Agrometeoroloogia arvestus (6)

Agrometeoroloogia arvestus
1) Atmosfäär – maad ümbritsev gaasikiht, mille alumiseks piiriks on maapind , ülemine on kokkuleppe küsimus. Meteoroloogias on atmosfäär seal, kus mingi nähtus aset leiab. Õhk koosneb kolmest osast: gaasidest , veeaurust, hõljuvatest tahke aine ja vedela aine osadest (aerosoolidest). Alumistes kihtides 78% lämmastikku, 21% hapnikku, 0.9% argooni ja 0.003% süsihappegaasi. Õhus leiduva veeauru hulga määrab temperatuur. Näiteks Arktikas on veeauru sisaldus väga väike (-50 C° juures on 1 kuupmeetri kohta 0.004g veeauru). Tahked osad satuvad õhku tolmuna ja suitsuna. Tolm etendab õhus tähtist rolli – ta seob veeauru ja neelab kiirgust. Atmosfääri kihtide jaotamise aluseks on võetud temperatuuri muutumine kõrguse kasvades.
ATMOSFÄÄRI KIHID :
- Troposfäär – atmosfääri alumine osa, mis ulatub aluspinnast 8-18 km kõrguseni. Selle kõrgus oleneb koha geomeetrilisest laiusest ja aastaajast : kõige kõrgem on ta ekvaatori kohal; soojal ajal on troposfäär kõrgemal kui külmal ajal. Kõrgemale tõustes troposfääris temperatuur langeb (keskmisel 6 C° km kohta). Samas aga esineb ka kõrvalekaldumisi – troposfääris esineb kihte, milles kõrguse suurenemisel temperatuur püsib (isotermiline kiht) või tõuseb (inversioonikiht)
- Tropopaus – vahekiht troposfääri ja sellest kõrgemal asuva sfääri vahel. Paksus 1-3 km. Tropopaus ei ole pidev, vaid see katkeb 50 – 60 põhjalaiuse kohal, kus esineb kaks tropopausi kohakuti – kõrgemal troopiline tropopaus ja madalamal polaarne tropopaus.
- Isosfäär – asub tropopausi kohal ainult suurematel laiuskraadidel. Seal valitseb isotermiline olek st. temperatuur püsib -55 kuni -60 C° juures. Ulatub 30 km kõrguseni.
- Stratosfäär – Suurematel laiuskraadidel asub isosfääri, keskmistel ja väiksematel laiuskraadidel aga troposfääri kohal. Temperatuur tõuseb seal 3 C° km kohta, sest Päikese UV-kiirgus neeldub osoonis, mida selles sfääris leidub suhteliselt palju. Stratosfäär ulatub 50 km kõrguseni (kõrgemates kihtides ulatub temperatuur 0 C°-ni).
- Stratopaus – asub maapinnast 50-55 km kõrgusel
- Mesosfäär – temperatuuri langus esineb kuni 80 km kõrguseni, olles seal umbes -70 C°.
- Mesopaus – valitseb isotermiline olek
- Termosfäär – temperatuur tõuseb ja stabiliseerub alles 500 km kõrgusel
- Termopaus – asub termosfääri ja eksosfääri vahel
- Eksosfäär – kõrge temperatuur püsib 1800 C° juures või tõuseb väga aeglaselt kuni. Ulatub 2000-3000 km kõrguseni. Sellest sfäärist võivad Maa atmosfääri gaasid maailmaruumi lahkuda.
2) Päikesekiirgus. Päike saadab välja elektromagnetkiirgust, mis omakorda koosneb erineva lainepikkusega kiirgustest. Enamus päikesekiirguse lainepikkusest jääb 290 ja 3000 nm vahele.
λ ( lainepikkus ) λ > 760 nm on infrapunane kiirgus ja see omab peamiselt soojuslikku toimet
Päikesespekter – kui lasta päikesekiirtel läbida kolmetahkne prisma ja murdunud kiirte teele asetada ekraan, tekib sellele värviline riba, mille üks äär on punane, teine aga lilla/violetne. Need värvused ei ole teravalt eraldatud, vaid lähevad pidevalt üksteiseks üle.
Kuidas tekib? Päikesekiirgus koosneb mitmesuguse lainepikkusega kiirtest. Prisma ülesandeks on erineva lainepikkusega kiired üksteisest eraldada. Prismas murduvad igasuguse lainepikkusega kiired erinevalt – kõige vähem murdub nähtavast valgusest punane (760 nm), kõige rohkem aga violetne (400 nm) kiir. Seega päikesekiirguse see lainepikkus, mis tekitab silmas valguseaistingu ongi 400-760 nm.
Vikerkaare värvid: PEREMEES (punane) OOTAB (oranž) KITSELT (kollane) RAHA (roheline), SULANE (sinine) TEMA (tumesinine) LIHA (lilla)
Solaarkonstant (So) – päikesekiirguse hulk kalorites, mis läbib atmosfääri ülemisel piiril kiirtega risti asetatud ühe ruutmeetri suurust pinda 1 minutis ( eeldusel , et Maa asub Päikesest keskmisel kaugusel – 149 600 000 km)
3)Päikese otsekiirgus - levib Päikese suunast tulnud paralleelsete kiirte kimbuna. Esineb enim selgel päikesepaistelisel päeval ja puudub üldse öisel ajal.
Hajukiirgus – päikesekiirgus, mis on hajutatud veeauru, tolmu-, õhu- ja teiste osakeste poolt. Esineb kõige rohkem pilves ilma korral. Hajukiirguse hulka iseloomustab tema intensiivsus (D), mis tähendab minuti jooksul ruutsentimeetrilisele pinnaühikule langenud hajukiirgust. Intensiivus sõltub eelkõige pilvisusest kuid samuti ka Päikese kõrgusest, õhu sumedusest ja aluspinna albeedost. Tugevasti suurendavad hajukiirgust keskmised ja ülemised pilved , kuna alumised pilved vähendavad hajukiirgust selge ilmaga võrreldes. Kui puuduks päikesekiirguse hajumine , oleksid valgustatud ainult need kohad, kuhu langevad päikesekiired, mujal valitseks täielik pimedus. Ka taevas oleks päeval süsimust, millel säraksid heledate punktidena tähed ja kettana Päike.
*Otsekiirgus + hajukiirgus = summaarne kiirgus
Insolatsioon ehk kiiritus – otsekiirguse hulk, mis langeb kiirtega kaldu asuvale pinnaühikule (ruutsentimeetrile) 1 minuti jooksul. Insolatsioon on maksimaalne juunis ja minimaalne detsembris.
4) Päikesekiirguse nõrgenemine atmosfääris. Kiirguse nõrgenemine on tingitud hajumisest ( kiirguste vastastikune mõjutamine) ja neeldumisest (kiirguse energia muundub edasi peamiselt soojusenergiaks). Päikesekiirgust hajutab tolm ja veeaur, neeldub osoonis. Kõrgete kiudpilvede olemasolu, samuti ka lumi tõstab hajukiirguse intensiivsust. Vihm ja madalad kihtpilved aga vastupidi, vähendavad hajukiirguse intensiivsust. Kui osakesed on väikesed (umbes sama suured kui valguseosakesed), siis sõltub hajumine suuresti valguse lainepikkusest. Enim hajub violetset ja (hele) sinist , kõige vähem punast.
Miks taevas on sinine ja päikeseloojang punane? Selge taevaga toimub hajumine õhumolekulidelt ning sinine on sel juhul ülekaalus. Päike läheb loojudes punaseks, sest valguskiirte tee läbi atmosfääri pikeneb. Sinist hajub rohkem kõrvale ning punane jääb alles.
5) Atmosfääri massiarv – (relatiivne) massiarv on arv, mis näitab mitu korda kiirte teele jäänud mass on nende kaldu langedes suurem kui vertikaalselt langedes. Massiarv iseloomustab kiirte tee pikkust atmosfääris. Kiirte tee on õhus lühim, kui nad langevad vertikaalselt st. kui Päike asub seniidis (m=1). Tehakse vahet relatiivse ja absoluutse massiarvu vahel. Absoluutne massiarv näitab mitu korda on kaldu langemisel kiirte teele sattunud õhu mass suurem kui püsti langenud kiirte teele jäänud mass, eeldusel, et maapinnal valitseb normaalne õhurõhk.
Atmosfääri läbipaistvus – oleneb veeauru, tolmu, suitsu jne sisaldusest, samuti kiirgust nõrgendavate ainete hulgast atmosfääris.Läbipiastvuse koefitsent on väikseim (kohalikul) keskpäeval ja suurim hommikul ning õhtul. Parim läbipaistvus on talvel.
Bouguer`i seadus – seda nimetatakse ka Bouguer`i läbipaistvuse koefitsendiks (pm). Selle arvutamiseks on vaja teada Päikese kõrgust (mille järgi määrame massiarvu m), solaarkonstanti (So) ja otsekiirguse intensiivsust (Sm). Valemi järgi saame arvu, mis näitab, kui suure osa moodustab maapinnale jõudnud otsekiirguse intensiivsus solaarkonstandist, eeldusel, et Päike asub seniidis (lagipunktis). Läbipaistvuse koefitsent on väikseim kohalikul keskpäeval, mil Päikese kõrgus on suurim; hommikul ja õhtul aga pm väärtus kasvab.
6) Peegeldunud kiirgus ja aluspinna albeedo – aluspinnale jõudnud kiirgusest osa neeldub, osa aga peegeldub tagasi õhku. Pinna peegeldamise võimet iseloomustabki albeedo, so. arv, mis näitab, kui suure osa moodustab tagasi peegeldunud kiirgusvoog pinnale langenud kiirgusvoost. Albeedo sõltub aluspinna iseloomust (paljas maa, rohi , lumi, vesi jm), olukorrast (kuiv, märg, tasane ), Päikese kõrgusest jt teguritest. Väga suur albeedo on lumel, teistel pindadel on see tunduvalt väiksem. Sama pinna albeedo oleneb tunduvalt pinna niiskusest – mida märjem pind, seda väiksem on tema albeedo. Näiteks tasane kuiv must muld peegeldab 13%, niiske must küntud muld 4%, kuiv tasane liiv 40%, niiske liiv 20%. On olemas ka taimkatte albeedo, mis sõltub konkreetsete taimede liigist, tihedusest ja arenemisfaasist.
7) Pikalaineline kiirgus atmosfääris ehk maa ja atmosfääri kiirgus – atmosfääri põhilised gaasid (lämmastik, hapnik ja argoon ) neelavad pikalainelist kiirgust suhteliselt vähe; peamised pikalainelise kiirguse neelajad on veeaur ja süsihappegaas. Veeaur neelab eriti tugevasti kiirgust, mille lainepikkus on 6-8,5 mikromeetrit, kuid peaaegu üldse ei neela kiirgust, mille lainepikkus on 8,5-12 mikromeetrit. Et sellesse spektri intervalli langeb küllalt suur osa maa- ja atmosfäärikiirgusest, mis järelikult lahkun maailmaruumi, nimetatakse seda kiirguse piirkonda atmosfääri „esimeseks aknaks”. Et atmosfäär neelab võrdlemisi vähe päikesespektri nähtavat osa, kuid tugevasti pikalainelist kiirgust, siis takistab atmosfäär Maa jahtumist kiirgamise teel. Kui Maal puuduks atmosfäär, oleks tema keskmine temperatuur ligikaudu 40 C° võrra madalam praegusest (+15 C° asemel -23 C°).
