu güneşten gelen bu enerjiyi elektrik enerjisine çevirmek mümkündür.
Güneş enerjisini elektrik enerjisine çevirmeye yarayan cihazlara güneş gözesi denir.
Bunun dışında güneş pili diye yanlış kullanılan bir kavram vardır. Pil temelde enerji depolamaya yarar, güneş pili dediğimiz cihaz (doğrusu güneş gözesi) ise güneş
enerjisini elektrik enerjisine çevirmeye yarar. Tüm Türkiye’nin enerjisini güneş
gözeleriyle sağlamaya çalışacak olursak yaklaşık Türkiye büyüklüğüyle kıyaslanabilir
büyüklükte bir güneş gözesi gereklidir. Bu da pek mümkün olmadığı için enerji
sorununa temel çözümlerin başında güneşin enerjisinin aynısını dünyada yaratabilmek gelir. Güneşin yüzey sıcaklığı yaklaşık 6000K de olsa yüzeyinde bazen
güneş yüzeyinde sıcaklıkları bundan 1000K daha düşük olan küçük alanlar görülebilir.
Bu alanlara güneş lekeleri denir. Güneş lekelerinin varoluş sebepleri tam olarak
bilinmese de bunlar güneşin manyetik alanındaki değişikliklerle ilişkilendirilirler.
Güneş lekelerini ilk gözlemleyen Galileo’dur. Güneş lekeleri dünyanın sıcaklığını
arttırıcı etki yaparlar, yani güneş lekelerinin sayısı arttığı zaman dünyanın yüzey
sıcaklığı da artmaktadır. Bu bizim beklentimizin biraz tersidir, çünkü güneşin
kendisi 6000K ve güneş lekeleri daha soğuk olmalarına rağmen daha fazla güneş
lekesi olduğunda dünyanın sıcaklığı artar. Bunun da sebebi güneş lekelerinden
sadece ışınım çıkmaması, aynı zamanda yüksek enerjili parçacıkların da çıkmasıdır.
Bu parçacıklar dünyaya doğru gelip atmosferin sıcaklığını arttırmaktadırlar. Güneş
lekelerinin sayısı zaman içerisinde periyodik diyebileceğimiz bir değişiklik gösterir.
Son birkaç yüz senedir süreklilik gösteren bu değişikliğin periyodu 11 senedir.
Güneş lekelerinin en fazla ve en az olduğu zaman arasında güneşten bize ulaşan
22
enerji, yani güneş sabiti %0.08 değişir. Biz bu 11 yıllık döngünün neresindeyiz
diye bakacak olursak, yaklaşık güneş lekelerinin 2010-2011 yılları arasında tepe
noktasını bulması gerekir. Yani 2005 yılında güneş lekeleri dip noktasına indi ve
2011 yılı civarı tekrar tepe noktasına çıkması gerekir. Dolayısıyla dünya iklimi
şu anda ısınma bölgesindedir yani son yıllarda güneşin nispeten soğuk olduğu
zamanlar yaşıyoruz. Daha da kötüsü 2006-2009 arasında güneş lekeleri dip noktasına indi ve güneş lekelerinin sayısı artmıyor. Yani şu anda gördüğümüz iklim
değişiklikleri güneşteki lekelerden kaynaklanmıyor. Hatta tam tersi güneşe bakacak olursak güneş son 3 senedir ciddi miktarda soğudu, 2008 ve 2009 yıllarının
kısmen serin geçmesinin temelinde yatan sebeplerden biri de budur.
Güneşten gelen enerjideki küçük değişiklikler bile dünyanın iklimin ciddi biçimde
etkileyeceği için dünyanın sabit sıcaklığından yola çıkarak güneşten gelen enerjinin uzun zaman birimlerinde %1’den fazla değişmemiş olduğunu söyleyebiliriz.
Dolayısıyla yukarıda bahsettiğimiz güneş lekeleri döngüsünün yarattığı yaklaşık
%0.08 fark çok büyük bir miktardır.
Güneş enerjisini, 4(1 H) →4 He + enerji + 2 nötrino denklemi ile gösterilen
nükleer reaksiyon ile kazanır. Güneşte her saniye 630 milyon ton hidrojen 625
milyon ton helyuma dönüşür ve aradaki 5 milyon ton kütle farkı ise güneşin
yaydığı 4 x 1026 W gücün kaynağını oluşturur.
2.3
Işınım Yasaları
Güneşin merkezinde füzyon ile elde edilen güç, güneşin sıcaklığı değişmediğine
göre, güneşin yaydığı güce eşit olmalıdır çünkü güneşin sıcaklığı sabittir ve ürettiği
verdiğinden fazla olacak olsa sıcaklığı artar, verdiği güç ürettiğinden çok olacak
olsa soğur. Dolayısıyla bu ikisinin dengede kalabilmesi için ürettiği gücü dışarıya
vermesi gerekir. Verdiği güce her dalga boyu ve sıcaklığın bir fonksiyonu olarak
23
bakarsak, her dalga boyunda ne kadar ışınım yaptığı Planck yasası ile belirlenir.
Siyah cisimlerin hepsi ışınım yaparlar, yaptıkları ışınım siyah cisim yasasıyla belirlenir. Dünya ve güneş de dahil olmak üzere bütün cisimler Planck yasasına
uyarlar. Klasik fizikden gelen Wien yasası ile sıcak bir cismin yaydığı ışımanın
gösterildiği ışıma yoğunluğu dalga boyu grafiğinde tepe noktasının sadece sağ
tarafını açıklayabiliriz. Wien yasasındaki sorun, dalga boyu sıfıra doğru gittiği
zaman, ışımanın da sonsuza gitmesi gerektiğini göstermesidir. Ama ölçümler
ışımanın bir dalgaboyunda maksimum değerine ulaşıp sonra azaldığını gösterir.
Planck yasası bu eksikliği gidererek mükemmel bir siyah cisimden yayılan ışımanın
dalgaboylarına düşen enerjisini sıcaklığın bir fonksiyonu olarak verir.
R(λ, T ) =
2hc2
λ5
1
W
hc
m3 sr
e λkT − 1
(2.3.1)
Siyah cisim üzerine düşen her fotonu soğurur. Siyah cismin yaydığı fotonlar
yansıma nedeniyle değil termal uyarım nedeniyle oluşan fotonlardır. Planck yasası
bir siyah cismin yaydığı gücü birim yayan yüzey alanı, birim katı açı ve birim
yayım frekansı cinsinden bulmaya yarar. Bu anlamda Planck yasası hem güneşin
hem de dünyanın termal olarak ışınımını hesaplamak için kullanılabilir. Dünyanın
uzaydan görülen sıcaklığını ve atmosferin sıcaklık profilini ölçtüğümüzde dünyanın
ışımasının yüzeyden yaklaşık 6-7 km yükseklikteki bir alandan çıktığını buluruz. Bir tarafta güneşten gelen ışıma, diğer taraftan dünyanın yaydığı ışıma
ölçüldüğünde dünyanın sıcaklığı çıkartılabilir. Bu hesabı yapabilmek için StefanBoltzman yasasından yararlanırız. Planck yasasının dalga boyuna ve tüm katı
açılara göre integralini almak bize bir siyah cismin yüzey alanı başına yaydığı
gücü verir. Bu Stefan-Boltzmann yasasıdır.
F = ²σT 4
(2.3.2)
Burada σ = 5.67 x 10−8 J/m2 K 4 s Stefan sabiti olarak bilinir. ² ise cismin yayı
gücünü, yani mükemmel bir siyah cisimden ne kadar farklı olduğunu, belirler.
24
Şekil 2.1: Kara cisim ışıması spektrumu
Planck yasası bize bütün bu eğrinin ne olduğunu verir, ama o eğrinin altındaki
alana bakacak olursak, o alan o cismin sıcaklığının dördüncü kuvvetiyle artar.
Yani biri diğerinden 2 kat daha sıcak bir cisim diğerine oranla 16 kat daha fazla
enerji verir. Bir cismin yayımı ne kadar kuvvetliyse emilimi de o kadar kuvvetli
olmak zorundadır. çünkü eğer cismin emilimi yüksekse cisim ısınır, tersi olursa
soğur, dolayısıyla hiçbir cisim durduk yerde ısınmayacağı için ışımayla aldığı enerji
verdiği enerjiye eşit olacaktır. Son olarak Wien yasası da cismin yaydığı ışınımın
tepe dalga boyunu belirler:
λmax =
2897
µm
T
(2.3.3)
Güneş için bu tepe dalga boyu 0.5 µm (görünür ışık), dünya içinse 10 µm’dir
(termal IR).
25
2.4
Güneş Sabiti
Güneş sabiti, temelde bize güneşten ne kadar ışık geldiğini verir. Eğer StefanBoltzmann yasasını kullanarak bulduğumuz güneşin yaydığı gücü, güneşin yayım
alanı ile çarpıp, dünyanın soğurum alanına bölecek olursak güneş sabitine ulaşırız:
S = σTs4 (
Rg 2
)
Rd
(2.4.1)
Güneş sabitinin hesaplanan değeri S = 1362 W/m2 ölçülen değer olan S =
1368 W/m2 ’ye çok yakındır. Bu gelen gücü dünyanın güneşe bakan alanıyla
çarparsak dünyanın güneşten aldığı gücü buluruz, 1.5 x 1017 W (150 P W ).
Yeryüzünün herhangi bir noktasına ulaşan güneş gücünü de
F = S(1 − R)T cos θ
W
m2
(2.4.2)
formülünü kullanarak buluruz. Burada R atmosferin ve bulutların güneş ışınımının
ne kadarını yansıttıklarını, T ne kadarını geçirdiklerini, cos θ ise bu ışınımın yere
dik gelen bileşenini gösterir.
2.5
Güneşin Tayfı
Güneşten gelen ışıma Planck formülü ile verilen miktara çok yakındır. Güneşten
gelen ışıma grafiğinde Planck yasasından beklediğimiz, dışarıdan çizilen çizgidir
ama gerçekte güneşten geldiği ölçülen sarı renkte olan bölgedir. Planck’ın öngördüğü
ışıma sadece güneşin yüzeyinde olmadığı için U V bölgesinde de sapmalar gözlenir.
Kızılötesi tarafta da tam tersi olarak Planck’ın öngördüğü ışımadan daha az bir
ışıma gözlenir. Bunun temel sebebi de güneşin mükemmel bir siyah cisim ol-
26
mayıp (aynı zamanda mükemmel bir küre olmayıp) çeşitli katmanlarından ışınım
yapıyor olmasıdır. Güneş enerjisinin az bir kısmı %9’u U V (λ < 0.40µm), %38’i
görünür ışık (0.40µm < λ < 0.70µm), %53’ü de yakın IR (0.70µm < λ < 4.0µm)
bölgesindedir. Güneş bunun dışında daha kısa ve daha uzun dalga boylarında
da ışıma yapar ancak bunların güneşin yaydığı toplam enerjiye etkileri ihmal
edilebilir.
Şekil 2.2: Güneş Işınımı spektrumu
2.6
Güneş Işınımının Atmosferdeki Emilimi
Güneşin hangi dalga boyunda ışınım yaptığı önemlidir. Fakat iklim açısından bizi
ilgilendiren atmosferdeki gazların hangi dalga boyundaki ışınımı emdikleridir. En
altta gördüğümüz bütün atmosferin toplamıdır. Atmosfer tepe noktası 0.5 mikron
27
olan güneşin ışınımı gayet güzel geçirmektedir. Ama buna karşılık tepe noktası 10
mikron olan dünyanın ışımasına denk gelen bölgede bir tane ozon tepeciği vardır.
Tek tek baktığımız zaman ise burada en önemli etken su buharıdır. Oksijenin
sağ tarafındaki büyük bölge, iyonize olmuş oksijen atomlarından kaynaklanmaktadır. Bu bölge güneşten gelen düşük dalga boylarındaki yüksek enerjili fotonların
oksijen atomlarını iyonize etmesiyle oluşur. Karbondioksite baktığımızda, karbondioksitin birkaç tane tepe noktasının dünya ışınımının kuvvetli noktalarına
denk geldiği görülmektedir; özellikle 15 mikron en kritik noktadır, tehlikeli bir
yerde olduğu için dünyanın yaydığı ışınımının önemli bir kısmını soğurmaktadır.
Dünyanın sıcaklığı artarsa dünyanın ışınımı kısa dalgaboylarına doğru kayacak,
karbon dioksitin etkisi azalmaya başlayacak ama buna karşılık su buharı biraz
daha tehlikeli olmaya başlayacaktır. Sera gazlarının yaptığı etkiyi etraflıca anlayabilmek için sera gazlarının hangi dalgaboylarındaki ışınımı emdiğini ve dünyanın
hangi dalga boyunda ışınım yaptığını bilmek önemlidir. Esas tehlike bu iki dalgaboyunun üst üste oturduğu zaman gerçekleşir. Metanın tepe noktasının karbondioksitle kıyaslandığında gayet ince olmasına rağmen, çok tehlikeli olmasının
sebebi, üretildiği zaman atmosferde çok daha uzun süre kalmasıdır. Karbondioksit baktığımızda atmosfere çıktıktan kısa bir süre sonra ya yağmurla aşağı
iner ya da bitkiler veya okyanuslar tarafından emilir. Ama buna karşılık metan,
havadan hafif olduğu için yukarılara doğru çıktığından bozulması zorlaşmakta ve
dolayısıyla atmosferde daha uzun süre kalmaktadır.
2.7
Gelen Güneş ve Giden Termal Işınım Arasındaki Denge
Gelen güneş enerjisinin %4’ü dünya yüzeyi, %20’si bulutlar ve %6’sı atmosfer
tarafından geri yansıtılır; %20’si atmosfer ve atmosferdeki parçacıklar tarafından
emilir, %50’si de yüzeye ulaşarak yüzey tarafından emilir. Güneşten gelen gücü,
tüm dünya yüzeyine eşit olarak dağıtacak olursak yüzey başına düşen birim güç
1368/4 = 342 W/m2 olur. Yani dünyaya 342 W/m2 geliyorsa dünyadan da 342
28
Şekil 2.3: Güneş ışınımının atmosferdeki emilimi
W/m2 çıkıyor olması gerekir. Bunun da %30’u dünya yüzeyine gelmeden yansıdığı
için yaklaşık olarak 239 W/m2 yüzeye varır.
Bu ısının ekvatorla kutuplar arasındaki dağılımı yaklaşık olarak ikiye birdir.
Yani bir kutuba güneşten gelen enerjinin iki katı ekvatora ulaşır.
Atmosfer ve okyanuslardaki taşıma mekanizmaları olmayacak olsa bu fark çok
ciddi bir ısı farkına yol açabilirdi ve dünya şimdi olduğundan çok daha değişik
bir yer, Ekvator bölgesi olduğundan çok daha sıcak, kutup bölgesi olduğundan
çok daha soğuk olurdu. Okyanuslar tarafından büyük döngülerle suyun taşınması
herhangi bir sebeple, mesela tuzluluğun değişmesi, veya tektonik hareketler, yani
29
Şekil 2.4: Gelen Güneş ve Giden Termal Işınım Arasındaki Denge
kıtaların, mesela Amerika ile Avrupa’nın birbirine biraz yaklaşacak olması gibi
hareketlerle sıfırlanacak olursa kutuplar daha da soğur, Ekvator bölgesi ise daha
ısınır. Hangisi daha tehlikeli sorusuna cevap arayacak olursak, ekvatorun daha
çok ısınmasının sonucunun denizlerin ortalama sıcaklığı açısından bakıldığında
ilk bakışta ciddi bir değişiklik getirmemesi gerekir. çünkü güneşten gelen enerji
sabittir; denizler dünyanın %71’i olduğu için onların sıcaklığının artması veya
azalması söz konusu değildir. Ekvatorun daha ısınması ilk anda karbondioksit
emilimi açısından çok ciddi bir fark yaratmaz ancak dünya ormanlarının önemli
bir kısmının ekvator bölgesinde olduğunu unutmamak gerekir. Bu bölgede sıcaklık
artacak olursa bitki örtüsü tolerans bölgesinin dışındaki sıcaklıklarla karşılaşabilir.
Her bitkinin bir tolerans bölgesi, yani sıcaklık açısından mutlu bir biçimde yetiştiği
bir sıcaklık aralığı vardır. Siz 20 derecede yaşamayı seven bir ağaca %50 fazla karbondioksit verip, sıcaklığı 25 derecenin altında tuttuğunuz müddetçe ağaç
mükemmel olarak büyümeye devam eder. Ama sıcaklığı 25 derecenin üstüne
30
çıkartırsanız, bu ağaç karbondioksit emmeyi bırakıp yaymaya başlar. Bitkiler
stres altında bırakıldıkları zaman, besin depolamak yerine depoladıkları besinleri
yakarlar. Yaktıkları zaman da depolamak için oksijen üretmezler, direkt olarak
karbondioksit salarlar. Ekvatordaki sıcaklık artacak olursa ekvator kuşağındaki
ormanlar yavaş yavaş karbondioksit yaymaya başlar ve stres altında kalarak ölürler.
Dolayısıyla ekvatordaki sıcaklık artışının atmosferdeki karbondioksit miktarı açısından
ciddi sakıncaları vardır ancak kutuplarda ne olduğu ekvator çevresinde ne olduğundan
çok daha önemlidir.
Kutuplar soğuyunca sular donar, dünyanın aklığı artar ve dünyaya gelen enerji
miktarı azalır. Enerji miktarı azalırsa kutuplar daha da soğur, daha da soğursa,
aklık artar ve daha çok soğur. Bunlara pozitif geri besleme denir. Buz miktarı artarsa deniz suyu sıcaklığı düşer, denizler karbondioksiti daha fazla emer, sera gazı
miktarı azalır ve dünyanın sıcaklığı düşer. Bu olay bütün dünya buzla kaplanana
kadar devam eder. Tüm dünyanın buzla kaplandığı durum, kartopu dünyası, bir
denge noktasıdır. Tüm denge noktalarında dünyanın sıcaklığı sabit olduğu için
gelen enerji kadar enerjinin de, termal ışınım olarak uzaya geri dönmesi gereklidir.
Yani,
Gelen ışınım = çıkan ışınım
S(1 − R)πRd2 = 4πRd2 ²σT 4
(2.7.1)
olur. Bu hesaplamadan dünyanın yüzey sıcaklığının aslında 255K olması gerektiği
sonucuna varabiliriz. Dünyanın ortalama yüzey sıcaklığı bunun çok üzerinde
olduğu için sebebi basit bir siyah cisim hesabından ötede aramalıyız.
Orta-
lama sıcaklığın 255 K’den farklı olmasının sebebi dünyanın üstünde bir atmosfer
tabakası olmasıdır. Dünya bugünkü ılıman iklimini atmosferde bulunan sera gazlarına borçludur.
31
Şekil 2.5: Atmosferdeki ışınımsal iletim
BÖLÜM ÜÇ
ATMOSFER
3.1
Atmosfer
İklimi modellemek için atmosferin yapısını iyi bilmek zorundayız. Atmosferin
kalınlığı 400 km, dünyanın yarıçapı ise yaklaşık 6400 km dir. Bu sebepten dünya
ve atmosferini portakal ve kabuğuna benzetebiliriz. Her ne kadar atmosfer hızlı
dönen bir kaya parçasının üzerinde bu kayaya çekimsel olarak bağlı ince bir
gaz tabakası olsa da güneşten aldığı enerjiye verdiği kompleks tepki, saatler
veya günler mertebesinde olabilir. Bu kompleks sistemi modellemeye yüksekliği
400 km olan dikey bir hava sütununun davranışını incelemekle başlayabiliriz.
Atmosfer modellemesinde sadece dikey bir kesit alıp bunu dünyanın her noktasına uygulamak yeterli olmaz, çünkü o sütunu nerede aldığımız önemli farklar
yaratır. O sütunu ekvatorda aldığımızda değişik bir davranış biçimi görürüz, kutuplarda aldığımızda daha değişik bir davranış biçimi görürüz. Dünya bugünkü
ılıman iklimini temelde ekvatora daha fazla gelen enerjinin atmosfer ve okyanuslar aracılığıyla kutuplara taşınmasına borçludur. Dolayısıyla bunu bir sütunu
örnek alarak yapamayız; ancak iklim modellenmesine bu sütun ile başlamalıyız.
Temel fizik kanunlarının bir uygulaması olduğu icin bu model çok uzun süredir
kullanılmaktadır. Bu basit modele ek olarak, kutuplara oranla ekvatora daha
fazla gelen ışınımın oradaki havayı ve suyu daha fazla ısıtarak kutuplara doğru
yonlendirmesini de hesaba katabiliriz. Bu harekete meridyonal hareket diyoruz.
Dikey sütuna ek olarak ekvator-kutup yönündeki (meridyonal) bileşeni de hesaba
katmak gerekli olsa da tek başına yeterli değildir; çünkü dünya enlemler yönünde
(zonal) de homojen değildir. Kıtalar bu yönde fiziksel engeller oluşturdukları için
yapılacak tüm benzetimler üç, hatta zamanı da katarsak dört boyutlu olmalıdır.
32
33
3.2
Atmosferin bileşimi
Dünya atmosferinin %78’i N2 , %21’i O2 gazından oluşur, geri kalanı ise başta
argon olmak üzere az bulunan gazlardır. Bu tanım aslında sadece kuru hava için
geçerlidir çünkü hava, sıcaklığına bağlı olarak içinde büyük miktarda su buharı
bulundurabilir. Atmosferdeki su buharı %0 ile %4 arasında değişir ve ortalaması
%0.8’dir. Nemli havanın içerisindeki nem miktarı pek çok faktörle değişebilir.
Atmosferin ana bileşenleri N2 ve O2 ile birlikte tek atomlu soy gazlar Ar, N e,
He, Kr ve Xe hem güneşin ışınımına hem de dünyanın yaydığı termal ışınıma
geçirgendirler. Yalnız, moleküler yapıları asimetrik olan gazlar iki atomlu da,
daha fazla atomlu da olsalar, termal ışınımı kısmen geçirirler. Asimetrik gaz ne
demek? CO2 in yapısına baktığımız zaman, atomların elektron isteme miktarları
aynı değildir, oksijen karbona göre elektronu biraz daha fazla ister, kenarlar biraz daha eksi, orta biraz daha artıymış gibi düşünülebilir. Dolayısıyla artık bu
molekül gelen ışınıma karşı simetrik değildır. Ortası bir şekilde, dışı başka bir
şekilde davranır. Bu yüzden, atmosferde çok az miktarda bulunsalar da, iklim
konusunda ana rol oynayan gazlar CO2 , CH4 , N2 O ve O3 gibi asimetrik molekül
yapısına sahip olan gazlardır.
3.3
Basıncın yükseklikle değişimi
