HİŞ231U-METEOROLOJİ
Ünite 3: Meteorolojik Olaylar-II: Bulutlar, Oraj ve Buzlanma
Giriş
Bu bölümde bulutlar ve bulutlarla ilgili kavramlar, oraj ve oraj fırtınaları ve uçaklar için çok büyük yapısal ve aerodinamik hasarlara neden olan buzlanma konusu açıklanacaktır.
Bulutlar
Bulutu atmosferde asılı duran su damlacıkları ve buz parçacıklarının oluşturduğu küme olarak tanımlayabiliriz. Su damlacıklarına bulut damlacıkları, buz parçacıklarına ise buz kristalleri adı verilir. Dolayısıyla doğal yollardan oluşan bulutların içeriği su damlacıkları ve buz kristallerinden oluşmaktadır. En basit şekliyle, bulut suyun yoğunlaşması sonucunda oluşur. Yoğunlaşma işlemi bizlerin bulutları görmemizi sağlar. Ancak yoğunlaşmanın olabilmesi için de bazı atmosferik koşulların sağlanması gereklidir.
Bulut Oluşumu ile ilgili Kavramlar
Bulutların oluşumunda etkili olan atmosferik şartlar çok değişkendir. Yoğunlaşma gaz hâlindeki bir maddenin sıvı hâle geçmesidir. Buharlaşma ise sıvı hâldeki bir maddenin gaz hâline geçmesidir. Gaz hâlindeki maddelere genel olarak buhar denir. Gizli ısı terimi ise bir maddenin sıcaklığını sabit tutarak faz değiştirmesi için gerekli olan ısı anlamındadır. Faz değiştirme maddenin katı, sıvı, gaz hâlleri arasındaki değişimleri kapsar. Fiziki süreçler olarak erime, kaynama, donma gibi işlemleri içerir. Yoğunlaşma gizli ısısı bir maddenin yoğunlaşırken, yani buhar (gaz) hâlinden sıvı hâline geçerken çevreye verdiği ısıdır. Bunun tersine buharlaşma gizli ısısı ise maddenin sıvı hâlden buhar (gaz) hâline geçerken çevreden aldığı ısıdır. Yoğunlaşma olduğu zaman ortam ısınacaktır. Hava parselini düşündüğümüzde yoğunlaşma sonucunda ortam ısınacağından parsel yükselecektir. Tersine, buharlaşma olduğu zaman ortam soğurken parsel inici hareket yapacaktır.
Bulut su buharının yoğunlaşması sonucunda oluşur ve bunun için bir yüzeye tutunabilmesi gerekir. Yoğunlaşma çekirdekleri su buharının üzerinde yoğunlaşacağı çok küçük mikro boyutunda katı parçacıklardır. Bunlara kısaca CCN yani bulut yoğunlaşma çekirdekleri adı verilir. CCN’ler toz ve tuz parçacıklarıdır. Mesela deniz tuzu (sodyumklorür), amonyak sülfat gibi. Yoğunlaşma çekirdekleri olmadan bulut oluşamaz. En yaygın yoğunlaşma çekirdeği tozdur. Normal bir yağmur parçacığının boyutu 0.2 mm (200 μm), bir bulut parçacığının boyutu 0.02 mm (20 μm) ve yoğunlaşma çekirdeğinin boyutu ise 0.0002 mm (0.2 μm)’dir.
Bir havanın doymuş veya doymamış olduğunu içindeki su buharı miktarı belirlemektedir.
Doymuş su buharı basıncı: Bir hava parseli içerisindeki su buharı molekülleri ile su damlacığı miktarlarının eşit olduğu andaki su buharı basıncıdır. Bu durumdaki hava parseline doymuş hava parseli denilir.