Stefan- Boltzmann `i seadus – absoluutselt musta keha kogukiirgusvõime on võrdeline tema absoluutse temperatuuri neljanda astmega. Kogukiirgusvõime all mõistetakse kiirgusvõimet, mis haarab kõiki lainepikkusi. E = σT4 ( astmes 4). Seda seadust kasutatakse mitmesguste looduslike kehade, nagu maa, lume, rohu, pilvede, atmosfääri jt kiirgusvõime arvutamiseks.
Wien`i nihkeseadus - absoluutselt musta keha kiirgusspektris on maksimaalse energiaga kiirguse lainepikkuse korrutis absoluutse temperatuuriga konstantne . Matemaatiliselt väljendades λmax * T = 0,2886 const. (λmax on maksimaalse energiaga kiirguse lainepikkus ja 0,2886 on konstandi arvväärtus). Selle nihkeseaduse järgi võib arvutada maa- ja atmosfäärikiirguse.
8) Tegevpinna efektiivne kiirgus – Maalt lahkunud ja maale juurdetulnud pikalaineliste kiirguste vahe. Maapinnalt lahkub maakiirgus ja maapinnalt tagasi peegeldunud atmosfääri vastukiirgus. Pilves ilmaga on efektiivne kiirgus väike, tihedate pilvede puhul koguni negatiivne, selge ilmaga aga suur. Tegevkiht – kiht, mis praktiliselt täielikult neelab kihile langenud kiirguse, va. tagasipeegeldunud osa. Tegevkihi paksus sõltub ühelt poolt aluspinna iseloomust (maa-, lume- ja veepind) ja selle omadustest, nagu konarlus, värvus, niiskus vm; teiselt poolt aga kiirguse lainepikkusest. Nii tungib pikalaineline kiirgus taimedeta tihedas pinnases murdosa millimeetrini, kuna kohevas pinnases võib see ulatuda sentimeetri sügavuseni. Tegevkihi paksus lühilainelise ehk päikesekiirguse suhtes on suurem kui pikalainelise kiirguse puhul. Taimkattega pinnase puhul loetakse tegevkihiks ka taimkatet ennast. Sel korral tegevkiht muutub koos taimede kõrgusega.
9) Kiirgusbilanss , selle ööpäevane ja aastane käik - juurdetulnud ja lahkunud kiirgusvoogude vahe. Maapinnale langevad: *päikese otsekiirgus *hajukiirgus *atmosfääri vastukiirgus; maapinnalt lahkuvad : *aluspinnalt tagasipeegeldunud lühilaineline päikesekiirgus *maakiirgus *tagasipeegeldunud pikalaineline atmosfäärikiirgus. Sõltub koha geograafilisest laiusest, aastaajast, aluspinnast ( manner , ookean), ilmast jt teguritest. Negatiivne bilanss aasta lõikes on aladel, kus aluspind on aastaringselt kaetud lume või jääga (Gröönimaa, Antarktika jne). Suurim on ta ekvaatoril . Veidi aega enne päikeseloojangut ja pärast päikesetõusu on kiirgusbilanss aga 0. Eestis on novembrist veebruarini bilanss negatiivne, juunis aga on see maksimaalne.
10) Kasvuhooneefekt – Osa maapinnani jõudnud päikesekiirgusest neeldub selles ja soojendab maapinda. Teine osa peegeldub tagasi. Osa sellest pöördub hajuskiirgusena uuesti maapinnale, teine osa lahkub läbi atmosfääri maailmaruumi lisaks juba atmosfäärist otse sinna pöördunud osale. Kõige paremini neeldub pealelangev kiirgus vees, päris ohtralt ka lopsakas taimestikus. Kõrbed peegeldavad rohkem kiirgust tagasi. Kui neeldunud energia jääb õhukesesse pinnakihti, siis võib see kuumeneda palju enam kui need pinnad, milles palju energiat neeldub. Päikesepaistelisel keskpäeval on kõrbeliiv kaheldamatult kuumem kui ookeani veepind samal laiuskraadil . Sõltuvalt sellest, millise temperatuuri Maa pindmine kiht kuskil omandab, kiirgab ta ise soojuskiirgust infrapunases spektriosas. Kõige intensiivsem on see lainepikkustel 10 ja 12 mikromeetri vahemikus, sõltuvalt kiirgava pinna temperatuurist. Päikesekiirgus on kõige intensiivsem silmaga nähtava valguse lainepikkustel natuke alla 500 nm ehk 0.5 mikromeetri. Lainepikkusel 4 mikromeetrit on atmosfääris päikesekiirguse ja Maa soojuskiirguse energiavood umbes võrdsed. Kui soojuskiirgus saaks läbi atmosfääri lahkuda sama vabalt kui päikesekiirgus sealtkaudu sisenes, siis oleks tegemist kiirgusliku tasakaalu olukorraga. Meie õnneks ei ole Maa atmosfäär kiirguslikus tasakaalus. Päikesekiirguse arvel toodetud infrapunane kiirgus ei pääse läbi atmosfääri takistamatult minema. See ongi kasvuhooneefekt. Atmosfääri koostises esineb mitmeid gaase , milliste molekulid neelavad infrapunast kiirgust. Tuntumad neist gaasidest on veeaur, süsinikdioksiid (süsihappegaas) CO2, metaan CH4, naerugaas N2O ja ka maalähedane osoon O3. Ühtekokku on selliseid gaase atmosfääris üle 40 nimetuse ja neid nimetatakse kasvuhoonegaasideks. Kasvuhooneefekt on Maa minevikus olnud tavaliselt suurem kui praegu. Kindlalt väiksem on ta olnud vaid viimasel aastamiljonil esinenud jääaegadel. Käesoleval ajal kardetakse kasvuhooneefekti jätkuvat kasvu inimtegevuse tulemusel, kuna igasugune süsinikkütustel põhinev soojamajandus paiskab atmosfääri täiendavaid koguseid süsinikdioksiidi. Naftas, maagaasis, kivisões ja põlevkivis sisalduva süsiniku on loodus kunagi ammu atmosfääri käibest kõrvaldanud ja maha matnud. Põletamine toob ta uuesti atmosfääri tagasi. Meile sobib loomulikult kõige paremini muutumatu kliima, mis ühtlasi tähendaks kasvuhooneefekti muutumatuna püsimist. Kasvuhooneefekt saab püsida muutumatuna vaid siis, kui ei muutu kasvuhoonegaaside sisaldus atmosfääris.
11) Pinnase termilised karakteristikud –
Ruumerisoojus – soojushulk kalorites, mis kulub ühe ruumiühiku (cm3) pinnase soojendamiseks 1 C° võrra. Iseloomustab pinnase soojusmahutavust. Mida rohkem on pinnases vett ja vähem õhku, seda suurem on tema ruumerisoojus ja vastupidi. Palju vett ja vähe õhku on savimuldades – ruumerisoojus suur. Liivad aga seovad niiskust vähe – seega neis on ruumerisoojus väike. Eriti väike on ruumerisoojus kuival turbal. Pinnad, mille on suur ruumerisoojus soojenevad aeglaselt.
Soojusjuhtivus – iseloomustatakse soojusjuhtivuse koefitsendi λ abil, mille all mõistetakse soojushulka kalorites, mis voolab läbi pinnaühiku (cm2) ühe ajaühiku (sekundi) jooksul eeldusel, et pinna ristjoone sihis temperatuur muutub 1 kraadi võrra 1 cm kohta. Iseloomustab temperatuuri maksimumi või miinimumi levimist pinnases.
*Temperatuurijuhtivuse koefitsent (k) – soojusjuhtivuse koefitsendi jagatis ruumersoojusega.
Omapärane soojusrežiim valitseb kuiva turvasmulla ülemises kihis. Väikese vee- kuid suure õhusisalduse tõttu on see mõne sentimeetri paksune kiht väga halb soojusjuht . Päeval see kiht soojeneb päikesekiirgusest, kuid öösel jahtub maa efetiivse kiirguse tõttu tugevasti, mille tulemusena siin temperatuuri ööpäevane amplituut on väga suur. Sellega seletubki, miks mõni aeg pärast soode kuivendamist öökülmad tugevnevad ja sagenevad – pinnase pealmine kiht muutus kuivendamise tõttu õhurikkamaks. Pinnase vajumisel muld tiheneb ja seega muutub ka paremaks soojusjuhiks;kaob esialgne öökülmade tugevnemise oht.
12) Tegevkihi energiabilanss (?)– tegevkiht on kiht, mis praktiliselt täielikult neelab kihile langenud kiirguse, va tagasipeegeldunud osa.
13) Pinnase temperatuuri muutumise seaduspärasused -
- Temperatuur muutub pinnases sama perioodiga nagu maapinnalgi (ööpäevane ja aastane periood)
- Temperatuuri kõikumine pinnases kahaneb sügavuse suurenedes ja sõltub suuresti pinnase soojusjuhtivusest. Kiht on konstantne kui temperatuur on püsiv
- Temperatuuri ööpäevane kõikumine ulatub umbes 0,5 m ja aastane 10-20 m sügavusele. Temperatuur loetakse püsivaks kui miinimumi ja maksimumi vahe ei ületa 0,1 C°
- Sügavuse suurenedes hilineb miinimumi ja maksimumi esinemise aeg
- Suurt mõju pinnases toimuvatele protsessidele avaldab temperatuuri muutumine sügavuse järgi (Temperatuuri gradient pinnases – temperatuuri muutumine pinnases sügavuti 1 cm kohta. Sügavuse suurenedes gradient väheneb. Sõltub pinnase soojusjuhtivusest ja temperatuurist)
14) Erinevate muldade soojusrežiim - Mulla soojusrežiim sõltub pinnase koostisest, niiskusesisaldusest, õhusisaldusest jne. Loogilised järeldused tee nr 13) järgi !! Näiteks liivastel muldadel on suurema niiskuse korral ruumerisoojus märgatavalt väiksem kui savistel muldadel. Seetõttu niisked savimullad soojenevad päeval vähem kui liivmullad . Öösel need savimullad ei jahtu aga nii tugevasti kui liivmullad. Niisketel muldadel on temperatuuri päevased maksimumid madalamad, öised miinimumid aga kõrgemad kui sama tüüpi kuivadel muldadel. Seega on niisketel muldadel temperatuuri ööpäevased kõikumised väiksemad kui kuivadel muldadel. Kuivendatud turvasmullad soojenevad aeglaselt ja ka jahtuvad aeglasemalt kui minreaalmullad (turvasmuldadel on suurem ruumerisoojus ja väiksem soojusjuhtivus). Jne jne...
15) Mulla külmumine (ja sulamine ?) Pikemaajalisel temperatuuri püsimisel alla 0 C° külmub pinnases leiduv vesi ja liidab pinnase tahked osad kompaktseks kõvaks massiks – külmunud pinnaseks. Et pinnase vesi ei ole destilleeritud, vaid moodustab mitmesuguste soolade ja hapete lahuse, siis pinnas külmub alla 0 C° juures. Pinnase külmumine sõltub koha kliimast , ilmast, lumikattest, reljeefist, pinnase termilistest omadustest jne. Märg pinnas külmub hiljem ja vähem kui kuiv, sest tema ruumerisoojus ja soojusjuhtivus on suuremad kui kuival pinnasel. Eestis on pinnas külmunud olekus keskmiselt 110-130 päeva ja sügavus ulatub 35-80 cm-ni.
Lumekate - Suurt mõju külmumisele avaldab lumikate . Mida paksem see on, seda vähem pinnas külmub. Kui paks lumikate tuleb sulale maale, võib jääda pinnas kogu talveks lume alla külmumata. Mäe ahrjadel külmub pinnas sügavamalt kui orgudes. See seletub lumikatte mõjuga – orus on lumekiht paksem kui mäe harjal ja takistab seega pinnase külmumist.