Basıncı pek çok değişik birimle ifade ettiğimiz için basınçla çalışmaya başlamadan
önce bu basınç birimlerini tekrar gözden geçirmekte fayda vardır. Geleneksel
basınç birimi mm Hg’dır. Uzun bir tüpün içerisine ağzına kadar cıva doldurup,
ters çevirip cıva dolu tasın üzerine koyduğumuzda cıvanın tüpün içinde ne kadar
yükseldiği bize basıncı verir. Basınç, bizim için kolaylık olsun diye kendimize
özelleştirdiğimiz birimlerden biridir. Standart basınç, yani havanın deniz seviyesindeki basıncı 760 mm Hg’dır. Buna aynı zamanda 1 atmosfer (atm) de denir.
Dolayısıyla basıncın tanımı doğanın bize verdiği değerlerden gelir. Basıncı SI bir-
34
imleri cinsinden anlatmaya çalışırsak basınç birimi Pascal’dır, bu da N/m2 ’ye
(kuvvet/alan) denk gelmektedir. Kısaltmalarda kullanılmak amacıyla 105 Pascal’a 1 bar denir. 1013 mbar ise bir atmosferlik basınca karşılık gelir. Fizikçiler
genelde pek çok noktada atm kullanır, ama buna karşılık meteorologlar ve atmosfer bilimciler mbar kullanırlar. Atmosfer basıncı meteorologların çoklukla kullandıkları bir olgu olduğu için bu problemin içerisinde meteorologların kullandığı
mbar’ı kullanacağız. Bunca değişik basınç biriminin aynı anda kullanılıyor olmasının temel sebebi iklim bilimcisi diye bir mesleğin olmaması ve iklim bilimi ile
uğraşan kişilerin aslında değişik bilim dallarından gelen kişiler olup, bu kişilerin
kendi bilim dallarının tercih ettiği birimleri kullanmaya devam etmeleridir.
Atmosferdeki hava hareketlerini incelerken hava paketi diye bir kavram kullanacağız. Peki nedir bu hava paketi? Bir hava bölgesi düşünelim. Havanın
içerisindeki o bölge çeşitli şekilde hareket ediyor olabilir. Eğer çevresinden daha
hafifse yükselir, daha ağırsa aşağıya dogru çöker. Bu bölgeye hava paketi diyoruz.
Bu paket, bütün havayı içine almayacak kadar küçük ama tüm molekülleri de ortalamada birlikte hareket edecek kadar da büyük olmalıdır. Hava paketi bir tane
molekülden oluşabilir, ama sadece bir molekülün hareketine bakıyorsak, bu bizim
ortalama almamızı etkiler. İki moleküle baktığımızda bu iki molekül birbiriyle
korele şekilde hareket ediyor olabilir. Bu pakete bir molekül daha eklediğimizde
gene de korele hareket ediyor olabilirler. Ancak sonunda öyle bir noktaya geliriz
ki 1023 moleküle 1023 molekül daha ekleyecek olursak moleküllerin bir kısmı aşağı
giderken bir kısmı yukarı gidebilir. Paketle seçtiğimiz öyle bir limit ki, paketin
içindekilerin tamamı aynı fizik kurallarıyla aynı şekilde davranıyolar. Yani hepsi
birlikte yukarı gidiyorlar, genişliyorlar, soğuyorlar, yoğunlaşıyorlar, aşağı gidiyorlar, o kadar büyük bir paket ki hepsi lafını kullanabiliyoruz. Ama bu biraz
daha büyük olacak olsa hepsi lafını kullanamayacağımız büyüklükte bir paket.
Paket kavramı genelde sıvı mekaniğinde kullanılan bir konudur. Sıvı mekaniğinde,
baktığımız yerlerin tek birşey olmayacak kadar büyük ama hepsinden farklı olacak
kadar da küçük olması gerekir.
35
Atmosfer basıncı yükseklikle değişir. Hava paketlerinin dikeydeki hareketlerini
ihmal edecek olursak bir hava paketinin altı ile üstü arasındaki basınç farkı o
paketin ağırlığına eşittir. Eksi olmasının sebebi yukarı çıktıkca basıncın azalmasıdır.
dp = −ρgdz
(3.3.1)
burada ρ yoğunluk, p basınç, z yükseklik ve g yerçekimi ivmesidir. Bu eşitliğe
hidrostatik denge adı verilir. İdeal gaz denkleminde pV = RT alacak olursak,
ρ=
Mp
RT
(3.3.2)
olarak bulunur. Burada M bir mol havanın kütlesini, R gaz sabitini temsil eder.
Eğer bunu hidrostatik eşitliğin içine koyup, yoğunluğu da m/v alırsak,
dp
dz
dz
=−
=−
RT
p
H
mg
(3.3.3)
bulunur. Burada H ölçek yüksekliğidir. ölçek yüksekliği basıncın 1/e oranında
düştüğü yüksekliktir. Yani H kadar yükseldiğinizde atmosferde basınç 1/e oranında
düşer. Eğer bu eşitliği yüzeyden yukarıya doğru entegre edersek
p = p0 e−
Rz
dz
0 H
(3.3.4)
bize basıncın yükseklikle nasıl değiştiğini verir.
Ölçek yüksekliği sıcaklığın bir fonksiyonudur. Yüzey sıcaklıklarında (T =
290K) H = 8.45km, mezosferin tepesinde (T = 200K) H = 5.84km olarak bulunur.
İki tane farklı basınca sahip katman arasındaki uzaklığı bulmak için ise denklemden z yi çekeriz. Bu basınç farklarını çok büyük almadığımız müddetçe yani
1000 mbar la 1010 mbar arası gibi ufak bir fark olarak aldığımız sürece 1000
36
mbarın sıcaklığıyla 1010 mbar ın sıcaklığı aynı ya da yakın olacağı için bunların ortalamalarını alacak olursak katmanın kalınlığını çıkartabiliriz. p1 ve p2
basınçlarına sahip iki nokta arasındaki katmanın kalınlığı
4z = −
RT
p1
log
Mg
p2
(3.3.5)
olarak bulunur, burada T katmanın ortalama sıcaklığı olarak alınır.
Basınç ve yükseklik arasında bire-bir bir ilişki olduğu için atmosferik olayları
anlatırken bu iki değişken birbiri yerine kullanılabilir. Genelde yükseklik atmosfer
bilimcileri ilgilendirmediği için onlar atmosfer yüksekliğini kullanmazlar ve basıncı
değişken olarak alırlar. Mesela bir bölgeyi tanımlarken 1000 mbar basıncındaki bir
bölge denir. Deniz seviyesi yerine ise 1000 mbar kullanılır. Dolayısıyla yükseklik
daha çok ölçümlerden bahsederken, basınç ise dinamik modellemelerde değişken
olarak kullanılır.
3.4
Dikey yöndeki sıcaklık profili
Yerden olan yükseklik arttıkça atmosferin sıcaklığı azalır. Bu azalma yerden
yaklaşık 10km yüksekliğe kadar sürer. Sıcaklığın sabitlenmesinin sebebi, bu yükseklikte
uzaya olan ısı kaybının ısı transferine hükmetmesidir.
3.4.1
Troposferdeki sıcaklık profili
Troposferdeki ısı alışverişi konveksiyonla olur. Eğer güneşin ışınları yere yüzeyine
vurup ısıtsa ve bu ısı sadece ışıma ile yayılıyor olsa yerden yukarıya olan sıcaklık
profili çok daha dik olurdu. Ancak bu dik profil soğuk ama yoğun havanın sıcak
ama daha az yoğun havanın üzerinde olması sonucunu getirir. Bu sebepten
termodinamik bir dengesizliğe ve konveksiyonla ısı transferine yol açar. Isınan
37
hava yükselip soğuduğu için yüzeyden yukarıya doğru azalan daha yumuşak bir
sıcaklık profili gözlenir. Yukarı çıkan havanın basıncı azaldığı icin sıcaklığı da
düşer. Ancak belirli bir yüksekliğin üzerine çıktığımız zaman, ısı transferi konveksiyon yerine ışıma ile gerçekleştiğinden sıcak havanın yükselmesi durur ve atmosferin sıcaklığı sabitlenir. Havanın konveksiyonla yükselmesinin durduğu nokta
bir denge noktasıdır. Ayrıca ısınan hava yukarıya çıktığına göre ve atmosferin
alt tabakalarının da yoğunluğu azalmadığına göre havanın bazı yerlerden yukarı
çıkarken bazı yerlerden de aşağı inimesi gerekir. Havanın yükseldiği yerde basınç
düşer, düştüğü yerde de basınç artar. Bu sıcaklık değişikliğini incelemek için
Şekil 3.1: Dikey yöndeki sıcaklık profili
38
ısınan bir hava paketinin atmosferdeki tersinir adiyabatik hareketini temel alabiliriz. Termodinamiğin birinci yasası enerjinin korunumudur, yani bir sisteme
verdiğimiz ısı iş yapar ve toplam enerjisinin artması buna bağlıdır. Termodinamiğin birinci yasasına göre
dQ = Cv dT + pdV
(3.4.1)
Eğer bir hava paketinden bahsediyorsak bu paket her noktada çevre ile dengede
olacağı için çevreye verdiği ve çevreden aldığı ısı sıfırdır.
dQ ≈ 0
(3.4.2)
pdV + V dp = RdT = (Cp − Cv )dT
(3.4.3)
İdeal gaz yasasından
ve hidrostatik dengeden
V dp = −V ρgdz = −M gdz
(3.4.4)
dT
Mg
g
=−
= − = −Γ
dZ
Cp
cp
(3.4.5)
sıcaklığın yükseklikle değişimi yerçekimi ivmesinin atmosferin ısı sığasına oranına
eşittir. Burada Γ adiyabatik geçiş oranıdır (adiabatic lapse rate). Adiyabatik
geçiş oranı yerden yükseldikçe sıcaklığın ne kadar azalacağının ölçüsüdür. Kuru
hava için ısı sığası cp = 1010 J/Kkg olduğu için geçiş oranı 9.7K/km olarak
bulunur. Yani kuru havanın sıcaklığı her kilometrede 9.7K azalır. Ancak troposfer
genelde kuru olmadığı için havadaki nem miktarıyla bu sayı 6-7K/km civarına
düşer, bu da yaklaşık 150 metrede 1 derece demektir.
Bu sayıyı elde ettikten sonra bir de bu paketin kararlı olup olmadığına bakmamız gerekir. Eğer bir paketin yoğunluğu bulunduğu yerin yoğunluğundan az
39
ise paket yükselmeye devam edecek, eğer bu paketin yoğunluğu yükseldiği yerden
daha fazlaysa düşücektir. Paket bu şekilde dengelenerek kararlı hale gelecektir.
Bir durum için geçiş oranı hesaplanıp sonra da bu hesaplanan değer ölçülen
değerle karşılaştırılacak olursa o hava paketinin dengede olup olmadığı bulunabilir. Eğer paket kararlı olacaksa adiyabatik olarak hareket etmelidir, yani
dT = −Γdz
(3.4.6)
ancak gerçekte yükselen paket ölçülen geçiş oranına sahip olur, yani
dT = −Ldz
(3.4.7)
Paket yükseldiğinde sıcaklığı çevre sıcaklığından daha yüksek olacaksa, yani L >
Γ ise atmosfer kararsızdır, tersi durumda L < Γ ise atmosfer kararlıdır ve konveksiyon görülmez.
3.4.2
Stratosferdeki sıcaklık profili
Stratosferdeki denge ışınım dengesidir. Atmosferdeki troposfer stratosfer ayırımını
ilk bulan de Bort’dur. De Bort havaya salınan atmosferik ölçüm balonlarının 10
km’den yukarı çıkmadığını gözlemlemiştir. Yani bu balonların daha da yükseğe
çıkmaları için özel birşey yapmayacak olursanız sadece 10 km’ye kadar çıkıp, o
yüksekliğin üstüne tırmanamazlar. Bunun sebebi stratosferdeki ısı dengesinin
ışınım ile sağlanmasıdır.
Eğer stratosferi optik açıdan ince bir katman olarak ele alırsak, dünyanın
yaydığı ışınımın bir kısmını bu katman yutar ve daha sonra da yuttuğu enerjiyi termal ışınım olarak geri yayar. Optik olarak ince bir katmanın, sadece ışığa
geçirgen olması değil, bütün ışımayı hangi oranda geçirdiği de önemlidir. İnceden
40
kasıt katmanın yüksekliğinin ince olması değil, optik olarak ışımayı geçirmesidir.
Duvarın kalınlığı atmosferin kalınlığına (400 km) göre çok daha küçüktür, fakat
duvar atmosfere göre optik olarak daha kalındır çünkü ışımayı geçirmez. Stratosfer optik olarak incedir. Sadece güneşin ozon morötesi ışınımının bir kısmını tutar,
geri kalanların tamamı güneş ışınımı açısından da dünyanın ışıması açısından da
geçirgendir. Çünkü stratosferde genelde karbon dioksit miktarı azdır, oksijenle
azot da bütün ışımaları geçirirler. Geri kalan CF C gibi gazlar ise azınlıktadır.
Stratosferi ince bir katman olarak alırsak, bu katman dünyadan gelen radyasyonu
emer ve buna karşılık kendisi de bir ışıma yapar. Yaptığı ışıma hem aşağı hem
yukarı yöndedir. Eğer stratosferde başka bir enerji kaynağı yoksa, emilen enerji
ile yayılan enerjinin eşit olması gerekir, yani
eσ(Td )4 = 2eσ(TS )4
(3.4.8)
Td dünyanın sıcaklığıdır. Tüm katsayıları bildiğimiz için buradan stratosferin
sıcaklığını çıkartabiliriz, bu sıcaklık 215K olarak bulunur. Bu basit hesap bile,
ölçülen sıcaklıklarla çok iyi uyuşmaktadır. 215K sıcaklık troposferle stratosfer arasındaki geçiş bölgesinde, yani tropopoz denilen bölgede görülür. Oradan
sonra da yukarı doğru çıktıkça sıcaklık artar. Bu artışın sebebi güneşin morötesi
ışınlarının atmosferin bu bölgesinde yoğunlaşan ozon tarafından soğurulmasıdır.
Ozonun hem oluşması hem de morötesini emmesi sırasında bu ısı oluşur.
3.4.3
Gözlemlenen sıcaklık profili
Atmosferin radyosonda balonları ile gözlemlenen sıcaklık profili neredeyse yukarıda
hesaplanan profil ile aynıdır. Troposferde sıcaklık lineer olarak azalır, stratosferde
ise sabit kalır. Ancak gerek lineer azalma miktarı gerekse de sabit kaldığı sıcaklık
mevsimlerin bir fonksiyonu olarak değişebilir. Sıcaklığın sabit kaldığı bölge yaz aylarında daha da büyür, kış aylarında ise daha küçülür. Sıcaklıktaki bu değişiklik
stratosferdeki ozon miktarına bağlıdır. Ozon üretimi de tüketimi de mevsim-
41
Şekil 3.2: Stratosferdeki sıcaklık profili
sel olaylar oldukları için ozon tabakasının ve dolayısıyla da tropopozun kalınlığı
mevsimlerle değişir.
3.5
Atmosferin genel dolaşımı
Güneşten enerjinin çoğu ekvatora, azı kutuplara düşer. Ekvatora gelen bu fazla
enerji atmosfer ve okyanuslar yardımıyla kutuplara doğru taşınır. Bu enerjinin
kutuplara taşınmasının metotları dünyanın dönüş hızına bağlıdır. Eğer dünya
hiç dönmeseydi, dünyanın en sıcak yeri güneşe bakan ekvator noktası, en soğuk
yeri de güneşi hiç görmeyen ekvator noktası olacaktı. Dolayısıyla, hava ekvatorda ısınacak, yükselecek, arka tarafta en soğuk olan yerde aşağı düşecekti. Bu
döngünün tamamlanabilmesi için de bir akım olması gerekir. Elektrik devresi
gibi düşünecek olursak ekvatorda elektronları pompalayan, akımın bir başlangıç
kaynağı vardır. Ama bu elektronların pompalandıktan sonra bir şekilde tekrar
42
Şekil 3.3: Gözlemlenen sıcaklık profili
geri gelmeleri gerekiyor ki akımın devamı sağlansın. Benzer şekilde, iklimde de
ekvatordan yukarıya doğru sıcak hava pompalıyoruz. Devreyi tamamlamak için
bu havanın bir yerden de aşağı inmesi gerekiyor.
Venüs’ün kendi etrafında dönme süresi 243 gündür. Venüs gibi yavaş dönen
bir gezegende bile enerji transferi dönmeyen gezegenden farklı olacaktır. Böyle
bir gezegende ekvatordan yükselen hava kutuplardan aşağıya inecektir. Bunun
sonucu olarak üst seviyelerde ekvatordan kutuplara, alt seviyelerde de kutuplardan ekvatora doğru bir hava akımı oluşacaktır. Bu gezegende en soğuk nokta
kutuplardır, bu sebepten dolayı da ekvatorda bir alçak basınç, kutuplarda yüksek
basınç merkezi vardır. Bu döngüye Hadley hücresi adı verilir. Dünya gibi daha
hızlı dönen bir gezegen içinse anlaşılması kolay olmayan, ancak kompleks 3D mod-
43
Şekil 3.4: Hadley hücresi
ellerle gösterilebilen üç hücre oluşur, Hadley, Ferrel ve Kutup hücreleri. Dünya
gibi hızlı dönen bir gezegende durağan bir gezegene kıyasla bir yerine üç hücrenin
varlığı durağan gezegen için kurduğumuz basit resmi kullanılmaz hale koyar. Burada enerji kutuplara büyük hava akımları ile değil küçük dalgalar, fırtınalar
ve türbülans ile taşınır. Bu sistemde ekvatorda alçak basınç 30. enlemlerde
yüksek basınç, 60. enlemlerde tekrar alçak, 90. enlemlerde yüksek basınç merkezleri vardır. Televizyonda ve radyoda hava durumları anlatılırken duyduğumuz
Basra Alçak Basıncı gibi kavramlar buradan gelir. Bu standart kavramlar aslında
hücrelerin hareketlerine dayanır. Yani bize soğuk hava niye hep Balkanlardan
gelir, ya da niye sıcak hava bize Basra üzerinden gelmez de Sahra’dan gelir gibi
soruların cevapları temelde bu hücrelerin varlığına ve etkileşmelerine dayanır.
44
Enerjinin ekvatordan kutuplara taşınması kompleks bir transfer mekanizmasıyla
Şekil 3.5: Dolaşım devreleri
gerçekleşiyor olsa da işin temelinde entropi ve entropinin maksimizasyonu yatar.
Eğer ısı transferi ve bunun nedeni konusunda şüphelerimiz varsa içimizi termodinamik ile rahatlatabiliriz, söz konusu enerji transferi diğer pekçok olgu benzeri,
entropi üretimini maksimize etmek zorundadır, yani
F
F
dS
=
−
dt
T2 T1
(3.5.1)
burada T1 yüksek sıcaklığından T2 düşük sıcaklığına ısı akışını F ile gösteriyoruz.
Eğer hiç ısı akışı olmasa F ve dolayısıyla dS/dt sıfır olur. Dünya çok daha hızlı
dönse sıcaklıklar eşitleneceğinden dS/dt yine sıfır olur, dolayısıyla dünyanın hem
ısı akışını hem de ekvatorla kutuplar arasındaki sıcaklık farkını dinamik olarak
ayarlayarak entropi üretimini maksimize etmeye çalıştığı ortaya çıkar. Bütün
45
dünyanın yüzey sıcaklığı yaklaşık 4 milyar yıldır sabittir. Bu süre boyunca güneşin
yaklaşık 6000◦ sıcaklığında az bir oynama olsa da güneşin sıcaklığı sabit kabul
edilebilir. Güneşten gelen enerji ile dünyanın dışarı verdiği enerji birbirine eşit
olmak zorunda olduğundan dünyanın sıcaklığı artamaz. Sisteme net enerji girdisi
olmadığı için de sistemin içindeki döngülerin tamamı entropiyi arttırmak zorundadır. Yapılan pek çok modelleme de bu tür kaotik davranışlar gösterebileceği
için modelleri kontrol etmenin en kolay yöntemi entropi maksimizasyonuna uyup
uymadıklarını denetlemektir.
BÖLÜM DÖRT
BULUTLAR VE TOZLAR
4.1
Bulutlar ve Tozlar
İklim değişikliği konusundaki en önemli başlıklardan biri de bulutlardır. Dünyadaki
bulut miktarındaki herhangi bir değişiklik dünyanın aklığının değişmesine, bu da
dünyanın aldığı enerji miktarının değişmesine yol açacağı için bulutların işlevinin
çok iyi anlaşılması gerekmektedir. Ancak problem daha da komplikedir: Dünya
ısınacak olursa buharlaşmanın artmasından dolayı bulut miktarının artacağı kesindir;
fakat artan bulut miktarı aklığı arttırarak dünyanın yansıttığı ışıma miktarını
arttırıp dünyanın soğumasına mı yol açar, dünyanın ışımasının daha da fazlasının
dünya atmosferine hapsolmasına mı, yoksa bu iki olgunun bir bileşimine mi? Buradaki temel nokta atmosferdeki su buharı miktarının yere göre çok değişiyor
olmasıdır. Kuzey kutbunun bulutlu olmasıyla ekvatorun bulutlu olması arasında
çok fark vardır; çünkü ekvatora gelen ışık miktarı kuzey kutbuna gelen ışık miktarından daha fazladır ve yansımanın hapsolması daha çok sorun yaratır. Ayrıca
bulutun kalınlığı da çok önemlidir; çünkü bulutun kalınlığı bulutun renginde
önemli rol oynar. İnce bir bulutta aşağısı görülebilir; ama kalın bir bulut daha fazla ışık yansıtır, daha azını aşağıya iletir. Bütün bunların hepsi bu konu içerisindeki
olası problemlerdir. Bir ek nokta olarak, bulutun nasıl oluştuğunu da tam olarak
anlamış değiliz. Yağmurun olması için su buharının bulutun bazı noktalarında
iyice yoğunlaşıp büyük yağmur çekirdekleri oluşturması gerekiyor. Bunun için de
bulutun içinde toz gibi suyu üzerine çekerek damlaların yoğunlaşmasına yardımcı
olan maddeler bulunması gerekiyor. Damlalar ancak bu şekilde oluşup kendilerini taşıyamayacak hala geldiklerinde yere yağmur olarak düşüyorlar. Damlalar
bir defa düşmeye başlayınca da aşağıya büyüyerek düşüyorlar; ama damlaların
46
47
