Pilet
nr 1. Kiirgusbilanss . Aastane ringkäik. Ööpäevane ringkäik.
Tuule tekkimine ja suuna kujunemine.Kiirgusbilanss
on
juurdetulnud
ja lahkunud kiirgusvoogude vahe. 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. Eestis on novembrist veebruarini
bilanss negatiivne, juunis aga on see maksimaalne.
Veidi
aega enne päikeseloojangut ja pärast päikesetõusu on
kiirgusbilanss aga 0. Kiirgusbilanss läheb
positiivseks mõni aeg
pärast päikese tõusu ja läheb tagasi negatiivseks mõni aeg enne
päikese loojandut.
Maapinnale
langevad kiirgused: päikese otsekiirgus
hajukiirgus
atmosfääri vastukiirgus
Maapinnalt lahkuvad kiirgused:
aluspinnalt tagasipeegeldunud lühilaineline päikesekiirgus
maakiirgus
tagasipeegeldunud pikalaineline atmosfäärikiirgus
(Kiirgusebilanss
– B = S´ + D + EA
–
RK
– Em
– RA
||
B
– kiirgusbilanss maapinnal, S´- päikese otsekiirgus maapinnale, D
– päikese hajukiirgus maapinnale, Ea – atmosfääri
vastukiirgus, Rk – tagasipeegeldunud lühilaineline atmosfääri
kiirgus, Em – maakiirgus (maapinna soojuskiirgus ), Ra –
tagasipeegeldunud pikalaineline atmosääri kiirgus.)
Tuule
elementideks on tema suund ja kiirus. Tuule suunaks on see ilmakaar ,
kust tuul puhub. Tuule kiirust mõõdetakse m/sek (km/h).
Tuul
tekib
õhurõhu vahest erinevates kohtades, mis oleneb omakorda
õhutemperatuuri ebaühtlasest jaotumisest. 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.
Mitmesugused takistused tuule
teel (mäed, metsad ) mõjutavad tuule suunda ja kiirust.
Vabas
atmosfääris tuul liigub mööda isobaare, seda nim geostroofiliseks
tuuleks. Buys Balloti reegel – kui seista seljaga vastu tuult , siis
madalrõhuala on meie ees vasakul, vaatenurgast umbes 60o
( vastassuunas kõrgrõhkkond).
Õhuvoolude
kirjeldamisel tuleb arvestada viite jõudu:
1) õhu horisontaalne liikumine. Tekib jõud (gradientjõud), mis
paneb õhu liikuma, siht sama, suund kõrgema õhuvooluga alalt
madalama poole. 2) maakera pöörlemise mõju tuule suunale. See on
risti õhuosakeste liikumise sihile ja on põhjapoolkeral suunatud
õhuosakese liikumise suunast paremale, lõunapoolkeral aga vasakule.
3) Hõõrdejõud on suunatud liikumisele vastassuunas. Hõõrdejõud
väheneb maapinnast kõrgemale tõustes. Teatud kõrgusel hõõrdumist
maapinnaga enam ei toimu. 4) Raskusjõud: mõjub vertikaalselt, mõjub
liikumisele ristisuunas. 5) tsentrifugaaljõud: tuleb arvestada
kõverjooneliste õhuvoolude puhul, on eriti suur suurte kiirustega
keeristuulte (trombid, vesipüksid) korral.
Pilet
nr 2. Päikesekiirgus ja spekter . Solaarkonstant. Vertikaalne
tasakaal.
Päikesekiirgus.
Päike saadab välja elektromagnetkiirgust, mis omakorda koosneb
erineva lainepikkusega kiirgustest. Enamus päikesekiirguse
lainepikkusest jääb 290 ja 3000 nm vahele.
Maa saab vaid väikese osa
päikese poolt maailmaruumi paisatud kiirgusest.
Maa
saab päikseselt pidevalt energiat juurde. Energia tuleb meile
elektromagnetväljade näol. Lainetuse näol. Et olukord oleks
stabiilne, peab Maa olema energeetilises tasakaalus. Nii palju kui
juurde saab energiat, nii palju peab ka ära andma. Kliima
soojenemises ei suuda Maa nii palju energiat ära anda, kui sisse tuleb.
Maa
kesksmiseks temp. on 15 kraadi. On perioode, kus maa soojeneb ja
jaheneb jälle.
Maale suunatud
päikesekiirgusest jõuab ainult osa maapinnale, sest atmosfäär ei
ole päikesekiirtele täiesti läbipaistev. Päikesekiirguse
nõrgestajateks on veeaur ja tolm. Päikesekiirguse nõrgendamine
toimub sel teel, et osa kiirgust hajutatakse, teine osa aga
neelatakse atmosfääri poolt.