16) Mullatemperatuuri mõju taimestiku arengule – Mullatemperatuur mõjutab taimede idanemist ja idanemise kiirust, juurestiku arengut Kevadel, mil pinnas on veel võrdlemisi niiske, on savimullad märgatavalt külmemad kui liivmullad. Järelikult saab soojanõudlikumate kultuuride külvi kevadel varem alustada liivastel, nö kergetel muldadel. Sügisel on savimullad üldisemalt soojemad kui liivmullad. Loomulikult idanevad seemned kõrgematel temperatuuridel kiiremini, kuid liiga kõrged temperatuurid võivad osutuda siiski ebasoodsaks. Kui aga mullatemperatuur on pikemat aega liiga madal, siis võivad seemned hävineda, eriti liigniiskes mullas. Üldiselt nõuab iga taim erinevas arenemisfaasis optimaalseks kasvuks taetavat, igale taimele ja arenemisfaasile erinevat mulla- ning õhutemperatuuri. Mulla- ja õhutemperatuur peavad sealjuures teineteisest sobival määral erinema. Nende temperatuuride ühtimine või liiga suur erinevus halvab taimede kasvu. Mullatemperatuuris sõltub ka paljude taimehaiguste esinemine antud kohas ja taimehaiguste ning –kahjurite geograafiline levik. Oluline on ka pinnase külmumine sügisel ja ülessulamine kevadel – see muudab mulla kobedamaks ning sulaveed ja varakevadised vihmad imbuvad seetõttu hõlpsamini mulda.
Muldadel, mis päeval tugevasti soojenevad, sobib kasvatada rohkem niisuguseid kultuure, mis annavad peamise saagi maapealsetest osadest (kurgid, tomatid ) kuna neil muldadel kasvavad ja arenevad maapealsed organid soodsamalt kui mullas olevad organid. Muldadel, mis aga päeval aeglaselt soojenevad (külmad mullad ), on temperatuuri erinevus õhutemperatuurist päeval suur, öösel väike. Neil muldadel kasvavad suhteliselt paremini sellised kultuurid, mis annavad peamise saagi juurikatega või mugulatega (juurviljad).
17) Õhutemperatuur ja selle muutumise põhjused. Maapind soojeneb otseselt päikesekiirguse mõjul ning selle kaudu ka pinnas ja õhk. Seepärast on temperatuur maapinnal kõige kõrgem. Õhumass on ühesuguste füüsikaliste omadustega molekulide hulk troposfääris, mis liigub vastavalt atmosfääri üldisele tsirkulatsioonile. Soojusvahetus naaberõhumassidega ja kosmilise ruumiga praktiliselt puudub. Temperatuuri määrab eeskätt aluspinna ja õhumassi soojusvahetus. Õhumassi temperatuuri määrab oluliselt ka aluspind mille kohal ta on. Õhumassi individuaalne temperatuuri muutus on aeglane. Muutust võib põhjustada õhumasside vahetumine või õhumasside vertikaalne ümberpaiknemine ehk advektsioon. Advektiivsed muutused on järsud, hüppelised (mõne tunni jooksul mitme kraadi võrra).
18) Soojuse ülekanne aluspinna ja õhu vahel.
- Molekulaarne soojusjuhtivus – soojus antakse edasi molekulide kaootilise liikumise kaudu. Et õhu soojusjuhtivus on väga väike, siis soojeneb sel teel ainult aluspinna kohal väha õhuke õhukiht
- Konvektsioonivoolud – tekivad aluspinna ebaühtlase soojenemise tagajärjel. Alumine, rohkem soojenenud õhk muutub hõredamaks ja seega kergemaks ning tõuseb ülespoole. Asemele voolab kõrvalt jahedamat õhku. Nii tekivad tõusvad ja laskuvad õhuvoolud, mis kannavad soojust edasi
- Turbulentne õhu segamine – Turbulentsiks nimetatakse väiksemate õhuhulkade ebakorrapärast pööriselist, igasuunalist liikumist. Õhu turbulentne segunemine on seda intensiivsem, mida tugevam on tuul, konarlikum aluspind ja suurem temperatuuride erinevus püstsihis (temperatuuri vertikaalne gradient)
- Maa pikalaineline kiirgus – seda neelavad tugevasti õhus olevad veeaur ja süsihappegaas
- Vee auramine maapinnalt – koos auruga kantakse õhku suur hulk soojust auru varjatud soojuse näol; auru kondenseerumisel see soojus vabaneb, soojendades ümbritsevat õhku
- Advektsioon - ehk õhumasside horisontaalne liikumine
19) Õhutemperatuuri muutumine vertikaalsuunas – mida kõrgemale õhk tõuseb, seda rohkem ta jahtub. Laskumisel jälle soojeneb.
Temperatuuri vertikaalne gradient ehk adiabaatiline gradient– temperatuuri langus ühe pikkusühiku kohta vertikaalsihis. Eristatakse kuiva ja märga gradienti. Märgadiabaatiline gradient – õhutemperatuur langeb adiabaatilisel tõusmisel nii kuivas kui ka küllastumata niiskes õhus peaaegu 1 C° võrra 100m kohta; märgadiabaatiline gradient iseloomustab kuivast adiabaatilisest gradiendist aeglasemat temperatuuri langust 100 m kohta küllastunud õhus.
Miks on märja adiabaatilise gradiendi puhul temperatuuri langus aeglasem ? Kuivadiabaatilise gradiendi temperatuuri langus leiab aset, kuni õhk on veeaurust küllastumata. Õhu edasisel tõusmisel temperatuur langeb ja saabub olukord, kus veeaur õhus hakkab kondenseeruma – tekib küllastunud olek. Kui adiabaatiline olek kestab edasi, langeb temperatuur veelgi, kuid mitte nii palju kui küllastumata niiske õhu puhul. Selle põhjuseks on veeauru kondenseerumisel vabanev soojus, mis adiabaatilisel tõusmisel jääb vaadeldavasse õhumassi ja seega vähendab paisumisest tingitud temperatuuri langust. Seega adiabaatilisel tõusmisel küllastunud õhus leiab aset temperatuuri muutumise seisukohast kaks vastandlikku protsessi: õhu paisumine , mille tagajärjel temperatuur langeb, ja veeauru kondensatsioon , mille tulemusena temperatuur tõuseb. Et esimese osatähtsus on suurem kui teisel, siis lõpptulemusena temperatuur adiabaatilisel tõusmisel langeb.
20) Õhutemperatuuri adiabaatilised muutused atmosfääris. Adiabaatiline protsess on gaasi oleku muutus, mille juures vaadeldaval gaasil puudub soojusvahetus ümbrusega. Tõusvas voolus langeb temperatuur ainuüksi paisumise tõttu – siseenergia ja temperatuur vähenevad. Laskuvas õhuvoolus aga temperatuur jällegi tõuseb kuna väline jõud surub ta kokku.
21) Atmosfääri vertikaalne tasakaal – maa raskusväljas peaksid raskemad gaasid (näiteks argoon ja süsihappegaas) asuma maapinnale lähemal kui kergemad gaasid. Siiski on gaasid üksteisega segatud – selle põhjusteks on tuul, turbulentne segunemine, õhu liikumine. Kuiva ja puhta õhu kooslus muutub ülemistes kihtides vähem.
22) Taimede kasvu ja arengu sõltuvus temperatuurist – (kattub osaliselt nr 16)
- Kõrgema temperatuuri puhul tungib süsihappegaas hõlpsamini läbi protoplasma , intensiivistades sellega assimilatsiooni ehk fotosünteesi. Samal põhjusel võib taim kõrgema temperatuuri juures ka tugevamini transpireerida, so vett aurustada. Liiga madalatel, samuti liiga kõrgetel temperatuuridel fotokeemilised reaktsioonid taimes lakkavad, peatub ka orgaanilise aine juurdekasv.
- Kui taimele langevad otsesed päikesekiired, hakkavad taime lehed hävinema temperatuuril üle 45 C°, minimaalne temperatuur on üldiselt 0 C° ümber. Kui temperatuur langeb veelgi madalamale (või tõuseb hoopiski üle maksimaalse), siis toob see kaasa taime traumaatilisi vigastusi, so vigastusi, millest taim hiljem, pärast temperatuuriolude paranemist, ei toibu.
- Taimede hingamise ehk assimilatsiooni all mõeldakse assimilaatide lahkumist taimest. Hingamine on kõige intensiivsem 36-40 C° piirides (optimaalne temperatuur). Maksimaalsed temperatuurid, mil hingamine lakkab, on 50 C° ja üle selle.
- Temperatuur mõjub orgaanilise aine juurdekasvu kiirusele taimes.
23) On vaja teada ka bioloogilist miinimumtemperatuuri – minimaalne temperatuur, millest alates toimub taime vegetatsioon. Meil kasvatatavatest kultuuridest enamikul on see +5 C°.
Aktiivne temperatuur – Laiemas mõistes on see periood (päevade arv), mil ööpäeva keskmine õhutemperatuur ületab bioloogilise miinimumtemperatuuri. Kitsamas tähenduses aga see, kui ööpäeva keskmine temperatuur ületab +10 C° (kuna enamike kultuuride aktiivne vegetatsioon algab just sel temperatuuril)
Efektiivne temperatuur – aktiivse (laiemas mõttes) temperatuuri ja bioloogilise miinimumtemperatuuri vahe
Taimede arengu hindamine temperatuuriandmete alusel – loogika ...
24) Taimkatte temperatuurirežiimi iseärasused - kui on tegemist tiheda taimkattega, kujuneb tegevkihis isesugune temperatuurirežiim; kui taimkate on hõre siis määrab temperatuurirežiimi peamiselt maapind (üle 50% taimede puhul on nemad määrajateks). Taimelehtede temperatuur sõltub olukorrast – kui nad on hästi veega varustatud ja päike ei paista otse peale on taime temperatuur sama mis õhul. Kui esineb veepuudust, tõuseb taime temperatuur keskkonna omast kõrgemale.
25) Üldine veeringe looduses –Veeaur on atmosfääri kõige ebapüsivam koostisosa . Ta võib tiheneda õhus piiskadeks või jääkristallideks ja langeda maapinnale sademetena – vihmana, rahena, lumena jne. Maapinnalt ta aurab uuesti.
Õhu niiskuse karakteristikud –
- Õhus oleva veeauru rõhk e – mm Hg või mb. Mida rohkem õhk sisaldab veeauru, seda suurem on selle veeauru osarõhk õhu kui gaaside mehhaanilise segu kogurõhus
- Absoluutne niiskus a on 1 kuupmeetri õhus oleva veeauru hulk grammides . Seega sisuliselt näitab absoluutne niiskus õhus sisalduva veeauru tihedust g/m3.
- Relatiivne niiskus r on õhus oleva veeauru rõhu suhe samal temperatuuril õhku küllastava veeauru rõhusse, väljendatuna %-des. Näitab, kuivõrd lähedal on õhk küllastumisolukorrale. Kui õhk oleks täiesti kuiv (kõrbetes), siis relatiivne niiskus oleks 0%. Kui aga õhk on aga veeauruga küllastunud (udu), siis on relatiivne niiskus 100%
- Küllastusvajak (küllastusdefitsiit) d on antud temperatuuril õhku küllastava veeauru rõhu ja õhus tegelikult oleva veeauru rõhu vahe. See karakteristik näitab kui kaugel on õhk küllastusest. Küllastuse korral küllastusvajak = 0. Täiesti kuiva õhu korral võrdub küllastusvajakveeauru maksimaalse rõhuga antud temperatuuril
- Kastepunkt τ on temperatuur, mille juures õhus olev veeaur õhku küllastaks. Nimetus on tulnud sellest, et kui aluspinna temperatuur langeb kastepunktini, siis algab seal, eriti taimkattel, kaste tekkimine. Täiesti niiske õhu (näiteks udu) korral kastepunkt võrdub õhutemperatuuriga. Mida madalam on aga kastepunkt võrreldes õhutemperatuuriga, seda kuivem on õhk
- Eriniiskus s on õhus oleva veeauru hulk grammides 1 kg niiske õhu kohta.