büyüyebilmeleri için ilk önce oluşmaları gerekiyor. Bunun için de bir bulutun
oluşması gerekiyor.
4.2
Potansiyel sıcaklık ve entropi
Bulutların hangi şartlarda oluştuklarını bulmak için potansiyel sıcaklığı ve entropiyi hesaplamamız gerekir. İdeal gaz yasasından termodinamiğin birinci yasasıyla
birlikte ideal gaz kanununu da kullanırsak
Cp dT = V dp =
RT
dp
p
(4.2.1)
sıcaklıkla basınç arasında bir bağıntı bulabiliriz. Bu denklemi düzenler
Cp dT
dp
=
R T
p
(4.2.2)
ve her iki tarafın da integralini alırsak,
Cp
log T = log p + const.
R
(4.2.3)
sıcaklık ile basınç arasındaki bağıntıya ulaşırız. Bu denklemden yola çıkarak θ
sıcaklığını, potansiyel sıcaklık, yani T sıcaklığında ve p basıncındaki bir hava paketinin olduğu yerden standart basınca (1 bar) götürülecek olunması durumunda
alacağı sıcaklık olarak hesaplayabiliriz.
θ = T(
p0 CRp
)
p
(4.2.4)
Bu denkleme Poisson denklemi denir. Bizim için önemli olan potansiyel sıcaklığın
yükseklikle nasıl değiştiğini bilmektir. Yükseğe çıktığımız müddetçe ne olacağını
48
bulmak için de potansiyel sıcaklığın yüksekliğe göre türevini alırız.
dθ
1 dT
R 1 dp
= θ(
−( )
)
dz
T dz
Cp p dz
(4.2.5)
Hidrostatik denge denklemini dp = - ρgdz ve ideal gaz yasasını kullanarak
dθ
θ dT
= (
+ Γ)
dz
T dz
(4.2.6)
bulunur. Parantezin içindeki birinci terim ölçülen geçiş oranıdır ve sıcaklık yükseklikle
azaldığı için negatiftir. İkinci terim de adyabatik geçiş oranıdır (pozitif). Eğer
Γ terimi daha büyükse (dθ/dz > 0) atmosfer konveksiyona karşı kararlıdır ve
konveksiyon görülmez, küçükse (dθ/dz < 0) konveksiyon görülebilir. Troposferin
sonuna doğru sıcaklığın yükseklikle değişimi azaldığı için dθ/dz > 0 olur ve atmosfer kararlı duruma geçer. Stratosferde de iyice kararlı hal alır. Atmosferiyle
birlikte dünyayı kapalı bir sistem olarak kabul edebiliriz. Dünya sistemine net
bir enerji girdisi yoktur, güneşten aldığımız kadar enerjiyi kızılötesi olarak uzaya
yayarız. Dünyaya düşen göktaşları kadar kütledeki gazları atmosferden dışarıya
kaybederiz, dolayısıyla dünyanın uzayla ne net parçacık ne de enerji alışverişi
vardır. Dünyanın hacmi de yaklaşık olarak sabit olduğu için dünyanın denge
noktasını entropiyi maksimize ederek bulabiliriz. Entropinin potansiyel sıcaklık
ile ilişkisini görmek için önce termodinamiğin birinci kanununu yazarız:
dQ = Cp dT − pdV
buraya entropiyi eklersek
dS = Cp
dT
V
− dp
T
T
(4.2.7)
(4.2.8)
ve ideal gaz kanununu kullanarak
V
R
=
T
p
(4.2.9)
S = Cp log T − R log p + const.
(4.2.10)
49
entropinin sıcaklık ve basınçla değişimi bulunabilir. Potansiyel sıcaklığın tanımını
kullanarak,
S = Cp log θ + const.
(4.2.11)
bulunur. Buradan entropinin potansiyel sıcaklığın logaritmasıyla değiştiği görülür.
∆S = Cp ∆ log θ
(4.2.12)
Eğer bir paketi zorla yerinden oynatacak olursak:
dS
Cp dθ
Cp dT
=
=
(
+ Γ)
dz
θ dz
T dz
(4.2.13)
Buradan entropi azalırsa atmosferin konvektif açıdan kararsız hale geldiğini görürüz.
Bu kararlılık durumu troposferde ucu ucuna geçerlidir, stratosferde ise tam olarak
doğrudur.
4.3
Potansiyel enerji
Yerden z yükseklikte, p basıncındaki dm kütlesinin enerjisi şu şeklide yazılabilir:
dE = dEi + dEp =
Cv
T dm + zgdm
M
(4.3.1)
burada Ei iç enerjiyi, Ep potansiyel enerjiyi gösterir. Hidrostatik denge denkleminden
dm = ρdz = −
dp
g
(4.3.2)
bulunur. Bu denklemi atmosferin altından üstüne kadar entegre edecek olursak
Z
0
Ei =
p0
Cv T
dp
Mg
(4.3.3)
50
Şekil 4.1: Potansiyel sıcaklık ve basınç
bulunur. Sonuç olarak:
Z
0
Ep = −
p0
RT
dp
mg
(4.3.4)
sabit bir sayı olduğundan potansiyel enerji şu şekilde hesaplanır:
Ep
R
=
= γ − 1 = const.
Ei
Cv
Z
0
E=−
p0
Cp T
dp = −
Mg
Z
0
p0
1
T dp
γ
(4.3.5)
(4.3.6)
51
4.4
Nem
Atmosferdeki su buharı miktarı enlemin ve yüksekliğin bir fonksiyonu olarak
sıfırdan bir dikey hava kolonunun ağırlığının % birkaçına kadar değişebilir. Nemi
anlatmak için değişik metotlar kullanılabilir, bunların başında kütle ve hacim
karışım oranları gelir. 100 kilo havada kaç kilo su olduğu ve 1 litre havanın ne
kadarının su buharı olduğu gibi. Havanın molekül ağırlığı içinde ne kadar su
buharı bulunduğuna bağlıdır. Hidrostatik denge denklemini bir gaz karışımı için
yazacak olursak:
dp = dp1 + dp2 = −ρ1 gdz − ρ2 gdz = −(
M0 =
M1 p1 M2 p2
M 0p
+
)gdz = −
gdz = −ρdz
RT
RT
RT
(4.4.1)
M1 p1 + M2 p2
p
(4.4.2)
burada M 0 etkin molekül ağırlığıdır. Kuru hava için bu
Mkuru =
78.09MN2 + 20.95MO2 + 0.93MAr
= 28.96kg/kmol
99.97
olarak bulunur.
Mnemli =
Mkuru pkuru + MH2 O pH2 O
p
(4.4.3)
(4.4.4)
Dalton yasasına göre toplam basınç kısmi basınçların toplamıdır, yani
p = pkuru + pH2 O
(4.4.5)
Kütle karışma oranı xm toplam hacim V ve basınç p altındaki nemli havanın
içindeki su buharı kütlesinin kuru hava kütlesine oranıdır.
xm =
ρH2 O
MH2 O pH2 O
pH O
=
= 0.622 2
ρkuru
Mkuru pkuru
pkuru
(4.4.6)
52
Hacim karışma oranı da su buharı hacminin kuru havanın hacmine oranıdır.
xv =
pH2 O
nH2 O
=
pkuru
nkuru
(4.4.7)
Atmosferdeki su buharı oranı genelde bağıl nem veya çiğ oluşma derecesi ile anlatılır. Bağıl nem birimsiz bir sayıdır ve o anda havada bulunan su buharı miktarının doyma noktasındaki su buharı miktarına oranını verir. Eğer SV P doyma
noktasındaki su buharının kısmi basıncıysa bağıl nem şöyle bulunur:
U=
pH2 O
SV P
(4.4.8)
Kütle karışma oranı da bağıl nemin bir fonksiyonu olarak bulunabilir:
xm = 0.622
U × SV P
p − (U × SV P )
(4.4.9)
çiğ oluşma derecesi havadaki su buharının yoğunlaşacak kadar soğuduğu sıcaklıktır.
Troposferde karışma oranı sıcaklığa paralel olarak artan yükseklikle birlikte azalır.
Yani atmosferin su buharı taşıma yeteneği yükseldikçe azalır, yani doğal olarak
soğudukça azalır. Dolayısıyla ne kadar yükseğe çıkarsanız bulut bulma olasılığınız
o kadar azalır. Bulutlar genelde yüzeye yakın olurlar. 10 km yüksekte bulut bulamayız. Atmosferin su buharı taşıma yeteneğindeki azalma stratosfere kadar
devam eder. Stratosferde yükseldikçe sıcaklık artmasına rağmen karışma oranı
fazla artmaz, bunun sebebi de düşük sıcaklıkta atmosferin su buharına doymuş
olmasıdır.
4.5
Nemli havanın termodinamiği
Yeni molekül ağırlığını ve ısı sığasını hesaba kattığımız müddetçe nemli havanın
kararlılığını hesaplamak temelde kuru hava ile aynı işlemdir. Ancak nemli havanın
yoğunlaşmasına izin verilmemelidir; çünkü yoğunlaşan hava daha da yükselecek
53
olursa yoğunlaşır ve bu sırada çevresine ısı yayacağından geçiş oranını değiştirecektir.
Bu sebeple birinci yasaya bir ek terim eklenir, o da nesneye faz değişimi için vermemiz gereken enerji miktarıdır. Örneğin; suyun buharlaşması ya da buharlaşmış
suyun yoğuşması için gereken bir enerji alışverişi vardır, onu da bu hesaba katmamız gerekir.
dQ = Cv dT + pdV +
L
dm = 0
MH2 O
(4.5.1)
burada m bir mol hava içerisindeki suyun kütlesi, L ise molar sınır ısısıdır. Gaz
yasasından
pdV + V dp = Cp dT − Cv dT
(4.5.2)
bulunur. Bu iki denklemi birleştirip yüksekliğe göre türev alacak olursak
Cp
dT
dp
L dm
−V
+
=0
dz
dz MH2 O dz
(4.5.3)
Hava içerisindeki suyun kütlesini kısmi basınçla ilişkilendirebiliriz:
m=
Sonuçta,
MH2 O pH2 O
MH2 O pH2 O
V =
RT
p
1 dpH2 O dT
pH O dp
L dm
= L(
− 22
)
MH2 O dz
p dT dz
p dz
(4.5.4)
(4.5.5)
Clausius-Clapeyron denklemi cismin buhar basıncını sıcaklığın bir fonksiyonu
olarak verir; yani suyun kaynama noktasının yükseklikle değişimini veren denklemdir.
L
LpH2 O
dpH2 O
=
=
dT
T (Vg − Vs )
RT 2
(4.5.6)
Su buharının hacmi suyun hacminden çok daha yüksek olduğu için
LpH2 O L
dp
LpH2 O
dT
(Cp +
) = (v +
)
2
dz
RT p
dz
p2
(4.5.7)
54
elde edilir. Buna hidrostatik denklemi de ekleyecek olursak nemli havanın adyabatik geçiş oranına ulaşırız:
−
dT
Γkuru (1 + (LpH2 O /pRT ))
= Γdoy =
dz
(1 + (L2 pH2 O /Cp pRT 2 ))
(4.5.8)
Bu bağlamda sıcaklığın yükseklikle nasıl değiştiğini buluyoruz. Eğer dT /dz Γdoy ’dan
küçükse atmosfer dengelidir. Eğer Γdoy ’dan büyük ama Γkuru ’dan küçükse atmosfer şartlı olarak dengededir, şart da yoğunlaşmanın oluşmamasıdır. Eğer gaz
yoğunlaşma seviyesinin üzerine çıkacak olursa bulutlar oluşur. Havanın yerden
yükseldikçe sıcaklığının yükseklikle nasıl değiştiğine baktığımızda bu değişikliği
sadece ışınımla açıklayacak olursak, yerden her 1 km yükseldiğimizde hava sıcaklığı
yaklaşık 11 derece düşer. Ama bunu kuru hava ve konveksiyonla açıklayacak olursak, yerden her 1 km yükseldiğimizde hava sıcaklığı yaklaşık 10 derece düşer.
Buna havanın nemli olduğu gerçeğini de eklersek her km için düşüş miktarı
yaklaşık 6 derece olarak bulunur. Nemli hava yükselmesi daha zor olduğu için
daha yavaş yükselecek, sıcaklık da buna göre biraz daha yavaş düşecektir. Nemli
havanın geçiş oranı daha düşüktür. Bu 1 km yükseldiğimizde kuru havada sıcaklık
10 derece düşerken nemli havada 6 derece düşüyor demektir. Elimizdeki üç durumu kıyaslayacak olursak, sadece ışıma ile dengeye gelen dünyadaki atmosfer
sıcaklığının yükseklikle en çabuk azalacağını, bunu kuru konveksiyonun izleyeceği,
en yumuşak sıcaklık artışının ise yoğunlaşmalardan doğan sınır ısı transferi nedeniyle nemli atmosferde olacağı görülür. Bu profiller troposferin üstüne çıkılınca
benzer ilişki gösterirler, bunun sebebi de stratosferin optik inceliğinden dolayı
ışımanın konveksiyona üstünlük kurmasıdır.
4.6
Yoğunlaşma süreçleri ve bulut oluşumu
Temelde suyun yoğunlaşması zor bir süreçtir. Bir damla ne kadar büyükse buharlaşması
da o kadar zordur. Buharlaşma yüzeyden olacağı için birim hacim için yüzey
55
Şekil 4.2: Atmosfer sıcaklığının yükseklikle değişimi
azalırsa, damla büyüdükçe buharlaşma azalır demektir. Buharlaşmayı belirleyen
yüzeyin hacme oranıdır. Yani damlanın su miktarı 2 katına çıktığında, hacmi 2
katına çıkar, yüzeyi 2 kattan daha az artar. Dolayısıyla da buharlaşma yüzeyi
azalır. Ancak doyma noktasındaki su buharının kısmi basıncı (SV P ) düz bir
yüzey ve eğri bir yüzey arasında farklılık gösterir. Yüzey ne kadar eğriyse buharlaşma
miktarı da o derece yüksektir. Bu sebeple de damlacıklar oluşmalarına oranla
çok daha çabuk yok olabilirler. Eğri bir yüzey üzerindeki kısmi basıncı Kelvin
formülüyle bulabiliriz:
2σM
pv (r) = pv (∞)e( rρs RT )
(4.6.1)
56
Burada σ yüzey gerilimini, M molekül ağırlığını gösterir. Doyum oranı S, r
yarıçaplı bir cismin düz bir cisme oranla kısmi basıncını belirler. Düz bir cismin
yarıçapı sonsuzdur. Bu yarıçap ne kadar artarsa buharlaşma basıncı o kadar
düşer. Yarıçap ne kadar küçükse doyum oranı o kadar artar.
S=
a
pv (r)
= er
pv (∞)
(4.6.2)
Burada a bir sabittir. Süper doyum oranı ise (S − 1) × 100% cinsinden verilir.
Basit bir hesapla, yarıçapı 1 mikron olan bir damlanın süper doyum oranı %0.1,
10nm olan bir parçanın ise %10’dur. Yani parça ne kadar küçükse süper doyuma
ulaşması o derece zordur. Eğer küçük bir damlanın büyümesini istiyorsak ya
çevredeki hava daha da doymuş olmalıdır, ya da başka bir mekanizma bulmak
zorundayız. Havadaki nem oranına bağlı olarak büyütebileceğimiz damlanın kritik yarıçapını şöyle buluruz:
r∗ =
2σM
ρs RT log[S]
(4.6.3)
Bir damlanın kendiliğinden bu çapa ulaşması çok zordur. Bunun yerine yoğunlaşma
atmosferde asılı duran küçük ve suda çözülebilen toz türü parçacıklar çevresinde
olur. Bu parçaların en çok rastlananı deniz tuzudur. Deniz yüzeyindeki sprey etkisi çok sayıda yarıçapı 0.05mm olan minik tuz kristalleri oluşturur. Benzer şekilde
hava kirliliği ile atmosfere saçılan başta kükürt olmak üzere tüm aerosoller bulut
oluşumunu ve dolayısıyla da iklimi ciddi biçimde etkilerler. İstanbul’da sağanak
yağışların birden çoğalmaya başlamasının sebeplerinden biri atmosferdeki toz miktarının artmasıdır. Toz miktarı artmasındaki temel sebep orman alanlarındaki
azalmadır; çünkü ormanlar toprağı tutar ve rüzgarla savrulmasını engeller. öte
yandan çözünen maddenin varlığı Raoult yasası gereği çözeltinin doyma buhar
basıncını azaltır (yani kaynama noktasını yükseltir, bunun için makarna pişirirken
suya önce tuz atıyoruz). Dolayısıyla r yarıçapında bir damlanın doyma buhar
57
basıncı aynı zamanda içindeki çözünen madde miktarına bağlıdır:
S(r) =∼
n0
n
b
∼ (1 + i )−1 = (1 + 3 )−1
n0 + n
n0
r
(4.6.4)
Burada n ve n0 su ve çözünen maddenin molekül sayılarıdır. Bu bize basitçe şunu
söylüyor: Belirli bir su damlacığı içindeki su miktarı sabittir ve suyun içinde
çözünen maddenin miktarı damlanın yarıçapının küpüyle artar. İki etkiyi bir
araya koyarsak,
a
b
S(r) = e r (1 + )−1
r3
(4.6.5)
Bunu da üst derece terimleri ihmal ederek açacak olursak:
S(r) ≈ 1 +
a
b
−
r r3
(4.6.6)
İki terimden Kelvin terimi damlanın yüzeyindeki doymayı arttırırken Raoult terimi de doymayı azaltır. Küçük damla büyüklüklerinde Raoult terimi baskındır,
büyük damlalar içinse Kelvin terimi. Bu iki etkiyi birleştirecek olursa elimize
Kohler eğrisi geçer. Bu eğrinin türevlerinden kritik damla yarıçapına ulaşırız:
r
∗
r =
3b
a
r
S∗ = 1 +
4a3
27b
(4.6.7)
(4.6.8)
Eğer bu damla büyüklüğünün altındaysak damla küçülür, üzerindeysek büyür.
4.7
Yağmur damlalarının büyümesi
Yağmur damlasının zamanla nasıl büyüyeceği yüzey alanına bağlıdır; çünkü yüzey
alanı ne kadar büyükse diğer damlaların çarpacağı alan da o kadar büyüyecektir.
Dolayısıyla yağmur damlasının da büyüme ihtimali artacaktır. Yağmur damlası su
58
Şekil 4.3: Kohler eğrisi
buharının damlacığa doğru difüzyonla gelip yoğunlaşmasıyla büyür. Yoğunlaşmaya
karşılık olarak yoğunlaşma ısısının çevreye verilmesi gerekir, bu da damlanın
sıcaklığını arttırır. Bu ısının bir kısmı iletilse de bir kısmı damlayı ısıttığından
yoğunlaşma hızı azalır. Damlacığın difüzyon ile büyüme hızını şöyle gösterebiliriz:
dm
dρ
= 4πR2 D
dt
dR
(4.7.1)
Burada D su buharının difüzyon sabitini yani diğer parçacıkların çevrede ne kadar
hareket ettiklerini, ρ ise gazın yoğunluğunu gösterir. Eğer bunu tüm uzaklıklar
için entegre edecek olursak, tüm uzaklıklardan kasıt, su damlacığını büyüten su
moleküllerinin çevreden gelebileceği uzaklıklar.
dm
= 4πrD(ρ∞ − ρr )
dt
(4.7.2)
59
Şekil 4.4: Yağmur damlası
Ayrıca damlacığın büyümesi doğal olarak hacminin artması olacağından:
Bu iki denklemi eşitlersek:
dm
dr
= 4πr2 ρs
dt
dt
(4.7.3)
dr
D ρ∞ − ρr
= (
)
dt
r
ρs
(4.7.4)
Bu bize bir damlacığın yarıçapının zamanla nasıl arttığını gösterir. Ancak gaz
halden sıvı hale geçildiği için damlanın dışarı ısı vermesi gerekmektedir. Eğer ısı
çıkıyorsa su damlacığının sıcaklığı artacak demektir. örneğin; bir su damlacığını
ele alalım, su molekülü damlacığa çarpıyor ve ona katılıyor. O damlacığa katılmak
için bir enerji vermek zorunda. Bu enerjiyi de su damlacığına verecek. Havadaki
molekülün kinetik enerjisi daha fazla olduğundan dolayı, çarptığı anda kinetik enerjisini damlacığa ısı olarak verecek, dolayısı ile su damlacığının sıcaklığı artacak.
Burada yoğunlaşmadan doğan ısıyı da hesaba katacak olursak,
dQ
dm
=L
= 4πrLD(ρ∞ − ρr )
dt
dt
(4.7.5)
60
Bu ısı havanın termal iletkenliği ile iletilir
dQ
dT
= 4πr2 λ
dt
dR
(4.7.6)
Gene tüm uzaklıklar için entegre edersek
dQ
= 4πrλ(T∞ − Tr )
dt
(4.7.7)
Böylece damlacığın çevresinden ne kadar sıcak olduğunu bulmuş oluruz.
(T∞ − Tr ) =
LD(ρ∞ − ρr )
λ
(4.7.8)
Bu denklem Clausius-Clapeyron ve Kohler denklemleri kullanılarak zorlukla çözülebilir,
ancak çözümlere gerek kalmadan ana fikrini verebiliriz, damla büyüklüğü birkaç
mikrona ulaştıktan sonra daha da büyümesi artık neredeyse imkansızdır. Bu noktadan sonraki büyüme yoğunlaşmayla değil damlaların yeryüzüne doğru düşerken
yaşadıkları çarpışmalar sayesinde olur.
Bu şekilde büyüyen damla ne kadar
büyükse o kadar hızlı büyümeye devam eder. Ancak gene de elde edeceğimiz
damla büyüklükleri bizim doğada gördüğümüz damla büyüklüklerini açıklayamazlar.
Bunun temel sebebi de doğadaki damlaların aslında sıvı fazda değil katı fazda
büyümeleridir. Buz parçacıkları suyun aksine çok hızlı bir biçimde büyürler ve
dünyaya doğru düşerken eriyip yağmur halini alırlar.
4.8
Aerosoller
Aerosoller havada genelde görülemeyecek kadar küçük olan parçacıklardır. Bu
parçacıklar (1) Damlaların oluşumuna ve büyümesine katkıda bulunurlar, (2)
Gelen güneş ışığını saçarak dünyanın aklığını arttırırlar, (3) Hem güneş ışığını
hem de dünyanın IR ışınımını emerler. Bu aerosollerin bir kısmı doğal şekillerde
oluşurlar, yanardağlardan, çöllerden, deniz yüzeyinden rüzgar yardımıyla gibi,
61
Şekil 4.5: Aerosoller
buna karşılık bazıları da tarımsal veya endüstriyel faaliyetlerin sonucunda ortaya
çıkarlar. Aerosollerin başlıcaları: (1) Sülfatlar: Karbon yakıtlarının yakılması
sonucu oluşurlar. (2) Deniz tuzu parçacıkları: Deniz yüzeyinden rüzgar vasıtasıyla
kaldırılan damlacıklardan suyun buharlaşması sonucu oluşurlar. (3) Toz: çöller
ve diğer kuru topraklardan rüzgar vasıtasıyla kaldırılırlar. (4) İs: Her tür organik
maddenin yanması sonucu oluşurlar. Aerosollerin dünya iklimine olan katkıları
belirsizdir, bunun sebebi de bazı aerosollerin ısınmaya, bazılarının da soğumaya
yol açmasıdır. Mesela sülfatlar güneş ışığını çok efektif biçimde saçtıklarından
dolayı dünyayı soğuturlar, buna karşılık toz ve is termal ışımayı emdikleri için
ısınmaya yol açarlar. Bu aerosollerin miktarları ve optik özellikleri zaman içerisinde
çok değiştiği için analiz edilmeleri de zordur. Ayrıca bu aerosoller bulundukları
yere göre değişik sonuçlara yol açabilirler. Mesela troposferdeki aerosollerin ömrü
en fazla günler veya hafta mertebesindedir, çoğu atmosferden yağmur aracılığıyla
62
yıkanırlar. Buna karşın stratosferdeki aerosollerin ömrü on yıllar olabilir. Bu
sebeplerden aerosollerin dünya iklimine katkısını belirlemek çok güçtür.
BÖLÜM BEŞ
