Bulut fiziği

Vikipedi, özgür ansiklopedi
Gezinti kısmına atla Arama kısmına atla

Bulut fiziği, fiziksel işlemlerdeki çalışmalardır ve bu oluşuma, büyümeye ve atmosfer bulutlarının çökelmesine yol açar. Bulutlar sıvı suyun mikroskobik damlacıklar içerir (ılıman bulutlar), buzların küçük kristalleri (soğuk bulutlar), veya ikisi de (karışık faz bulutları). Bulut damlacıkları başlangıçta su buharının yoğunluğunun yoğun çekirdeğin üzerinde olmasıyla oluşur aynı zamanda Köhler teorisine göre havanın aşırı doymuşluğu kritik değeri aşar. Kelvin etkisinden dolayı bulut yoğunlaşma çekirdeği bulut damlacıkları formasyonu için gereklidir, eğimli yüzeyden dolayı bu buhar basıncındaki doyma ile tasvir edilebilir. Küçük çapta, aşırı doymuşluk miktarı yoğunlaşma çok büyük oluşması için gereklidir, bu doğal bir şekilde gerçekleşmez. Raoult ilkesi, çözelti nasıl buhar basıncına bağlı bunu tasvir eder. Yüksek konsantrasyonda, bulut damlacıkları küçük olduğunda, çekirdeğin oluşumu dışından küçük olması aşırı doymuşluk gerektirir.

Sıcak bulutlarda, büyük bulut damlacıkları, uç yüksek hızla düşer çünkü küçük damlacıkların üstündeki sürükleme kuvveti büyük damlacıklarınkinden büyüktür. Büyük damlacıklar küçük damlacıklar ile çarpışabilir ve birleşip daha büyük damlalar oluşturabilirler. Damla yeterince büyük olduğundan sonuç olarak yerçekimi sürüklemeden dolayı ivmeden çok büyük olduğundan ivmelenir, damla dünyaya yağış olarak düşer. Çarpışma ve beraberlik karışık faz bulutlarında önemli değildir burada Bergeron işlemi ağır basar. Diğer önemli işlem şudur yağış oluşumları kafiyelidir, çok soğuk sıvı damlalar katı kar taneciği ile çarpıştığında ve toplanıldığında, iki katı kar taneciği çarpışır ve birleşir. Kesin mekanizmada nasıl bulut oluşur ve büyür tam olarak anlaşılamamıştır, fakat bilim adamları tek bir damlanın mikroskobik olarak inceleyerek bulutların şeklini açıklayarak geliştirmiştir. Hava radarı ve uydu teknoloji gelişimi büyük ölçüde bulutlarla ilgili çalışmayı kesinleştirmiştir.

Bulut fiziği tarihi[değiştir | kaynağı değiştir]

Bulut mikro fiziği tarihi 19. yüzyılda gelişmeye başlamıştır ve birçok yayında tanımlanmıştır.[1][2][3] Otto von Guericke bulutlar su baloncuklarından oluşmuştur düşüncesinin kökenidir. 1847'de Agustus Waller damlacıkları mikroskop altında incelemek için örümcek ağı kullandı. Bu gözlemler William Henry Dines tarafından 1880'de ve 1884'te Richard Assmann tarafından onaylandı.

Oluşum[değiştir | kaynağı değiştir]

Çiy noktası için soğuk hava[değiştir | kaynağı değiştir]

Cloud evolution in under a minute.
Late-summer rainstorm in Denmark. Nearly black color of base indicates main cloud in foreground probably cumulonimbus.

Adyabatik soğutma: Nemli havanın artışı[değiştir | kaynağı değiştir]

Dünya yüzeyinden su buharlaşırken, bu hava alanının üzerinde nem oluşturur. Nemli hava kuru havadan daha hafiftir ve bu kararsız durum yaratır. Yeterli nemli hava toplandığında, bütün nemli hava yalnız paketler olarak yükselir, karışık çevrelenmiş hava dışında. Yüzey boyunca daha fazla nemli hava oluştuğunda, işlem tekrarlanır, nemli hava ayrık paketleri yükselerek bulutları oluşturur. [4]