Päikesespekter
– kogu päikeselt
tulev kiirgus:
290 – 400 nm – ultravioletkiirgus, mida meie ei näe.
Mida
väiksem on laine pikkus seda väikem on ühes kvandis olev energia.
Võib tappa elusorganismi kui otse peale tuleb. Kahjulik. Enamus
siiski ei jõua maapinnale. Selle neelab ära 3 aatomiline hapnik O3
ehk osoon .
400 – 760 nm – tekitavad silmas nägemise haistingu ehk see on valgus
Üle 760 nm – infrapunakiirgus , tekitab soojust.
Vikerkaare
värvid:
punane, oranž, kollane, roheline, sinine, tumesinine, lilla.
Solaarkonstant
iseloomustab päikesekiirguse hulka atmosfääri ülemisel piiril . Solaarkonstandiks nimetatakse päikesekiirguse hulka kalorites, mis
läbib atmosfääri ülemisel piiril kiirtega risti asetatud 1 cm2
suurust pinda 1 minutis ,
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.
Kui tekkivad rünkpilved, siis
on tegemist ebapüsiva tasakaaluga. Kui muutus toimub varahommikul on
väga tõenäoline, et päeva teisel poolel on sadu. Kui muutus
toimub keskpäeval, siis sadu ei tekkida ei jõua.
Kui suits läheb ühtlase
joana, siis on püsiv tasakaal ja kui mitte on tasakaal ebaühtlane.
Kui udu langeb maha tuleb ilus ilm.
Pilet nr 3. Atmosfääri kihid .
Öökülma mõiste. Öökülma tekkepõhjused, prognoosimine ja
kahjustuste vältimine.
Atmosfääri kihtide jaotamise
aluseks on võetud temperatuuri muutumine kõrguse kasvades.
-
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. Ulatub 2000-3000 km kõrguseni. Sellest sfäärist võivad
Maa atmosfääri gaasid maailmaruumi lahkuda.
Öökülmaks
põllumajanduslikus mõistes nim põllumajanduskultuuride
kasvuperioodil temp langust õhus, maapinnal või taimestikus alla
0oC.
Öökülmad on tavaliselt klimaatiliseks nähtuseks meie
kliimavöötmes üleminekuperioodidel külmalt aastajalt soojale ja
vastupidi.
*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 temperatuuril. 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 .
*Segatüüpi
– tsükloni taganedes külma õhu sissevool , millele järgneb
kiirguslik jahtumine . Kõige sagedasemad ja ohtlikumad, tekivad
paiguti.
Advektiivseid
öökülmi
saab ette näha sünoptiliste kaartide abil. Radiatsioonilise
puhul asi raskem, sel juhul oleneb palju mikroklimaatilistest
iseärasustest.
Öökülma
mõjutavad: 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 .
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.
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 .
Veekogud
– kevadel soojenevad nad aeglaselt ja seetõttu on veekogude
ümbruses päeval temperatuur madalam. Sügisel on olukord vastupidine .
Muld ja selle seisund
– kui muld on väga niiske, siis kuulub suur osa saadavast
päikesekiirgusest vee aurustumiseks, mistõttu mullatemperatuur jääb
madalaks. Seetõttu on liigniiskel mullal öökülmad üldiselt väga
sagedased.
Ilma
tunnused öökülma tulekul:
1) õhuto
langeb, võrreldes eelmise päevaga (temp hakkab tavaliselt langema
juba keskpäeval), mis näitab külmema õhumassi saabumist. 2)
pilvitus ja õhuniiskus vähenevad. Õhtul läheb tavaliselt selgeks.
Sademeid ei esine. 3) tuul pöördub põhja. Õhtul tuul kas vaikib
või nõrgeneb tunduvalt. 4) õhurõhk tõuseb. 5) nähtavus on hea.
Õhk on kuiv ja selge. 6) kollane koidu – ja ehavalgus.
Kahjustuste
vältimine:
kasutada kagu-, lõuna- ja edelapoolseid nõlvakuid, mitte valida
põhjanõlvasid, tihe külv soodustab öökülmade tekkimist (muld
taimede all ei saa soojust). Aktiivne
kaitse öökülmade vastu:
1) õhu soojendamine: tehakse soojendusnõudega, mis täidetakse
vedelkütte, kivisöe, koksi või briketiga. Aeglaselt põledes
soojendavad need õhku taimede ümber ja taimi endid, kasut
põhiliselt viljapuuaedades, väga kulukas variant. 2) suitsukuhjad:
vanim ja tundtuim variant, suits vähendab maapinna ja taimede
efektiivset soojuse kiirgamist, kuhjad levitavad põledes soojust,
suitsukate soodustab veeauru ja veeauru kondenseerumist, mille
juures vabaneb soojus . 3) udu tekitamine: keemiline aine pannakse
põlema.