OKYANUSLAR
5.1
Okyanuslar
Okyanuslar iklim sistemi açısından büyük önem taşır: (1) Ekvatora düşen enerjinin önemli bir kısmı olan yaklaşık %50’si okyanuslar tarafından kutuplara
taşınır. (2) Hidrolojik döngü, yani suyun üç halinin iklim sistemi içerisindeki
hareketi, iklimin ana öğelerinden biridir. (3) Hem su buharı hem de CO2 için
okyanuslar büyük rezervuarlardır. Okyanusun büyük ısı sığası iklim değişikliğinin
etkilerinin görülmesini azaltmaktadır.
Okyanuslarda ışınımsal ısı transferi önem taşımaz. Okyanusun sadece en üst
100 metrelik kısmı atmosfer ile ısı alışverişinde bulunur, geri kalanı ışınımsal
transfere katılmaz. En derin okyanusa gittiğimizde 11, 000 metrede 100 metre
elmanın kabuğu gibi kalır. 100 metreye indiğiniz zaman okyanus artık neredeyse
karanlıktır. Atmosferin altı sıcak, okyanusun dibi soğuktur, dolayısıyla okyanuslarda konveksiyon yoktur. Sıcaklığın aşağıya nüfuz etmesi için difüzyon gereklidir.
Bu sebepten de suyun sıcaklığı ilk birkaç yüz metrede hızla azalır, ama sonra
neredeyse okyanusun dibine kadar fazla değişmez. Sıcaklık dışında okyanusu
etkileyen en önemli unsur tuz miktarıdır. Buharlaşmadan dolayı tuzluluk en
üstte en yüksektir, aynı sıcaklık gibi ilk birkaç yüz metrede hızla azalır, sonra
da sabit kalır. Okyanusların ilk metreleri atmosferle temas eder ve atmosferdeki
rüzgarlardan etkilenir, geri kalanındaki hareket termohalin yani sıcaklık ve tuzluluk oranlarındaki değişimlerden oluşan yavaş bir harekettir, ancak tüm okyanus
içerisinde bu hareket görüldüğü için dünyadaki enerji transferinin büyük kısmı bu
yolla olur.
63
64
5.2
Okyanus ölçümleri
Atmosferden farklı olarak okyanusla ilgili ölçümleri uzaydan yapmak mümkün
değildir, çünkü okyanuslar sadece ses dalgalarına geçit verirler. Dolayısıyla deniz
suyunun sadece yüzey sıcaklığını ölçebiliyoruz, bunu da gayet iyi ölçüyoruz. Denizin
derinliklerindeki sıcaklık ve tuzluluğu ölçmek için gemilerle açılıp kablolara bağlı
ölçüm cihazlarını denizin dibine indirmek gerekmektedir. Bunun için de bazı
gemiler belirleniyor ve bu gemiler okyanusu dolaşıyorlar. Bu ölçümler 5 km
aşağıya makara sarkıtılıp yapıldığı için kolay değil, dolayısıyla sürekli ölçüm yapmaya imkan yok. Hatta bazı gemiler ölçüm aletlerini aşağıya sarkıtıp yola devam ediyorlar ve aletler otomatik olarak onlar giderken ölçüm alıyor. Daha da
ileri gidip 5-6 metre uzunluğunda bir denizaltıyı okyanusun bir yerinden insansız
olarak bırakıyorlar ve okyanusun içerisinde hareket ettiriyorlar, hareket ettirdikleri yerde ölçüm alıyorlar. Denizin içinde ölçüm yapabilmek için kullanacağımız
tek şey sonardır. Sonar ses dalgalarıyla çalışır, bir ses dalgası yayar ve bu dalga
bir yerden yansıtılıp geriye döner. Ama okyanusta ilerleyen dalganın yansıtılıp
geri alınacağı bir yer yoktur, dolayısıyla bu denizaltı sadece ses dalgası gönderir ve
bazı istasyonlar bulunduğu yere göre denizaltından gelen ses dalgasının ölçümünü
yaparlar. Sesin buradaki hızı sıcaklığa, tuzluluğa ve basınca bağlıdır. Dolayısıyla
değişik yerlerde değişik mesafelerden değişik zamanlarda gelen bu sinyaller devamlı olarak kaydedilir ve bu akustik ölçümlerle deniz suyunun sıcaklığını ve
tuzluluğunu belirlemek mümkün olur. Bunun için Wilson formülü kullanılır:
c = 1449 + 0.055T 2 + 0.0003T 3 + (1.39 − 0.012T )(S − 35) + 0.0017p
(5.2.1)
Burada sıcaklık T deg C, basınç p bar ve tuzluluk S cinsindendir. Ses sinyali
bozunuma uğramadan 1000 km civarında gidebildiği, 10, 000 km lik okyanusta
bu mesafe az olduğu için aslında bu ölçümler iklimsel açıdan yeterli değildir ve
tekniklerin bu mesafeyi en az 3, 000 km’ye çıkartması gerekir. Ancak okyanusların
65
Şekil 5.1: Okyanus ölçümleri
iklim açısından en önemli özelliklerinden biri olan atmosferle ısı ve nem alışverişi
uydular aracılığıyla gözlenebilir. Bu ölçümler atmosferin IR için geçirgen olduğu
pencerelerde yapılabilir.
Ayrıca uzaydaki uydularla deniz seviyesi ölçümü de yapılabilir. Son ölçümler
2cm kadar bir kesinliğe ulaşmıştır. Bu ölçümler kesin ölçümler olduğu için zaman içerisinde deniz seviyesinde iklim değişikliğine bağlı yükselmeler de takip
edilebilir. Mesela Karadeniz Marmara denizine göre daha yüksektir, bunun nedeni Karadeniz’e boşalan birkaç tane büyük nehirin Marmara’ya kıyasla daha
fazla su getirerek Karadeniz’i yükseltmesidir. Ayrıca Atlantik okyanusunun da
bir tarafıyla öbür tarafı arasındaki yükseklik farkı metre seviyesine ulaşabiliyor.
Burada okyanus hareketlerinin rolü büyüktür çünkü okyanus akıntısının gittiği
taraf daha yükselecek, denizin dibine çöktüğü taraf daha alçalacaktır. El Nino
dediğimiz olay esasında rüzgarın Pasifik Okyanusu’nun Amerika tarafından Asya
tarafına doğru esmesinden dolayı deniz seviyesinin alçalmasıdır. Okyanusa baktığımızda
okyanusun bir tarafından diğer tarafına rüzgar esiyorsa deniz seviyesinde farklılıklar
olması mümkündür.
66
5.3
Tuzluluk
Suda çözünmüş olan tuzlar suyun yoğunluğunu değiştireceği için tuzluluk okyanuslar açısından bakıldığında en önemli parametrelerin başında gelir. Okyanusların
tuzluluğu eski zamanlardan beri temasta oldukları kayalardan gelir ve muhtemelen bu tuzluluk her geçen gün artmaktadır. Okyanusun ağırlık olarak %3.5’u
tuzdur. Bu tuzun da %85’i sodyum klorürdür (N aCl). Tuzun değişik bileşenleri
arasındaki oran neredeyse tüm denizlerde aynıdır. Nerede ölçüldüğüne bağlı
olarak denizlerdeki tuz miktarı %3.2 ile %3.8 arasında değişir. Tuzluluğun en
düşük olduğu yer Ekvator (yüksek buharlaşma ve çok yüksek yağış) ve kutuplardır (az buharlaşma ama yüksek yağış). Nehir ağızlarında ise tuzluluk oranı
%3’ün altına inebilir.
5.4
Okyanusların Dikey ve Meridyonal Yapısı
Okyanusun dikey yapısı üç katmandan oluşur, ilk 10 metre karışım katmanı, sonraki yüz metre termoklin, ve gerisi de derin katman olarak adlandırılır. Karışma
katmanında tamamen herşey karışmıştır. Karışım katmanının sonunda rüzgarın
etkisi, termoklin katmanın sonunda güneş ışığının etkisi yok sayılır. 10 metrenin
altına indiğimizde yüzeyde ne dalga olduğunu artık hissetmeyiz ama yine de ışık
içeri girebilir, yalnız ışık miktarı azaldığı için gittikçe denizin sıcaklığı da azalır.
Karışım katmanında sıcaklık ve karbon dioksit miktarı yaklaşık olarak sabittir, ilk 100 metrede sıcaklıkta yaklaşık 6 derecelik bir düşüş vardır, termoklin
katmanında sıcaklık hızla azalır, derin katmanda ise çok yavaş azalacak şekilde
neredeyse 4 derece gibi bir sabit değere ulaşır. Tuz miktarı ise karışım katmanında
yüksektir, termoklin katmanında hızla azalır, derin katmanda da yavaşça artar.
Dibe doğru artmasının sebebi de dipteki kayalardır, bu kayalardan okyanus tuz
çekmeye devam etmektedir, dolayısıyla okyanusun dipleri biraz daha tuzludur.
Bu iki değişikliğin de sebebi suyun yoğunluğunun azalan sıcaklık ve artan tuzlu-
67
Şekil 5.2: Okyanus sıcaklık derinlik grafiği
lukla artmasıdır. Meridyonal olarak bakıldığında ise karışım ve termoklin katmanları kutuplar civarında yani 70. enlemde her iki tarafta okyanusun yüzeyine
kadar yükselmektedir. 70. enlemden daha kuzey ve daha güneye gittiğimizde
deniz suyu deniz dibinin soğukluğunda ve tuzluluğundadır. Bu bölgeye gelen ışık
suyu 4 dereceden fazla ısıtamamaktadır. Bu soğuk ve tuzlu suyun yoğunluğu
da yüksek olacağı için bu su kutuplarda her iki taraftan çökerek okyanuslardaki temel dolaşıma neden olur. Kutuplarda batan bu su yüzyıllar sonra yavaş
yavaş okyanusun geri kalan kısımlarında ısınarak yüzeye yükselir. Dibe çöken su
okyanus tabanına yayılır ve okyanus tabanı esasında magmaya yakın olduğu için
bir ısı kaynağıdır çünkü dünyanın kendi sıcaklığı vardır. Dolayısıyla hafif de olsa
üstündeki sudan çok az daha sıcak olduğu için, ısınan bu su dünyanın nerdeyse
her tarafında çok yavaş yukarı çıkar. Bazı bölgeler gerek okyanusun tabanındaki
sıcaklık gerek üstündeki sıcaklığın fazla olmasından dolayı bu suyun daha hızlı
yukarı çıkmasına sebep olur. Okyanus suyu sıcaklığındaki bu düşüş difüzyon ve
68
Şekil 5.3: Okyanus sıcaklık, derinlik ve tuzluluk grafiği
dikey hareketin bir dengesi ile oluşur:
∂T
∂T
∂ 2T
= −ω
+κ 2
∂t
∂z
∂z
(5.4.1)
Burada ω dikey yöndeki hızı, κ da difüzyon sabitini gösterir. Bu denklemin
çözümü bize okyanus sularının sıcaklığının derinlikle nasıl değiştiğini verir. Kararlı
durumda sıcaklığın zamanla değişimi sıfırdır. Kalan denklemi çözecek olursak,
z
T = T0 + T1 e z ∗
−
(5.4.2)
κ
olur. Eğer z ∗ 500m civarında bir büyüklüğe sahip olacak olursa bu
ω
denklem gerçek okyanusların davranışlarını modelleyebilir. Okyanusların geneli
ve z ∗ =
69
Şekil 5.4: Okyanusların meridyonal yapısı
için suyun yükselme hızı yaklaşık 10−4 m/s’dir. Okyanusun ortalama derinliğinin
5km olduğunu düşünürsek dipteki suyun yukarı çıkması için gerekli olan zaman
yıllar mertebesindedir. Bununla kıyaslandığında suyun çökmesi sadece kutuplarda olduğu için çok daha hızlıdır.
5.5
Okyanusların Durum Denklemi
Okyanusların yoğunluğu sıcaklığın, basıncın ve tuzluluğun bir fonksiyonu olarak
yazılabilir:
ρ = ρ(T, S, p)
(5.5.1)
70
Temiz suyun aksine, %3.5’luk tuzlu su soğudukça yoğunlaşır ve en yoğun olduğu
durum okyanusun dibinde bulunur. Basınç her 10 metre derinlikte bir bar arttığı
için okyanusun dibinde 400 bar olur. Bu basınçta normal şartlarda sıkıştırılamaz
olan su bile sıkıştırılabilir bir hal alır. Suyun yüzeydeki 1028 kg/m3 yoğunluğu
4km derinlikte 1046 kg/m3 ’e çıkar. Bu değerler okyanuslardaki dolaşımı belirlemek için çok önemlidir. Okyanuslarda atmosferde olanın aksine sıcaklık,
basınç ve bileşim için basit bir denklem bulmak kolay değildir, bu yolda empirik
formüllere başvurmak gerekir.
5.6
Okyanusların Genel Döngüsü
Okyanusların iki türlü hareketi vardır, birincisi rüzgarlarla yüzey arasındaki etkileşimden kaynaklanan ve sadece üst birkaç yüz metreyi etkileyen harekettir. Bu
yüzey tabakalarının rüzgar tarafından sürüklenmesi, El Nino dediğimiz tür olayların başlangıcıdır ve sadece atmosferle alakalıdır. İkincisi de sıcaklık ve tuzluluk farklarının yoğunluğu etkilemesinden kaynaklanan ve okyanusun derinliklerini
etkileyen harekettir. Yoğunluk farkından dolayı su hareket eder ve bu bütün
okyanusun içindedir, yani 4-5 km dibe kadar giden bir harekettir. Her iki durumda da bu hareketlerin uzun zaman ortalamaları bu kuvvetlerle Coriolis kuvveti
arasındaki denge ile belirlenir.
5.7
Coriolis Kuvveti
Coriolis kuvveti gerçek bir kuvvet değildir. Uzaydan dünyaya doğru bakan birisi
dünyada kuzeyden güneye doğru gitmeye çalışan bir bulutu görür, ancak dünya
yüzeyindeki bir kişi için bu bulut kuzeyden güneye doğru hareket ederken aynı
zamanda batıya doğru da sürüklenir. Bunu sağlayacak gerçek bir kuvvet olmadığı için ve dönen bir referans sistemi üzerinde yaşadığımız için biz bu hareketi
71
sağladığını düşündüğümüz kuvvete Coriolis kuvveti deriz. Coriolis kuvvetinin
etkilerini görmek için ya çok hızlı hareket eden cisimlere, ki atmosferde bunlar
bulunmaz, ya da 1000km ler gibi çok büyük uzaklıklarda hareket eden sistemlere
ihtiyaç vardır. Dünya yüzeyinde ve ekvatorda duran bir top düşünün. Bu topun
hızı RΩ’dır. şimdi topun kuzeye doğru ateşlendiğini düşünelim. Kuzeyde duran
bir kişi topun kendisine doğru ateşlendiğini görecek ama top mermisinin kendi
bulunduğu noktanın doğusuna düştüğünü fark edecektir. Kuzeyde duran kişinin
dönüş ekseninden uzaklığı r ise top mermisi u = (R − r)Ω hızla doğuya doğru
hareket edecektir. Aslında burada hareket eden top mermisi değil. Merminin ilk
hızının dönüş yönündeki bileşeni ateş edildiği yöndeki noktanın dönüş yönündeki
bileşeninden küçük olduğu için mermi dönüş yönünde daha hızlı hareket eder. Bu
da merminin doğuya doğru ivmelenmiş görünmesini sağlar. Matematiksel olarak:
−
→
−
→ →
FC = −2m Ω × −
v
(5.7.1)
m attığınız cismin kütlesi, Ω dünyanın dönüş hızı, v de cismin hızı gösterir.
Dünyanın dönüş hızı yukarı doğrudur yani güney kutunda duruyorsanız aşağıya
doğru, kuzey kutbundayken de yukarı doğru. Bu denklem her iki yarıkürede de
doğrudur. Ekvatordan kutuplara doğru giden nesneler doğuya, kutuplardan ekvatora doğru gelen nesneler de batıya doğru ivmelenmiş görünürler. Genel bir
harekette, Coriolis kuvveti hep harekete dik yöndedir, kuzey yarım kürede bu
hareket sağa, güney yarım kürede ise soladır. Coriolis kuvveti ekvatorda sıfırdır,
kutuplarda da maksimumdur. örnek olarak:
−
→
→
−
−
→
v = −v sin φ i + v cos φ j
(5.7.2)
72
Şekil 5.5: Dünyanın dönüş hızı Ω
Ekvatordan φ enleminde kutuplara doğru giden bir cisim için,
¯ −
−
→ ¯¯
−
→
¯ →
i
j
k ¯
¯
¯
¯
−
→
−
→
FC = −2m ¯¯ 0
0
Ω ¯¯ = 2mvΩ sin φ j
¯
¯
¯−v sin φ 0 v cos φ¯
(5.7.3)
Yani bu cisime doğuya doğru 2mvΩ sin φ büyüklüğünde bir sanal kuvvet etki eder.
Atmosferdeki yatay hareketlerin temeli basınç farklarıdır. Hava yüksek basınç
bölgelerinden alçak basınç bölgelerine akmaya çalışır, ancak bu harekete dik bir
Coriolis kuvveti etki ettiğinden hava akımları yüksek basınçtan alçak basınca
doğru gitmez, kuzey yarım kürede alçak basınç sistemleri etrafında saat yönünün
tersine, güney yarım kürede de saat yönünde dönerler. Büyük fırtınalar okyanuslarda oluşurlar, bunların adı eğer Atlantik okyanusunda oluyorsa kasırga, eğer
Pasifik Okyanusunda oluyorsa tayfundur. Bu fırtınaların büyüklüğü birkaç bin
km olabilir ve bu fırtınalar ekvatoru geçemezler. Ekvatordan geçerken dönüş
yönünü değiştirmesi gerekecek ve açısal momentumu koruyamadığı için de dağılacaktır.
Yalnız 2003 yılında ilk defa güney yarım kürede de görülmeye başladı. Bunun ne-
73
deni okyanus sularının ısınmasıdır, bu fırtınaların varlığının temel nedeni budur.
Okyanus suları daha da ısınacak olsa bu fırtınaları Akdeniz’de de göreceğiz.
Şekil 5.6: Yüksek basınç alçak basınç sistemi
5.8
Derin Okyanus Dinamikleri: Termohalin Döngü
Kutuplarda dibe çöken soğuk su bir yerlerden tekrar yüzeye çıkar ve bu bir döngü
oluşturur. Okyanusun bu derin katmanı iki yerde yüzeye çıkar, kuzey Atlantik’de
Grönland açıkları ve Antarktika açıklarındaki Wendell denizi. Derin katmanın
yüzeye çıkması aslında yüzey katmanlarının çok soğuk ve tuzlu hale gelmesidir.
Bunun birkaç sebebi vardır: (1) Bu bölgeler dünyanın diğer yerlerine oranla çok
daha az güneş ışıması aldıkları için çok daha çabuk soğurlar. (2) Kuvvetli ve devamlı rüzgarların deniz suyunu buharlaştırmasından dolayı deniz soğur. Su 100
74
Şekil 5.7: Büyük fırtına
derecede değil her sıcaklıkta buharlaşabilir ve özellikle ne kadar çok rüzgar esiyorsa o kadar çabuk buharlaşır. (3) Deniz suyunun donarak deniz buzu oluşturması
geride kalan deniz suyunu çok daha tuzlu hale getirir. Bu sebeplerle bu noktalarda soğuk ve tuzlu deniz suyu hızla dibe çöker. Okyanusun termal ve tuzluluk
yapısından doğan bir akıntı oluşur. Bu akıntı yavaş yavaş tüm dünyayı dolaşır.
Bu akıntıya termohalin döngüsü diyoruz.
Yukarıdaki şekilde dünyadaki tuzluluk oranı veriliyor. Renk farkından Akdenizin Karadeniz’den ne kadar tuzlu olduğunu görebiliyoruz. Derin katmanın
yüzeye çıktığı yerlerin ikisi de bizim açımızdan şu anda tehlikeli yerler çünkü buralardaki buzlar eriyor. Antartika’daki erime biraz daha az, Grönland’da ise çok
daha fazladır. Grönland’ın erimesi okyanusun tuzunu azaltır ve tuzluğu az olan
bu suyun aşağı çökmesini durdurabilir. Suyun aşağı çökmesi durursa okyanus-
75
lardaki bu döngü de durur. Bu döngünün durması esasında ne sonuçlar getirir?
Mesela New York ve İspanya aslında aynı enlemde olmasına rağmen, New York
da sıcaklık kışın düzenli olarak -15 dereceye düşmesine karşın, İspanya da -15
derecenin görülmesi hiç de normal birşey değildir. -15 derece Avrupada düzenli
olarak ancak Norveç’te görülmektedir. New York’la İspanya arasındaki sıcaklık
farkına bakacak olursak, bunun sebebi okyanus akıntısının getirdiği sıcak sulardır.
Şekil 5.8: Termohalin Döngü
Okyanustaki suların bu hareketi temelde adiyabatiktir. Hem ısı hem de tuz
miktarı korunur, bu sebeple de hareketin hızlı olmaması gerekir. Suyun ilk aşağı
inişi hızlıdır, fakat indikten sonra yukarı çıkması çok yavaş gerçekleşir. Bu çok
yavaş hareketle birlikte suyun içerisinde bol miktarda atmosferden alınan gazlar, özellikle radyoaktif gazlar, birikir. Kuzey kutbunda su çökerken o çevredeki
atmosferde hangi gazlar varsa emerek çöker. Bu sebepten de içindeki trityum
76
veya radyokarbon gibi izleyici maddelerle bu akıntının ne kadar sürede dünyayı
dolaştığı ölçülebilir. Dünyada hangi nükleer denemenin hangi gün yapıldığını
çok iyi bildiğimizden şu anda bir yerde yüzeye çıkan suyun esasında hangi tarihte batmış olduğunu bulabiliriz. Her ne kadar pek çok yerde bu akıntı çevresiyle
karışsa da genel yapı olarak bu dolaşım onlarca yılda tamamlanır. Ancak gerçekten
derin noktalara batmış olan tuzlu ve soğuk deniz suyu yüzyıllarca bu derinliklerde
kalabilir.
Akıntının hangi noktadan geçeceği basınç farkı ile Coriolis kuvveti arasındaki
bir denge (geostrofik denge) sonucu belirlenir. Yani, kuzeyden güneye doğru
hareket eden akıntıya Coriolis kuvveti etki edeceği için bu akıntı Amerika kıtasına
doğru yanaşır ancak bu yaklaşma o çevredeki suyun basıncını da arttırdığı için
Atlantik okyanusunda doğu batı yönünde bir basınç eğimi oluşur. Bu basınç farkı
hem akıntının hızını hem de yoğunluğunu belirleyen faktördür.
Yani, doğu-batı yönündeki basınç farkı
∆p
∆z
= ρg
= ρg tan θ = ρ2Ωv sin φ
∆x
∆x
(5.8.1)
Coriolis kuvveti ile dengelenir. Buradan akıntının kuzey güney yönündeki hızını
Şekil 5.9: Doğu-batı yönündeki basınç farkı