Bir veya daha fazla mümkün kaldırma faktörü olduğu zaman bu işlem meydana gelir—siklonik/ön, konvektif veya orografik— havanın içerdiği görünmez su buharının çiy oluşma derecesi için yükselmesine ve soğumasına sebep olur, doymaya başladığındaki sıcaklık. Mekanizmanın arkasındaki temel işlem adyabatik soğutmadır .[5] Yükseklikle atmosferik basınç azalır, böylece işlemdeki artan hava genişlemesi enerji yayar ve hava soğutmasına sebep olur, bu su buharını tutmak için kapasiteyi azaltır. Eğer hava çiy oluşma derecesi için soğutulur ve doymuş duruma geçer, bu normal olarak havayı tutuyor, artık geri alıkonulmuyor ve havada yoğunlaşıyor.[6]   Doymuş havadaki normalde yoğunlaşmış çekirdeği çeker mesela toz ve tuz parçacıkları bunlar havadaki dolaşımla havaya tutunmak için yeterince küçük parçalar. Buluttaki su damlacıkları yaklaşık 0.002 mm (0,00008 in) çapındadırlar. Damlacıklar daha büyük damlacık oluşturabilmek için çarpışma yapabilirler bu küçük parçalar için havadaki sürükleme kuvvetinin yerçekimine ağır basmasıyla gerçekleşir.[7]

Konvektif olmayan bulut için, yükseklikte yoğunluk olmaya başlar buna yoğunluk kaldırma seviyesi denir (LCL), buna hava temelinin yüksekliğinin kabaca tanımlanması demektir. Serbest konvektif bulutlar genel olarak konvektif yoğunluk seviyesinin (CCL) yüksekliğinde oluşur. Doymuş havadaki su buharı normal olarak yoğunlaşmış çekirdeği çeker örneğin tuz parçacıkları yeterince küçük sirkülasyonla havada tutulması için. Eğer yoğunlaşma işlemi toposferde donma seviyesinin altında oluşur, çekirdek çok küçük su damlaların içine ulaşmasında yardım eder. Bulutlar aşırı soğuk sıvı damlacıkları donma seviyesinin üzerinde oluşur. Yoğunlaşma seviyesinin üzerindeki yoğunlaşmış parçacıkların verimlilik kaybı aşırı doymuşluk için havanın yükselmesine neden olur ve bulutların oluşumu kısıtlatılmasına bağlıdır.[6]

Ön ve siklonik kaldırma[değiştir | kaynağı değiştir]

Durağan havada frontal ve siklon kaldırması onların saf belli oluşlarında oluşur, bu ya çok küçük ya da hiç yüzey ısıtılmasına maruz kalmaz, bu meteoroloji de havada kuvvetlenir ve alçak basıncın merkezi etrafında. [8] Sıcak cephe ekstra tropikal siklonlarla ilgilidir ve bu ılık hava kütlesi düzensiz olmasına rağmen cirriform ve tabaka şeklindeki bulutların geniş alanın üzerinde üretilmesine eğilimlidir, bu durumda kümülüs konjestus veya boran bulutları genellikle temel bulut çökelti katmanında gömülüdür. .[9] Soğuk cephe genellikle hızla hareket eder ve bulutların minik çizgilerinin üretilmesi genelde tratocumuliform, kümüliform veya kümülonimbus sıcak hava kütlesinin sabitliğine bağlıdır[10]

Konvektif kaldırma[değiştir | kaynağı değiştir]

Bir diğer faktör batmayan konvektif yukarı hareketi yüzey seviyesinde önemli gün ışığı sıcaklığına ve nispeten yüksek mutlak neme sebep olur.[6] Bu Dünya'nın yüzeyine ulaştığında güneşin tekrar emilimi uzun dalga radyasyonları gibi gelen kısa dalga radyasyonları üretilir. Bu işlem zemine ulaştıkça havayı ılıtır ve düzensiz bir şekilde hava kütlesini ılık veya sıcak yüzey seviyesinden havadaki soğukluğa dik sıcaklık radyanı yaratarak arttırır. Bu sıcaklık çevredeki hava ile dengeye ulaşana kadar yükselmeye ve soğumaya sebep olur. Düzensiz ılımanlık kümüliform bulutunun oluşumu için izin verilir ve bu eğer hava kütlesi yeterince nemli ise hafif yağmur üretir. Tipik olarak yukarı akım taşınımı yağmurun çökelmesinden önce damlacığın yarıçapının 0.015 millimetreye (0.0006 in) büyümesine sebep olabilir.[11] Damlacıkların eşitlik çapı yaklaşık 0,03 milimetre (0,001 in ).