26) Õhu niiskuse mõõtmise meetodid –
- Psühromeeter – õhuniiskuse määramise põhiline instrument. Koosneb kuivast termomeetrist, mis näitab õhutemeratuuri ja märjast termomeetrist, mille reservuaari ümber on mässitud valge batistriie, mida niisutatakse destilleeritud veega. Veea auramiseks märja termomeetri reservuaarilt kulub energiat, mis võetakse termomeetri soojusvarudest. Kuiva ja märja termomeetri temepratuuride vahet (t-t') nimetatakse psühromeetriliseks diferentsiks. Mida kuivem on psühromeetrit ümbritsev õhk, seda intensiivsem on auramine ja seda suurem on psühromeetriline diferents .
- Juushügromeeter – kasutatakse madalate temperatuuride juures niiskuse määramiseks, sest neil temperatuuridel (-10 C°) pole mõõtmistulemused psühromeetriga enam usaldatavad. Juushügromeetri peaosaks on inimese juus, millel on omadus imeda endasse õhus olevat veeauru ja selle tagajärjel pikeneda.
- Õhuniiskuse automaatne registreerimine – selleks kasutatakse hügrograafi, mille vastuvõtvaks osaks on kimp juukseid, mis relatiivse niiskuse suurenedes pikeneb. Hügrograaf koos termograafiga paigutatakse meteoroloogiaväljakul nn isekirjutajate onni, 2 m kõrgusele.
27) Auramine. Vee ja jää üleminek gaasilisse olekusse, molekulid väljuvad veest õhku (lahustest nõrgemini kui puhtast veest). Auramist mõjutavad:
- õhuniiskus – mida väiksem on veeauru rõhk, seda intensiivsem on auramine. Mida vähem on antud temperatuuril õhus veeauru molekule, seda enam neid mahub õhku juurde.
- tuule kiirus – mida suurem on õhuvoolu kiirus, seda rohkem kannab ta eemale auranud veemolekule, andes ruumi kuivematele õhuhulkadele.
- õhurõhk - rõhu suurenedes auramine nõrgeneb, sest välisrõhk pidurdab veemolekulide sattumist õhku
- vee enese temperatuur - soojema vee molekulid on liikuvamad, auramine seega intensiivsem
- vee voolamine ja lainetus – veeosakeste kokkupuuted õhuga sagenevad
- vee keemiline koostis, temepratuuri jaotumine sügavusega, veekogu enese sügavus jne
Võimalik (potentsiaalne) auramine – kui looduslike tingimustega (pidev vee olemasolu) on kindlustatud auramine (auramine veekogudelt), siis on see antud kliimatingimustes maksimaalne.
Tegelik auramine – näitab antud kohas tegelikult aurunud vee hulka. Näiteks põhjapoolkera kõrbetes on aasta keskmine tegelik auramine 50-100 mm, võimalik auramine aga 800-1000 mm.
28) Transpiratsioon. Aurumine taimeorganite kaudu (lehed, varred). Toimub läbi õhulõhede, rakkude vaheruumis on õhk veeauruga küllastunud. Toimub seni kuni õhulõhed on avatud, samas mõningane aurustumine vartelt ja kutiikulalt. Transpiratsiooni mõjutab temperatuuri intensiivsus, õhu liikumine, taime veega varustatus, valgus (päevasel ajal). Transpiratsiooniprotsessi iseloomustatakse hüdrotermilise koefitsendiga = transpireeritud vee mass/sünteesitud kuivaine massiga. Näiteks kulub taimedel 300-800 st 1 kg kuivaine sünteesiks kulub 300-800 l vett.
Summarne auramine taimkattelt ja maapinnalt –
29) Veeauru kondenseerumine atmosfääris. Veeauru üleminek gaasilisest vedelasse või tahkesse faasi ( sublimatsioon ). Õhk peab olema eelnevalt veeauruga küllastunud, siis saab kondensatsioon alata. Küllastumist põhjustab temperatuuri langus - et kondensatsioon atmosfääris toimuks , peab õhk jahtuma. Tõusev õhuvool jahutab temperatuuri madalamaks kastepunktiks ja veeaur kondenseerub. Kui õhk jahtub madalamates kohtades tekib udu, kui atmosfääris, siis moodustuvad veetilgad ja pilved. Kondensatsioon toimub õhus, kui õhk saab tugevasti veeauru juurde – näiteks külm õhk satub sooja veepinna kohale ja tekib udu.
Kondensatsiooni tuumakesed. Tegelikult esineb looduslikus õhus veeauru tihenemist võrdlemisi väikeste üleküllastuste puhul ja isegi alaküllastusel. Seda võimaldavad õhus olevad osakesed, kondensatsiooni tuumakesed, mille ümber veeaur tihenebki. Kondensatsioonituumad võivad olla tahked, vedelad või gaasiosakesed, nii hügroskoopsed kui ka mittehügroskoopsed osakesed, lahustuvad (meresoolade kristallid , lahustunud väävliühendid) ja lahustamatud (pinnase ja kivimiosakesed, tolm ja tuhk , orgaanilise aine tükid ja mikroobid ) osakesed. Peale tahkete ning gaasiliste osakeste – nn kuivade tuumade (ei sisalda vett), esineb ka niiskeid tuumi – hügroskoopsete ainete vesilahuste piisakesi. Maapinna lähedal võib kondensatsioonituumade arv ulatuda isegi kuni mõnesaja tuhandeni 1 ruutsentimeetri kohta. Eriti rohkesti leidub neid suurte tööstuslinnade õhus. Kondensatsioonituumade ümber kujuneb kondensatsiooni algul nn alg- ehk lähtepiisake, mille edasine suurenemine sõltub piisakeste kui soolalahuse kontsentratsioonist ning piisakese kumerusest.
30) Pilvede tekkeprotsessid –
- Kondensatsiooninivoo – tase, kus tõusval õhuvoolul saabub kastepunkt ning algab veeauru kondensatsioon. See on ühtlasi ligikaudseks pilvede alumiseks piiriks.
- Nullnivoo – tase, kus õhutemperatuur on 0 C°. Kondensatsiooni- ja nullnivoo vahel tekivad kondensatsiooniproduktidena tavaliselt väikesed veepiisakesed
- Jäänõelte nivoo – Sel tasemel hakkavad kujunema tahked kondensatsiooniproduktid. Temperatuur on seal ligikaudu -12 C°. Nullnivoo ja jäänõelte nivoo vahel koosneb pilv peamiselt allajahtunud veepiisakestest, ülalpool jäänõelte nivood aga jääkristallidest. Tegelikult kujutab see nivoo endast võrdlemisi ulatuslikku üleminekukihti, kus esineb nii allajahtunud piisakesi kui ka jääkristalle
- Konvektsiooninivoo – tase, kuhu ulatuvad tõusvad õhuvoolud. See on ühtlasi konvektsioonipilve ülemiseks piiriks. Konvektsiooninivooks on kõige sagedamini need õhukihid, kus temperatuur väga vähe langeb, püsib (isotermiline kiht) või koguni tõuseb (inversioonikiht). Neis, nn tõkkekihtides tõusvad õhuvoolud vaibuvad.
31) Rahvusvaheline pilvede klassifikatsioon . Pilved liigitatakse alumise pinna kõrguse ja ehituse järgi 4 klassi ja 10 põhiliiki.
ÜLEMISED PILVED (alus 6-10 km kõrgusel; valge värvusega, läbipaistvad ning varjudeta. Päike või kuu paistab neist läbi teravate kontuuridega. Koosnevad alati jääkristallidest, sademeid ei anna)
*Kiudpilved (väliselt peene, kiulise ehitusega)
*Kiudrünkpilved (meenutavad üksikuid valgeid varjudeta (rühmitunud) pallikesi) *Kiudkihtpilved (moodustavad õhukese valge loori , millest Päike ja Kuu paistavad selgelt läbi. Valguskiirte murdumise ja peegeldumise tagajärjel pilve jääkristallidelt tekivad Päikese ja Kuu ümber halonähtused)
KESKMISE KÕRGUSE PILVED (alus tavaliselt 2-6 km kõrgusel; tihedamad kui ülemi sed pilved. Pilveosadel esineb kohati varje . Pilved koosnevad kas väikestest, tunduvalt alla 0 C° jahtunud piisakestest või veepiisakeste, lumetähekeste ja jääkristallide segust)
*Kõrgrünkpilved (koosnevad väliselt valgetest pallidest või pankadest, mille on juba paiguti nõrku varje. On sageli rühmitunud kobarateks või paralleelseteks ribadeks. Tornjad kõrgrünkpilved osutavad sellele, et troposfääris on tekkinud võimsad püstvoolud. Viimaste alusel aga arenevad sageli äikesepilved. Kui hommikupoolikul täheldatakse selliseid pilvi, siis tavaliselt esineb samal päeval antud kohas või ümbruskonnas äikest ja hoogsademeid)
*Kõrgkihtpilved (kihilise struktuuriga, väliselt paistab halli või sinaka loorina. Päike või Kuu ei paista läbi mitte teravate kontuuridega, vaid nagu läbi mattklaasi. Halonähtused puuduvad. Paksema kõrgkihtpilve puhul ei paista Päike ja Kuu üldse läbi. Koosnevad jääkristallidest ja veepiiskadest. Sademeid võib neist pilvedest langeda nõrga lume või vihma kujul. Suvel enamasti sademeid ei anna, sest piisad auruvad soojemates õhukihtides enne maapinnale jõudmist)
ALUMISED PILVED (aluse kõrgus alla 2 km; halli või tumehalli värvusega ning võrdlemisi tihedad. Neis pilvedes leidub juba suuremaid elemente kui eelmistes)
*Kihtrünkpilved (väliselt koosnevadsuurematest, kaunis paksudest, ilma teravate piirjoonteta tasastest pankadest või pallidest. Üldiselt neist sademeid ei tule. Ainult paksemad võivad anda nõrka lühiajalist vihma või lund)
*Kihtpilved (sarnaneb uduga kuid ei ulatu maapinnani. Värvus on helehallist tumehallini. Võib anda uduvihma, teralund või nõrka lund)
*Kihtsajupilved (talvel tumehallid, suvel aga sinkjad, vesise ilmega . Kihtsajupilvedest langeb tavaliselt ühtlasi, suhteliselt kestvaid, mõnikord ajuti lakkavaid sademeid: suvel lausvihma, talvel lauslund)
VERTIKAALSUUNAS ARENEVAD ehk KONVEKTSIOONIPILVED (alus on ~0,4-1,5 km kõrgusel, kuid pilvede tipud võivad ulatuda ülemiste pilvede kõrguseni. Tekivad termilise konvektsiooni tagajärjel. Suvisel ajal aluspind soojeneb tugevasti päikesekiirguse tagajärjel, mistõttu tekivad õhu püstvoolud. Püstvooludes õhu adiabaatilise jahtumise tagajärjel kujunevadki konvektsioonipilved. Arenevad kõige soodsamalt keskpäeva paiku)
*Rünkpilved (rünga- või künkakujulised, mille alus on peaaegu rõhne, ülaosa aga kühmuline. Nõrga konvektsiooni puhul on pilve ülaosa lame, tugeva konvektsiooni puhul aga võtab lillkapsa kuju. Parasvöötmes tavaliselt sademeid ei anna, siiski võib troopilistel aladel anda isegi tugevat vihma)
*Rünksajupilved (kutsutakse ka äikesepilvedeks. Väga intensiivselt arenenud konvektsioonipilved, mille ülaosa võib ulatuda 3-4 km kõrguseni. Pilve alumine osa on tume. Toob enesega peaaegu alati kaasa intensiivseid, väga muutliku tugevusega ja enamasti lühiajalisi sademeid hoogvihma, hooglume, lume- või jääkruupide ning rahehoogude näol ja soojal aastaajal isegi (kuid mitte alati) äikest.