Çiy noktası sıcaklığı: Hava parselinin doymaya eriştiği andaki sıcaklıktır. Bu sıcaklığın altında parsel hâlâ soğumaya devam ederse su buharı yoğunlaşmaya devam edecektir. Su buharının CCN’ler üzerinde yoğunlaşabilmesi için hava parselinin su buharı içeriği açısından doymuş olması gerekir. Yani içinde bulundurduğu su buharını artık tutamayacağı bir seviyede olması gerekir ki su buharı sıvı damlacıkları hâlinde yo- ğunlaşabilsin. Hava parselinin doymaya erişebilmesi için iki yol vardır:
1. Buharlaşmayı artırarak hava parselinin içerisindeki su buharı miktarını artırmak.
2. Hava parselini çiy noktası sıcaklığına erişinceye kadar soğutmak. Çiy noktası sıcaklığı yoğunlaşmanın başladığı sıcaklıktır ve bu sıcaklıktan sonra artık parsel su buharı tutamaz.
Bulutlar ikinci metoda göre üretilirler. Yani hava parselini yükselterek çiy noktası sıcaklığına kadar soğutma yolu ile su buharı moleküllerini azaltabiliriz. Hava parseli yükseldikçe soğur ve çiy noktası sıcaklığına ulaştığında yoğunlaşma işlemi başlar. Çiy noktasına erişildiği ve bulutun oluşmaya başladığı bu seviyeye “yükselme ile yoğunlaşma seviyesi” adı verilir.
Atmosferik Kararlılık: Bulutların oluşumunda en önemli kavram atmosferik kararlılık, havanın kararlılığı veya kısaca kararlılıktır. Bulutlar havanın yükselmesi ve yükselirken de soğuması sonucunda meydana gelir. Havanın kararlılığı hava parsellerinin yükselmesini veya alçalmasını etkileyen en önemli atmosferik faktördür. Herhangi bir hava parseli, harekete başladığında orijinal konumuna dönüyorsa bu durumdaki havaya kararlı hava denilir. Öte yandan eğer hava parseli orijinal pozisyonuna dönmeyip hareketine devam ediyorsa, bu durumdaki hava parseline de “kararsız” adı verilir.
Yükselme ve iniş süreçleri adyabatiktir. Yani hava yükselirken çevresindeki havadan herhangi bir ısı almaz veya inerken çevresindeki havaya herhangi bir ısı vermez. Bu duruma adyabatik süreç adı verilir. Hava parseli iniş veya çıkış hareketini kendi iç enerjisi, yani içinde bulunan moleküllerin enerjisi ile gerçekleştirir. Parselin yükselirken soğuması işlemine adyabatik soğuma, inerken ısınması işlemine ise adyabatik ısınma denilir. Adyabatik süreçlerde, parsel yükselirken ne kadar ısınmış ise inerken de o kadar soğur. Yani ısınma ve soğuma hızları birbirine eşittir.