Eğer yüzeyin yanındaki hava aşırı ılıman ve düzensiz olur, bunun yukarı hareketi çok patlayıcı olabilir ve bu çok yüksek kümülonimbiform bulutları değişik hava durumlarına sebep olabilir. Küçük su parçacıkları bulut gruplarındaki yağmur parçacıklarının bir araya gelmesiyle oluşur, onlar yerçekimi kuvvetinden dolayı Dünya ' da aşağı doğru itilir. Damlacıklar yoğunlaşma seviyesinin aşağısında normalde buharlaşır, fakat düşen damlacıkların güçlü hava yükselişini korumak ve öbür yapabileceklerinin aksine daha uzun süre havada tutabilir. Şiddetli hava yükselişi, saatte hızı 180 mile kadar ulaşabilir. [12] Yağmur damlacıkları uzun süre havada kaldığında, bunlar daha büyük damlacıklar halini alır ve sonunda ağır kar yağışı olarak düşer.

Donma seviyesinin üzerinde olan ve taşınan yağmur damlaları önce çok soğur ve sonra küçük dolulara dönüşür. Donmuş buz çekirdeği 0,5 inç (1,3 cm) havanın yükselişlerinden birinde bir boyutu toplanabilir ve birçok havanın yükselişinde dönebilir ve sonunda çok ağır olmadan önce aşağı yönlü akım olur ve bunlar büyük dolular olarak aşağı düşerler. Dolu tanesini yarıya kesmek buzun soğan katmanları gibidir, aşırı soğuk suyun katmanları boyunca geçtiğinde farklı zamanlar gösterir. Dolu tanesi çapı 7 inç (18 cm ) e kadardır [13]

Konvektif kaldırma dağınık hava kütlesi herhangi bir ön taraftan uzak olması durumunda oluşur. Ancak çok ılıman düzensiz hava ön taraf etrafında ve düşük basınç merkezlerinde mevcut olabilir, ön ve konvektif kaldırma faktörlerinden dolayı ağır ve çok aktif konsetrasyonlarda kümüliform ve kümülonimbiform bulutlar sıklıkla üretilir. Önde olmayan konvektif kaldırma ile düzensizliğin artış dikey yukarı bulutların büyümesini destekler ve birçok hava durumu için potansiyel artışıdır. Karşılaştırılan nadir durumlarda, konvektif kaldırma troposfer geçişine nüfuz etmek için yeterince güçlü olabilir ve stratosferin içindeki bulutun üstüne itilebilir. [14]

Orografik kaldırma[değiştir | kaynağı değiştir]

Kaldırmanın üçüncü kaynağı rüzgâr döngüsü kuvveti fiziksel bariyerleri aşar örneğin dağ (orografik kaldırma).[6] Eğer hava genellikle düzenli ise, hiçbir şey merceksi kapak bulutlarından daha çok oluşmaz. Ancak, eğer hava yeterince nemli ve düzensiz olursa, orografik kısa süreli yağmurlar veya gök gürültülü fırtına gözükebilir.[15]

Windy evening twilight enhanced by the Sun's angle, can visually mimic a tornado resulting from orographic lift

Adyabatik olmayan soğutma[değiştir | kaynağı değiştir]

Gerekli kaldırma faktörleri adyabatik soğuma boyuncadır, havanın çiy noktası için en düşük sıcaklığın üç temel mekanizması vardır, bunların hepsi yüzey seviyesinin yanında oluşur ve herhangi bir havanın kaldırması gerekli değildir. İletken, radyasyonal ve buharlaşmalı soğutma yüzey seviyesindeki yoğunlaşmayla sis oluşumuna sebep olur.[16] İletken soğutma yer alır when air from a relatively mild source area comes into contact with a colder surface, as when mild marine air moves across a colder land area. Isıl ışınımın emiliminden dolayı radyasyonal soğuma oluşur,ya hava ya yüzey ya da yüzey altında.[17] Gece gökyüzü açık olduğunda bu tip soğutma yaygın olur. Buharlaştırma boyunca havaya nem eklendiğinde soğutmalı buharlaştırma olur, bu kuvvetler yağışlı ampul sıcaklığını soğutmak için hava sıcaklığı için kuvvet uygulanır,veya bazen doyma noktasındadır.[18]

Havaya nem eklenmesi[değiştir | kaynağı değiştir]