32) Sademete tekkeprotsessid. Pilveosakesed võivad mitmel teel suureneda . Üheks põhjuseks on veeauru ülekandumine difusiooni teel ühtedelt pilveosakestel teistele ning seal kondenseerumine. Kuid piisakeste suurenemine võib toimuda ka nende ühinemise tagajärjel mitmesugustel põhjustel.
- Pilvepiisakeste suurenemine kondensatsiooni teel – Pilvepiisad pole ühesuurused. Nende mitmesugune suurus ongi nende kasvamise üheks põhjuseks. Mida väiksem on piisk , seda kumeram on ta pind. Kumerama pinna kohal on aga maksimaalne veeauru rõhk suurem. Väiksemalt piisalt ve aurab (piisk väheneb), suuremale piisale aga liigub veeauru molekule juurde, kondenseerudes seal. Nii suurenevadki suuremad piisakesed väiksemate arvel.
- Jääkristallide suurenemine sublimatsiooni teel – Jääkristallide suurenemine on kõige intensiivsem siis, kui pilves leidub kristallidega samaaegselt ka allajahtunud piisakesi. Maksimaalne veeauru rõhk samal temperatuuril on vee (piisakese) kohal suurem kui jää (kristalli) kohal. Kui õhus olev veeaur on seejuures veepiiskade suhtes ligikaudu küllastav, jääkristallikeste suhtes aga üleküllastav, siis on arusaadav, et piisakestelt aurab vett, mis samal ajal kristallidele või skelettidele sublimeerub .
- Pilvepiisakeste suurenemine ühinemise (koagulatsiooni) teel – erineva suurusega piisakesed langevad erineva kiirusega, mistõttu esineb piisakeste kokkupõrkumisi. Selle tagajärjel piisakesed ühinevad, voolavad kokku, moodustades juba suurema piisa, mis langeb suurema kiirusega.
- Tahkete pilveelementide suurenemine gravitatsioonilise koagulatsiooni teel – ka tahked, so jäised langevad pilveelemendid, eriti suuremad, võivad põrkumisel mehhaaniliselt ühineda ja moodustada suuremaid osakesi. Enamasti koaguleeruvad nõela- või tähekujulised jääskeletid ja sealjuures mitte väga madalate temperatuuride juures. Tekivad lumehelbed . Üksikud helbed võivad sisaldada isegi mitusada lumetähekest. Jäised pilveosakesed võivad suureneda ka nii, et neile satub langemisel väikesei allajahtunud veepiisakesi.
33) Sademete liigitamine .
AGREGAATOLEKU JÄRGI:
*Vedelad (vihm ja uduvihm )
*Tahked (lumi, lumekruubid, terlumi, jääkruubid, jäävihm ja rahe )
*Segatüüpi (lumelörts, rahe koos vihmaga ja jäävihm koos vihmaga)
LANGEMISE ISELOOMU JÄRGI:
*Laussademed (langevad enamasti täispilvituse korral, kestab tavaliselt pikemat aega – isegi mitu ööpäeva. Saju intensiivsus on enamasti aga mõõdukas või nõrk ja muutub vähe. Laussademed langevad ulatuslikule maa- alale . Laussademete alla kuuluvad: lausvihm, uduvihm, lauslumi, teralumi, jäävihm ja lauslörts)
*Hoogsademed (kestab lühikest aega. Saju intensiivsus on muutlik , kuid üldiselt suur. Esineb võrdlemisi piiratud maa-alal. Hoogsademete alla kuuluvad: hoogvihm, hooglumi, hooglörts, lumekruubid, jääkruubid ja rahe)
*Maapinnal kujunevad (kaste, hall, jäide ja härm)
34) Õhurõhu mõõtmine. Meteoroloogias mõõdetakse õhurõhku millibaarides (mb) ja mm-tes elavhõbedasamba järgi. 1 mm Hg normaaltingimustes = 1,33 mb. Mõõteriistaks on baromeeter . Et saada õhurõhu jaotust teataval maa-alal joonistatakse isobaaride ehk samarõhujoonte kaardid.
Isobaarid ja baariline gradient. Mingi meteoroloogilise elemendi väljakujutamisel on kõige otstarbekam kanda erinevates punktides kaardile antud meteoroloogilise elemendi (temperatuur, õhurõhk jm) väärtused ja hiljem ühendada joontega ühesuguse väärtusega punktid. Selliseid jooni nimetatakse sama- ehk isojoonteks. Rõhu ehk baarilise välja isojooni nimetatakse isobaarideks. Baariline gradient – füüsikaline suurus pikkuse ühiku kohta selles suunas, kus muutus on maksimaalne. Ta on alati risti isobaaridega ja vektori noolnitab sinna kus õhurõhk kasvab.
35) Tuule tekkimine ja tuule suuna kujunemine. Tuul tekib õhurõhu vahest erinevates kohtades, mis oleneb omakorda õhutemperatuuri ebaühtlasest kaotumisest. Üldine reegel on selline, et õhk hakkab liikuma kõrgema rõhu suunast sinna, kus rõhk on madalam. Kiirusele avaldab mõju õhuvoolu ja aluspinna vaheline hõõrdumine ja maakera pöörlemine. Kõige rohkem nõrgeneb tuul, kui nurk tõkke ja suuna vahel on 90 kraadi. Suvel on tuule suund merelt mandrile ja talvel vastupidi.
36) Mussoonid – tuuled, mis tekivad mandri ja naabruses oleva merepinna termiliste režiimide erinevuse tõttu aastases tsüklis. Mandri kohalt üles tõusnud õhu asemele valgub alumistes kihtides merelt õhku mandrile. Mere kohal on aga püstvoolud suunatud ülalt alla ja nii kujuneb tsirkulatsioon mandri ning õhu vahel. Selle tsirkulatsiooni alumist rõhtlüli nimetatakse meremussooniks. Talvel jahtub manner tugevamini kui meri ja mandri kohal on õhurõhk all suurem kui mere kohal. Tekib õhu liikumine alumistes kihtides mandrilt merele – seda nimetatakse mandrimussooniks
Briisid ehk vinutuuled – esinevad rannikul, mistõttu neid nimetatakse ka mandrituulteks. Vinud tekivad mandri ja veekogu päevase ebavõrdse soojenemise ja öise ebavõrdse jahtumise tagajärjel ranniku piirkonnas
Föön – kuiv ja kuum tuul, mis puhub kõrgematelt mägedelt alla orgu. Fööniga kaasnevad peale temperatuuri ja niiskuse järskude muutuste tavaliselt ka kiired õhurõhu kõikumised. Talvel põhjustab föön lumelaviine
37) Õhumassi mõiste ja omadused – Õhumassiks nimetatakse suurt, mõningate ühesuguste füüsikaliste omadustega õhu hulka troposfääris, mis võib hõlmata väga suuri maa-alasid (miljoneid ruutkilomeetreid) ja liigub kooskõlas atmosfääri üldise tsirkulatsiooniga. Õhumassi omadusei ei määra kõik meteoroloogilised elemendid ühteviisi. Näiteks võib õhurõhk olla samas õhumassis väga erinev ja erinevates õhumassides jälle ühesugune. Õhumassi omadusi määravad niisugused meteoroloogilised elemendid, mis jäävad püsima õhu liikumisel: läbipaistvus, nähtavus, õhutemperatuur, eriniiskus, temperatuuri vertikaalne gradient, veeauru kondensatsiooninähtused (Pilved ja udu) vm.
Transformatsioon – õhumass lahkub oma tekkekohast (füüsikalised omadused hakkavad muutuma )
38) Õhumasside klassifikatsioon –
TERMODÜNAAMILINE KLASSIFIKATSIOON:
- Soojaks nimetatakse niisugust õhumassi, mis liigub soojemast külmemasse keskkonda, seega tavaliselt suurematele laiuskraadidele - külamle alupinnale, kus ta hakkab jahtuma. Võrreldes naaberõhumassidega on temperatuur soojas õhumassis kõrgem.
- Külmaks nimetatakse õhumassi siis, kui ta liigub soojemasse keskkonda, st tavaliselt väiksematele laiuskraadidele ja seega soojemale aluspinnale.
- Kohalikuks nimetatakse sellist õhumassi, mis on pikemat aega viibinud antud geograafilises piirkonnas. Sellise õhumassi omadused kujunevad vastavalt antud piirkonna aluspinna iseloomule ja geograafilisele laiusele. Suvel, kui aluspind on soe, on kohalik õhumass ebapüsiv; talvel külma aluspinna tõttu aga püsiv
- Püsivaks ehk stabiilseks nimetatakse õhumassi siis, kui ta temperatuuri vertikaalne gradient on väiksem märgadiabaatilisest gradiendist. Sellises õhumassis rünkpilvi ei teki. Kõige stabiilsemad on õhumassid , kus maapinnalähedastes kihtides esineb temperatuuri inversioon ehk temperatuur tõuseb vertikaalsihis
- Ebapüsivaks ehk labiilseks nimetatakse õhumassi, milles temperatuuri vertikaalne gradient on suurem märgadiabaatilisest gradiendist. Ebapüsivas õhumassis on soodsad tingimused konvektsioonipilvede tekkimiseks
GEOGRAAFILINE KLASSIFIKATSIOON (põhineb õhumassi päritolul):
- Arktiline õhk (Liigub meile Barentsi mere piirkonnast ja toob talvel kaasa madala temperatuuri. Üleminekuperioodidel (kevadel ja sügisel) võib selle sissetung põhjustada põllumajanduskultuuridele ohtlikke öökülmi. Selle tekkekohaks on Arktika . Sooja Golfi hoovuse mõjul taganeb AÕ tekkekoha piir Norra mere põhjaosa piirkonnas ka talvel kaugele põhja. AÕ on kontinentaalne , kui ta liigub enamiku oma teest külmunud veekogude ja lumega kaetud maismaa kohal. Maritiimseks muutub AÕ siis, kui tee kulgeb suures ulatuses üle külmumata veekogude)
- Parasvöötme (polaarne) õhk (Eestile kõige tüüpilisem õhumass. Tekib parasvöötmes)
- Troopiline õhk (Formeerub troopilistel laiustel ja suvel ka maismaal parasvöötme lõunaosas. Eesti territooriumile jõuab harva)
- Ekvatoriaalne õhk (Niiske ja soe, Euroopasse ei tungi)
Ilm stabiilses õhumassis –
- Soojas stabiilses õhumassis - sooja ja niiske õhu sissetung põhjustab tugeva sula. Soojale stabiilsele õhumassile on külmal aastaajal iseloomulik täispilvisus, millel kaasneb uduvihm, teralumi või advektiivne udu. Viimane tekib veeauru kondenseerumisel külma aluspinna kohal, Tuul on soojas õhumassis püsiv, nähtavus halb.Suvel on sooja stabiilse õhumassi tüüpiliseks sissetungiks mandril soojenenud õhu liikumine suhteliselt külmale merepinnale. Ka siin iseloomustavad ilma advektiivsed udud ja kihtpilvitus. Üldiselt on meteoroloogiliste elementide ööpäevased muutused soojas stabiilses õhumassis väikesed, seda eriti täispilvituse korral.