Atmosferin kararlılığı dört grupta incelenir. Atmosferin kararlılığının hangi gruba ait olduğunu belirleyebilmemiz için çevresindeki havanın yükseklikle sıcaklık değişimini bilmemiz gerekmektedir. Bunun için radyozonde balonlarının ölçümleri kullanılır. Bu şekilde elde edilen lapse rate “gerçek lapse rate” adını alır. Eğer gerçek lapse rate kuru veya yaş adyabatlara göre daha küçük ise bu durumdaki atmosfere “mutlak kararlı” atmosfer deriz (Bkz. Şekil 3.1a). Bu durumda yükseldikçe hava parseli her seviyede çevredeki havadan daha soğuk ve ağır olacağından çevre hava ile arasındaki sıcaklık farkı
giderek büyüyecektir. Kararlı durumda parsel belli bir seviyeden sonra çökmeye başlar. Eğer hava parseli nemli ise yükselebildiği maksimum seviyede düz tavan hatlarına sahip, yatay yönde uzanan ince tabakalı bulutlar görülecektir. Gerçek lapse rate’in yaş adyabatik lapse rate’den küçük olduğu her şart altında atmosfer mutlak kararlıdır. Kararlı atmosfer yer yüzeyinin üzerindeki havanın yere göre daha sıcak olması veya yer yüzeyinin üzerindeki havaya göre daha soğuk olması durumunda meydana gelir. Her iki durumda da gerçek lapse rate kuru veya yaş adyabatlara göre daha küçük olacaktır. Kararlı atmosferdeki durumun tersine eğer gerçek lapse rate kuru veya yaş adyabatdan daha büyük ise bu durumdaki atmosfere “mutlak kararsız” atmosfer deriz (Bkz. Şekil 3.1b). Bu durumda hava parseli her yükseklikte çevredeki havadan daha sıcak ve az yoğun olacağı için yükselmeye devam edecektir. Gerçek lapse rate’in kuru adyabattan daha büyük olduğu her durum için atmosfer mutlak kararsızdır. Kararsız atmosfer yer yüzeyinin üzerindeki havanın yere göre daha soğuk olması veya yer yüzeyinin üzerindeki havaya göre daha sıcak olması durumunda meydana gelir. Her iki durumda da gerçek lapse rate kuru veya yaş adyabatlara göre çok daha büyüktür. Hava parselinin hareketini hangisine göre yapacağını parselin doymuş (nemli) veya doymamış (kuru) olması belirler. Bu yüzden bu tür kararsızlığa şarta bağlı veya şartlı kararsızlık adı verilir (Bkz. Şekil 3.1c). Başlangıçta kuru adyabatlara paralel hâlde yükselen bir kuru hava parseli, hareketinin herhangi bir anında doymuş hâle gelirse o yükseklikten itibaren yaş adyabatlara paralel hareket edecektir. Doyma durumuna göre kuru ve yaş adyabatlara paralel olarak hareketine devam edecektir.
Gerçek lapse rate’in kuru veya yaş adyabatlara eşit olması durumunda nötral atmosfer şartları meydana gelir. Bu durumda hava ne yükselir ne de çöker. Bulunduğu yerde durur. Kuru hava durumunda mutlak kararlı, mutlak kararsız ve şarta bağlı kararsızlık durumları Şekil 3.1’de görsel olarak anlatılmaktadır.
Bulut Oluşum Mekanizmaları
Bulutun oluşması için “hava parselinin nemli olması yani parselin su buharı içermesi” ve “hava parselinin yükselmesi yani parselin yer seviyesinden yukarı doğru hareket etmesi” olmaz-ise-olmaz” en önemli iki koşuldur. Hava parselinin nem içerdiğini varsayarak, temel prensip yükselen hava parseli genleşir, soğur ve yoğunlaşır. Yoğunlaşma bulutu oluşturur. Bu durumda hava parselinin yükselmesi kilit bileşenlerden bir tanesidir. Bulutun oluşumunu hava parsellerinin konveksiyon, topoğrafya, konverjans ve cephesel yükselme mekanizmalarına göre sınıflandırabiliriz. Şekil 3.2 bu dört mekanizmayı görsel olarak anlatmaktadır.