Su buharlaştırılmasının beş temel yolu vardır ve bu havaya eklenebilir. Arttırılan buhar içeriği su üstündeki rüzgâr yakınsamasından veya yukarı hareket alanındaki alanının içindeki nemli zeminden kaynaklanabilir .[19] Çökelme veya virga (yeryüzüne ulaşmadan buharlaşan kar veya yağmur şeklindeki yağış) yukarıda artan nemlilik içeriğinden düşer[20] Gündüz sıcaklığı okyanus yüzeyinden su buharlaşmasına sebep olur, su kaynakları veya nemli arazi.[21] Transpirasyon bitkilerden diğer tipik su buharı kökenlerinedir.[22] Son olarak, ılıman suyun üzerinde hareket eden soğuk ve kuru hava daha nemli olacaktır. Gündüz sıcaklığında iken, nemliliğin eklenmesiyle havadaki sıcaklık içeriği ve düzensizliği ve işlemlerin hareketinin kuruluşunu arttırır ve bu bulutun ve sisin oluşumuna sebep olur.[23]

Aşırı Doymuşluk[değiştir | kaynağı değiştir]

Elde edilen hacim sıcaklıkla birlikte buharlaşırken artar ve bir miktar su var olur. Bir miktar su buharı, buhar basıncındaki su seviyesinin düz bir yüzeyinin üzerinde denge durumdaysa buna doymuşluk ve bağıl nem 100% denir. Bu denge durumunda sudan buharlaşan moleküllerin sayısı tekrar su içine yoğunlaşırken eşittir. Eğer bağıl nem 100% den fazla olursa, bu aşırı doymuş olarak adlandırılır . Aşırı doymuşluk yoğunlaşmış çekirdeğin kaybında oluşur, örneğin suyun düz yüzeyi.

Since doymuşluk buhar basıncı sıcaklıkla doğru orantılı, soğuk hava ılıman havada düşük doymuşluk noktasına sahiptir. Bu değerler arasındaki farklılık bulutların oluşumunun temelidir. Soğuk hava doyduğunda, artık aynı miktarda su buharı içermez. Eğer şartlar düzgün ise, aşırı su düşük doyma noktasına ulaşana kadar havanın dışında donacaktır. Diğer olasılık su buhar durumunda kalır, doymuşluk noktasına uzak olmasına rağmen, aşırı doymuşluk oluşur.

Aşırı doymuşluk 1–2% den fazla su olarak nadiren atmosferde gözükür, çünkü bulut çekirdek yoğunluğu genellikle mevcuttur.[24] Aşırı doymuşluğun aşamaları çok yüksekliği temiz havada mümkün ve bulut odasının temelidir. 

Aşırı soğuma[değiştir | kaynağı değiştir]

Su damlacıkları genel olarak sıvı su olarak kalır ve donmaz, hatta 0 °C (32 °F) altında, her mikro damlacığın yüksek yüzey geriliminden dolayı, bu büyük buz kristallerinin genişleyip oluşmasını engeller. Buz çekirdeği aşırı soğuk su dışında yaklaşık −40 °C (−40 °F), derecenin altında olur, bu noktada anlık donma olur.

Çarpışma - Birleşme[değiştir | kaynağı değiştir]

Bir teori bulutlardaki tek damlacığın davranışı nasıl olur u açıklıyor bu da yağmurun oluşumunun çarpışma-birleşme işleme yol açar. Damlacıklar diğerleriyle etkileşime girerek havada asılı kalır, ya da çarpışarak ve teker teker sıçrayarak veya birleşerek büyük damlacıklar oluşturarak olur. Sonuç olarak, yeteri büyüklüğe ulaşan damlacıklar, yağış olarak dünyaya düşer. Çarpışma-birleşme işlemi bulut oluşumunda su damlacıklarının yüksek yüzey gerilimindeki ilişkisi kadar önemli bir etki yapmaz. Buna ek olarak, çarpışma-birleşmenin gerçekleşmesi sürükleyip karıştırmak anlamıyla yakından ilişkilidir. [25]

Bergeron işlemi[değiştir | kaynağı değiştir]