77
bulabiliriz.
v=
g tan θ
2Ω sin φ
(5.8.2)
Ancak burada basınç farkının θ açısının ne olduğunu bilmiyoruz, onun yerine
∂p
= ρg tan θ = ρ2Ωv sin φ
∂x
(5.8.3)
yazılarak θ açısından kurtulabiliriz.
v=
1
∂p
ρ2Ω sin φ ∂x
(5.8.4)
Bunun da z yönündeki türevini alırsak
∂v
1
∂ ∂p
1
∂ ∂p
=
( )=
( )
∂z
ρ2Ω sin φ ∂z ∂x
ρ2Ω sin φ ∂x ∂z
(5.8.5)
ve hidrostatik eşitliği de kullanırsak
∂v
−g
∂ρ
=
( )
∂z
ρ2Ω sin φ ∂x
(5.8.6)
kuzey-güney doğrultudaki hız değişiminin doğu-batı doğrultudaki yoğunluk farkından
nasıl etkilendiğini bulabiliriz. Yani bu akıntının ne derece hızlı aktığını iki taraf
arasındaki yoğunluk farkı belirler. Bu bağıntıya termal rüzgar denklemi denir.
5.9
Yüzey Dinamikleri: Ekman Taşınımı ve Sverdrup Dengesi
Derin katmanın tersine karışım katmanında hareketi belirleyen temel öğe rüzgar
ve su arasındaki etkileşimdir.
Rüzgarın sebep olduğu bu etkileşim okyanus-
ların ilk 10-100m aralığında eşit sıcaklıkta bir karışım katmanı oluşmasına etkendir. Geostrofik olmayan bir akıntıya sahip bu katmana Ekman katmanı denir.
Okyanuslardaki akıntının sürekliliğini sağlamak için bunların hepsinin bir döngü
içerisinde olması ve bu rüzgarın dengelenmesi gerekmektedir. Yani rüzgar bir
78
yönde suları götürüyorsa sonsuza kadar oraya yığamaz, bu suların geriye akıyor
olması lazım dolayısıyla bu bir döngüdür. Rüzgarı dengeleyebilecek tek kuvvet de
Coriolis’dir. Dolayısıyla dünya atmosferindeki rüzgar yönü dünyanın dönüşüne
bağlı olarak batıdan doğuyadır. Bunu dengeleyen Coriolis kuvveti de suyun bu
rüzgar etkisine dik yönde hareket etmesini sağlar. Bu hareket kuzey yarım kürede
dik ve sağa doğru, güney yarım kürede de dik ve sola doğrudur. Rüzgarın suyun
yüzeyinde yarattığı stres empirik bir formülle anlatılabilir:
F = Cd ρα w2
(5.9.1)
Burada Cd birimsiz bir direnç sabiti, ρα havanın yoğunluğu ve w rüzgarın hızıdır.
Bu stres Coriolis kuvvetinin yarattığı strese eşit olmak zorundadır:
F = 2Ω sin φuρD
(5.9.2)
Burada ρ suyun yoğunluğunu D ise Ekman katmanının kalınlığını gösterir. Q’yu
taşıma miktarı olarak alırsak
Q = uD =
F
2ρΩ sin φ
(5.9.3)
Bu formül bize verilen rüzgar stresi miktarında (F ) ne kadar suyun taşındığını
gösterir. Ekman taşınımı kuzey yarım kürede yüzey akıntılarının saatin ters
yönünde, güney yarım kürede de saat yönünde olduğunu gösterir. Güney Amerika’nın
batı kıyılarında bu akıntı yoğun bir biçimde güneyden kuzeye doğrudur. Ekvator seviyesine gelindiğinde döngüyü tamamlamak için akış batıya doğru döner.
Yüzey suları kuvvetli bir biçimde batıya doğru aktığı için bunun yerini dipten
gelen soğuk su doldurur. Bu döngü Ekman taşınımlarının en ünlüsüdür ve El
Nino - Güney Salınımı ismini alır. El Nino ya sebep olan akıntı her zaman Pasifik Okyanusu’nda vardır. Peru’nun kıyısına geldiğinizde sahilden dışarı doğru
bir rüzgar eser, bunun sebebi temelde bu bölgenin sıcak olmasıdır. Batıya doğru
hareket eden hava denizin üst tabakalarını da beraberinde sürükler ve alttan soğuk
79
su çıkar. çıkan soğuk su balıklar için okyanusun dibinden besin getirir ve balıklar
da o besinlerle beslendiği için o bölgede balık miktarı ve balıkçılık artar. Normal şartlar altında balıkçılar bol balık sebebiyle mutludur, ama eğer bu akıntı
yavaşlayacak olursa dipten çıkan soğuk miktarı azalır ve bunun neticesinde de
balıkçılar aç kalır. Genelde bu olayın periyodik olarak değişikliği Noel zamanına
denk gelir, yani aralık ayının ortasından itibaren görülmeye başlanır. Ama bu olay
sadece Güney Amerika kıyılarıı değil diğer bölgeleri de etkiler. Bu sebepten eğer
burada bir değişim olursa bu mesela kesinlikle Avustralyayı da etkilir. Benzer
Şekil 5.10: El Nino-Güney Salınımı
şekilde okyanusların tamamında bir deveran mevcuttur. Bu deveranı açıklamak
için önce girdap kuvvetini (vorticity) tanımlamalıyız. Girdap kuvveti bir cismin
ne kadar döndüğünün bir göstergesidir ve sürtünmesiz akışlarda korunduğu için
önemli bir hesap yöntemidir. Okyanuslar hem hareket ettiklerinden (görece girdap kuvveti) hem de dünya döndüğü için (dünyasal girdap kuvveti) iki ayrı girdap
kuvvetine sahiptir. Bu iki girdap kuvvetinin toplamı sabittir. Bu toplamın sabit
olması açısal momentumu da korur.
ζ = ζg + ζd
(5.9.4)
80
Bu toplam sabit olduğu için, türevini aldığımızda sıfır olacak. Dolayısıyla birinin
artışı diğerinin azalmasına sebep oluyor.
dζg
dζd
d(2Ω sin φ)
dφ
=−
=−
= −2Ω cos φ
= −2Ω cos φRv = −βv
dt
dt
dt
dt
(5.9.5)
Bu girdap kuvvetindeki değişimin kuzey-güney hızına bağlı olduğunu gösteriyor.
Bu durumda kuzey yarım kürede kuzeye doğru giden bir paket saat yönünde,
güneye giden bir paket de Coriolis kuvvetinden dolayı saatin ters yönünde bir
girdap kuvveti kazanır. Atlantik okyanusunda rüzgar kuzeye gittikçe kuvvetlenir.
Şekil 5.11: Atlantik okyanusunda rüzgar
Rüzgar stresi şu şekilde yazılabilir:
F = ρh
du
u
≈ ρh
dt
t
(5.9.6)
Doğu-batı yönünde hız değişikliği olmadığını kabul ederek bu
t ∂F
∂u
=
= −ζd
∂y
ρh ∂y
(5.9.7)
Dünyanın hareketinden doğan girdap kuvvetine eşittir. Bunun da zamana göre
türevini alırsak
d
∂u
1 ∂F
dζd
= (− ) = −
dt
dt ∂y
ρh ∂y
(5.9.8)
81
Bu da daha önce gördüğümüz gibi βv’ye eşittir.
v=−
1 ∂F
ρhβ ∂y
(5.9.9)
Kuzeyden güneye inerken girdap kuvvetinin saatin ters yönündeki artışını rüzgarın
saat yönünde yarattığı stress ile dengelenmesine Sverdrup dengesi denir. Bu dengenin tutması için okyanusun tamamında güneye doğru bir yüzey akışı olmalıdır.
Ancak kütlenin de korunması için bir yerde kuzey yönünde de akış bulunmalıdır.
Bu sebepten Atlantik’teki akışın büyük bir kısmı kuzey-güney yönündedir, sadece
Amerika kıtasına yakın dar bir bölgede güney-kuzey akıntısı görülür. Bu akıntı
yaklaşık 100 km genişliğindedir ve biz bu akıntıya Gulf Stream adını veriyoruz.
BÖLÜM ALTI
IŞINIMSAL TRANSFER
6.1
Işınımsal transfer
İklim bilimi açısından ışınımsal transfer konusunun iki önemli kullanım alanı
vardır: (1) Enerji muhasebesi ışınımsal transfere dayanır, (2) Dünyanın sıcaklığının
ve değişiminin uzaydan ölçülebilmesi atmosferin ve dünyanın ışınımsal özelliklerine
bağlıdır. Dünyadan içeri, dünyadan dışarı ve tabakalar arası birçok transfer
ışınımsal transferdir. Işınımsal transfer, enerji muhasebesi yapılabilmesi için önemlidir.
Mesela uzaydaki aletlerin çalışması bu bilgilerin elde edilmesine dayanır. Bu bilgileri kullanarak ölçüm yapabilmek için, gelen ışığın, her bir dalga boyundan ve
her bir katmandan nasıl geçtiği ya da geçemediğini bilmek gerekir. Yani ortaya
bilimsel bir sonuç koyabilmek için bu işlemler yapılmalıdır.
Dünyanın sıcaklığı 255 kelvindir.
Enerji muhasebesine girerken güneşi ve
dünyayı birer bilardo topu gibi almak yeterlidir. Ancak iklimi ve iklimin ayrıntılarını
incelemek istiyorsak gelen ışınımın ne kadarının atmosfer tarafından emildiğini, ne
kadarının dünya yüzeyi tarafından emildiğini, ne kadarının atmosferden geçtiğini
ve atmosferden ne kadarının nasıl geri yansıdığını bilmemiz gerekir.
6.2
Siyah cisim ışıması
Siyah cismi üzerine düşen her fotonu emen ve sıcaklığına bağlı olarak kendisi
de foton yayan cisim olarak tanımlayabiliriz. Bu cismin yaydığı ışınım sadece
82
83
sıcaklığının bir fonksiyonudur ve bu fonksiyon Planck formülü olarak bilinir:
B(λ, T ) =
2hc2
1
W/m3 sr
hc
5
λ e λkT − 1
(6.2.1)
Burada B(λ, T ) cismin ışımasıdır. Işınım teorisinde siyah cisim emilimi mükemmel
olan cisim demektir, yani aλ = 1. Emilimi mükemmel olan bir cismin yayımı da
mükemmel olacaktır, yani eλ = 1. Evrende mükemmel bir siyah cisim neredeyse
yoktur. Emilim ve yayım arasında bir fark olacak olsa cisim ya sonsuza kadar
ısınır ya da sonsuza kadar soğur. Ancak mantıklı olan bu iki sayının tüm cisimler için eşit olmasıdır. Buna Kirchhoff Kanunu denir. Gerçek cisimler emilimin
yanında yansıma da yaparlar (rλ = 1). Bu nedenle gerçek cisim ışımasını bulmak
için Planck yasasını geliştirmek gerekir:
R(λ, T ) = eλ B(λ, T )
6.3
(6.2.2)
Atmosferin emilimi ve yayımı
Eğer atmosferin içindeki herhangi bir bölgeyi optik açıdan kalın olarak kabul
edecek olursak, gelen ışımanın R(λ) tamamı emilir ve sonra tekrar ışıma ile yayılır
B(λ, T ). Normalde bu iki değer arasında hiç bir bağıntı yoktur. Eğer bu gaz
tabakasının emdiği tüm enerjiyi tekrar ışıma yoluyla yaydığını varsayacak olursak,
her iki değerin de tüm dalga boyları, tüm yüzeyler ve tüm açısal yönler için
integrali termodinamiğin birinci yayası gereği eşit olmalıdır.
Başka bir dalga boyunda aynı bölge optik açıdan ince olabilir, yani ışınımın
bir kısmı emilip geri kalanı geçirilebilir. Mesela en/boy oranı 1/2 olan kalın bir
tabakaya bakacak olursak kısa yüze dik gelen ışınım R(λ0 ), uzun yüzeyden yayılan
ışınım (e/2)B(λ0 , T ) diğer kısa yüzden yayılan ışınım R(λ0 )(1 − e) + eB(λ0 , T ) olacaktır. Buradaki e/2 faktörünün gelme sebebi geliş yönüne dik yönde tabakanın
84
yarı kalınlıkta olmasıdır. Uzun yönde bir çubuğun emilim/yayılımı:
Şekil 6.1: Atmosferin emilimi ve yayımı
eH = 1 − e−kx
(6.3.1)
Burada k emilim sabitidir. Kısa yönün uzun yönün yarısı uzunlukta olduğunu
varsayarsak kısa yöndeki emilim/yayılım:
−kx
eV = 1 − e 2
(6.3.2)
Eğer tabaka optik olarak kalınsa, yani geçirgen değilse ışınımın hangi yönden
geldiği ve hangi yöne yayıldığı önemli değildir, kx → ∞ eV = eH verir. Ancak
eğer tabaka optik olarak inceyse, kx → 0 eV ≈ eH /2 olur. Neredeyse tamamiyle
siyah olan cisimler bile üzerine gelen ışığı yansıtır ve bu cisimlerin bir yansıtma
katsayısı vardır. Bu katsayı kullanılarak, cismin yaptığı gerçek yayılım bulunur.
Atmosfere gelen herşey önce emilip sonra bir başka dalga boyunda yayılır. Bu
olayda gelen ışığın sıcaklığı değil, dalga boyu önemlidir. Mesela güneşin sıcaklığı
önemli değildir, ama hangi dalga boyunda ne kadar ışık geldiği önemlidir.
85
6.4
Atmosferik ışınımsal transfer
Atmosfer basit bir tabaka halinde tanımlanacak bir olgu değildir. Atmosfer aynı
anda hem güneşten hem dünyadan hem de değişik katmanlarından yayılan ışınımı
emer, bu ışınımların bir kısmını da geçirir, veya yansıtır ve kendi öz sıcaklığında
ışınım yapar. Ayrıca bu olayların her birini her bir katman ayrıca yapar. Bunun
yanı sıra, bu ışınımsal transferlere bulutlar ve aerosoller de etki eder. Bu karmaşa
içerisinde bazı basitleştirmeler yapmak mümkündür. Mesela güneşin ve dünyanın
ışınımı tamamen farklı dalga boylarında olduğu için bu iki problemin hesaplarını
ayrı yapabiliriz. Bulutlar güneşin ışıklarını saçarlar, ama dünyanın ışınımına karşı
siyah cisim gibi davranırlar. Tüm bu hesaplar buna rağmen hala çok karışık olduklarından dolayı biz en basit sistem için bir ışınımsal transfer denklemi yazmaya
çalışacağız. Yani sadece dikey yönde ışınım yapan, bulutsuz, aerosolsüz bir dünya
modeli düşüneceğiz.
6.5
Işınımsal transfer denklemi
Sadece termal IR’da λ dalga boyundaki bir ışınımın emilim yapan dz kalınlığında
bir ortamdan geçtiğini düşünürsek, bu ortamdan geçen ışınım şöyle yazılabilir:
dR = −Rkρdz + B(T )kρdz
(6.5.1)
Sağdaki ilk terim emilimin emilim katsayısına, yoğunluğa ve geçilen yola bağlı
olduğunu söyleyen Beer-Lambert yasasıdır. İkinci terim ise Kirchhoff yasasını
kullanan Planck terimidir. Burada R, k ve B frekansa bağlı terimlerdir, ρ ve T
yüksekliğin fonksiyonlarıdır. Eğer atmosferin üst katmanlarını terk eden ışınımı
86
Şekil 6.2: Atmosferik ışınımsal transfer
Şekil 6.3: Işınımsal transfer
(R−) bulmak istersek öncelikle τ ’yu optik kalınlık olarak tanımlarız: dτ = −kρdz
dR
=R−B
dτ
(6.5.2)
87
Bu denklem Schwarzschild denklemi diye bilinir. Çözümü için iki tarafı da e−τ
ile çarparız:
e−τ
dR
− e−τ R = −e−τ B
dτ
(6.5.3)
Atmosferin tepesinden (R = ∞) dibine (R = 0) kadar integral alırsak
Z∞
Z1
Be−τ dτ =
R∞ =
0
Z∞
BdT =
0
B
dT
dz + e0 B0 T0
dz
(6.5.4)
0
Son terimde e0 T0 sıcaklıktaki yayımı, B0 = B0 (T0 ) ve T0 tüm atmosfer kolonunun
geçirgenliğini verir. Işınımsal transfer denklemi sadece bir dalga boyu için ne
kadar enerjinin transfer edildiğini verir. Ancak bu hesabı tüm dalga boyları için
yapmak gereklidir. Fakat atmosferin geçirgenliği dalga boyu ile değiştiği için
basit bir analitik hesap yapmak mümkün değildir, kuvvetli bilgisayarlarda uzun
süren hesaplar gerçeği yansıtan çözümler üretebilirler. Atmosferin geçirgenliğini
hesaplayabilmek için atmosferdeki her molekülün ayrı ayrı her dalga boyundaki
geçirgenliklerini hesaplamak gereklidir. Moleküler spektroskopi tüm gazların her
sıcaklık ve basınçta verdikleri tayfı gerek kuvantum mekaniksel hesaplarla, gerekse
de ölçümlerle ortaya koymuştur. Tüm bu bilgiler ışığında kuvvetli bilgisayarlar
bilardo topuna benzeyen dünya modelinden çok daha gelişmiş modelleri gerçeğe
çok yakın biçimde çözebilirler. Emici bir gaz içerisinde ∆v tayfsal aralığında α
kalınlığında ve S ortalama bant kuvvetindeki bantlardan oluşan ve u kadar emici
gaz bulunduran bir katmanın geçirgenliği şöyle modellenebilir:
−
T∆v = e(−
Su
Su
(1+ πα
)
δ
1
2)
(6.5.5)
Eğer emici miktarı çok az ise
T∆v = e(−
Su
)
δ
(6.5.6)
88
Optik kalınlık geçirgenliğin logaritmasıdır, yani τ = − log T∆v . Bu durumda
optik kalınlık emici miktarı ile doğru orantılı olarak artar. Ancak ters limitte,
yani emici miktarı çok ise optik kalınlık emici miktarının sadece kare kökü ile
artar. örnek olarak 2 nesne alalım. Bu nesnelerden biri optik olarak kalın diğeri
ince olsun. Bir taraftan ışın yollandığı zaman ışının bir kısmı nesnenin içinden
gececek ve bu sırada bu cisim ısınacağı için bir ışıma yapacak. Bu nesne ince
olursa, ışının bir kısmı geçecek. Burada, geçen ışın, tüm ışından emilecek kısım
çıkartılarak bulunur. Ayrıca, nesnenin kendisi de ısındığı için bi ışıma yapar. Eğer
bu nesne kalın olursa gelen tüm ışının dışarı çıkan kısmı daha az olacak ve bu
nedenle daha fazla ışıma yapacaktır. Nesnenin uzun yöndeki emilimi dik yöndeki
emiliminin yarısı kadar olur. Eğer optik olarak kalınsa her taraftan eşit yayım
yapar. Eğer inceyse, yaklaşık olarak dik yöndeki yayım, yatay yöndeki yayımın
2 katıdır. Dünya ve güneşin yaydığı ışınımın dalga boyları farklıdır. Örneğin,
dikey ışınım yapan dünyadan bahsedebilmek için belli bir kalınlıktaki katmanı ele
alalım. Bu katmana gelen ışıma ile çıkan ışıma farklı dalga boylarına sahiptir.
Mesela bu katmanda bulut olduğunu varsayalım. Bu durumda gelen ışımanın
bir kısmı geçer(-). Ama buna karşılık kendisi de bir ışıma yapar(+). Genelde
beklenen sonuç (-) dir ama dalga boyu olarak incelenirse (+) da olabilir. Atmosferdeki bütün moleküllere tek tek bakılarak üzerine gelen ışığın ne kadarını
yaydığı, geçirdiği veya yansıttığı bilinebilir. çözümleme yapılırken her dalga boyu
için bu bilgilerin alınıp formüle tek tek konulması gerekir. Ancak bu çok zahmetli
bir iştir. Bunun yerine bir varsayım yapılıp daha basit bir modelle geçirgenlik
hesaplanır. Emici miktar çok az ise formül basitleşir ve az gaz varsa geçirgenliği
gaz miktarıyla ters orantlı olarak artar. Mesela;bir gaz miktarı 2 kat artarsa
geçirgenlik yarıya düşer. Eger bu emici miktar büyük sayıysa bu basit indirgemeyi yapamayız. Geçirgenlik emici miktarın kare köküyle orantılı olur.Mesela
atmosferdeki karbondioksit 4 katına çıkarsa atmosferin optik kalınlığı da 2 katına
çıkmış olur. Yaklaşık yüz milyon yıl önce atmosferde bugünkü karbondioksit
miktarının 4 katı karbondioksit vardı ve dünya sıcaklığı şimdikinden 15 derece
daha yüksekti. Bu bilgi referans olarak alınırsa, dünya şu anki karbondioksit
89
miktarının beş katını kaldırabilir ve buna bağlı olarak sıcaklık da artar. İklim
değişikliğine karşı olanların başlıca argümanı karbondioksitce doyan atmosferin
daha fazla etkilenmeyeceği düşüncesidir. Ancak bu fikir yukarıdaki formülle ve
geçmiş zaman örneğiyle çürütülür.
6.6
Işınımsal denge modelleri
Atmosfer dengededir. Dengede olduğu için her katmanına giren net akı sıfır
olmalıdır. Ancak her katmana giren net akının 0 olması, her katmanın aynı
sıcaklıkta olmasını gerektirmez. Bu katmanlar 0 net akıyı sağlayacak bir şekilde,kendi
sıcaklığında belirli bi ışıma yapmaktadır. Eğer herhangi bir katmanın sıcaklığı
değişiyorsa:
∂T
1 ∂F
=−
∂t
ρcp ∂z
(6.6.1)
Burada ρ havanın yoğunluğunu, F akıyı göstermektedir. İterasyonla her katmandaki sıcaklığın zamanla değişimini sıfır yapacak bir T (z) sıcaklık profili bulmak mümkündür. Sıcaklık profilini çıkartmak için ışınımsal transfer denklemini
çözmek gereklidir. Bu denklemi çözebilmek için de atmosferin her katmanının
geçirgenliğini bilmemiz gerekir. Bu bilgi olmadan da atmosferdeki dalga boyları için bir genelleme yaparak sonuca ulaşmak mümkündür. Genel bir emilim
katsayısı kullanacak olursak her katmanı ayrı bir siyah cisim olarak tanımlamak
mümkün olur. Bu tanımlama da bize Planck formülü yerine Stefan-Boltzmann
yasasını kullanma hakkı verir.
Atmosferde iki katman alalım. Bu iki katmanın da dengede olması için şunların
doğru olması gerekir:
2σT24 = σT14
(6.6.2)
σT24 + σT04 = 2σT14
(6.6.3)
ve
90
Yüzeyde de denge olması için:
S
(1 − A) + σT14 = σT04
4
(6.6.4)
üç bilinmeyenli üç denklemden sıcaklıkları çekmek mümkündür. Bu şekilde at-
Şekil 6.4: Işınımsal Denge
mosferi 40-100 katmana ayıracak olursak benzer şekilde çok daha ayrıntılı bir
sıcaklık profili çıkartmak mümkün olur. Ancak çıkan sonuç troposferde gerçeğe
yakın sonuçlar vermez. Bunun temeli de kullandığımız denklemlerin ışınımsal
denge denklemleri olmasıdır. Troposfer konvektif dengede olduğu için ışınımsal
denge denklemleri ancak stratosferde işe yararlar. Atmosferin alt tabakalarında
konveksiyon, üst tabakalarında da ışınımsal dengeyi kullanarak atmosferin tüm