- Külmas stabiilses õhumassis - Külm stabiilne õhumass esineb tavaliselt talvel mandri kohal, kus on soodsad tingimused maalähedase õhukihi jahtumiseks. Iseloomulik on tugev temperatuuri inversioon, mis võib ulatuda 1-2 km kõrguseni. Põhiliseks ilmatüübiks on talvel selge, pakaseline ilm.
Ilm labiilses õhumassis –
- Soojas labiilses õhumassis – Talvel võib suhteliselt soe õhumass esineda merede ja rannikualade kohal. Ilm on muutlik – hoogsadude ja rünkpilvitusega. Suvel esineb sooja labiilset õhumassi ainult maismaa kohal, kus aluspinna soojenemise tõttu tekib konvektsioon juba suhteliselt soojas õhumassis. Meteoroloogiliste elementide ööpäevane muutus on soojas labiilses õhumassis tunduvalt väiksem kui külamas õhumassis. Suvel esineb sageli öist äikest.
- Külmas labiilses õhumassis – Põhiliseks ilmatüübiks külmas labiilses õhumassis on konvektsioonipilvede ja hoogsademetega ilm. Temperatuuri vertikaalne gradient on suur, samuti turbulentsus, tuul on puhanguline. Nähtavus on sadude vaheaegadel hea. Eriti soodsad on tingimused külma labiilse õhumassi levimiseks mandrile ookeanilt liikunud tsükloni tagalas. Talvel on iseloomulikuks külmaks labiilseks õhumassiks külmemast ümbrusest lahtise mere kohale liikuv õhk.
39) Frondid – Frondiks nimetatakse kitsast üleminekutsooni kahe naaberõhumassi vahel. Fronti võib käsitleda pinnana, mida nimetatakse ka frontaal- ehk vahepinnaks. Seejuures aga ei tohi unustada, et frontaalpind ei ole matemaatiline pind, vaid sel on õhumasside ulatusega võrreldes väike aga kindel paksus. Frontaalpinna lõikejoont mingi pinna, tavaliselt maapinnaga, nimetatakse frontaaljooneks ehk lihtsalt frondiks. Seega on terminil „ front ” kahesugune tähendus: esiteks on see lahutuspind kahe õhumassi vahel ja teiseks – selle lahutuspinna lõikejoon maapinna või mõne muu pinnaga. Üleminekul ühest õhumassist teise toimub frontaalpinnal järsk muutus. Kuna külm õhk on soojast tihedam, siis muutub frontaalpinnal ka õhu tihedus järsult. Front, kui kitsas üleminekutsoon õhumasside vahel ei püsi kaua, vaid tekib ja kaob kiiresti. Protsesse, mis viivad frondi tekkimisele, nimetatakse frontogeneesiks ja protsessse, mille tagajärjel front hävib, nimetatakse frontolüüsiks. KLASSIFIKATSIOON:
SÕLTUVALT PIKKUSEST JA OSATÄHTSUSEST TSIRKULATSIOONIPROTSESSIS:
*Peafrontide pikkuseks võib olla mõnisada kuni mõni tuhat kilomeetrit ja nendel arenevad tsüklonid või tsüklonite seeriad . Peafrondid lahutavad erineva geograafilise päritoluga õhumasse, mille omadused erinevad tunduvalt.
*Sekundaarsed frondid kuuluvad tavaliselt ühe tsükloni piirkonda ja lahutavad sama tüüpi õhumassi erinevaid osi. Sageli nende iga ei küündi üle ühe ööpäeva.
AKTIIVSUSE JÄRGI:
*Soe front liigub suhteliselt külmema õhumassi poole. Valdav enamik soojadest frontidest on anafrondid, st soe õhk libiseb neis mööda frontaalpinda üles. Enne sooja frondi saabumist mingisse piirkonda asub sellel alal külm õhumass temale iseloomuliku ilmaga. Suvel on külm õhumass labiilne, mistõttu päeval on valitsevateks pilvedeks konvektsioonipilved hoogsadudega, kusjuures öösel on taevas selge. Talvel on külmas õhumassis taevas pilvitu või kaetud alumiste või siis keskmise kõrguse kihiliste pilvedega. Esimeseks sooja frondi tunnuseks on kiudpilvede ilmumine, millede hulk järjest suureneb ja mis tihenevad horisondi selles osas, kust soe front läheneb. Õhurõhk hakkab aeglaselt langema . Tuul tugevneb ja pöördub vasakule (tavaliselt on sooja frondi ees valitsevateks tuulteks kagutuuled). Frondi lähenemisel ilmuvad kõrgpilvede asemele kihtsajupilved, mille all või sageli näha rebenenud pilvi. Kuni frondi saabumiseni iseloomustab ilma laussadu, halb nähtavus ja tuule tugevnemine; õhurõhu langus kiireneb. Eestis põhjustab sooja frondi lähenemine sageli tuisku. Frondi läbimist iseloomustab tuule järsk pöördumine paremale, õhurõhu languse lõppemine või järsk vähenemine. Sademed kas lakkavad või sajab uduvihma.
*Külm front liigub suhteliselt soojema õhumassi poole. Tehakse vahet 1. ja 2. liiki peamise külma frondi vahel. 1. liiki külma fronti iseloomustab sooja õhu korrapärane ülesliugumine sooja õhumassi alla tungiva külma õhu kiilu kohal. Võib esineda konvektsioonipilvi ja äikest. 2. liiki külm front tekib siis kui soe õhk on labiilne ja sisaldab küllaldasel veeauru. Sellises olukorras annab külma õhu kiilu sissetung sooja õhumassi alla tõuke intensiivseks konvektsiooniks soojas õhumassis. Niisugused külmad frondid võivad liikuda väga kiiresti.
*Väheliikuv ehk statsionaarne front
40) Vt 39
41) Vt 39
42) Tsükloni tekkimine ja areng. Tsüklon on tugevasti kaldu oleva pöörlemisteljega hiigelsuur õhupööris atmosfääris. Põhjapoolkeral pöörleb õhk tsüklonis vastupäeva. Õhurõhk kahaneb tsükloni äärtel tsentri suunas ja on minimaalne tsentris . Eesti territooriumile liikuvatest tsüklonitest on kõige sügavamad need, mis on tekkinud Islandi läheduses. Tsükloni koosseisu kuulub tavaliselt kaks õhumassi, mis on teineteisest lahutatud frondiga. Tsüklon liigub tavaliselt läänest itta . Sel juhul asub tsükloni eesosas soe ja sellest vasakul külm front. Tsükloni moodustumise ja süvenemise protsessi nimetatakse tsüklogeneesiks. Iseloomulik tsükloni tekkimisel on see, et avaneb võimalus tõmmata kinnist õhurõhu langemise samajoont. Tsüklon teeb eluea vältel läbi keerulise arenemisprotsessi. Tinglikult jaotatakse see nelja staadiumi:
- Algstaadium – tekkinud tsüklonit tähistab sünoptilisel kaardil tavaliselt ainult üks kinnine isobaar. Arenemise algstaadiumis esinevad tsüklonis suletud (peaaegu ringikujulised) isobaarid ainult alumistes, maalähedastes õhukihtides. Kõrgemates õhukihtides tekib tsüklonaalne keeris alles tsükloni edasises arenemiskäigus
- Tüüpiline noor tsüklon – selles staadiumis õhurõhk tsüklonis langeb intensiivselt ja tsüklonaalne keeris levib järjest kõrgemale. Maapinnal tekib sooja õhu sektor ehk soe sektor. Tsükloni tsentris õhurõhk langeb endiselt. Hästi arenenud noorel tsüklonil on maapinnal juba mitu kinnist isobaari.
- Tsükloni maksimaalse arenemise staadium – Tsükloni süvenemine kestab edasi seni, kuni tsüklon jääb temperatuuriliselt asümmeetriliseks, st kuni säilivad temperatuuri erinevused maapinnal tsükloni erinevates sektorites. Tsükloni tsentris õhurõhk enam oluliselt ei lange. Selles arengustaadiumis tsükloni külm front, liikudes kiiremini kui soe front, jõuab viimasele järele ja mõlemad frondid liituvad, moodustades oklusioonifrondi. Tsükloni okludeerumine algab tsükloni tsentrist ja levib sealt järjest kaugemale.
- Vana, täituva tsükloni staadium – sel etapil muutub tsüklon väheliikuvaks. Rõhk kasvab tsükloni tsentris – tsüklon täitub.
Ilm tsüklonis. Kooskõlas tsükloni struktuuriga on ilm tsükloni sees väga muutlik. Atlandi ookeani kohal tekkivas tsüklonis võib juba algstaadiumis esineda intensiivsete laussademete tsoon. Suvel võib tekkida äike, talvel tugevad tuisud . Eesti aladel võib tsükloni arenemise esimest staadiumi jälgida vaid harukordadel. Noores tsüklonis võib eristada kolme suurt tsooni, kus ilm on oluliselt erinev: tsükloni külma sektori eesmine ja keskmine osa, külma sektori tagalaosa ja tsükloni soe sektor. Esimeses tsoonis vastavad pilvitus ja sademed sooja frondi vastavatele omadustele. Teises tsoonis valitseb tüüpiline külma õhumassi ilm kaskestvate selgimistega ja sademeteta või ulatusliku rünkpilvitusega ja hoogsadudega, sõltuvalt külma õhumassi omadustest. Kolmandas tsoonis – noore tsükloni soojas sektoris on soe õhumass tavaliselt stabiilne ja ilm on kas selge või lauspilves. Viimasel juhul on taevas kaetud madalate kihtpilvede või advektiivse uduga. Võib sadada nõrka uduvihma. Eesti aladele jõudnud tsüklonid on enamasti okludeerunud. Okludeerunud tsükloni ilma põhiline erinevus noore tsükloni ilmast seisneb selles, et maapinnal soe sektor kas täielikult puudub või esineb ainult tsükloni äärealas ega oma suuremat tähtsust. Seega võib siin eraldada ainult kahte enam-vähem selgelt erinevat ilma tsooni: oklusioonifrondist eespoole asuv tsükloni eesmine ja keskmine osa ning oklusioonifrondi tagune tsükloni tagalaosa. Tsükloni täitumise staadiumis sademed nõrgenevad ja sademeteala ei moodusta enam pidevat tsooni.
43) Antitsüklon – nii nagu tsüklon, kujutab antitsüklon endast väga suurt pöörlemisteljega kaldu olevat õhupöörist atmosfääris. Põhjapoolkeral toimub õhumasside pöörlemine antitsüklonis päripäeva, seega võrreldes tsükloniga vastupidi. Õhurõhk on maksimaalne antitsükloni tsentris ja kahaneb äärealade poole. Antitsüklonid on tavaliselt tsüklonitest mõõtmetelt suuremad, kuid liikumiskiirus on tsüklonite omast väiksem.
Ilm antitsüklonis. Antitsüklonis on ilm, võrreldes tsükloniga, üldiselt selge. Seda põhjustab peamiselt asjaolu, et antitsüklonis valitsevad laskuvad õhuvoolud, mis takistavad pilvede ja sademete tekkimist. Külmal aastaajal võib antitsüklonis eristada kahte põhilist ilmatüüpi: vähese pilvisusega pakasene ilma ja pilves ilm kiht- või kihtrünkpilvitusega. Peamine ilma erinevus antitsüklonites aastaaegade järgi seisneb selles, et suvel mandril paiknevas antitsüklonis ei esine ulatuslikke tsoone tiheda kihtpilvitusega. Kui õhk antitsüklonis on kuiv, siis valitseb tsentris suvel selge ilm. Antitsükloni äärealadel areneb sageli rünkpilvitus. Üksikutel juhtudel esineb ka äikest. Antitsükloni tsentris soodustavad kõrge temperatuuri tekkimist alumise õhukihi tugev päevane soojenemine ja laskuvate õhuvoolude adiabaatiline soojenemine.