Buz bulutlarının oluşumu içim temel mekanizma Tor Bergeron tarafından keşfedildi. Bergeron işlemi şunu belirtti, suyun doymuş buhar basıncı veya verilen hacim için ne kadar su buharı gerekir, buharın etkileşimine bağlı olarak değişir. Özellikle, doymuş buhar basıncı buzun suya göre doymuş buhar basıncı daha düşüktür. Su buharı su damlacıklarıyla etkileşime girerler ve bu doyurulabilir, 100% bağıl nem, su damlacıklarıyla etkileşime girdiklerinde, fakat eşit miktardaki su buharı buz parçacığıyla etkileşime girerse aşırı doymuş olabilir  .[26] Su buharı denge durumuna dönmeye çalışır, böylece ekstra su buharı parçacığın yüzeyinde buzun içinde yoğunlaşacak. Büyük buz kristallerinin çekirdekleri oluşurken bu buz parçacıkları sona erer. Bu işlem sadece 0 °C (32 °F) ve −40 °C (−40 °F) sıcaklıkları arasında olur. −40 °C (−40 °F) altında, sıvı su anlık çekirdeklenir ve donar. Suyun yüz gerilimi damlacıkların normal donma noktasının altında sıvı kalmasını sağlar. Bu olduğunda, aşırı soğuk sıvı durumda su oluşur. Bergeron işlemi aşırı soğuk sıvı durumdaki suya bağlı ve buz çekirdeğiyle ilişkilidir ve daha büyük parçacıkları oluşturur. Çok az buz çekirdeği bir miktar SLW ile karşılaştırıldığında, damlacıklar oluşturamazlar. Bu işlem mademki bilim adamları bulutları yağmura teşvik etmek için yapay buz çekirdeği ile tohumlar , bu bulut tohumlaması olarak bilinir. Bu bulutlardaki yağışın oluşmasına sebep olabilir ve bu durumun aksi durumunda yağmur olmaz. Bulut tohumlaması aşırı yapay buz çekirdeği yükler bu dengeyi değiştirir böylece birçok çekirdek aşırı soğuk sıvı durumdaki su ile karşılaştırılır. Yetiştirici bulut birçok parçacıktan oluşur, fakat her biri çok küçüktür. Bu alan için engelleyici ölçü olarak kullanılabilir ve bu dolu fırtınası için bir risk oluşturur. 

Bulut sınıflandırılması[değiştir | kaynağı değiştir]

Bulutlar yüksekliklerine göre sıralanır ve onların şekline veya görünüşüne göre de ayrıca sıralanır. Fiziksel durumda ve oluşum işleminde beş form temel alınır. Sirriform bulutları ağır, ince ve ufacık ve oluşturulmuş hava kargaşasında ön cephe boyunca genel olarak kapsamlı gözükür. Katmanlı bulutlar konvektif olmayan ve geniş katman gibi tabaka genişlemesi olarak gözükür, inceden çok kalına tutunda kayda değer dikey gelişmeler. Düzenli havanın büyük ölçekli kaldırma ürünüdür. Düzensiz özgür konvektif kümüliform bulutları yerelleştirilmiş yığınların içinde oluşur. Sınırlanmış konveksiyonun yığın bulutları kümüliform ve stratiformların karakteristik ve bu yuvarlanma ya da dalgalanmaların oluşumunu gösterir. Yüksek konveksiyon kümülonimbiform bulutlar karışık yapılara sahiptir ve sıklıkla maksimum miktarda sirriform vestratokümüliform eklenti bulutlarını içerir.

Bu oluşumlar çapraz sınıflandırılmıştır yükseklik çeşitliliğine veya on cins tipin içindeki zemine göredir. Bütün sirriform bulutlar yüksekliğine göre sınıflandırılır ve böylece yalnız bulut cinsi sirüsü oluşturur. Stratiform ve stratokümüliform bulutları troposferin yüksek zemininde ise ön ek cirro- kendi isimlerine eklenir ve Sirrostratüs ve Sirrokümülüs adları meydana gelir. Orta zeminde bulunan bulutlar bulundu ve bu bulutlarda ön ek olarak alto- ile yeni cins isimler oluşur bunlar Altostratüs ve Altokümülüs.

Düşük zemindeki bulutların yükseklikle ilgili ön ekleri yoktur , böylece stratiform ve stratocumuliform bulutları 2 kilometre veya daha düşük bir kısımda merkezlenir ve bu stratüs ve stratokümülüs olarak bilinir .Dikey büyüyen küçük kümülüs bulutları genelde düşük zemin olarak sıralanır. 

Ölçülü büyüklükteki kümüliform ve kümülinimbiform yığınları ve derin stratiform katmanları bir yükseklik çeşitliliğinden daha fazlasını alır ve bunlar genellikle dikey veya orta zeminde olarak sıralanır. Nimbostratüs bulutlar önemli miktarda yağmur üretmek için verimli dikey gelişimi olan stratiform katmanlarıdır. Büyük kümülüs ve Kümülonimbus yüzeyden yaklaşık 3 kilometre civarında orta yükseklikte herhangi bir yerdedirler. Dikey olarak gelişmiş buulutlar, kümülonimbus tipi en uzun ve gerçekte traposferin yukarısındaki zeminde birkaç yüze metredeki mesafeden traposfere giriştir. Bu bulutların gök gürültülü fırtınaya cevabıdır. 