sıcaklık profilini çıkartmak mümkündür.
BÖLÜM YEDİ
SERA ETKİSİ
7.1
Sera Etkisi
Eğer dünyayı atmosfersiz bir küre olarak alsaydık, dünyanın sıcaklığı yaklaşık
255K olacaktı. Atmosferin varlığı, sıcaklığı yaklaşık 33K arttırır. Bunun nedeni
sera etkisidir ve varlığı tartışılamaz. Sera etkisinin varlığı ve etkileri ilk olarak
1896’da Svante Arrhenius tarafından ortaya konmuştur. Sera etkisi tanımı ise
çok daha öncelerde, 1827’de Jean Fourier tarafından kullanılmıştır. Arrhenius
karbondioksitin IR ışımayı geçirmeme özelliğinden yola çıkarak insanların fosil
yakıtlarını kullanmalarına paralel olarak atmosferin sıcaklığının artacağını ortaya
koymuştur. O tarihlerde, 200-300 sene sonra bu karbodioksit artışının sakıncaları
olabilir diye tahminler de bulunulmuştu. Ancak bilinçsizce salınan CO2 öyle
hızlı ivmelendi ki 100 senede, yapılan bu tahminlerin üstüne çıkıldı. Sera gazları tartışmasız vardır ve olmaması da bizim için olumsuzluklara nedendir. Eğer
sera gazları olmasaydı dünya donardı. Sera gazları %60 su bazlı, %35 CO2 , %5
geri kalanlardır. Su buharındaki değişiklik sadece sıcaklığın fonksiyonudur. Sera
gazlarının artış sebebleri %60’ı katı atık, kalanı da yeşil alan azlığıdır.(Kyotoya
alternatif bir anlaşma yada Kyotoyla bu yeşil alan soruna çözüm bulunmalıdır.)
İnsan etkisiyle her geçen gün sera gazı artmaktadır. Bu, sıcaklığı arttıracak bir
etkendir. Otoriteler bu yüz yıl içerisinde 5 derecelik bir sıcaklık artışı beklemektedirler. Burada 2 önemli olgu vardır; 1 - Biz bu sıcaklıklarda yaşamaya alışabilir
miyiz? 2 - Bu sıcaklıkta yaşamaya hazırlıklı mıyız? Büyük değişikliklere hazırlıklı
olmalıyız. Buradaki ana olgu bu sıcaklık artışından daha ziyade, bizim buna
hazırlıksız yakalanmamızdan dolayı nasıl etkileneceğimizdir. Söz konusu olan durum ortalama sıcaklık artışının insanlara vereceği büyük zararlar ve çok sıcak
91
92
günlerin sayısını artmasıdır. Meydana gelen bu değişimler sadece insan yaşamını
etkilmekle kalmamakta, diğer canlıları da etkilemektedir. Mesela geçtiğimiz iki
senelik dilimde, arı sayısında meydana gelen azalma dan dolayı piyasada çam
balı yoktu. Bundan yüz milyon yıl önce atmosferde ne kadar CO2 varsa, bitki ve
hayvanlar öldüklerinde bunu toprağa bağlamış oldular. Fakat biz, bu hızla fosil
yakıt tüketimine devam edersek önümüzdeki 100 yıl içinde bu CO2 ’i neredeyse
bulup çıkarıcağız ve buna bağlı olarak da sıcaklık artacaktır. Atmosferde çok
olan CO2 ’in sıcaklık artışına etkisi, kare köküyle orantılıdır. Metan, Ozon, N2 O
gibi az olan gazların sera etkileri se doğru orantılıdır. Mesela bunlardan birinin
degerinde oluşan 2 kata çıkış, etkide de 2 kat artışa neden olur. Pozitif etki denge
konumundan uzaklaştırır, negatif etki ise denge konumuna yaklaştırır. Mesela
buzulların erimesi negatif etki yapar. Bu, doganın dengeye gelme çabasıdır. Bulut miktarı artışı da negatif beslemeye bir örnektir. Bulutların artışı yeryüzünün
sıcaklığını düşürür, buharlaşma azalır dolayısıyla bulut oluşumu azalır, bu da
sıcaklığı yükseltir. Sıcaklık artınca buharlaşma artar, bulut artar ve bu döngü
denge çevresinde gerçekleşir yani negatif etkidir. Fakat su buharı bir sera gazı
olduğundan bundaki artış sıcaklığı arttırır. Bu da sera gazlarının etkisini artırır ve
yine sıcaklığın artışını destekler yani bu dengeden uzaklaştıran pozitif beslemedir.
Genel tahmin bu yönde olmakla beraber, olayların açıklanması için daha kompleks
teoriler bulmak gerekir. çünkü sistemin içinde yeni beslemeler mevcut olduğundan
bunların toplu olarak degerlendirilmesi gerekir. Sera gazlarının ortalama sıcaklığı
artırdığı biliniyor. Ancak son 100 yılda meydana gelen 0.6 derecelik sıcaklık artışı
gerçekten insanlardan mı kaynaklanıyor? Ç ok büyük ihtimalle %90 evet ama %10
ihtimalle şüpheler de var. Sera etkisinin temel özellikleri şunlardır: (1) Atmosferde azınlıktaki gazların yarattığı bir etkidir, N2 ve O2 bir katkıda bulunmaz.
(2) Doğal sera etkisi olmasaydı dünya 33K daha soğuk olurdu. (3) Sera etkisini
yaratan gazların atmosferdeki miktarı insan etkisiyle artmaktadır. (4) Konuya
basitçe yaklaşacak olursak sera gazlarının miktarındaki artış dünyanın sıcaklığını
da arttıracaktır. (5) Daha kompleks teoriler, pozitif ve negatif geri beslemeleri
de hesaba kattıklarından toplam etki çok kolay tahmin edilemez. (6) Gene de
93
bu konudaki tüm modeller bu yüzyıl içerisinde 5K seviyesinde bir sıcaklık artışı
öngörüyorlar.
7.2
Şüpheler ve kesinlikler
Sera etkisi konusunda kesinlikle bildiklerimiz şunlardır: (1) Sera etkisi vardır. (2)
Dünyanın sıcaklığını suyun donma noktasının üzerinde tutan sera etkisidir. (3)
Atmosferde hangi gazlardan ne miktarda bulunduğu kesinlikle bilinmektedir. (4)
Sera gazlarının artışı atmosferin ortalama sıcaklığını da arttırır.
Ancak şu noktalarda da kesin konuşamayız: (1) Geçtiğimiz 100 yıl boyunca
dünya sıcaklığının yaklaşık olarak ortalamada 0.6K artmasının sebebi insandan
kaynaklanan sera gazlarının artmasıdır. (2) Elimizdeki son 100 yıla ait sıcaklık
verileri kesinlikle güvenilir değildir. (3) İklim sistemi doğası gereği kaotiktir ve şu
an gözlediğimiz tür salınımlardan daha fazlaları doğal yollardan ortaya çıkabilir.
Bunlardan yola çıkarak iklim modellerinin geçmişin verilerini başarı ile elde etmeleri gelecekte ne olacağı konusunda kesin yargılara varmamıza neden olmaması
gerektiğini söyleyebiliriz.
7.3
Sera gazları
Sera gazlarının temel özellikleri iki atomlu ve homopolar olmamalarıdır. N2
ve O2 gibi iki atomlu homopolar gazlar dönme veya titreşmeyle simetrilerini
değiştirmedikleri için yüksek enerjili U V fotonları hariç fotonlarla etkileşime girmezler. CO2 , H2 O ve O3 gibi üç atomlu gazlar titreşime girdiklerinde eğildikleri
veya asimetrik olarak titreştikleri için gelen fotonlarla etkileşime girip ışınımı
soğurabilirler. Su buharı, karbondioksit, metan, ozon ve azot protoksit gibi gazlar insanların yarattıkları etkiler olmadan çok daha uzun süredir atmosferde
94
Şekil 7.1: Keeling eğrisi
bulunurlar. Kloroflorokarbonlar (CF C) ve hidrokloroflorokarbonlar (HCF C) ise
tamamen insan yapımıdırlar. Sera etkisinin %60’ı su buharından, %35’i karbondioksitten, %5’i de diğer gazların toplamından kaynaklanırlar. Her ne kadar
su buharı miktarındaki en küçük değişiklik bile atmosfer sıcaklığı için büyük
değişikliklere yol açabilecek olsa da su buharı insan yapısı bir sera gazı değildir,
atmosferdeki miktarı azaltılıp çoğaltılamaz. İnsan etkisi ile artan sera gazlarının
başında karbondioksit gelir. öncelikle atmosferdeki karbondioksit miktarı diğer
tüm sera gazlarından fazladır. Ayrıca karbondioksitin dünyanın Planck fonksiyonuna göre en fazla ışınım yaptığı değere çok yakın 15 µm’de bir emilim bandı
vardır. Bu emilim bandı dünyanın ışınımsal soğumasını engellemektedir. Ayrıca
endüstri öncesi devirde 280ppm olan karbondioksit miktarı günümüzde 389ppm’a
çıkmıştır ve her sene 2ppm artmaktadır. Bu artışın iki temel sebebi vardır, birincisi fosil yakıtlarının tüketimindeki artış (%65), diğeri ise bitki örtüsündeki azalmadır (%35). Diğer sera gazları atmosferde çok daha az miktarda bulunurlar, ancak gene de bunların yarattığı tehlike yadsınamaz çünkü bu gazlar miktarlarının
az olmasından dolayı zayıf emilime sahiptirler ve bu gazların miktarındaki artış
lineer olarak emilime katkılarına etki eder. Buna karşılık karbondioksit kuvvetli
95
bir emilime sahip olduğu için emilimdeki artış karbondioksit miktarındaki artışın
yaklaşık olarak karekökü ile orantılıdır. Bir diğer etki de bu gazların ne süreyle
atmosferde kaldıklarıdır. çünkü bir gaz ne kadar uzun süre atmosferde kalırsa etkisi o derece büyür. Tüm bu etkileri içinde bulunduran Küresel Isınma Potansiyeli
isimli bir endeks geliştirilmiştir. 100 sene süre için tüm etkiler toplandığında şu
tablo elde edilir:
Bu tablo diğer gazların karbondioksite oranla ne derece daha tehlikeli olduklarının göstergesidir. CF C’ler bu tabloya göre en tehlikeli sera gazları olmalarına
rağmen 1987 Montreal Protokolü ile kullanımları kısıtlanmış olduğu için artık
ciddi bir tehdit oluşturmamaktadırlar. Atmosferdeki metan miktarı 1750’den bu
Şekil 7.2: Gazların küresel ısınma potansiyelleri
yana %140 artmıştır. Bunun temel sebebi özellikle pirinç üretimi ve evcil besi hayvanlarının sayısındaki artışla beraber gerek petrol gerekse de kömür çıkartılırken
metan gazının ortaya çıkmasıdır. Endüstri devriminden bugüne kadarki sera
etkisindeki artışın neredeyse %15’i metan gazından kaynaklanmaktadır. Azot
96
protoksit miktarı fosil ve biyokütle yakılması ve suni gübre kullanımının artması ile senede %0.2-0.3 oranında artmaktadır. Ozon kuvvetli IR bantlarına
sahip olmasına rağmen atmosferdeki yoğunluğu zaman ve mekana bağlı olarak
değiştiğinden etkisi tam olarak bilinememektedir.
7.4
Enerji dengesi
Dünyanın atmosferini her türlü ışınıma karşı geçirgen olarak kabul edelim. Güneşin
yaydığı tüm ışıma şöyle yazılabilir:
2
Eg = 4πRg2 σTg4 = 4πSRdg
(7.4.1)
Bu ışıma dünya-güneş mesafesindeki bir küre yüzeyine düşen birim ışıma enerjisi
ile küre yüzey alanının çarpımına eşittir. Buradan birim ışıma enerjisi (güneş
sabiti) bulunabilir:
S=(
Rg 2 4
) σTg
Rdg
(7.4.2)
Dünyadan yayılan toplam ışıma enerjisi de dünyaya düşen toplam net ışıma enerjisine eşit olmalıdır:
Ed = 4πRd2 σTd4 = (1 − A)SπRd2
Dünyanın yansıtma kuvveti A = 0.3’dür.
(7.4.3)
Buradan dünyanın efektif ışıma
sıcaklığını 255K veya -18 ◦ C olarak bulabiliriz. ölçülen ortalama sıcaklıkla olan
fark 33K’dir. Bu fark yukarıda yapılan hesaptaki ışımanın çoğunun aslında dünyanın
yüzeyinden değil atmosferin çeşitli tabakalarından gelmesindendir. Daha detaylı
bir hesapla en yüksek ışımanın yüzeyden değil yerden 6-7km yukarıda bir bölgeden
geldiğini göstermek mümkündür. Bunun sebebi de stratosferin optik açıdan ince
olduğu için iyi bir yayıcı olamaması, yüzeye yakın yerlerin de üzerlerinde optik
olarak çok kalın bir tabaka olmasıdır.
97
Şekil 7.3: Enerji dengesi
7.5
Basit bir sera modeli
Bir sonraki adım yüzey sıcaklığını ve efektif ışıma sıcaklığını ayrı ayrı hesaplayabilmektir. Bu amaçla ilk yaklaşım olarak atmosferi kalın tek bir tabaka olarak
alabiliriz. Bu tabaka kısa dalga boyları için tamamen geçirgendir, 4 µm’dan uzun
dalga boyları ise geçemezler. Bu atmosferin emilim davranışının basitçe modellenmesine bir örnektir. Bu tür modellemeye gri yaklaşımı denebilir.
Bu modelde dünyanın yüzeyine ulaşan akı gene (1−0.3)S/4 olarak kullanılabilir.
Bu yüzey sıcaklığını 255K yapacaktır. Dünya yüzeyi için ışıma dengesi:
S
(1 − A) + σTa4 = σTd4
4
(7.5.1)
Atmosfer için ışıma dengesi:
2σTa4 = σTd4
(7.5.2)
Buradan dünyanın sıcaklığı Td = 21/4 255K = 303K bulunur. ölçülen sıcaklık farkı
33K olmasına rağmen burada 48K bulduk. Bunun da sebebi tüm atmosferin tek
bir tabaka olarak alınmasıdır. Atmosferi alt kısımları daha sıcak, üst kısımları
biraz daha soğuk olacak şekilde izotermal tabakalar halinde modelleyecek olursak
98
Şekil 7.4: Basit bir sera modeli
ölçülen 33K’lik farka çok daha yaklaşmış oluruz.
7.6
Daha iyi bir sera modeli
Eğer atmosferi troposfer ve stratosfer şeklinde ikiye ayırarak modelleyecek olursak
daha iyi bir sonuca ulaşabiliriz.
Bu basit modelde troposfer sabit bir geçiş oranı ile (Γ= g/cp ), stratosfer de
sabit bir sıcaklık (Ts ) ile gösterilir. Ya tropopoz yüksekliğini ya da yeryüzü
sıcaklığını bir diğer parametre olarak alırız. Stratosferdeki emicilerin oranı ve
dünyanın aklığı bağımsız değişkenlerdir. Emilim havadaki bir emicinin karışım
oranı (a, kütle/hacim) ile gösterilir. Diğer gazlar stratosferde çok daha az bulundukları için bu emici karbondioksittir. Atmosferdeki en yüksek ışınım ortalama
sıcaklığın 255K olduğu bölgeden yapılır, daha alt tabakalar geçirgen olmadıkları
için (optik olarak kalın), üst tabakalarda da yeterince ışıyıcı olmadığı için (optik
olarak ince) ışıma yerden 6-7km yukarıda yoğunlaşır. Stratosferin efektif ışıma
99
Şekil 7.5: Yükseklikle sıcaklığın değişimi
sıcaklığı, stratosferi bir katman gibi görerek hesaplanabilir:
eσTd4 = 2eσTs4
(7.6.1)
Böylece stratosferin sıcaklığı dünyanın sıcaklığına bağlanabilir:
Ts =
Td
255
=
1
1
24
24
(7.6.2)
Bu modele emicilerin miktarındaki artışı da ekleyebiliriz. Bu şu şekilde yapılır.
Tropopoz altındaki bölgenin optik olarak kalın olduğu nokta belirlenir. Tropopoz
üzerindeki emici miktarı u = Hapt olarak yazılır. Burada H ölçek yüksekliği,
a karışma oranını gösterir. Emici miktarı fazla olan bir ortamda optik kalınlık,
karışma oranının kare kökü olarak değişir. Ancak tropopozda tanım olarak sabit
optik kalınlıktan bahsettiğimiz için a kare kök ile artıyorsa basıncın kare kök a
ile azalması gerekir. Atmosferdeki CO2 miktarının iki katına çıkması senaryosu
100
için bu şu şekilde yazılır:
∆p = −
ve
p
∆z
H
∆p
1
= √ = 0.7
p
2
(7.6.3)
(7.6.4)
Yani emici miktarını iki katına çıkartmak troposferin kalınlığını 3km daha arttırır.
Bu aşağıda sıkışan ısının uzaya ışınımsal olarak yayılmasını kolaylaştırmak için
konvektif ısı alışverişi yapan bölgenin kalınlığını arttırmak demektir. Ancak bu
dünyanın dışarıdan görülen efektif sıcaklığını etkilemez. Eğer tropopoz yüksekliği
Şekil 7.6: Daha iyi bir sera modeli
3km artacak olursa, 6K/km geçiş oranı ile bu tropopoz sıcaklığının 18K artması demektir. Benzer bir hesapla şu andaki yüzey sıcaklığının da endüstri devrimi öncesine oranla 6K artmış olması gerekmektedir. Ancak bu artış sadece 1K
civarındadır. Aradaki farkın bir kısmı okyanusların yüksek ısı sığalarından dolayı
atmosferin ısınmasını geciktirmeleridir. Bu konuda tahmin edilen, okyanusların
101
hesap edilen ile gerçekleşen arasında %50 fark yaratabileceğidir. Ayrıca gerçek
ölçümler artan CO2 miktarı ile stratosferin soğuduğunu göstermektedir. Bunun
sebebi karbondioksitin 15 µm bandında kuvvetli bir ışınım yapmasıdır. Bu basit
modelimiz de yüzey sıcaklığını fazla arttırmadan troposferin yüksekliğinin artabileceğini göstermektedir. Son olarak, her ne kadar CO2 miktarı artsa da atmosferde etkilerini tam bilemediğimiz, aklığın değişmesi, sülfat miktarının artması
gibi olaylar da olmaktadır. Dolayısıyla en azından aklık değişikliğini de modelin
içine katmak gerekmektedir.
Kullandığımız denklemlerde sadece stratosferin sıcaklığı aklığa bağlıdır.
1
Td
(1 − A)S
Ts =
=(
)4
1
4σ
24
(7.6.5)
Buradan hem stratosferin sıcaklığı, hem de dünya yüzeyinin sıcaklığı elde edilebilir:
4σTd4 = (1 − A)S
(7.6.6)
Aklıktaki artış dünyanın yüzey sıcaklığını azaltacaktır.
Sonuç olarak, CO2 miktarındaki artıştan gelen 6K sıcaklık artışının yarısı denizler tarafından emilir. Eğer dünyanın aklığı da son yüz senede 0.3’den 0.275’e
indiyse bu da ek olarak 2K bir azalma sağlar ve net artış olarak 1K görülür.
Bu makul bir senaryodur. Bu model bize kesin cevaplar vermekten uzaktır,
yalnız belirli parametrelerin nasıl değiştikleri ve bu değişikliklerin sisteme ne
gibi artı veya eksiler getirebileceğini sorgulamak açısından yararlıdır. Modellerin pekçoğu içlerinde geri besleme mekanizmaları barındırır. Mesela CO2 miktarındaki artış sıcaklıkları arttırır, artan sıcaklıklarla buharlaşma artar, artan
buharlaşma ile bulut miktarı artar, ancak artan bulut miktarı aklığı da arttırdığı
için sıcaklığı düşürür, bu negatif geri beslemeye bir örnektir. CO2 miktarındaki
artış sıcaklıkları arttırır, artan sıcaklıklarla buharlaşma artar, artan buharlaşma
102
ile su buharı miktarı artar. Su buharı bir sera gazıdır ve artan sera gazı sıcaklıktaki
artışı hızlandırır, bu da pozitif geri beslemeye bir örnektir. Eğer aklığı yüzey
sıcaklığının bir fonksiyonu olarak tanımlayacak olursak basit bir negatif geri besleme
oluşturabiliriz. Bu modelde dA/dT0 = +sabit olarak alacak olursak son yüz
senede ortaya çıkan 1K sıcaklık artışını hesapla da bulmamız mümkün olur.
BÖLÜM SEKİZ
OZON TABAKASI
8.1
Ozon tabakası
Ozon dünyada hayatı sağlayan önemli sebeblerdendir. Bazı katmanlarda ve troposferde sıcaklık artınca ozon da 9.3mikrona kadar artar ve bu çok ciddi bir sera
gazıdır. Ancak sera gazı olarak etkisi ozonun faydası düşünüldüğünde göz ardı
edilebilecek durumdadır. Her ne kadar ozonun atmosferdeki miktarı diğer sera
gazlarından çok daha az olsa da ozon diğer sera gazları arasında ayrı bir yer tutar.
Bu önemin sebepleri şunlardır: (1) U V ışınları, özellikle U V B kanser yapar. Ozon
da güneşten gelen U V ışınlarını emip dünyaya erişimini engellediği için önemlidir.
(2) Ozonun bu ışınları emmesi sırasında ozonun yoğunlukla bulunduğu bölge bir
hayli ısınır. (3) Ozonun kızılötesinde de pekçok emilim bandı vardır, özellikle
dünyanın ışımasının tepe noktasına yakın olan 9.3mm bandı çok kuvvetlidir, bu
sebepten de ozon bir sera gazıdır. (4) Ozon stratosferde ve troposferde pekçok
kimyasal reaksiyona girer, stratosferdeki reaksiyonlarda ozon yok olur.
8.2
Atmosferdeki UV ışıması
Güneşin ışımasının yaklaşık %15’i U V tayfındadır. Bu bölgede üç ayrı alan vardır:
(1) En fazla enerjiye sahip fotonlar atmosferdeki molekülleri iyonize ederler. İyonosferi bu işlem yaratır. (2) Orta U V bandında (Schumann-Runge)
ışıma genelde O2 tarafından yutulur ve atomik O oluşur. (3) Düşük enerjili U V
bandında emilim ozon aracılığıyla olur. Bu bant ayrıca U V −A, U V −B ve U V −C
103
104
diye üç ayrı parçaya bölünebilir. Bunlar içinde hayvan ve bitkilere en zararlısı
U V − C’dir ve bu ışınlar neredeyse tamamen O2 tarafından emilir. U V − B’nin