Pilet
nr 4. Insolatsioon, otsekiirgus, hajuskiirgus , summaarne kiirgus.
Aurumine (potentsiaalne ja tegelikaurustumine).
Päikesekiirgus
muundub atmosfääris:
- osa hajub molekulidel ning tahketel ja vedelatel lisanditel;
- osa neeldub.
Päikesekiirgust,
mis levib päikese suunast tulnud paralleelsete kiirte kimbuna nim
otsekiirguseks.
Mõõdetakse aktinomeetriga.
Päikesekiirugst,
mis on hajunud veeauru-, tolmu, õhu- ja teiste osakeste poolt nim
hajuskiirguseks
(tema intensiivsus sõltub Päikese kõrgusest, õhu sumedusest,
aluspinna albeedost). Mõõdetakse püranomeetriga.
Otsekiirgus
+ hajukiirgus = summaarne
kiirgus
(Q = S´ + D). Päikesepaistelise ilmaga esineb nii otse kui ka
hajuskiirgus. Pilves ilma korral hajutavad pilved kogu kiirguse ja
esineb ainul hajuskiirgus. Öösel otsekiirgus puudub. Kiirguse
nõrgenemine sõltub atmosfääri läbipaistvusest ja massiarvust.
Kiirguseks
e insolatsiooniks
nim otsekiirguse hulka, mis langeb kiirtega kaldu asuvale
pinnaühikule (cm2)
ühe ajaühku (min) jooksul. Tavaliselt mõistetakse insolatsiooni
all horisontaalsese pinnaühikule (cm2)
langeva otsekiirguse voogu 1 minutis. Max intensiivsus nii kiirtega
risti asuvale kui ka horisontaalpinnale on juunis ja min detsembris.
Aurumise
all mõeldatakse vee või jää üleminekut gaasilise olekusse so
muutumist veeauruks. Looduses aurub vett veekogudelt, lumikattelt,
jääliustikelt, vett sisaldavalt pinnaselt ja taimkattelt. Mida
kõrgem on temp seda rohkem võib õhk sisaldada veeauru. Taimedelt
aurab nede peale jäänud vesi ja taime organismi kaudu mullast
( transpiratsioon ). Välitingimustes mõjutab transpiratsiooni kõige
rohkem õhuniiskus, mulla ja õhu temp, tuul ja valgus. Mida suurem
on mullaniiskus ja mida kuivem seejuures õhk, seda intensiivsem on
transpiratsioon. Peamiseks aurustumise allikaks on merede ja
ookeanide pinnad. Sattudes atm veeauru kondenseerub moodustades
pilved, udu. Võib kondenseeruda ka miasmaapinnalt nt: kaste, jää,
hall. Aurustumist mõõdetakse veekihi mõõtmisel mm-tes. Aurumise
intensiivsus = aurustumine / ajavahemik pikkusega.
Potentsiaalne
aurumine
näitab maksimaalselt aurumist antud ilmastikus (tegelik aurustumine
on väiksem). Potentsiaalse aurustumise määravad: 1) aurustumise
pinna temperatuur 2) aurustuva pinna kohal õhus oleva veeauru hulk,
3) õhuvoolu kiirus auruva pinna kohal, 4) õhurõhk.
Kobedalt
pinnalt on aurustumine väiksem. Savumuldadel on aurustuvus suurem,
liivmuldadel väiksem. Mida lähedamal on pinnavesi, seda suurem on
aurumine.
Tegelik
aurustumine
– Üldjuhul väiksem kui potentsiaalne aurumine. Äärmisel juhul
võrdne potentsiaalse aurumisega. Tegelikku aurumist mõjutab:
sõltuvus mulla liigist, mulla tihedusest, reljeefist, mulla pinna
konarlusest, põhjavee kaugusest. Tegelik aurustumine näitab antud
kohas tegelikult auranud vee hulka. See on aurustumine mõnelt teiselt pinnalt.
Taim saab vett juurde
maapinnast. Kui tekib veepuudus osa õhulõhesid suletakse – tekib
vee väljavoolu kokkuhoid. Kui taimede vahel õhuniiskus kasvab, siis
taim kasvab. Taimedega pinnalt aurumine suurem kui taimedeta pinnalt.