Niteliklerin tanımlandırılması[değiştir | kaynağı değiştir]

Uydular bulutların özelliklerini bir araya getirmek için kullanılır ve diğer bilgileri mesela bulut miktarı, yükseklik, kızılötesi emisyon, görünebilir optik derinliği, hem sıvı hem buz için etkileyici parçacık büyüklüğü, ve bulut zirvesindeki sıcaklık ve basınç. Kümülüs ve kümülinimbus stratüs bulutlarına dâhildir. Buz örtüsü incelenen ve kullanılan uydu bilgilerindeki diğer bir özelliktir. Düşük stratokümülüs ve stratüs 0 ila −10 °C sıcaklıkları arasında bu örtüsüne sebep olabilir ve bu tespit edilmiştir. Orta zemindeki altokümülüs ve altostratüs içinde sıcaklık aralığı şudur 0 ila −20 °C. Dikey veya orta zemindeki kümülüs, 0 ila−25 °C sıcaklıkları arasında yaratır. Yüksek zeminde sirüs, sirrokümülüs ve sirrostratüs buz örtüsüne sebep olmaz çünkü genelde soğuk kristalden yapılmışlardır ve sıcaklıkları −25 °C dir. Tipik bir kümülüs bulutu yaklaşık 500 bin ton ağırlığa sahiptir ya da 1,1 milyon lira ya.[27]

Buluş[değiştir | kaynağı değiştir]

Bilgi kurulumu bulut özellikleriyle ilişkilidir ve uydular kullanılarak bir araya getirilir örneğin MODIS, POLDER, CALIPSO veya ATSR .Dokümanlar, bulutların parlaklığını ölçerler, ilgili parametreler buradan tekrar geri alınabilir. Bu genellikler ters teori ile yapılır.[28]

Keşif metodu bulutların görünüşlerinin kara yüzeyinden parlak ve soğuk olmasına dayandırılır. Bundan dolayı, bulutların üzerindeki parlak yüzeyin ( oldukça yansıyan ) keşfindeki zorluklar artar, örneğin okyanuslar ve buzullar.[28]

Karakteristik özellikler [değiştir | kaynağı değiştir]

Belirli karakteristik özellikler söylenen özelliklerdense uyduların ölçtüğü daha güvenilirdir. Bunun sebebi de hata çeşitliliği ve birçok dokümandaki ayrıntıların önemsiz sayılması. Sonuç olarak, eğer farklı dokümanlar için aynı değerlerde karakteristik özellikler incelenirse, çeşitlilikte doğru değerlerin durumu bilgi kurulumlarıyla cevaplanır .[28]

Küresel enerji ve su döngüsü deneyi farklı uyduların bilgi niteliklerini karşılaştırmak için devamlı nitelikler için ve bulutların özeliklerinin güvenilir miktarda kurulması için kullanılır :[28]

  •  Bulut örtüsü veya bulut miktarı değerleri 0 ve 1
  •  Bulut tepesindeki sıcaklık 150 K den 340 K e kadardır.
  •  Bulut basıncı zirvede 1013 - 100 hPa dir
  •  Bulut yüksekliği, deniz seviyesinin üstünde ölçülür ve 0 km den 20 km ye kadar ölçülür.
  •  Bulut kızılötesi emisyonu, değerleri 0 ve 1,küresel çevrelenmiş ortalaması 0,7 dir.
  •  Etkileyici bulut miktarı, bulut miktarı kızılötesi emisyonu ile ölçülür, küresel ortalama 0,5 tir . . 
  •  Bulutlar ( görünebilenler ) optik derinlik 4 ila 10 arasında çeşitlenir
  •  Buluttaki su yolu bulut parçacıklarının katı ( buz ) ve sıvı fazlar için
  •  Buluttaki etkileyici parçacıkların büyüklüğü hem sıvı hem buz için 0 ila 200 μm arasında sıralanmaktadır. 