Konveksiyon yer yüzeyinin güneş enerjisi ile farklı yerlerde farklı seviyede ısınması sonucunda meydana gelir. Isınan yüzey ile temas hâlinde olan hava ısındığında kararsız hâle gelir ve düşey olarak yükselmeye başlar (Bkz. Şekil 3.2a). Bunun sonucunda yükselen termaller
(konveksiyon hücreleri) oluşur. Termaller yükseldikçe soğur ve doyma noktasına eriştiklerinde içlerindeki nem yoğunlaşarak bulutu oluşturur. Yani termal buluta dönüşmüştür. Bu durumda oluşan bulutlar kümülüs bulutlarıdır. Şekil 3.3’te konveksiyon ile kümülüs bulutlarının oluşan termalleri ve ilişkili akımları sunulmuştur. Kümülüs bulutlarının gelişiminde diğer bir faktör de çevre ile bulut arasındaki karışma yani “entrainment” olayıdır. Bulut yükseldikçe yan taraflardan buluta giren hava bulutu soğutacağından aşağı yönde akımlar oluşturacaktır. Böylece karışma yavaş yavaş yükselici akımları keser ve bulutun gelişimini durdurur ve çözülmesine neden olur. Kümülüs bulutları bir kere oluştuğunda atmosferik kararlılık, nem içeriği ve karışma bulutun düşey yönde gelişmesini büyük ölçüde etkiler. Buna karşın bulutun en başta oluştuğu seviyeyi sadece ve sadece orijinal termalin (konveksiyon hücresi) sıcaklık ve nem içeriği belirler. Gerçekte de bu bilgi kullanılarak kümülüs bulutlarının taban yükseklikleri hesaplanabilir.
Yatay olarak hareket eden hava dağ gibi önüne çıkan engeller ile karşılaştığında engelin üzerinden gitmek zorundadır. Topoğrafik engel boyunca hava yükselmeye zorlanır. Bu şekilde kaldırma ile yükselme işlemine oroğrafik yükselme adı verilir. Bu oroğrafik yükselme sonucunda, dağın rüzgâr tarafında kararsız haldeki hava dağa doğru tırmanarak yükseldikçe soğur. Eğer yükselmeye zorlanan bu hava parseli yeterince nem barındırıyorsa sıcaklığı doyma sıcaklığına eriştiğinde yoğunlaşma başlar, bulut ve bunu takiben yağmur meydana gelir. Yoğunlaşmanın başladığı seviyeye kaldırma ile yoğunlaşma yüksekliği adı verilir ve oluşan bulutların taban yüksekliğini gösterir. Bu şekilde oluşan bulutlara da oroğrafik bulutlar adı verilir. Dağın tepesinde hâlâ kararsız ve sıcak olan hava parseli yükselmeye devam ederse, tam dağın tepesinde büyük kümülüform tipi bulutların oluşmasına sebep olabilir. Oroğrafik bulutların türü havanın kararlılığına ve nem içeriğine bağlıdır.
Alçak basınç merkezine doğru olan bu akımlar merkeze ulaştığında başka gidecek yerleri olmadığından yükselmek zorundadırlar. Hava parsellerinin bu şekilde yükselmesine konverjans ile yükselme denilir (Bkz. 3.2c).
Farklı sıcaklık ve nem karakterine sahip çok büyük hava kütlelerinin karşılaşma yüzeyleri olan cephe zonları bulutların oluşumu için de en elverişli bölgelerden bir tanesidir. Sıcak hava soğuk hava ile karşılaştığında, soğuk hava üzerinde yükselmeye zorlanır. Bunun sonucunda sıcak cephe ve bununla ilişkin cephe yüzeyi boyunca yatay yönde gelişen sirüs, sirostrutüs, altostratüs, nimbostratüs, stratüs bulutları meydana gelir.
Bulutların Sınıflandırılması
Bugün kullanılan bulut sistemi 1887 yılında Abercomy ve Hildebrrandsson tarafından verilen dört grubun geliştirilmiş hâlidir. Bu sistemde 10 farklı bulut şekilleri bulut taban seviyesine göre dört grupta toplanmıştır. Bunlar yüksek, orta, alçak bulutlardır. Bu bulutlar daha
çok yatay gelişimli bulutlardır. Dördüncü grup bulutlar ise dikey gelişimli bulutları içerir (Bkz. Tablo 3.1).