Pilet nr 5. Atmosfääri valguskiirgus . Sademete tekkimine ja sademete liigid ning nende
tähised.
Atmosfääri
valguskiirgus
– maakiirguse näol maapind kaotab, atmosfääri valguskiirguse
näol aga saab juurde energiat. Maa efektiivne kiirgus on maalt
lahkunud ja maale juurdetulnud pikalaineliste kiirguste vahe. Kui Maa
efektiivne kiirgus on suurem 0 siis maapind soojeneb, kui väiksem 0
siis maapind kaotab rohkem kui saab. Atmosfäär laseb läbi valguskiirgust,
mis on Maa energiaallikaks. Uduosakesed
hajutavad ja neelavad suure osa valguskiirgusest.
Maapinnalt
toimub aurumine (veekogud, jää, lumi, taimed), atmosfääris veeaur
kondenseerub, tekivad pilved, mis langeb vihmada / lumenda maapinnale
tagasi. Kõige olulisem faktor vihmapiiskade tekkel on vedela vee
sisaldus pilvedes . Sademete tekkimisel mängib olulist rolli
pilveosakseste põrkumine ja liitumine. Selleks et toimuks
sademetetekkeks piisavalt palju põrkeid, peavad osad pilvetilgad
olema suuremad kui teised.
Sademed
langevad maapinnale mitmel kujul: uduvihm , vihm, rahe , lumi. Sademeid
võib liigitada nende agregaatoleku järgi:
1) vedelad (vihm, uduvihm) ja 2) tahked (lumi, lumekruup, teralumi,
jääkruup, jäänõelad; 3) segasademed (lumelörts). Sademeid
liigitatakse langemisiseloomu järgi:
1) laussademed (lausvihm, uduvihm, lauslumi, teralumi, jäävihm,
lauslörts). 2) hoogsademed (hoogvihm, hooglumi, hooglörts,
lumekruubid, jääkruubid, rahe).
* pilvepiisakeste suurenemine
kondensatsiooni teel. Pilvepiisad pole ühesugused, nende mitmesugune
suurus ongi nende kasvamise põhjuseks. Mida väiksem piisk, seda
kumeram on ta pind ning selle kohal max veeauru rõhk suurem.
Väiksemalt piisalt vesi aurab, suuremale aga liigub veeauru molekule
juurde seal kondenseerudes. * jääkristallide suurenemine
sublimatsooni teel – jääkristallide suurenemine on kõige
intensiivsem siis kui pilves leidub kristallidega samaaegselt ka
alajahtunud piisakesi. Veepiiskadelt aurab vett, mis samal ajal
kristallidega skelettidele sublimeerub . * Pilvepiisakeste suurenemine
ühinemise teel – erineva suurusega piisad langevad erineva
kiirusega, sellepärast esineb kokkupõrkeid, piisaksesed ühinevad
raskusjõu mõjul.
Pilet nr 6 Erinevate muldade
soojusrežiim. Frondid .
Mulla
soojusrežiim
sõltub pinnase koostisest, niiskusesisaldusest, õhusisaldusest jne.
Pinnas koosneb 2 soojuslikust komponendist. A) liivapinnased, B)
savipinnased. Erinevus on tingitud niiskuse ja õhu vahekorrast
pinnases. Soojuslikus mõttes pinnas koosneb 3-st koponendist: pinnas
ise, õhk temas ja vesi. 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 ). Läbiligunenud turbad on väga suure
soojusmahutavusega ja soojeneb aeglaselt. Soojadel muldadel hea
kasvatada sellist kultuuri, mis annavad maapealset saaki, külmadel
aga maaalust saaki. Liivmuldades on O2
sisaldus suur, savil väike. Kui turbamullas palju H2O,
siis sarnane savimullale.
Frondid
- nimetatakse
kitsast üleminekutsooni kahe naaberõhumassi vahel. Fronti võib
käsitleda pinnana, mida nimetatakse ka frontaal -
ehk vahepinnaks.
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.
*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 külmema õhumassi poole. 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. Õhurõhk hakkab aeglaselt langema. Tuul
tugevneb ja pöördub vasakule (tavaliselt on kagutuuled). Frondi
lähenemisel ilmuvad kõrgpilvede asemele kihtsajupilved, mille all
võib sageli näha rebenenud pilvi. Eestis põhjustab sooja frondi
lähenemine sageli tuisku.
*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.
Pilet nr 7.
Muldade soojenemine ja jahtumine termilised karakteristikud . Eesti klimaatilises
iseärasused.
Mulla
külmumine algab kui temp langeb alla OoC.