Buz örtüsü[değiştir | kaynağı değiştir]

Diğer hayati özellik ise birçok bulut cinsinin çeşitli yüksekliklerdeki çeşitli karakteristik buz örtüleridir, bu uçuşun rahatlığına büyük bir etki yapar. Yöntembilimi bu karakteristik özellikleri tanımlamak için kullanılır bunlar analizler ve bulut örtüsü şartlarının geri alınışını içerir, bulut tiplerinin konumu bulut geometrisi ve yansıtma bilgileri kullanılarak bulunur, bulut tiplerinin tanımlanmasında bulut sınıflandırma bilgileri ve CloudSat iz sürücü (GFS) boyunca dikey sıcaklık dağılımını bulmaktır.[29]

Sıcaklık aralığı buz örtüsü artışını verir ve bu bulut tipine göre tanımlanır:

Düşük yığın bulut ve katman bulut 0 ile -10 °C sıcaklık aralığında buz örtüsü oluşumuna sebep olur.
Orta zemin altokümülüs ve altostratus için , aralık  0 ile -20 °C dır.
Dikey veya orta zemin kümülüsleri , kümülonimbuslar ve nimbostatuslar, 0 dan -25 °C ye kadar buzörtüsü oluşturular .

 Yüksek zeminde sirüs, sirrokümülüs ve sirrostratüs buz  örtüsüne sebep olmaz çünkü genelde soğuk kristalden      yapılmışlardır ve sıcaklıkları −25 °C dir.

[29]

Kohezyon ve çözünme[değiştir | kaynağı değiştir]

Homosfer boyunca çeşitli kuvvetler vardır ( bunların içinde troposfer, stratosfer ve mezosfer ) bulunur ve bunlar bulutların yapısal bütünlüğünü etkiler. Ancak, hava doymuş bir şekilde kaldığı sürece, doğal kohezyon kuvveti bulutların ayrılmaması için maddenin moleküllerini birlikte tutmasında rol oynar .[30][31] Bulutların çözünmesi adyabatik soğutmanın bitişinde ve havanın yukarı hareketinin sübsidans ile yer değişiminde oluşur. Bu havanın adyabatik ısınmasının en azından bir derecede olmasına yol açar ve bu bulut damlacıklarına veya kristallerin geri görünmeyen su buharlaşmasına dönmesine yol açar.[32] Güçlü kuvvetler örneğin rüzgâr kesilmesi ve bastırıcılar bulutu etkiler, fakat bu troposfer için büyük ölçüde sınırlıdır ve burada yaklaşık bütün dünyanın hava durumu yer alır.[33] Tipik kümülüs bulutlarının ağırlığı yaklaşık 500 bin kilo veya 1,1 milyon lira, yani 100 filin kütlesi kadardır[27]

Kaynakçalar[değiştir | kaynağı değiştir]