Bulutluluğun Rapor Edilmesi
Gökyüzünün bulutluluk durumu, meteorolojistlerin hava durumu raporlarının ana bileşenlerinden birisidir. Bunun için kullanılan ölçek Tablo 3.2’de verilmektedir. Gökyüzünün bütünü 8 olarak kabul edilir ve bulutlarla kaplı olan kısım bunun kesirleri şeklinde ifade edilir. Mesela hiç bulut yok ise açık gökyüzü; bulutluluk 1/8 ile 2/8 arasında ise bir kaç bulut var; 2/8 ile 3/8 arasında ise bulutlar saçılmış veya kısmen bulutlu; 5/8 ile 7/8 arasında ise gökyüzünün çoğu kapalı ve 8/8 ise gökyüzü tümüyle bulutlarla kaplı demektir. Bulutluluk tahmini gözle bakarak yapıldığı için çok subjektif olup her zaman deneyimli bir gözlemciyi bile yanıltan durumlar oluşabilmektedir.
Oraj
Oraj gök gürültüsü ve yıldırım içeren fırtınalara verilen isimdir. Çoğunlukla kümülonimbüs bulutlarında meydana gelmektedir. Çok nadiren kümülüs hatta nimbostratüs bulutlarının alt kısımlarında da zayıf oraj fırtınalarına rastlanmaktadır. Sıklıkla yer yüzeyinde çok şiddetli ve hamleli rüzgârlara, şiddetli yağmur ve dolu yağışlarına neden olurlar. Bir oraj fırtınası sıcak ve nemli bir hava par- selinin şarta bağlı kararsız atmosfer koşullarında yükselmesi ile başlar. Hava parselini yukarı doğru hareketine başlatan etmen, önceki bölümlerde de gördüğümüz, yer yüzeyinin homojen olmayan ısınması (konveksiyon), topoğrafik etkiler veya hava parselinin soğuk cephe boyunca kaldırılması etmenlerinden biri olabilir. Yer yüzeyindeki konverjans hareketleri de hava parselini yükselten çok etkili bir yükseltme mekanizmasıdır. Genel olarak bunlardan biri veya birkaç tanesi aynı anda olup çok şiddetli oraj fırtınaları üretebilirler.
Oraj fırtınaları şiddetlerine ve bıraktıkları etkiye göre iki grupta incelenir. Yaz aylarında oluşan tekil oraj fırtınaları çoğunlukla basit oraj fırtınaları (veya hava kütleli oraj fırtınaları) olarak bilinirler. Bu oraj fırtınaları sıcak ve nemli hava kütleleri cephesel zonlar üzerinden geçerken oluşmaktadır. Bu fırtınalar genellikle kısa süreli olup, nadiren çok şiddetli rüzgâr ve dolu üretirler. Bu tür oraj fırtınalarının yaşam süreçleri oluşum, olgunlaşma ve dağılma olmak üzere üç safhaya ayrılır. Buna karşılık şiddetli oraj fırtınaları, çok şiddetli rüzgârların, hasar veren dolu yağışlarının, şiddetli ani sellerin ve hatta tornadoların oluşumuna neden olabilirler. Oluşum aşamaları basit oraj fırtınalarınkine benzer. Nemli sıcak havanın yükselmeye zorlanması ile başlar. Ancak şiddetli fırtınalar bunlara ilaveten rüzgâr kaymasının oluştuğu koşullarda da oluşabilirler. Gerçekte şiddetli fırtınaları basit fırtınalardan farklı kılan özellik sıklıkla rüzgâr kaymaları sonucunda oluşmalarıdır. İri hücreli oraj fırtınaları, adından da anlaşılacağı üzere, aşırı büyük ve dönen oraj bulutlarından oluşan fırtınalardır. Şiddetli oraj fırtınalarının bir alt grubu olarak incelenirler. Aşağı ve yukarı yönlü akımları iyice oluşmuş, oturmuş ve kendi kendini destekleyen ve saatlerce sürebilen tek bir yapı
hâlindeki oraj bulutlarının meydana getirdiği fırtınalardır. “Squal” hatları birkaç tane oraj fırtınasının sıra ile bir hat üzerinde oluşmasına verilen isimdir. Bazen tam soğuk cephenin olduğu tarafta cephe zonu boyunca oluşurlar; bazen de sıcak havada cephe zonunun 100-300 km önünde olabilirler. Oraj bulutlarının uzunluğu 1000 km’yi bulabilir. Squal hatlarındaki yukarı ve aşağı yönlü akımlar zayıftır ve kısa ömürlüdürler. O yüzden genellikle basit oraj fırtınaları gibi değerlendirilirler. Tornadolar iri hücreli oraj bulutlarının ürettiği çok şiddetli saat ibrelerine ters yönde döngülü rüzgârların oluştuğu alçak basınç (siklon) alanlarıdır. Bu bulutların içlerindeki döngülü aşağı yönelmiş akımların bulut tabanından aşağı doğru inerek yere değmesi sonucunda oluşur. Yerden çok yuka- rılara kadar uzanan huniye benzeyen yapısı vardır. Yerden toz toprak ne varsa toplayıp içine çekebilir. Yaşam süreleri birkaç dakika olmasına karşın çok hızlı hareket ettiklerinden en yıkıcı meteorolojik olaylardır.