büyük bir kısmı ozon tarafından emilir, az bir kısmı ve neredeyse zararsız olan
U V − A dünyaya ulaşır.
Şekil 8.1: Atmosferdeki UV ışıması
8.3
Ozon üretimi
Atmosferde ozon üretimi yerden 25km yukarıda olur. Reaksiyon için yüksek enerjili fotonlar ve oksijen molekülleri gerekir. Daha yüksekte oksijen moleküllerinin
yoğunluğu az olduğu için, daha aşağıda da fotonların hepsi emilmiş olduğundan
reaksiyon için ideal yükseklik bu bölgedir. Reaksiyon basit olarak şu şekilde
gelişir: Oluşturan ve yok eden tüm reaksiyonları inceleyecek olursak atmosferdeki
105
Şekil 8.2: Ozon üretimi
ozon yoğunluğu şöyle bulunur:
[O3 ] ≈
k2 [O][O2 ][M ]
k3
(8.3.1)
Burada k’lar oluşum ve ayrışım reaksiyon sabitleri, [M ] o noktada havadaki azot
veya oksijen molekülü miktarıdır. Bu ozon oluşum mekanizması 1930’da Sydney Chapman tarafından bulunmuştur. Ancak üretilen gerçek ozon miktarı ile
bu mekanizma ile üretilmesi beklenen ozon miktarı karşılaştırıldığında büyük bir
farklılık vardır. Bu farklılık ozonun üretilmesinin beklendiği yükseklik profilinde
değil sadece ozon üretim miktarındadır: Bunun sebebi de 1930’larda bilinmeyen
ve ozonu yok eden mekanizmalardır. Bu mekanizmalar atmosferde çok az bulunan
kimyasal maddelere dayanırlar. Bu az bulunan maddeler o derece az bulunurlar
ki bunların önemi ancak 1970’lerde anlaşılmıştır. Bu maddelerin başında azotun oksitleri, N O ve N O2 , gelir. Bu her iki madde de azot protoksitin oksijenle
birleşmesi sonucu oluşurlar. Ama yaptıkları şey aynıdır, ozonu yok ederler. Hem
burada bir N O molekülü pekçok ozon molekülünü yok edebilir. Ancak son senel-
106
Şekil 8.3: Ozon yoğunluk ve yükseklik profili
erde ozonu yok etmede azot oksitlerden çok daha efektif davranan moleküller
bulunmuştur. Bu moleküllerin başında Freon diye bilinen CF2 Cl2 gelir. Bu ve
diğer CF C’ler ozon miktarını şu şekilde etkilerler:
[O3 ] ≈
k2 [O][O2 ][M ]
(k3 + k4 [O] + k6 [Cl])
(8.3.2)
Ozonu yok eden tüm dış etkenleri topladığımız zaman hesapladığımız ile ölçtüğümüz
yoğunluk profillerinin örtüştüğünü görebiliriz.
8.4
Atmosferdeki ozon dağılımı
Atmosferdeki ozon miktarı uydular aracılığıyla uzaydan ölçülebilir. Bu şekilde
dünyanın tamamındaki ozon miktarı ölçülmüştür. Ancak bu ölçülen herhangi
bir dikey kolondaki ozon miktarıdır. Pek çok zaman ise, bize bu ozonun değişik
yüksekliklere nasıl dağıldığının bilgisi gerekmektedir. Bu amaçla kutuplar da
107
dahil olmak üzere dünyadaki 50 noktadan atılan meteoroloji balonlarıyla atmosferin çeşitli katmanlarındaki ozon miktarı düzenli olarak ölçülmektedir.
Tamamen denizlerle çevrili simetrik yapısından dolayı Antarktika dünyanın en
soğuk yeridir. Bunun kısmi sebebi ise Antarktika üzerinde oluşan kararlı kutup
girdabının diğer bölgelerle ısı transferine izin vermemesidir. Kış aylarında bu girdap nedeniyle stratosferik sıcaklıklar 170K ve altına düşebilir. Bu sıcaklıklarda
da stratosferde kutupsal stratosferik bulutlar oluşur. Bu bulutlar temelde nitrik asit kristallerinden meydana gelmektedir. Bu kristaller kataliz reaksiyonlarının gerçekleşmesi için katı yüzeyler sağladıkları dolayı normalde fazla aktif
olmayan klor ve brom atomlarının aktifleşerek ozon moleküllerini parçalamasına
sebep olurlar. Bu nedenle her sene Eylül ve Ekim aylarında Antarktika üzerinde
geniş bir ozon deliği oluşur. Bu dönemde Antarktika üzerindeki ozon miktarı %60
azalır.
Genel olarak ozon en fazla, daha çok güneş ışığı alan ekvatora yakın kuşakta
üretilir. Ancak stratosferdeki rüzgarları takip ederek kutuplara doğru yayıldığı
için en fazla orta kuşak çevresinde ozona rastlanır. Ozonu yok eden reaksiyonlar
sıcaklığa bağlı oldukları için ozon miktarı kış aylarında daha çok artar. Ozonu
yok eden gazlar daha çok endüstriyel ülkeler tarafından salınsa da stratosferdeki rüzgarın karıştırıcı etkisinden dolayı bu gazlar tüm atmosfere eşit olarak
dağılırlar. Orta enlemlerdeki ozon azalması kutupsal stratosferik bulutlar gibi
katalitik mekanizmaların azlığı nedeniyle, kutuplardaki kadar fazla değildir. Kuzey
kutbu da güney kutbuna oranla 10K daha sıcak olduğu kuzeydeki azalma güneye
oranla daha azdır.
108
Şekil 8.4: Antartika üzerindeki ozon deliği
Şekil 8.5: Yıllara ve enleme göre ozon miktarındaki değişiklikler
BÖLÜM DOKUZ
İKLİME DUYARLILIK
9.1
İklime duyarlılık ve iklim değişikliği
Geçmişte iklimin nasıl değişmiş olduğunu anlamamız ve bu bilgiyi gelecekteki
olası iklim değişikliklerini öngörmek için kullanmamız gereklidir. şuanda 0.6 K
lık bir sıcaklık artışı mevcut. Bunun doğruluğunu sorgulamak için geçmiş yılları
gözlemleyerek ölçümler, modellemeler yaparak genel kabul görecek varsayımlarda
bulunabiliriz.Bu varsayımlarda bulunurken sayısal verilerle çalışmak, geçmiş iklim değişikliklerinin nasıl yaşandığı ve etkileri hakkında bilgi sahibi olmak gereklidir. İklimdeki bu değişikliklere sebep olabilecek birkaç ana başlık sayılabilir:
(1) Dünyanın güneş etrafındaki yörüngesindeki değişiklikler, (2) Güneşin enerji
çıktısındaki değişiklikler, (3) Dünyanın aklığındaki olası değişiklikler, (4) Sera gazları da dahil olmak üzere dünyanın atmosferindeki değişiklikler ve (5) Enerjinin
dünya üzerindeki hareketini kolaylaştıran okyanus akıntılarındaki değişiklikler.
Bunlar dışında da bazı felaket senaryolarıyla iklim değişikliği açıklanabilir.
Bunların başında orta büyüklükteki bir göktaşının dünyaya çarpması, gezegen
boyutunda bir nükleer savaş ve birkaç yanardağın birbirleriyle etkileşerek patlaması gelebilir. Örneğin 65 milyon yıl önce ciddi boyutta büyük bir meteor
dünyaya çarpıp dinazorların hayatını sona erdirmiştir. O döneme ait dünya katmanlarında da, dünyaya ait olmayan maddeler, yani meteorla gelen maddeler
bulunmaktadır. Ayrıca bulunan en son dinazor fosili 65 milyon sene öncesine
dayanır. Sahip olduğumuz bu bilgiler de iklimdeki değişikliğin, göktaşı çarpması
gibi nedenlerden kaynaklanma olasılığının, yüksek olduğunu gösterir.
109
110
9.2
Dünyanın yörüngesiyle ilgili değişiklikler
Dünyanın güneş ve kendi etrafındaki hareketi güneş, ay ve diğer gezegenler tarafından
sürekli etkilenir. Bu etkileşimin sonucu olarak dünyanın yörüngesinde periyodik
değişiklikler gözlenir. Bu değişiklikler ilk olarak Milankovich tarafından matematiksel olarak gösterilmiştir. (1) Dünyanın yörüngesinin daireden farklılığı zaman
içerisinde değişir. Daireden farklılık 0.00005 ile 0.05 arasında değişebilir. 0.00005
neredeyse mükemmel daire demektir. 0.05 ise dünyanın güneşe yakın olduğu zamanla uzak olduğu zaman arasında dünyaya ulaşan enerji miktarı arasında %10
fark olabilir demektir. şu andaki daireden farklılık 0.017’dir, bu da yakın-uzak
arasındaki farkın %3 olmasına neden olmaktadır. Daireden farklılık 100, 000 ve
400, 000 senelik periyotlarla değişmektedir. Geçmişteki buzul çağlarının gelişi bu
periyotlara denk gelir. Iklimdeki ciddi değişiklikler bu buzul çağlarından kaynaklanır. (2) Dünyanın eksen eğikliği 22◦ ile 24.5◦ arasında değişir. Bu değişimin
periyodu 40, 000 senedir. şu andaki eksen eğikliği 23.5◦ ’dir. (3) Dünyanın devinimi vardır, yani dünyanın ekseninin uzayda baktığı nokta 19, 000 ve 23, 000 senelik
periyotlarla değişir. Dünyaya gelen senelik net enerji değişmez. Ancak, dünya ile
güneş arasındaki mesafe bazen artarken bazen azalır. Bunun şu andaki etkisi
dünyanın güneşe en yakın olduğu günün kuzey yarım kürede kış aylarına, en
uzak olduğu günün de yaz aylarına denk gelmesidir. Böylece kuzey yarım kürede
kışlar ve yazlar daha ılıman geçer. Bunların hiçbiri tek başına buzul çağlarını
başlatacak nedenler değildir. Fakat kuzey yarım küre kötü bir kış yaşar ve bir kez
karla kaplanırsa, ondan sonra ne kadar güneşe yaklaşırsa yaklaşsın beyaz olduğu
için ışığı yansıtır ve ısınamaz. Diğer bir değişle buzul çağlarının gelişi hızlı olur,
ama bu durumdan çıkmak zaman alır. İklim değişikliğinin asıl araştırılma amacı
da bu periyodik buzul çağlarının geliş ve çıkış sebebleridir. Dünyanın tamamının
buz olduğu durumda sıcaklık 215 Kelvindir ve bu çok dengede bir durumdur. Bu
durumdan çıkmak için dışarıdan sisteme bir etki şarttır. Bu etki ya çok büyük
yanardağ patlamaları ya da meteor çarpmasıdır.
111
Geçtiğimiz çağlarda buzulların dünyanın çoğunu kapladığı ve sonra geri çekildikleri
dönemler olmuştur. 800 ve 600 milyon yıl önce, 460 ve 430 milyon yıl önce, 350
ve 250 milyon yıl önce ve geçtiğimiz son üç milyon yıl dünyanın buzlarla kaplı
olduğu dönemlerdir. Son iki milyon senede bu gidip gelmelerden 20 tane olduğu
gözlemlenmiştir. Son 11, 000 senedir nispeten daha ılık bir dönem yaşıyoruz. Ancak buradaki, ılık bir buzul çağına göre ılık demektir. Aslında dünya buzul çağları
dışında tamamının buzsuz olduğu sıcak dönemler geçirmiştir. Bu eski buzul
çağlarının gözlemlemek kolay değildir. çünkü yüzmilyonlarca yıllık sürelerden
bahsettiğimiz zaman bu süre içerisinde kıtaların yer değiştirmelerini de hesaba
katmak zorundayız. çünkü buzulların temel oluşum sebebi kıtaların yer değiştirmesinden
kaynaklanır. Eger kutuplara giden sıcak su akıntısı engellenirse buralar donacaktır.
şu an kıta hareketleri buzul çağını başlatacak etkiler yaparken, biz tam tersi etkide
bulunuyoruz. Eğer Sibiryanın sıcaklığı 0 derecenin üstüne çıkarsa altınındaki sıvı
metan dışarı çıkar. Bu metanın hepsinin çıkması önümüzdeki 5 yılda sıcaklığın
15 derece artması demektir. Sıcaklıkla ilgili geçmiş hakkında bu kadar rahat
Şekil 9.1: Dünyanın yörüngesiyle ilgili değişiklikler
konuşuluyor olma sebebi, yapılan araştırmalarda bunun kanıtlanabilmesidir. Örneğin
112
son yarım milyon yıl içerisindeki buzul çağlarını incelemek için, kutuplardaki buzların içinde hapsolmuş olan gaz paketlerini kullanabiliriz. Bu paketlerin içinde
bulunan gazdaki, başta oksijen olmak üzere çeşitli izotopların oranları bize o buzu
oluşturan karlar yağarken havanın ne kadar sıcak olduğu konusunda net bir ölçüm
verirler. Soğuk havada daha ağır izotoplu atomlardan oluşan su, daha çabuk
yoğunlaşır ve donar. Bu mantık kullanılarak buzun içindeki
16
O/18 O oranını
ölçmek ve hava sıcaklıklarını hesaplamak mümkündür. Ayrıca buzda adsorbe
edilen karbondioksit miktarı ile, o zaman havada bulunan karbondioksit miktarının ne kadar olduğu da tahmin edilebilir.
Şekil 9.2: Binlerce yıl önceki sıcaklık profili
Son beş yüz bin yılın sıcaklık verileri 100, 000 senelik bir periyodiklik göstermektedir.
Daha detaylı bir tayf analizi 43, 000, 24, 000 ve 19, 000 senelik süreklilikler de vermektedir ki bunlar Milankovich tahminleri ile uyumludur. Gene de Milankovich
iki ana noktada zayıftır: (1) Dünyaya gelen net enerji miktarı değişmezken nasıl
oluyor da böylesi büyük bir sonuç doğabiliyor? (2) Milankovich asimetrik bir
soğuma öneriyor, oysa buzul çağlarında tüm dünyada bir soğuma gözleniyor.
Temel nokta ,soğuk kışın daha kötü olmasıdır. Kuzey yarım kürenin %43ü kara
iken, güney yarım kürenin %17 si karadır. Bu nedenle, kuzey yarım küre daha
113
hızlı donar ve albidosu yükselir. Bu durumda, kuzey yarım küreye gelen enerji
düşer. Sonrasında ise dünyanın geri kalanı soğur. Yani, güney yarım küre de
donmaya başlar.
Bu noktaların ışığında Milankovich teorisinin konunun modellenmesinde sadece
bir başlangıç olduğu ve lineer olmayan yaklaşımlarla geri beslemelerin probleme
eklenmesi gerektiği görülmektedir.
9.3
Güneşin enerji çıktısındaki değişiklikler
Daha önce gördüğümüz gibi dünyanın gerek yüzey gerekse de stratosfer sıcaklığı
dünyaya ulaşan ışımanın 1/4 üsteli gibi artar. Güneşin yaydığı ışıma, günlerden
milyonlarca yıla varan değişik zaman birimlerinde farklılıklar göstermiştir. Örneğin
bundan 3000milyar yıl önce farklıydı, şimdi de farklı ve 7000 milyon yıl sonra da
bu ışıma bitecek. 50 milyon yıl sonra ise dünya yaşanamayacak bir hale gelecek. Güneşteki ışıma miktarı degişimi tabiki de sıcaklığı etkiler ancak gösterildiği
gibi milyon yıllık zamanlarda görünen etki son 30 senede meydana gelen 0.6 K lık
sıcaklık artışını açıklamaz. Ancak kesin ölçümler son otuz senede yapılabildiğinden
o zamana kadarki bilgilerimiz ışıma bilgileri yerine geçebilecek ölçümlerle yapılmıştır,
biz bunlara proksi diyoruz.
Yani proksinin kelime manası dolaylı ölçümdür.
Mesela ağaç kesilince halkalardan; mevsimin ne kadar sıcak, kurak veya soğuk
olduğu, gibi bilgilere renk ve genişlik değişimleri incelenerek ulaşılabilir. Ayrıca
güneş lekeleri de önemli proksilerdir. İlk olarak 1609’da Galileo tarafından ölçülen
güneş lekeleri zaman içinde 11 senelik periyotla değişmektedir.
Bu lekelerin
güneşteki manyetik alanlarla ilgili olması dışında, nasıl oluştuklarına dair kesin
bir bilgi yoktur. En yüksek ile en düşük güneş lekeli durum arasında dünyadaki
sıcaklık farkı sadece 0.05K olmalıdır. Fakat bu iklimi değiştirecek bir durum
değildir. 1600-1700 tarihleri arasında dünyada çok soğuk günler yaşanmıştır.
Örneğin, İstanbul boğazı donmuştur. 1650-1720 tarihleri arasında ise hiç güneş
114
lekesi gözlenmemiştir.
Grafikten de görülebildiği gibi, güneşin yaydığı ışıma, iklim değişikliği bağlamında
bakıldığında sadece %0.1 fark yaratabilecek boyuttadır. Daha uzun zaman aralıklarına
bakıldığında, güneşin ışınımının son 300 milyon yılda %2.5 oranında değiştiği
görülür, ancak bu da iklim değişikliğini ilgilendiren zaman aralıklarından çok
daha uzun bir zamandır.
Şekil 9.3: Güneşin enerji çıktısındaki değişiklikler
9.4
Atmosferin bileşimindeki değişiklikler
Atmosferdeki sera gazları olmayacak olsa atmosferin sıcaklığı şu andakinden 33K
daha düşük olacaktı. Herhangi bir anda atmosferdeki su buharı dışındaki sera ga-
115
zları yok olacak olsalar, su buharı da donar ve dünya bir kartopuna dönüşür. Ancak bu senaryo her an artmakta olan sera gazlarıyla pek mümkün görünmemektedir.
Son 50 senede CO2 miktarı %20, metan miktarı da %100 artmış durumdadır. Bu
artış havadaki su buharı oranını da arttıracağından bu da sera etkisini daha da
kötüye götürecektir. Artışın ne kadar olacağı su buharının bir yandan bulut
Şekil 9.4: Atmosferin bileşimindeki değişiklikler
oluşturarak aklığı azaltması, diğer yandan da sera gazı olması nedeniyle sıcaklığı
arttırması örneğinde olduğu gibi pekçok faktörün birlikte çalışmasına bağlıdır.
Genelde bu tür etkiler sera gazlarının etkilerini azaltma yönünde hareket ederler.
Bu etkilerden bir tanesi havadaki aerosollerdir. Her ne kadar CO2 gibi atmosferde her yere aynı miktarda dağılmış olmasalarda aerosoller dünyanın aklığını
arttırarak dünyaya ulaşan net güneş enerjisini azaltırlar. Bulut miktarındaki en
ufak farklılıklar bile dünyanın sıcaklığını değiştirmeye yeterlidir. Mesela dünyanın
aklığındaki 0.01’lik bir değişiklik dünya sıcaklığını 1K değiştirebilir. Ancak gerek
116
bulutların günden güne ve yerden yere olan farklılıkları gerekse de kalınlık, atmosferdeki yükseklik ve mikroyapıları bulutların sebep olduğu aklıkta uzun süreli
bir değişikliğin keşfedilebilmesini zorlaştırmaktadır. Dünyanın aklığını uzaydan
ölçmenin yanı sıra astronomik yollar da denenmektedir. Mesela ay sadece dünyadan
aydınlanırken ay yüzeyinin parlaklığı net olarak ölçüldüğünde dünyanın aklığı
konusunda bir sonuç verebilir. Bu ölçümler dünyanın aklığının 18 aylık bir süre
içerisinde %20’den fazla değişebildiğini ortaya koymaktadır.
9.5
Okyanus akıntılarındaki değişiklikler
Dünyadaki okyanus akıntıları iki ana sebepten dolayı değişebilirler: (1) Kıtaların
hareketi: Uzun zaman aralıklarına bakıldığı zaman kıtalar hareket etmektedirler.
Okyanus akıntıları da kendilerini kıtaların bu hareketlerine bağlı olarak değiştireceklerinden
bu bağlamda bir iklim değişikliği söz konusudur. Geçmişteki büyük iklim değişikliklerinin
de temel sebeplerinden bir tanesi budur. Ancak bu değişiklikler milyonlarca
yıllık zaman süresince meydana gelirler. (2) Akıntıları oluşturan denizdeki tuzluluk/sıcaklık dengesi olduğu için bu dengedeki bozulmalar akıntıların da etkilenmesine sebep olacaktır. Bu bozulmaya en son örnek günümüzden 12, 800 yıl
önce yaşanmıştır. Son buzul çağının sonunda buzulların hızlı erimesi sonucu Atlantik okyanusunun kuzeyindeki akıntı durmuş ve bunun sonucu olarak dünya
tekrar 1, 300 yıl süren bir mini buzul çağına girmişti. Bu mini buzul çağına genç
dryas olayı denir. Bu buzul çağının başlaması yaklaşık 50 sene sürmüştür; bu
ve benzeri hızlı değişikliklerin varlığı günümüzde de benzer değişikliklerin olabileceğinin bir göstergesi olarak alınmalıdır. Genç Dryas olayının sonu da başı
gibi hızlı olmuştur. Okyanus akıntısındaki dengenin yeniden kurulması ile buzlar
hızla erimiş ve deniz seviyesi 1000 yıldan kısa bir sürede 50m kadar yükselmiştir.
Burada da görüldüğü gibi genç Dryas olayı Milankovich döngülerine göre Grönland’ın
en fazla yaz güneşi aldığı zamanda olmuştur. En muhtemel senaryoya göre, bu
117
hızlı ısınma kuzey Amerika’nın yüzeyini kaplayan buzları hızla eritmiş, buradan
gelen tuzsuz su da Atlantik’deki deniz suyunun tuzluluk oranını değiştirerek
akıntının durmasına sebep olmuştur. Her ne kadar iklimi uzun vadelerde tah-
Şekil 9.5: Onbin yıl önceki sıcaklık profili
min edebileceğimizi düşünsek de hava durumu tahminimiz üç haftadan ileriye
başarılı sonuçlar veremez. Ancak iklim modellemeleri hava durumunun baz aldığı
bazı doğa olaylarını başarı ile tahmin edebilecek olursa hava durumu modellerini
ilerletmenin bir yolunu bulabiliriz. El Nino - Güney Salınımı (ENSO) iklim modellerinin tahmin etmeye çok yaklaştıkları bir olgudur. Başarılı bir ENSO tahmini bu salınımdan etkilenmesi muhtemel olan kitleler için bbiir uyarı niteliği