Külmub mullas olev vesi. Külmad mullad jäävad külmudes
pulbrilisse olekusse. Pinnase külmumine sõltub mitmesugustest
teguritest, nagu koha kliimast , ilmast, lumekattest, reljeefist,
pinnaste termislitest omadustest jt. Lumikate peatab või aeglustab
maa külmumise protsessi. Kui lumikate tuleb varakult, siis pole
külmumise sügavus kuigi suur. Pinnase täielik läbikülmumine
parandab mulla struktuuri ja kobestab. Võib tekkida ka külmakergitus
– muld kerkib ülespoole ja taime juured võivad puruneda või
jääda mulla peale. Sulamine algab suunaga alt ülespoole. Juhul kui
lumekatet ei ole toimub sulamine mõlemas suunas. Kui toimub sulamine
alt üles, siis imbub sulavesi mulda, mõlemapoolsel sulamisel voolab
enamus lume sulaveest minema. Eestis on pinnas külmunud olekus
keskmiselt 110-130 päeva ja sügavus ulatub 35-80 cm-ni.
Termilised
karakteristikud
:
1)mulla
ruumerisoojus C
– soojuse hulk, mis tuleb anda 1 ruumalaühiku pinnale, et temp.
tõsta 1 kelvini võrra. Mida rohkem vett ja vähem õhku seda suurem
on C. Mõõtühikuks on J/m3K.
2)mulla
soojusjuhtiv koefitsient
näitab, kui palju maa soojust edasi annab. Energia, mis läbib selle
pindala ühikut ajaühikus.
Eesti
kliimat
võib pidada üleminekuliseks mereliselt mandrilisele. Meie kliimat
mõjutab Balti meri ja Atlandi ookeani liikuvad õhumassid (talvel
suht soojad , suved jahedad) ning Golfi hoovus, mis muudab meie
kliimat üldiselt pehmemaks. Eesti kuulub Ida-Euroopa lauskmaa
loodeossa, seega ka kliima seisukohast Ida-Euroopa tasandiku
kliimavaldkonda. Talved on meil pehmed ja suved jahedamad, sooja ja
külma aastaaja üleminekud sügise ja kevade näol on pikad. Sügis
soe ja sademeterikas, kevad jahe ja kuiv, eriti saartel ja rannikul,
kus mere mõju tuleb selgemini esile. Kõige külmem on veebruar ja
kõige soojem juuli. Eesti asub mõõdukalt liigniiskes piirkonnas.
Päikese kiirgusrežiimi mõjutab suurel määral pilvitus. Kõige
päikesepaistelisem juuni ja kõige vähem nov, dets.
Mere mõju
ilmneb ka aastases amplituudis, mis on lääne-saartel tunduvalt
väiksem kui sisemaal . Kõige külmemaks kuuks on meil tavaliselt
veebruar, mis on iseloomulik merelisele kliimale (mandrilise kliima
korral on selleks jaanuar). Kõige soojemaks kuuks osutub juuli. Tuul
on max saartel.
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.
Pilet
nr 8. Kliima.
Mikrokliima uurimine ja koha mikrokliima parandamise võimalused. Antitsüklon ja
sellega kaasnevad muutused (Eestis).
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
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. (reljeef, veekogu lähedus, taimkate, öö või päev, aastaaeg jne.)
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.
mikroklimaatilisi vaatlusi ei tehta pikema aja jooksul pidevalt, vaid
perioodiliselt, kindlate ilmatüüpide puhul, kuid siis juba väga
detailselt.
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.
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.
Meil on ebastabiilne ilm, sest
kõik tsüklonid ei jõua meile.
Pilet nr 9. Soe front ja selle
üleminek. Mulla ja mullapinna lähedal temperatuur (aastane ja
ööpäevane käik).
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.
Mulla ja
mullapinna lähedal temperatuur (aastane ja ööpäevane käik).
Maa pöörlemine ümber oma telje ja tiirlemine ümber päikese
põhjustab mapinna kiirgusbilansi ööpäevase ja aastase muutumise.
See aga omakorda kutsub esile pinnase temperatuuri ööpäevase ja
aastase muutuse. Suurt mõju pinnase temperatuuri ööpäevasele
käigule avaldavad termilised karakteristikud ilm, taim, lumikate.
Soojuse levimise protsessis pinnasesse etendab peamist osa
soojusjuhtivus. Temperatuuri kõikumine pinnases kahaneb sügavusega. Aprillis ja septembris valitseb vaadeldavates sügavustel enam –
vähem ühusugune temp. Suvel on ülemised kihid soojemad, talvel
alumised.