Şimşek, Yıldırım ve Gök Gürültüsü
Şimşek ve gök gürültüsü oraj fırtınalarının olgunluk safhasında oluşan elektrik boşalmasıdır. Ses (gök gürültüsü) ve ışık (şimşek) hâlinde ortaya çıkarlar. Bulut içinde veya buluttan buluta olanlarına şimşek, buluttan yere gök gürültüsü ile beraber olana ise yıldırım adı verilir. Yıldırımların çoğu bulut içinde veya buluttan buluta olur; sadece %20’lik bir kısım buluttan yere oluşur. Yıldırım geçtiği hava tabakasını ısıtır. Bu yüksek ısı, ışığın oluştuğu bölgeden uzağa doğru, havanın aniden genleşmesine ve bir şok dalgası (ses dalgası) üreterek patlamasına neden olur ki ses dalgasına gök gürültüsü adı verilir. Işık sesten daha hızlı yayılır. Bu nedenle yıldırım oluştuğunda önce ışığı görürüz; daha sonra gök gürültüsünü duyarız. Ses atmosferde 330 m/sn hızla hareket eder. Işık görüldükten sonra gök gürültüsünü duyuncaya kadar saniyeleri sayarsak yıldırımın düştüğü yere ne kadar uzaklıkta olduğumuzu hesaplayabiliriz.
Yıldırımının oluşması için oraj bulutu içinde pozitif ve negatif yüklerin ayrışması gerekir. Yüklerin ayrışması için en yaygın olan çarpışma-birleşme teorisine göre oraj bulutunun en üst kısımlarında oluşmuş dolu taneleri bulut içinde aşağı doğru düşerken aşırı soğumuş sıvı su damlacıklarının arasından geçerken çarpışırlar. Sıvı su damlacıkları dolu taneciği ile çarpışırken onların yüzeyine yapışarak donar ve bu esnada ısı açığa çıkar. Bu işlem dolu tanesinin yüzeyini buz kristallerine göre daha sıcak yapar. Daha sıcak olan dolu tanesi soğuk buz kristali ile temas ettiğinde pozitif yükler sıcak olandan soğuk olana doğru hareket eder. Böylece dolu parçacığı negatif yüklenirken buz kristalleri pozitif yüklenirler. Daha hafif olan buz kristalleri bulutun yukarı seviyelerine giderek bulutun üst kısımlarını pozitif yüklü yaparken, dolu taneleri de ağırlıkları nedeni ile bulutun alt kısmına doğru inerek bulutun tabanını negatif yüklerler. Bu nedenle oraj bulutlarının taban kısımları çoğunlukla negatif yüklüdür.