  1. ^ Middleton, William Edgar Knowles (1966). A history of the theories of rain and other forms of precipitation. Oldbourne. OCLC 12250134. 2 Mayıs 2019 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 19 Mayıs 2016. 
  2. ^ Pruppacher, Hans R.; Klett, James D. (1997). Microphysics of clouds and precipitation (2nd bas.). Springer. ISBN 0-7923-4211-9. 2 Mayıs 2019 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 19 Mayıs 2016. 
  3. ^ Pouncy, Frances J. (Şubat 2003). "A history of cloud codes and symbols". Weather. 58 (2). ss. 69-80. doi:10.1256/wea.219.02. 
  4. ^ Harvey Wichman (August 4, 1997).
  5. ^ Nave, R. (2013). "Adiabatic Process". gsu.edu. 9 Kasım 2015 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 18 Kasım 2013. 
  6. ^ a b c d Elementary Meteorology Online (2013). "Humidity, Saturation, and Stability". vsc.edu. 4 Mart 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 18 Kasım 2013. 
  7. ^ Horstmeyer, Steve (2008). "Cloud Drops, Rain Drops". 6 Mart 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 19 Mart 2012. 
  8. ^ Elementary Meteorology Online (2013). "Lifting Along Frontal Boundaries". vsc.edu. 24 Nisan 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 20 Mart 2015. 
  9. ^ "Mackerel sky". Weather Online. 19 Nisan 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Kasım 2013. 
  10. ^ Lee M. Grenci and Jon M. Nese (2001). A World of Weather: Fundamentals of Meteorology: A Text / Laboratory Manual (3 bas.). Kendall/Hunt Publishing Company. ss. 207-212. ISBN 978-0-7872-7716-1. OCLC 51160155. 
  11. ^ Freud, E.; Rosenfeld, D. (2012). "Linear relation between convective cloud drop number concentration and depth for rain initiation". Journal of Geophysical Research. Cilt 117. doi:10.1029/2011JD016457. 
  12. ^ O'Niell, Dan (9 Ağustos 1979). "Hail Formation". Alaska Science Forum. 328. 11 Haziran 2007 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Mayıs 2016. 
  13. ^ "Largest Hailstone in U.S. History Found". 2003. 7 Nisan 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Mayıs 2016. 
  14. ^ Long, Michael J.; Hanks, Howard H.; Beebe, Robert G. (Haziran 1965). "TROPOPAUSE PENETRATIONS BY CUMULONIMBUS CLOUDS". 3 Mart 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 9 Kasım 2014. 
  15. ^ Pidwirny, M. (2006).
  16. ^ Ackerman, p. 109
  17. ^ Glossary of Meteorology (2009). "Radiational cooling". American Meteorological Society. 2 Mart 2012 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 27 Aralık 2008. 
  18. ^ Fovell, Robert (2004). "Approaches to saturation" (PDF). University of California in Los Angeles. 2 Eylül 2013 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 7 Şubat 2009. 
  19. ^ Pearce, Robert Penrose (2002). Meteorology at the Millennium. Academic Press. s. 66. ISBN 978-0-12-548035-2. 
  20. ^ National Weather Service Office, Spokane, Washington (2009). "Virga and Dry Thunderstorms". National Oceanic and Atmospheric Administration. 4 Şubat 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 2 Ocak 2009. 
  21. ^ Bart van den Hurk and Eleanor Blyth (2008). "Global maps of Local Land-Atmosphere coupling" (PDF). KNMI. 2 Eylül 2013 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 2 Ocak 2009. 
  22. ^ Reiley, H. Edward and Shry, Carroll L. (2002). Introductory horticulture. Cengage Learning. s. 40. ISBN 978-0-7668-1567-4. 
  23. ^ JetStream (2008). "Air Masses". National Weather Service. 17 Ekim 2015 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 2 Ocak 2009. 
  24. ^ Rogers, R.R.; Yau, M.K. (1989). A Short Course in Cloud Physics. International Series in Natural Philosophy. 113 (3rd bas.). Elsevier Science. ISBN 0750632151. 2 Mayıs 2019 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Mayıs 2016. 
  25. ^ Lu C., Y. Liu, and S. Niu, 2013: A method for distinguishing and linking turbulent entrainment mixing and collision-coalescence in stratocumulus clouds 8 Mart 2014 tarihinde Wayback Machine sitesinde arşivlendi..
  26. ^ Sirvatka, P. "Cloud Physics: The Bergeron Process". College of DuPage Weather Lab. 8 Kasım 2015 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Mayıs 2016. 
  27. ^ a b "Arşivlenmiş kopya". 25 Eylül 2015 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Mayıs 2016.  Kaynak hatası: Geçersiz <ref> etiketi: "mentalfloss.com" adı farklı içerikte birden fazla tanımlanmış (Bkz: Kaynak gösterme)
  28. ^ a b c d Stubenrauch, C. J.; Rossow, W. B.; Kinne, S.; Ackerman, S.; Cesana, G.; Chepfer, H; Di Girolamo, L.; Getzewich, B.; Guignard, A.; Heidinger, A.; Maddux, B. C.; Menzel, W.P; Minnis, P.; Pearl, C.; Platnick, S.; Poulsen, C.; Reidi, J.; Sun-Mack, S; Walther, A.; Winker, D.; Zeng, S.; Zhao, G. (2013).
  29. ^ a b NOAA/ESRL/GSD Forecast Verification Section (2009). "Verification of WAFS Icing Products" (PDF). 6 Mart 2016 tarihinde kaynağından (PDF) arşivlendi. Erişim tarihi: 11 Kasım 2014. 
  30. ^ American Heritage Science Dictionary (2010). "cohesion science definition". 15 Temmuz 2013 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 25 Temmuz 2012. 
  31. ^ "cohesion – Princeton Wordnet dictionary". wordfind.com. 7 Kasım 2015 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Mayıs 2016. 
  32. ^ The Westminster review (1841). attraction cohesive cloud droplets. Baldwin, Cradock, and Joy. 2 Mayıs 2019 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 21 Mayıs 2016. 
  33. ^ UCAR Center for Science Education, (Ed.) (2011). "The Troposphere – overview". 15 Nisan 2016 tarihinde kaynağından arşivlendi. Erişim tarihi: 15 Ocak 2015.