Pilet nr 10. Wieni seadus.
Adiapaatilised protsessid atmosfääris.
Wien `i nihkeseadus
- absoluutselt musta keha kiirgusspektris on maksimaalse energiaga
kiirguse lainepikkuse korrutis absoluutse temperatuuriga konstantne .
Selle nihkeseaduse järgi võib arvutada maa- ja atmosfäärikiirguse.
kus b on Wieni
nihkekonstant väärtusega
2,8977721(26)×10-3 K
m.
Adiabaatilised
protsessid atmosfääris.
Adiabaatiline protsessi all mõistetakse sellist gaasi oleku muutust,
mille juures vaadeldaval gaasil puudub soojusvahetuse ümbrusega.
Tõustes maapinnast kõrgemale ilma igasuguse soojusvahetuseta gaasi
temperatuur langeb (õhk paisub, see toimub õhu siseenergia arvelt).
Mida kõrgemaks õhumass läheb, seda madalamaks läheb temperatuur.
Tõusvas õhuvoolus temperatuur langeb (õhk paisub see toimub
siseenergia arvelt). Mida kõrgemaks õhumass läheb, seda madalamaks
läheb temperatuur. Tõusvas õhuvoolus temperatuur langeb. Laskuvas
õhuvoolus temperatuur tõuseb.
Temperatuuri vertikaalne gradient ehk
adiabaatiline gradient– temperatuuri langus ühe pikkusühiku kohta
vertikaalsihis. Eristatakse kuiva
ja märga
gradienti.
Märg
adiabaatiline:
Esialgu on protsess (äravoolu tõus) tõusvas olukorras kuiv
adiabaatiline, aga kui õhus hakkab toimuma veeauru kondenseerumisega
muutub protsess märg adiabaatiliseks. Selline protsess on eelduseks miks taevasse tekivad pilved. Tõusvas õhuvoolus tekivad pilved,
laskuvas nad hajuvad.
Märgadiabaatiline
gradient –
kui veeaur on küllastunud ja adiabaatiline tõusmine kestab edasi
siis langeb temperatuur. Kuna adiabaatilisel tõusmisel küllastunud
õhus leiab aset kaks omavahel vastandlikku protsessi : 1)õhu paisumine , 2)veeauru kondensatsioon , …ja esimene on neist suurema
osatähtsusega, kui teine siis lõpptulemusena temp adiabaatilisel
tõusmisel langeb, ning seda langust iseloomustabki märgadiabaatiline
gradient.
Pilet nr 11. Atmosfääri massiarv ,
läbipaistvus ja Bougeri seadus. Õhu temperatuur ja muutused.
Atmosfääri
massiarv
(m) – 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. 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.
Ühikuks
on võetud atmosfääri mass.
Atmosfääri
läbipaistvus
– oleneb veeauru, tolmu, suitsu jne sisaldusest, samuti kiirgust
nõrgendavate ainete hulgast atmosfääris. Läbipiastvuse koefitsent
on väikseim 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, 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.
Läbipaistvuse koefitsent on väikseim kohalikul keskpäeval, mil
Päikese kõrgus on suurim; hommikul ja õhtul aga pm väärtus
kasvab.
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).
Kohaliku
temperatuuri muutuse võib põhjustada:
1) õhumassis endas toimuv temperatuuri muutumine, soojusvahetus –
aluspinna tõttu temperatuur muutub. Saab toimuda ainult siis, kui
õhk on pikemat aega ühel kohal seisnud. Soojusvahetuses on
temperatuuri muutsed aeglasemda. 2) õhumasside ümberpaiknemine (üks
õhumass asendub teisega , õhumasside horisontaalne liikumine). Selle
nähtusena on temp muutus järsem, sest õhumassid on kujunenud välja
nende tekkimise kaldes, seega võib õhumassidega meile tulla
troopilist või ka arktilist õhku. Õhutemperatuuri muutuseid saab
iseloomustada õhutemperatuuri ööpäevase või aastase käigu
kaudu, mis sõltuvad vaadeldava koha geograafilisest laiusest,
aastaajast, koha kaugusest suurematest veekogudest ja reljeefist.
Temperatuuri põhitegurid on aluspinna soojusbilanss ja
soojusvahetus. Talvel on temp ööpäevene amplituut suvisest
väiksem, rannikul ja saartel väiksemad kui sisemaal.
Pilet nr 12. Õhu koostis.
Õhuvahetus aluspinna ja atmosfääri õhu vahel.