taşıyacaktır. El Nino Peru kıyısındaki okyanus sularının 2-7 yıllık periyotlarla
ısınmasıdır. Normalde Pasifik okyanusunun sıcak suları batı yakasındadır. Bu sebepten de rüzgarlar doğudan batıya eserek akıntıyı da beraberlerinde sürüklerler.
Sıcak yüzey suları Peru’dan batıya doğru gidince okyanusun dibinden soğuk ve
118
besin yüklü sular yüzeye çıkarak deniz canlılarını besler. Ama El Nino senelerinde
batıdaki sıcak sular doğuya doğru yayıldıklarından rüzgarlar ve buna bağlı deniz
akıntıları durur.
El Nino binlerce yıldır süregelen bir olgudur, ancak iklim değişikliği ile son
senelerde şiddetini arttırmıştır. Bu olgunun etkileri dünyanın her tarafında görüldüğü
için önceden tahmin edilebilmesi son derece önem taşır.
Şekil 9.6: El Nino
119
9.6
Doğal sıcaklık salınımları
İnsan yapısı bir iklim değişikliğinden emin olabilmemiz için birincil şart doğal
sıcaklık salınımları hakkında kesin bilgilere sahip olmamızdır. Bu bilgilere sahip
olmanın görünürde iki yolu vardır. (1) Nümerik modeller kullanarak bu modellerin verdiği en geniş sonuçlara bakabiliriz. Bu modelleri birbirinden az farklı
başlangıç koşulları ile çalıştırıp sonuçlardaki farklılıkları ölçmek mümkündür. (2)
Geçmişteki doğal sıcaklık salınımlarına bakabiliriz. Ancak burada iki sorunla karşı
karşıya kalıyoruz. Her ne kadar ilk termometrenin icadı İbn-i Sina’ya kadar uzansa
da ilk termometre kalibrasyonu 1638’de yapılmıştır (Robert Fludd), dolayısıyla
17. yüzyıl öncesine dayanan bir sıcaklık ölçümümüz yoktur. En eski günlük
sıcaklık ölçümleri 1814 yılına uzanmaktadır, ancak bu da endüstri devriminin
başlangıcından sonraya denk gelmektedir. Endüstri devriminin başı 1780’lerde
buhar makinasının icadı kabul edilmektedir, ancak buhar makinasını ilk tasarlayan 1551 yılında Takiyüddin Efendi’dir. Sıcaklık ölçümlerini almanın diğer yolu
da proksiler kullanmaktır, burada da proksilerin ne derece detaylı sonuç verdikleri
önemlidir, yani son otuz yıldaki insan yapısı sıcaklık artışının 0.6 ◦ C olduğunu
düşünüyorsak, proksilerden aldığımız verilerin bundan çok daha iyi çözünürlükte
olması gerekir. Sıcaklık ölçümünde bir üçüncü yöntem de kişilerin tuttukları
sıcaklığa bağlanabilir anılardır. Özellikle din adamları ve öğretmenler senenin ilk
karı ne zaman yağdı, çiçekler ne zaman açtı türü bilgileri not etmişlerdir. Bu
bilgilere dayanarak en azından Avrupa kıtası için son sekiz yüz senenin ortalama
sıcaklıklarını çıkartabiliriz:
Buradan, kısa süreli de olsa, geçmişte ortalamadan 0.6 ◦ C farklı sıcaklıkların
görülmüş olduğunu anlayabiliriz. Bu da şu anda görülmekte olan sıcaklık artışları
kesinlikle insan yapısıdır dememize engeldir.
120
Şekil 9.7: Doğal sıcaklık salınımları
BÖLÜM ON
İKLİM MODELLEMESİ
10.1
İklim modellemesi ve iklim tahminleri
Diğer pek çok kompleks sistem gibi iklim çalışmak istediğimizde modellere güvenmek
zorundayız. Basit modeller bize sistemin nasıl çalıştığına dair anafikirler verebilirler, ancak detaylara inebilmek için daha kompleks modellere ihtiyaç duyarız. Bu
kompleks modeller gerçeğe daha yakındır, ancak hem hesaplanması için gerekli
bilgisayar donanımı fazladır, hem de uzun süre çalışmaları gerekir. Bu çalışmaların
sonunda bile elde ettiğimiz cevabın doğruluğundan emin olamayız. Bunun çeşitli
sebepleri vardır: (1) Modelin kısıtları vardır, bunlar yeterince küçük zaman ve
mekan aralıkları alamamak, yeterince detaylı sayılar kullanamamak veya başlangıç
değerlerinin yeterince kesin olmaması olabilir. (2) Modelin kendisi hatalı olabilir,
her modelin içine o noktadaki fizik bilgisi konur, bu bilgi hatalı veya eksikse bu
hata ve eksiklik sonuçlara da yansayacaktır. (3) Doğa kaotik olduğundan modellenebilir olmayabilir. İklim modellerine tüm bu noktaları aklımızda tutarak
yaklaşmalıyız. Ancak her geçen gün gerek bilgisayar gerekse de fizik alanında
yeni bir ilerlemeye yol açtığından yarattığımız modeller de benzer şekilde gerçeğe
yaklaşmaktadır. Bu modelleri gelecek için kurgulamaya başlamadan önce mutlaka
geçmişi test etmemiz gerekir:
Kurduğumuz bir model ancak geçmişi başarı ile açıklayabiliyorsa gelecek için
anlamlı bir sonuç verebilir.örneğin, 1960 yılındaki veriler kullanıldığında, 2000 yılı
verileri doğru bir şekilde elde ediliyorsa,o zaman bu modelleme gelecek tahmini
için kullanılabilir ve 2060 yılı verileri için de güvenilirdir denilebilir. Bu modellerin içinde gerek doğal değişkenler, gerekse de insan yapısı etkenler bulunmalıdır,
121
122
bunların ikisi de kendi başlarına şu anda yaşamakta olduğumuz iklim değişikliğini
açıklayamazlar, her ikisini bir arada alarak çalışan modellerin başarı şansı vardır.
Şekil 10.1: Yıllık küresel ortalama yüzey sıcaklıklarının simülasyonu
10.2
Modeller ve tahminleri
Bağlantılı atmosferik ve okyanussal genel dolaşım modelleri temelde üç denkleme dayanır: (1) Momentum denklemi: Newton’un ikinci kanunudur, içinde
yerçekimini, basınç farklarını, Coriolis kuvvetini ve sürtünmeyi barındırır. Temel
haliyle bir hidrostatik denge denklemidir. (2) Süreklilik denklemi: Kütlenin korunumunu verir. (3) Termodinamik denklem: Termodinamiğin birinci kanunudur,
enerjinin korunumunu verir, adiyabatik ısınmaya bağlı iç enerjideki değişikliği,
ışıma ile gelene benzer dış ısı girişlerini ve sınır ısısı değişimlerini barındırır. Bu
üç denklem temelde momentumun, enerjinin ve kütlenin korunumu ile birlikte
123
hidrostatik dengeyi verirler. Bunlara ışınımsal transfer, bulut oluşumu, ve yüzey
etkileşimleri gibi etkiler de eklenir. Bunlar gene de basitleştirilmiş modellerdir
ve her zaman geliştirilmeye açıktırlar. Ancak bu modeller bugüne kadarki iklim
değişikliğini doğru modelleyebildikleri için gelecekteki değişimleri de tahmine edebilecek fiziği içinde barındırmaktadır. Ancak gelecekte sistemin parametrelerinin
nasıl değişeceğini bilmediğimiz için girdilerimiz ancak tahmin seviyesinde kalmaktadır. Aklığın nasıl değişeceği buna bir örnektir. Burada söz konusu olan şu
Şekil 10.2: 2000 yılı için 1750 yılına göre iklimin insan kaynaklı ve doğal dışsal etkenleri
andaki verilerden çok bu parametrelerin gelecekte nasıl değişeceğinin bilinmesi
gerekir. IP CC bu konuda çeşitli senaryolar hazırlamaktadır. Tüm modeller de
bu senaryoları temel alarak tahminlerde bulunmaktadır. Bu senaryolar temelde
çeşitli sera gazlarının atmosferdeki oranlarının zaman içerisinde ne şekilde değişeceği
üzerinedir. SRES: Special Report on Emission Scenarios 40 değişik senaryo
(IP CC2001 ve 2007 raporlarında bu senaryolar kullanıldı) Birkaç ana grubu var:
124
A1: Hızlı ekonomik büyümeye sahip, parçaları birbirine daha çok benzeyecek
olan gelişmiş bir dünya A1F I: Fosil yakıtlarına dayanan A1B: Her yakıt türünü
eşit kullanan A1T : Fosil yakıtlarına yüklenmeyen A2: Hızlı ekonomik büyümeye
sahip, gelişmiş ama entegrasyonu daha az bir dünya B1: Hızlı ekonomik büyümeye
sahip, entegre ancak çevreye duyarlı bir dünya B2: Hızlı ekonomik büyümeye
sahip, gelişmiş ama entegrasyonu daha az ancak çevreye daha duyarlı bir dünya.
Şekil 10.3: Sera gazları simülasyonu
Bu tahminleri girdi olarak kullandığımızda aynı şeyi modelleyen değişik programlar değişik sonuçlara ulaşabilirler. Bu sebeple çıkan sonuçları topladığımızda
iki belirsizlik oluşur, biri program farklılıklarından, diğeri de değişik senaryolardan meydana gelen.
Tüm bu belirsizlikleri gözönüne alacak olursak, modeller
2100 yılında en iyi ihtimalle 1K en kötü ihtimalle 6K sıcaklık artışı öngörüyor.
örneğin, A2 senaryosuna göre 2050’de; doguda sıcaklık 4-5 derece,batıda sıcaklık
125
Şekil 10.4: IPCC değerlendirme raporları
3-4 derece,Türkiye’de ortalama sıcaklık 3-5 derece artacaktır.Bu senaryo hiçbir
önlem alınmadan bu şekilde devam edildiğinde olası karşılanacak durumdur. B2
senaryosuna göre 2050’de; doğuda sıcaklık 3-4 derece, batıda sıcaklık 2-3 derece,
Türkiyede ortalama sıcaklık 2-4 derece artacaktır.Bu senaryo uygulanabilirdir
ve herkes kendi çapında önlemler aldığında, olası karşılanacak durumdur. A2
senaryosuna göre yağmur durumu incelendiğinde, 2050’de; yaz yağışları çok ciddi
azalacak,kış yağışlarında ise önemli bir değişim olmayacaktır. Ancak bu modellere her ekleme yapıldığında ve her geçen gün yeni verilerle bu programlar
126
Şekil 10.5: IPCC değerlendirme raporları simülasyonları
koşturulduğunda sonuçlar sıcaklığın daha da fazla artacağı yönünde çıkıyor. Bu
senaryoların öngördüğü sıcaklıktaki en kötü artış 6 dereceyi gösteriyor olmasına
rağmen, son ölçümler bunun da üstüne çıkılacağını ve sıcaklık artışının 7-8 dereceyi bulacağını gösteriyor. Bu verilerden yola çıkarak değişik parametreleri hesaplamak mümkündür. Mesela okyanusun ortalama derinliğini 5km olarak alsak ve
atmosferin sıcaklığının bu yüzyılın sonuna kadar tüm okyanusla eşitleneceğini
varsaysak, suyun termal genişleme katsayısıyla her derece ısınma için deniz seviyesinin 1m artacağı bulunabilir. Her ne kadar bu çok basitleştirilmiş bir bakış
açısı olsa da gelecekte bizi nelerin beklediğinin bir habercisidir. Eğer buna Grönland
127
Şekil 10.6: Senaryo A2 küresel ortalama sıcaklık
ve Antarktika üzerindeki buzullarında erimesini katacak olursak deniz seviyesindeki artış çok daha fazla olur. Antarktika’nın üzeri 2km kalınlığında buzla kaplıdır,
yüzey alanı da 13.6 milyon m2 ’dir. Bu buzun tamamının erimesi deniz seviyesini
tüm dünyada 60m yükseltir. Ancak Antarktika’nın şimdiki sıcaklığı olan -37
◦
C’den suyun erime noktasına yükselmesi normal modeller içerisinde öngörülmemektedir.
Benzer bir hesabı Grönland için yaparsak, tüm buzların erimesi deniz seviyesini
7m yükseltir. Grönland’ın tüm buzlarının erimesi için sadece 3 ◦ C’lik bir sıcaklık
artışı yeterlidir. Bunun sebebi de Grönland’ın kubbe şeklinden dolayı, az bir
sıcaklık artışında bile üzerindeki buzulların hızla denize kayacak olmasıdır. Bu
durum İngiltere’nin ciddi bir kısmı, Birleşmiş Milletler’de yer alan 40-50 devletin
tamamı ve Bangladeş’in verimli topraklarının çoğunun su altında kalacak olması
ve Bangladeş’in 120 milyonluk nüfusunun 100 milyonu ölecek demektir. Ayrıca bu
olayın yaratacağı sosyal ve politik etkileri de düşünmek gerekir. Hastalık, açlık,
susuzluktan kaynaklanan nedenlerden kaynaklanan sonuçları hesaba katmadan
dahi, 2060 yılına kadar, en iyi ihtimalle 2.53 milyar insanın bu durumdan etk-
128
Şekil 10.7: Senaryo B2 küresel ortalama sıcaklık
ilenmesi bekleniyor. Türkiye için ise çukurova ve İstanbul’un büyük bir kısmının
yok olması demektir. Burda sadece toprağın sular altında kalıyor olması değil,
tatlı su kaynaklarının da bundan olumsuz etkileniyor olması önemli bir mevzudur.
İklim sistemi pekçok geri besleme mekanizması içerdiği için problemleri bu şekilde
tek tek ele almak mümkün değildir. Böyle geri besleme mekanizmalarını hesaba
katarak IP CC 2100 yılında deniz seviyesinde 15 ila 95cm arasında bir yükselme
olacağını öngörmüştür. Son otuz senede deniz seviyesindeki yükselme 10-20cm
arasında olduğu için 15cm’lik öngörü çok iyimser kalmaktadır. şu andaki modellerin tümü bir tek kararlı durum olduğu ve bu kararlı durumdan küçük sapmalar
olacağı anafikri üzerinde çalışmaktadır. Eğer sistemin birden fazla kararlı durumu
varsa, ki var, o zaman bu kararlı durumlar arasındaki geçişler yavaş değil hızlı
olacaktır. Dünyayı bekleyen esas sorun da budur.
129
Şekil 10.8: Senaryo A2 küresel ortalama yağış
Şekil 10.9: Senaryo B2 küresel ortalama yağış
130
Şekil 10.10: Model ve senaryo farklılıklarından meydana gelen sıcaklık değişimi
Şekil 10.11: Değerlendirme raporlarında öngörülen sıcaklık artışları
131
10.3
Değişik iklim dengeleri ve ani iklim değişiklikleri
Yeni iklim modelleri değişik iklim dengeleri olduğu fikri üzerine kuruluyorlar.
Bunun sebebi genç Dryas olayı gibi çok yeni olmuş bir büyük ve hızlı değişiklik
örneğinin önümüzde olmasının yanı sıra kompleks sistemlerin modellemesinde
birden çok kararlı sisteme rastlanabilmesi olmuştur. Kararlı bir durumdaki sistemin bir süre ufak değişikliklerle hareket etmesi, ama daha sonra kararlı durumun sınırına geldiğinde çok hızlı olarak bir sonraki kararlı duruma atlaması
mümkündür.
Basit ışıma modelinde eğer dünyanın sıcaklığı değişmiyorsa dünyaya gelen
ışıma miktarı dünyanın yaydığı ışımaya eşit olmalıdır.
S
(1 − A(T )) = eσT 4
4
(10.3.1)
Ancak bildiğimiz gibi dünyanın sıcaklığı değişmektedir, bu sebeple dünyanın
sıcaklığındaki değişimi de bu denkleme katmak gereklidir:
C
dT
S
= (1 − A(T )) − eσT 4
dt
4
(10.3.2)
Aklık sıcaklığın bir fonksiyonu olduğu için bu denklemin üç ana çözümü vardır:
Bu çözümlerin ilki tamamen buzla kaplı bir dünya, diğer buzdan tamamen arınmış
bir dünya, üçüncüsü de bizi şu anda içinde yaşamakta olduğumuz bir dünya
modeli vermektedir. İki çizgi üç noktada kesişmektedir, bunlar sistemin denge
noktalarıdır. Bu denge noktalarından şu anda olduğumuz denge noktasına bakadT
cak olursak: Eğer sıcaklık biraz artacak olursa σ T 4 < S(1 − A) ve
> 0
dt
olur, yani sıcaklık daha da artar. Tam tersi eğer sıcaklık biraz azalacak olursa
dT
σ T 4 > S(1 − A) ve
< 0 olur, yani sıcaklık daha da azalır. Bu şu anda budt
lunduğumuz denge noktası kararsız bir denge noktasıdır anlamına gelir. Bu basit
bir modeldir ve gerçeği ancak çok uzaktan yansıtır, gene de birden çok denge
132
Şekil 10.12: Aklığın sıcaklıkla değişimi
noktasının varlığını ve aralarındaki geçişlerin doğasını göstermesi bakımından
önemlidir.
10.4
Algılama, dayandırma ve tahmin etme problemleri
İklim sisteminin tepkisi ne tamamen dış etkenlere ne de tamamen iç etkenlere
bağlıdır. Modeller de benzer davranış gösterirler. Ayrıca artık bu etkenlerin her
birini tek tek izole edip değerlendirecek analiz metotları mevcuttur. Böylelikle
ölçtüğümüz değişikliğin ve bu değişikliğin parametrelerle bağlantısının istatistiksel önem taşıyıp taşımadığı kolayca belirlenebilir. Bu analiz yöntemleri güneşteki
değişiklikler ve volkanizma gibi dış etkenlerin bugünkü iklimi belirlemede önemli
olduklarını ortaya koymuştur. Ancak öncelikle bu etki gözlenen değişiklikleri
açıklayabilecek seviyede değildir, belki daha da önemlisi bu değişiklikler aslında
iklimi soğutma yönünde çalışmaktadır. Bunun yanında mesela Arktik buz kütlelerindeki
azalma sadece doğal katkılarla açıklanamayacak boyuttadır: Bu şekildeki model
133
Şekil 10.13: Arktik buz kütlelerindeki azalmanın yıllara göre dağılımı
çıktılarının eldeki verilerle kıyaslanması güçlü bir analiz tekniğidir. Bunun yanında
bir değil birkaç değişkende de benzer uyuşma gözlenecek olursa modelin tahmin
yeteneği daha güvenilir hale gelir. Mesela, iklim değişikliği troposferde bir sıcaklık
artışına ve stratosferde bir sıcaklık azalmasına neden olacaktır. Bir modelin bu
iki davranış biçimini birden sergilemesi sadece birini sergilemesine oranla o modeli
çok daha güvenilir kılar.
öncelikle mesela geçmişteki herhangi bir yirmi yıllık dönem için stratosferik ve
troposferik ortalama sıcaklık farkları ölçülür. Bu bize doğal sürecin hangi limitler
içerisinde çalıştığını gösterir. Daha sonra başka bir yirmi yıllık dönem için model
koşturulur ve bu da bize modelin hangi limitler içerisinde çalıştığını verir. Daha
sonra yapılan ölçüm eğer A noktasına geliyorsa model başarılı çalışıyor demektir. Tersine eğer B noktasına geliyorsak bir değişiklik vardır ama bu doğaldır
deriz.
Eğer C noktasına geliyorsa, bir değişiklik vardır, bu değişiklik doğal
değildir, ama bizim modele kattığımız değişkenlerle de açıklanamayan yeni bir
olgu var demektir. Dolayısıyla modelin içerisinde ne kadar birbirinden bağımsız
134
değişkene bakıyorsak ve bunlar ne kadar doğru sonuç veriyorsa modelin algılama
gücü o kadar kuvvetli demektir. Burada bir problem üzerinde durmak gerekiyor,
Şekil 10.14: Stratosferik ve troposferik sıcaklık
öncelikle doğanın verdiği limitlerle modelden aldığımız limitler örtüşebilir. Bu
iklim modellerinin ilk yıllarında görünen bir davranıştı, ancak son senelerde iklim değişikliğinin hızlanmasıyla doğal bölge ile modelleme bölgesi birbirinden iyice
ayrıldığı için artık modellerin ve dolayısıyla iklim değişikliğinin varlığı ve gerçekliği
daha net ortaya konabiliyor. Daha detaylı modellerde sadece ortalamalara değil
ölçülen değerlerin yerlerine de bakılarak daha sağlıklı değerlendirmeler yapılabilir:
Burada ilk şekil ölçülen verileri, ikinci şekil sadece sera gazlarının etkilerini,
üçüncü şekil ise sera gazlarına ek olarak stratosferik ozon miktarındaki değişimle
sülfat aerosollerdeki değişimi de hesaba katarsak sıcaklığın yükseklikle nasıl değişeceğini
göstermektedir. Burada son modelin gerçek verilere daha yakın olduğunu görebiliriz.
135
Ama daha da önemlisi bu bize modelimizi nasıl geliştirmemiz gerektiği konusunda
daha ayrıntılı bilgi vermektedir.
Şekil 10.15: Basınç enlem grafiği

5) IARS İstatistiksel Mekanik ve Karmaşıklık Serisi İklim

Transkript

Benzer belgeler

tuntuna

Ders 2: Manifold, kritik noktaları ve indisleri

SAYFA1.qxp:Layout 1

2) Temmuz/2007 IARS Yoğun Madde Fiziği Çalıştayı notları

Rocky Dağlarında Banff Kasabasında zirvelere ulaşmak 1

Parçacık Fiziğine Giriş

sayılar d¨unyasında gez˙ınt˙ıler

TAD Bülteni-Sayı 33 – Haziran 2011

Semi-hermetic Reciprocating Compressors Poluhermetički

Kılıçoğlu, T., Monier, R., Fossati, L., Albayrak, B. 2010.

TAD Bülteni-Sayı 35

ÖZELLI˙KLERI˙ ve AVANTAJLARI

02. Buji (B şekil)

kaleıdoscopes n.1

Fiziksel Jeodezi