44) Tsükloni liikumine. Tsüklon liigub kooskõlas troposfääri õhurõhu välja muutustega . Kõige üldisem reegel, mis kehtib tsükloni liikumisel on juhtvoo reegel. Selle reegli kohaselt liigub tsüklon juhtvoo suunas, so õhu üldise liikumise suunas, troposfääri keskmises osas. Tsükloni liikumise kiiruseks on keskmiselt ¾ tuule kiirusest. Kooskõlas juhtvooga liigub valdav enamus tsükloneid läänest itta või edelast kirdesse.
Euroopa kohal tekib ja liigub aasta jooksul hulgaliselt tsükloneid ja antitsükloneid. Vastavalt sellele on terve Euroopa ilmastikule iseloomulik sagedane õhumasside vaheldumine ja seega ka järsud ilmamuutused.
Tsüklonite seeria . Uus tsüklon tekib kõige sagedamini varem tekkinud tsükloni külmal frondil. Sellist uut, vana tsükloni perifeerias tekkinud tsüklonit nimetatakse ka osatsükloniks. Juhul kui osatsüklon areneb edasi, võib ilmakaardil nähasamal peafrondil kahte järjestikku liikuvat tsüklonit, kusjuures eesmine neist on arengult kõrgemas staadiumis. Teise tsükloni külamal frondil võib omakorda tekkida ja areneda uus tsüklon jne. Sellist üksteisega seotud ja järk-järgult arenevat tsüklonite rühmitust nimetataksegi tsüklonite seeriaks.
45) Öökülm – põllumajanduslikus mõistes nimetatakse seda põllumajanduskultuuride kasvuperioodil temperatuuri langust õhus, maapinnal või taimestikus alla 0 C°. Sellele vastavalt käsitletakse öökülma esinemist õhus, maapinnal või taimestikus, kusjuures öökülmaks õhus nimetatakse tavaliselt minimaalse temperatuuri langust alla 0 C° psühromeetrionnis.
Öökülmade tekkepõhjused. (tegurid - vt nr 46)
Öökülmade liigitamine –
*Advektiivne öökülm – tekib siis kui mujalt tungib meile külm õhumass temperatuuriga alla 0 C°. Selline öökülm levib enam-vähem ühtlaselt suuremal maa-alal ja esineb kevade algperioodil või hilissügisel üldisel madala temperatuuri foonil. Advektiivse öökülma korral on ilm valdavalt tuuline ja pilvine , kusjuures temperatuur tugevasti langeb ja püsib isegi päeaval 0 C° lähedal. Sellega koos tekib mõnikord ka ajutine lumekate. Advektiivne öökülm võib olla õige pika kestusega, isegi 4 kuni 5 päeva, sest külm õhumass soojeneb aeglaselt.
*Radiatsiooniline öökülm – tekib maapinnalt ja taimede lehtedelt öösel soojuse tugeva efetiivse väljakiirgamise tagajärjel, mistõttu maapind, taimelehed ja nende mõjul ka maapinnalähedane ja taimestikus olev õhukiht jahtub. Radiatsiooniline öökülm tekib vaiksel selgel ööl. Radiatsioonilise öökülma esinemisel läheb tavaliselt õhtul, või isegi juba päeval, selgeks ja tuul ööseks vaikib või jääb väga nõrgaks. Päikeseloojangu eel hakkab temperatuur kiiresti langema, saavutades kõige madalama seisu päikesetõusu ajaks. Radiatsioonilise öökülma kestus võib varakevadel ulatuda 12 tunnini, hiliskevadel aga esineb öökülma ainult varahommikustel tundidel . Erinevalt advektiivsest öökülmast tekib radiatsiooniline öökülm tihti väikesel, asendi või muude tingimuste poolest öökülma tekkimiseks soodsal alal.
*Segatüüpi – tsükloni taganedes külma õhu sissevool , millele järgneb kiirguslik jahtumine . Kõige sagedasemad ja ohtlikumad, tekivad paiguti.
46) Öökülma tekkimist ja kujunemist mõjutavad tegurid:
- Pilvitus –maapinna ja taimkatte öösise jahtumise ulatuse ning temperatuuri languse määrab suurel määral pilvituse hulk ja selle liigid. Eriti tugevasti kaitsevad maapinda ja taimi soojuse kaotuse eest madalad, paksud pilved. Praktikas esineb juhtumeid, mil hiliskevadise või varasügisese öökülma korral võivad kultuure kahjustustest päästa üksikud kihtrünkpilvede tükid, mis aeg-ajalt üle liikudes väldivad või vähendavad öökülma ohtu.
- Õhuniiskus – niiske õhk vähendab maa efektiivset kiirgust. Oluline on ka kaste tekkimisel vabanev soojus, mis tõstab temperatuuri pindadel, kus ta tekib ja vähendab öökülma ohtu. Kui õhk on õige niiske, nagu seda tuleb ette pärast vihma või kastmist, siis tekib õhtul või öösel temperatuuri langusel sageli pinnaudu, mis eriti hästi kaitseb mulda ja taimi öösise jahtumise vastu. Mida tihedam ja kestvam on udu, seda väiksem on öökülma oht.
- Tuul – tuule mõju öökülmale on kahesugune. Advektiivne öökülm saabub peaaegu alati tugevate või mõõdukate põhjakaarte tuultega. Sel juhul tekib tugevam öökülm tuulele enam avatud kohtades, kuna tuulest varjatud kohtades on tunduvalt soojem. Tihti on advektiivse öökülma ajal maapinnal ja taimestikus temperatuur kõrgem kui vabas õhus nende kohal. Kui aga ülekaalus on radiatsioonilise öökülma elemendid, siis on tuule mõju otse vastupidine . Öösisel soojuse väljakiirgamisel jahtuvad kõige rohkem soojust kiiranud pinnad ja õhk päris nende lähedal. Mida kõrgemale sellest kihist, seda soojem on õhk. Tuule mõjul segunevad need erineva temperatuuriga õhukihid ja temperatuur ühtlustub. See aga tõstab temperatuuri ja vähendab öökülma ohtu maapinna lähedal ja taimestikus.
- Reljeef – nagu teada, on külm õhk tihedam ja seega soojast õhust raskem. Maapinnalähedase õhukihi jahtumisel hakkab ebatasase pinnavormi korral külm õhk voolama kõrgemast kohast madalamasse . Selle tagajärjel koguneb madalamasse kohta palju külma õhku, seevastu aga kõrgemas kohas, kust külm õhk ära voolab, tuleb sinna asemele ülalt soojem õhk.
- Veekogud – kevadel soojenevad nad aeglaselt ja seetõttu on veekogude ümbruses päeval temperatuur madalam. Sügisel on olukord vastupidine. Öökülmade vastu kaitsevad veekogud ümbritsevaid alasid nii kevadel kui ka sügisel. Kevadel on vee temperatuur küll suhteliselt madal, kuid jääb öösel siiski kõrgemaks kui maismaal. Soodne mõju on ka rannikualadel tekkivatel kohalikel tuultel ja briisidel. Külmaohtlikul ööl segab briis õhukihte ja sel teel vähendab öökülma ohtu. Väiksemate järvede mõju võib ulatuda mõnesaja meetrini, isegi polle või ühe kilomeetrini, eriti tuulepoolsel küljel. Merede ja ookeani mõju aga ulatub kaugele sisemaale, ühtlustades temperatuuri nii päeval kui ka öösel. Veekogud vähendavad öökülmade ohtu ka õhuniiskuse suurendamise kaudu neile lähedastel aladel. Kasulikud on isegi üsna väikesed veekogud nagu tiigid. Tiiki on eriti sobiv rajada madalikule, kuhu tavaliselt voolab kokku külma õhku.
- Mets- selle mõju öökülma kujunemisele on kahesugune. Advektiivse öökülma puhul mets kaitseb ümbruskonna põldusid, takistades külma õhu sissetungi. Erit hästi kaitseb põldu põhja pool olev mets. Teiselt poolt mõjub mets aga ebasoodsalt radiatsioonilise öökülma puhul, vähendades tuule tugevust ja süvendades öökülma mõju, eriti siis, kui maa-ala on metsaga ümberringi piiratud. Seetõttu on radiatsioonilise öökülma suhtes ohtlikud väikesed metsalagendikud, kus öösel valitseb tuulevaikus.
- Muld ja selle seisund – kuiv ja kobestatud muld sisaldab palju õhku, soojeneb seetõttu pindmises kihis kiiresti, kuid jahtub öösel samuti kiiresti. Tihedam ja niiskem muld soojeneb aeglasemalt ning jahtub ka aeglasemalt. Öökülmade esinemise seisukohast on nad enam-vähem ühesugused. Kui aga muld on väga niiske, siis kuulub suur osa saadavast päikesekiirgusest vee aurustumiseks, mistõttu mullatemperatuur jääb madalaks. Seetõttu on liigniiskel mullal öökülmad üldiselt väga sagedased.
47) Temperatuur maapinnal ja maalähedases õhukihis radiatsioonilise öökülma olukorras. Õhus -2 C° ja maapinnal -5 C°
48) Öökülmade prognoosimine . Tähtsamad ilma tunnused, mis ennustavad hiliste kevadiste ja varajaste sügiseste öökülmade tulekut, on järgmised:
- Õhutemperatuur langeb, võrreldes eelmise päevaga (temperatuur hakkab tavaliselt langema juba keskpäeval), mis näitab külmema õhumassi saabumist
- Pilvitus ja õhuniiskus vähenevad. Õhtul läheb tavaliselt selgeks. Sademeid ei esine
- Tuul pöördub põhja. Õhtul tuul tavaliselt kas vaikib või nõrgeneb tunduvalt
- Õhurõhk tõuseb
- Nähtavus on hea. Õhk on kuiv ja selge
- Kollane koidu- ja ehavalgus
- Kõrged pilved liiguvad tuule suunast vasakule
On olemas ka täiuslikumaid meetodeid , mis haaravad enamuse öökülma põhjustavatest teguritest, kuid nende praktiline kasutamine ei oma veel küllaldast täpsust:
- Brounovi meetod – siin arvestatakse öökülma võimalust kahe suuruse abil: õhutemperatuur kell 21 ja õhutemperatuuride vahe kell 13 ja kell 21 ajal. Arvutamiseks on koostatud vastav graafik – püstteljel on kantud õhutemperatuur kell 21 ja rõhtteljele temperatuuride vahe kell 13 ja kell 21
- Märja termomeetri meetod – selle järgi leiame oodatava minimaalse õhutemperatuuri, kui lahutame kell 13 saadud märja termomeetri konstandi, mis oleneb aastaajast (selle väärtusi tuleb täpsustada kohalike vaatluste alusel)
- Kastepunkti meetod – siin arvutatakse kell 21 loetud kuiva ja märja termomeetri lugemite põhjal kastepunkt. Kui kastepunkt on madalam kui +2 C°, siis on oodata öökülma
- Mihhalevski meetod – määratakse oodatavat öösist minimaalset temperatuuri nii õhus kui maapinnal õhutemperatuuri ja õhuniiskuse alusel. See meetod on osutunud Eesti oludes praktilisel kasutamisel kõige täpsemaks ja see võimaldab määrata oodatavat miinimumi orienteeruvalt juba lõuna ajal, mis on praktikas väga oluline. Seetõttu on soovitatav kasutada termomeetrite olemasolu korral eeskätt seda meetodit
49) Kliima – antud koha kliimaks nimetatakse sellele kohale iseloomulikku ilmastikurežiimi paljude aastate jooksul, mis on tingitud päikesekiirgusest, aluspinna iseloomust, atmosfääri tsirkulatsioonist jne
Kliimat kujundavad tegurid on:
*Päikesekiirgus ( antarktikas saab pinnas 40% ekvatoriaalsest päikesekiirgusest)
*Aluspinna iseloom ja omadused (maismaa, mäed, taimkate jne)
*Õhu tsirkulatsioon (õhumasside liikumine tuultega)
*Asukoht merede ja ookeanide suhtes
50) Mikrokliima – kujutab endast väikese piirkonna kliimat geograafilises maastikus ja tsoonis (meri, mets jne). Võib rääkida peenra, põllu, asfalttee jm mikrokliimast. Erinevused sõltuvalt peamiselt aluspinna iseärasustest.