Atmosfäär
on Maad ümbritsev gaasikiht. Alumist atmosfääri piiri on kerge
kindlaks määrata – maismaapiir. Ülemist piiri on keerulisem
kindlaks määrata. 1200 km kõrgusel teatud liiki virmalised, seda
peetakse atmosfääri ülemiseks piiriks .
Atmosfäär
koosneb :
Gaasid
Veeaur
Hõljuvad tahked ja vedelead osakesed (aerosoolodest)
Veeauru
on kõikjal atmosfääris. Sõltub ilmastikuprotsessidest.
Hõljuvaid
osakesi nim. ka
aerosooliks.
Seal on väiksed veepiisakesed, tahked osakesed, mis satuvad õhku
täna sellele, et merepinnalt lainetusega kanduvad soolakristalli
pritsmed õhku, satub põlemisega tuhka , vulkaanipursketega, tolmuga õhku, taimede jäänustest.
Gaaside
põhikomponendid:
lämmastik (78,08%), hapnik (20,95%), argoon (0,93%). Ja teised
gaasid (süsihappegaas, CO2
(0,03%)).
Õhuvahetus
aluspinna ja atm õhu vahel:
kiirguse neeldumise tagajärjel soojeneb maa ja veepind . Siit levib
soojus nii üles õhku kui ka maa ja vee sügavamatesse kihtidesse.
Aluspinnalt kandub sooja õhku järgmiste protsesside teel. 1)
molekulaarne soojusjuhtivus:
soojust antakse edasi molekulide kaootilise liikumise kaudu. Õhu
soojusjuhtivus on väga väike ning sel teel soojeneb aluspinna kohal
väga õhuke kiht. 2)
turbulentne õhu segunemine:
turbulentsiks nim väiksemate õhuhulkade ebakorrapärast pööriselist
liikumist igas suunas. Õhu turbulents on seda intensiivsem, mida
tugevam on tuul, konarlikum aluspind ja suurem temperatuuride
erinevus püstsihis. 3)
maa pikalaineline kiirgus:
seda neelavad tugevasti õhus leiduv veeaur ja CO2.
5) aurumine maapinnalt:
koos auruga kantakse õhku suur hulk soojust, aur varjatud soojuse
näol, auru kondenseerumisel soojus eraldub, soojendades ümbritsevat
õhku. 6)
advektsioon e õhumasside horisontaalne liikumine.
Tähtsamad nendest protsessidest: turbulentne segunemine,
pikalaineline kiirgus, aurumine ja konvektsioon .
Pilet nr. 13 Pikalainekiirgus
atmosfääris, st. Boltzmanni seadus. Pilvede klassifitseerimine.
Pikalaineline
kiirgus atmosfääris
ehk maa ja atmosfääri kiirgus – 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 lahkub 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.
Stefan -Boltzmann`i
seadus
– absoluutselt musta keha kogukiirgusvõime on võrdeline tema
absoluutse temperatuuri neljanda astmega. Kogukiirgusvõime all
mõistetakse kiirgusvõimet, mis haarab kõiki lainepikkusi. Seda
seadust kasutatakse mitmesguste looduslike kehade, nagu maa, lume,
rohu, pilvede, atmosfääri jt kiirgusvõime arvutamiseks.
Pilved
tekivad veeauru kondensatsiooni või sublimatsiooni tagajärjel.
Sisuliselt pole pilvel ja udul olulist erinevust. Udud kujunevad
maapinna lähedal aga pilved kõrgemal.
Pilved liigitatakse vastavat
nende alumise pinna kõrguse ja ehituse järgi 4 klassi, milles on
kokku 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). Nt.
Kiudpilved.
KESKMISE
KÕRGUSE PILVED
(alus tavaliselt 2-6 km kõrgusel; tihedamad kui ülemised pilved.
Pilveosadel esineb kohati varje. Pilved koosnevad kas väikestest,
tunduvalt alla 0 C° jahtunud piisakestest või veepiisakeste,
lumetähekeste ja jääkristallide segust ). Nt. Kõrgrünkpilved.
ALUMISED
PILVED
(aluse kõrgus alla 2 km; halli või tumehalli värvusega ning
võrdlemisi tihedad . Neis pilvedes leidub juba suuremaid elemente kui
eelmistes). Nt. Kihtpilved.
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). Nt. Rünkpilved.
Pilet nr. 14 Pinnase temperatuuri
iseärasused. Tsüklon, milline ilm sellega kaasneb.