Alt kısmı negatif yüklü oraj bulutu yeryüzeyi üzerinde hareket ederken yerdeki pozitif yükleri yüzeye doğru
çeker. Pozitif yükler özellikle yer yüzeyindeki çıkıntılı yüzeylerde toplanırlar. Böylece yer ile bulut arasında bir potansiyel farkı oluşur. Potansiyel farkı çok büyük olduğunda buluttan yere doğru yerden de buluta doğru bir akım meydana gelir. Önce bulut içerisinde bulutun tabanı- na doğru, daha sonra buluttan yere doğru olmak üzere birkaç aşamada negatif yük boşalması oluşur. Elektronlar yere doğru yaklaştıkça yer ile aralarında potansiyel farkı artar ve yerdeki pozitif yükler de buluta doğru harekete başlar. Pozitif yükler elektronlarla buluştuktan sonra buluta doğru birlikte elektronların açmış olduğu yoldan ilerlerler. Bu olayların hepsi saniyeler içerisinde olduğundan hepsi tek bir olay gibi görülür.
Buzlanma
Buzlanma hava sıcaklığının sıfırın altına düşmesi ile birlikte aşırı soğumuş su damlacıklarının uçağın farklı bölgelerinde donarak birikmesi işlemine denilir. Uçağın yüzeyindeki kritik deliklerde veya uçağın iç kısmı ile bağlantılı boru girişlerinde tıkanmalara, hassas cihazlarda yanlış okumalara, uçağın yüzeyindeki pürüzlülüğü artırarak hava akımlarının bozulmasına veya belli bölgelerde birikerek uçağın dengesinde bozulmalara neden olur, uçağın performansını ve kontrol mekanizmalarını etkileyerek uçuş emniyetini azaltır.
Buzlanmanın Oluşumuna Etki Eden Faktörler
Buzlanma bir meteorolojik olaydır. Bu nedenle buzlanmanın oluşumunu uçağın içinde bulunduğu çevresel ve bulut içi meteorolojik parametreler belirler. Buzlanmanın oluşabilmesi için en kritik iki eleman vardır. Bunlardan ilki sıcaklıktır. Buzlanmanın oluşabilmesi için bulut içerisindeki sıcaklıkların 0 °C ile - 40 °C aralığında olması gerekir. Yani sıcaklık mutlaka 0 °C’den düşük olmalı fakat çok da aşırı düşük olmamalıdır. Buzlanmayı aşırı doymuş sıvı su damlacıkları (SCWD) oluşturur. Sıcaklıkların özellikle 0 °C ile - 25 °C arasında olduğu bölgelerde çok yoğun buzlanma olur. Genellikle -25° C’den daha düşük sıcaklıklarda su daha çok buz kristalleri hâlindedir ve buzlanma şartları minimumdur. Buz kristalleri uçak için aşırı soğumuş sıvı su damlacıkları kadar buzlanma açısından bir tehdit değildir. Çünkü buzlanmaya neden olmazlar. Ancak eğer uçak yüzeyi elektrotermal buz çözücü sistemi ile ısıtılırsa bu durumda buz kristalleri uçak yüzeyinden sürtünerek geçerken eriyecek ve uçağın arka kısımlarında daha düşük sıcaklıklarla karşılaştığında yüzeyde donarak buzlanma oluşturacaktır. Gerekli sıcaklık ve nem koşulları sağlandığı sürece buzlanma atmosferde 10.000 m yüksekliklere kadar görülür. Tablo 3.3’te sıcaklığa göre bulut içinde mevcut damlacık tipleri verilmektedir.