Mikrokliimat kujundavad tegurid. Mõjutavad need protsessid, mis toimuvad õhukihis maapinnast kuni 1,5-2 m kõrguseni ja on otseselt seotud mikroreljeefiga, taimkattega vms.
51) Mikrokliima uurimine . Mikroklimatoloogia uurib erinevate looduslikkude komplekside kliimat, mille arv on lõpmata suur. Võimatu oleks uurida iga põllu, metsa või künka mikrokliimat. On aga kindlaks tehtud, et üldkliima foonil esinevad väiksemates analoogilistes looduslikes kompleksides ühesugused füüsikalised protsessid ja mikroklimaatilised iseärasused. Seepärast valitakse mikrokliima uurimisel vastavale alale tüüpilised looduslikud kompleksid , selgitatakse neis toimuvaid füüsikalisi protsesse ja määratakse mikrokliimat iseloomustavad suurused. Nii nagu üldklimatoloogias iseloomustavad ühes representatiivses jaamas saadud vaatlusandmed suurema ala kliimat, nii kantakse ka mikroklimatoloogias ühe objekti jaoks leitud mikroklimaatilised karakteristikud üle teistele analoogilistele objektidele. Näiteks nõlva termilise režiimi uurimiseks valitakse vastaval alal esinevad tüüpilised nõlvad kaldega põhja, lõuna, ida ja lääne poole. Seejuures peavad teised tingimused nõlvadel olema enam-vähem samad (mullastik, taimkate jne). Niisugusel meetodil saadud temperatuuri erinevused nõlvadel on tingitud ekspositsioonist ja need esinevad ka teistel analoogilistel nõlvadel. Et mikroklimaatiliste tingimuste uurimisel tuleb teha vaatlusi paljudes punktides, ei ole võimalik neid korraldada pikema aja vältel nagu makroklimaatilisi vaatlusi. Pealegi vajatakse mikroklimaatiliste uurimiste tulemusi praktilises elus kiiresti, sest nende andmete rakendamise efektiivsus sõltub suurel määral andmete saamise kiirusest. Seepärast ei tehta mikroklimaatilisi vaatlusi pikema aja jooksul pidevalt, vaid perioodiliselt, kindlate ilmatüüpide puhul, kuid siis juba väga detailselt. Vaatlusi korraldatakse sõltuvalt eesmärgist ja konkreetsetest võimalustest (vaatlejate arvust, vajalike instrumentide hulgast jne)
Koha mikrokliima parandamise võimalused. Teades, kuipalju soojust kulub ühele või teisele protsessile, võib vajaduse korral neid soojushulki teataval määral reguleerida. Näiteks kuiva stepi pinnast niisutades suurendame auramist. Pinnase ja õhu soojendamiseks kulutatakse sel juhul vähem soojust ning nende temperatuur auramise tagajärjel langeb. Sel teel on võimalik muuta kuiva ala mikrokliimat. Vastupidi, võib kuivendada liigniiskuse all kannatavaid alasid ja seega vähendada auramisele kuluvat soojust ning suurendada soojushulka, mis kulub pinnase ja õhu soojendamiseks – seega tõsta nende temperatuuri.
52) Eesti kliima üldine iseloomustus. Eesti territoorium puutub põhjas, läänes ja edelas kokku merega, idas aga suure mandrialaga. Eesti kuulub Ida-Euroopa lauskmaa loodeossa, seega ka kliima seisukohast Ida-Euroopa tasandiku kliimavaldkonda. Et aga territooriumi lääneosa asub vahetult mere kaldal , esineb siin kliimas samaaegselt suurel määral merelise kliima tunnuseid. Sel põhjusel võib Eesti kliimat pidada üleminekukliimaks mereliselt mandrilisele. Balti mere lähedus ning Atlandi ookeanilt liikuvad õhumassid (talvel suhteliselt soojad , suvel jahedad) külmal aastaajal tõstavad ja soojal aastaajal madaldavad temperatuuri, tasandades seega aastaaegade erinevusi. Pealegi tõstab Golfi hoovus üldiselt temperatuuri Baltimaadel. Neil põhjustel ongi Eesti kliima, võrreldes samal geograafilisel laiusel asetsevate sisemaa -aladega, soojem – talved pehmemad ja suved mõnevõrra jahedamad. Sooja ja külma aastaaja üleminekud sügise ja kevade näol on pikad. Sügis on suhteliselt soe ja sademeterikas, kevad aga jahe ja kuiv, eriti saartel ja rannikul, kus mere mõju tuleb selgemini esile. Eesti kliima on mandrilisem vahetult Atlandi ookeaniga kokkupuutuvate alade kliimast. Nii on jaanuaris temperatuur Eestis 8-12 C° võrra madalam ja juuli temperatuur 3 C° võrra kõrgem vastavast temperatuurist Briti saartel ja Skandinaavia läänerannikul. Eesti ulatuses tuleb vähemal määral esile ka reljeefi mõjul tekkinud klimaatilisi erinevusi, peamiselt sademete osas, olles üldiselt liigestatud reljeefiga aladel (näiteks Kagu-Eesti) suuremad kui tasandikul.
53) Päikesekiirgus Eestis. Talvel on summaarne kiirgus väiksem, miinimumiga kõige madalama päikesetõusus ajal – detsembris. Kevadel kasvab summaarne kiirgus kiiresti, saavutades maksimumi juuni teisel poolel, so kõige kõrgema päikeseseisu ajal. Sealt alates summaarne kiirgus väheneb. Kevadel saab maapind üldiselt kiirgusenergiat kui suve teisel poolel ja sügisel, mida võib seletada üldjoontes väiksema pilvituse ja suurema õhu läbilaskvusega (vähem tolmu ja niiskust).
Temperatuurirežiim Eestis. Kõige külmemaks kuuks on meil tavaliselt veebruar, mis on iseloomulik merelisele kliimale (mandrilise kliima korral on selleks jaanuar). Kõige soojemaks kuuks osutub juuli. Jaanuari keskmine õhutemperatuur on kõige kõrgem saartel (Vilsandil -2 C°) ja langeb ranniku ning sisemaa suunas. Kõige madalam on jaanuari keskmine õhutemperatuur Ida-Eestis. Isotermid on ligikaudu paralleelsed rannajoonega. Sellist temperatuuri jaotumist võib seletada mere soojendava mõjuga talvel, mis tuleb hästi esile meie territooriumi lääne- ja loodeosas. Soome laht avaldab talvel termilisele režiimile vähem mõju, eriti idapoolses osas, sest talvel on laht enamasti kaetud pideva jääkattega. Kõige madalam on õhutemperatuur juulis põhjarannikul ja Soome lahel, samuti läänepoolsetel saartel. Temperatuur tõuseb sisemaa suunas ja on kõige kõrgem ida- ja kaguosas (Vasknarva, Värska). Temperatuuri langus juulis ranniku suunas on seletatav mere jahutava mõjuga suvel. Merest eemaldudes see mõju pidevalt väheneb. Temperatuuri erinevused suvel on üldiselt väikesed, kuni 2 kraadi piire , seevastu on nad talvel küllaltki suured (kuni 5 kraadi). Õhutemperatuuri absoluutne maksimum esineb meil juulis. Suured temperatuuri erinevused esinevad eriti kevadel ja suve algul, mil maismaa soojeneb tunduvalt kiiremini kui meri. Sügisel, vastupidi, jahtub manner intensiivsemalt, meri püsib aga veel kaua soe ja annab suve jooksul kogunenud soojusvarusid aegamööda üle õhule. Seepärast on näiteks oktoobris lääneranniku saartel keskmine õhetemperatuur 7-8 C° vahel, sisemaal on see samaks ajaks langenud alla 5 C°. Mere mõju ilmneb ka aastases amplituudis, mis on lääne-saartel tunduvalt väiksem kui sisemaal.
54) Sademed Eestis. Kõige vähem sademeid esineb meil talvel ja kevadel. Sageli on mai- ja juunikuu väga sademetevaesed, eriti saartel. Kõige rohkem esineb sademeid suve II poolel, maksimumiga enamasti augustis. Ainult saartel on suvine sademete hulk väiksem ja maksimum esineb hiljem – kas suve lõpul või sügisel. Keskmine aasta sademete hulk on Eestis küllaltki suur, kõikudes 500-750 mm vahel. Niisked merelised õhumassid, liikudes Atlandi ookeanilt itta, toovad merelähedastele aladele rikkalikult sademeid. Suvised sademed moodustavad meil suurema osa aasta sademete hulgast, olles eriti tähtsad põllumajanduse seisukohast. Sademete hulgad saartel ja rannikul on väiksemad, suurenevad sisemaa poole. Maksimaalne hulk sademeid langeb Lõuna-Eestis otepää ja Haanja kõrgustikul ning Kesk-Eestis Sakala ja Pandivere kõrgustikul. Talvel on sademete erinevused palju väiksemad. Sajupäevade arv on küllaltki suur. Kuni 200 päeva aastas on sajused, sademete hulgaga 0,1 mm ja rohkem. Sajupäevade hulk on üldiselt sisemaal suurem kui saartel. Külmal aastaajal on sademed suhteliselt nõrgemad võrreldes suvega. Sajupäevi on keskmiselt kõige rohkem hilissügisel ja talve I poolel. Seevastu langeb tugevamate sademetega (10 mm ja rohkem) päevade maksimum enamasti augustikuule.
Auramine Eestis.
55)Tuuled Eestis.
Pilvisus Eestis.
56) Eesti piirkondade kliima iseärasused. Tee omad järeldused vastuste nr 52, 53 ja 54 järgi...
57)Fenoloogilised aastaajad Eestis.
- Varakevad – ööpäeva keskmine temperatuur tõuseb üle 0 C°
- Päris kevad – temperatuur tõuseb üle 5 C°; ööpäeva keskmine temperatuur üle 10 C°; algab mai esimestel päevadel ja lõpeb siis kui lõpevad kevadised öökülmad ehk juuni I dekaad
- Suvi – juuni I dekaad kuni septembri I dekaad
- Südasuvi – ööpäeva keskmine temperatuur üle 15 C°; kestab ~50 päeva, kui kui kõrvalekalded on suured siis 10-95 päeva; juuni lõpp kuni augusti II dekaad
- Sügis – sügiseste öökülmade algusest kuni ajani, mil ööpäeva keskmine temperatuur langeb alla 5 C°; kestus ~35 ööpäeva st septembri I dekaadist oktoobri II dekaadini
- Hilissügis – temperatuur 0-5 C°; kestus ~40 päeva kuni temperatuur langeb alla 0 C°
- Talv – temperatuur alla 0 C°; kestus ~120-140 ööpäeva
58) Eesti agrokliima ressursid ???
16