Uçak bir buluta girdiği zaman aşırı soğumuş su damlacıkları ile karşılaşır. Aşırı soğumuş sıvı su damlacıkları hava sıcaklıkları buzlanma derecesinin (0 °C) altına inmesine rağmen hâlâ donmamış su damlacıklarıdır. Aşırı soğumuş sıvı su damlacıkları çevre hava sıcaklıkları 0 °C ila - 20 °C arasında olduğu zaman, bazen de -40 °C’nin altında olduğu zaman meydana gelirler ve
klasik ya da klasik olmayan metotlar gibi değişik yollarla oluşabilirler. Aşırı soğumuş su damlacıkları çok kararsız parçacıklar olup herhangi bir yüzeye değer değmez hemen donacak özelliğe sahiptirler. Küçük kütleli ve hızlı hareket eden hava molekülleri uçuş esnasında kolayca uçağın yüzeyi üzerinden geçerek diğer tarafa ulaşabilirler. Ancak SCWD büyük kütleleri ve daha yavaş hareket kabiliyetleri nedeni ile yüzeye çarparak yapışırlar ve donarak buzlanmayı başlatırlar. Hızı küçük olanlar uçağın ön kısımlarındaki yüzeylerde çabucak donarken, daha hızlı olanlar ise hava akımı ile beraber uçak yüzeyi üzerinde biraz daha ilerleyerek başka bir kısımda donabilir ve buz- lanmayı oluşturabilirler. Buna göre farklı farklı buzlanma türleri meydana gelir.
Buzlanma SCWD’nin miktarına bağlı olduğu kadar boyutlarına da bağlılık gösterir. Su damlacıkları ne kadar küçük ise donma sıcaklıkları o kadar 0 °C’ye yakındır ve daha zayıf buzlanmaya neden olurlar. Damlaların boyutu büyüdükçe daha düşük sıcaklıklarda donarlar. Damlacık boyutu buz tabakasının kalınlığını belirler. Damlacık boyutu ne kadar büyükse oluşacak buzun kalınlığı da o kadar büyük, buzlanmanın uçaktaki etkisi o kadar fazla olur. Damlacık çapı aynı zamanda buzun kanat üzerindeki dağılımını da etkiler. Her ne kadar sıcaklığı donma derecesinin altında olan tüm bulutlar SCWD içerse de stratiform tipi bulutlar daha küçük boyutlu SCWD ve kümüliform tipi bulutlar çok daha etkin büyük boyutlu SCWD’lere sahiptirler. Uçak kanadının kalınlığının buzlanmaya olan etkisi, uçak hızının buzlanmaya etkisi ve su damlacığı boyutunun buzlanmaya etkisi gösterilmektedir (Bkz. Şekil 3.11). Buzlanmanın ne kadar şiddetli olacağı aynı zamanda bulutun içerdiği sıvı su miktarına (LCW) bağlıdır. LWC uçağın bulut içerisinde maruz kalacağı SCWD miktarını gösterir. LWC ne kadar çoksa SCWD oluşma oranı da o kadar çok olacağından buzlanma riski de o kadar fazladır. LCW aynı zamanda buzlanmanın meydana geldiği bulutların tiplerine göre değişir. Buzlanmanın meydana geldiği bulut tipi LWC, SCWD boyutlarını ve buzlanma zamanını belirlemektedir.
Buzlanma türleri iki grupta incelenir. Bir tanesi oluşan buzun yapısına göre inceleme, diğeri ise buzlanmanın uçak üzerinde meydana geldiği bölgeye göre incelemedir. Buzun yapısına göre yapılan incelemeye yapısal buzlanma adı verilmektedir. Yapısal buzlanma, buzlanmanın oluşmasından sonra meydana gelen buzun yapısına yani görünüm ve şekline göre yapılır. Buzlanmanın oluşum nedenleri farklılık gösterir. Yapısına göre buzlanma şeffaf buzlanma, kırağı tipi buzlanma ve karışık buzlanma olmak üzere üç gruba ayrılır. Uçak üzerinde oluştuğu yere göre buzlanma ise yüzey buzlanması, indüksiyon buzlanması ve aletsel buzlanma olmak üzere üç grupta incelemek mümkündür.
Buzlanmanın uçak üzerine etkileri de aerodinamik etkiler ve gövde ve aletler üzerine etkiler olmak üzere iki grupta incelenebilir.