Maapinnale
langeb soojus edasi pinnase juhtivuse, kiirgamise ja konvektsiooni
teel. Viimasel juhul kantakse soojus edasi pinnases leiduva vee ja
õhu liikumise teel. Peamist osa etendab soojusjuhtivus, teiste
protsesside osatähtsus on väiksem. Soojusjuhtivus sõltub pinnase
koostisest, vee – ja õhuniiskusest. Temp muutub pinnases ööpäevase
ja aastase perioodiga. Temp kõikumine pinnases kahaneb sügavusega,
kusjuures kahanemine sõltub pinnase soojusjuhtivusest. Mida paremini
pinnas juhib soojust, seda suuremal määral ja sügavamale ulatuvad
temperatuuri kõikumised temas. Märjas pinnases, mis on parem
soojusjuht, kõigub temp vaadeldaval sügavusel rohkem , kui kuivas
pinnases. Sügavusel kus temp püsib asub nn konstantne kiht. Temp
ööpäevane kõikumine ulatub 0,5 m, aastane aga 10 ... 20 m
sügavuseni. Temp loetakse püsivaks kui max ja min temp vahe ei
ületa 0,1oC.
Temperatuuri kõikumised maapinnas sõltuvad peale pinnase termiliste
karakteristikute (ruumerisoojus, soojusjuhtivus) omadustest ka
temperatuuri kõikumistest maapinnal. Selge ilmaga on temperatuuri
kõikumised nii maapinnal kui ka maa sees suuremad kui pilves ilmaga.
Sügavuse suurenedes hilineb temperatuuri max või min esinemise aeg.
Hilinemine on seda suurem, mida sügavamal asub kiht ja mida halvem on pinnase soojusjuhtivus. Suurt mõju pinnases toimuvatele
protsessidele avaldab temperatuuri muutumise sügavuse järgi.
Viimast iseloomustab temperatuuri gradient pinnases, milla all
mõistetakse temperatuuri muutumist pinnases sügavuti 1 cm kohta.
Tsüklon
on
tugevasti kaldu oleva pöörlemisteljega hiigelsuur õhupööris
atmosfääris. Põhjapoolkeral pöörleb õhk tsüklonis vastupäeva.
Õhurõhk kahaneb tsükloni äärtel tsentri suunas ja on minimaalne
tsentris. Tsükloni läbimõõt on 200...2000 km. Tsükloni koosseisu
kuulub tavalisle kaks õhumassi, mis on teineteisest lahutatud
frontidega. Tsüklon liigub tavaliselt läänest itta. Sel juhul asub
tsükloni eesosas soe ja sellest vasakul külm front.
Tsüklon teeb eluea vältel
läbi keerulise arenemisprotsessi. Tinglikult jaotatakse see nelja
staadiumi:
- Algstaadium
- Tüüpiline noor tsüklon
- Tsükloni maksimaalse
arenemise staadium
- Vana, täituva tsükloni
staadium.
Kooskõlas tsükloni
struktuuriga on ilm tsükloni sees väga muutlik . Suvel võib tekkida
äike, talvel tugevad tuisud . 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. Tsükloni täitumise staadiumis sademed nõrgenevad ja sademeteala ei moodusta enam
pidevat tsooni.
Pilet nr.15 Taimede kasvu ja arengu
sõltuvus temperatuurist. Aktiivne ja efektiivne temperatuur. Taimede
arengu hindamine temp. arengu alusel. Üldine veeringe looduses.
Õhuniiskuse karakteristikud.
Taimede
kasvu määravad ära: 1) fotosünteesi protsess: süsinuku sidumine.
Päikese kiirguse mõjul taim seob CO2
– te. Produktid : suhkur, CO2,
Päike. Mineraalainete osatähtsus väike. Kuigi taim ei kasva
mineraal aineteta. Põhiline on süsinik. See protsess temperatuurist
sõltuv. Toimub ainult päeval. 2) Hingamine : toimub ööpäev läbi.
Et taim kasvaks peab fotosüntees ületama hingamist. Hingamine on
temperatuurist sõltuv protsess. Fotosüntees ei toimu liiga madalal
temperatuuril. Optimum +25oC
(meie taimedel), max +40oC.
Temperatuuri tõus kasulik taime kasvule teatud piires. Kõrge temp
pidurdab taime kasvu. Hingamine alla 0o
(nii kaua kui taim elus ta hingab ). Palju taim kasvab sõltub
hingamise ja fotosünteesi vahest. Temp tõus ei too alati kasvu
kaasa, üle optimumi kasv aeglustub. Kas ilm taimekasvuks soodne /
ebasoodne - iseloomustab ööpäeva keskmine õhutemperatuur.
Aktiivse
ja efektiivse temperatuuri mõisted.
Aktiivne temperatuur: ööpäeva keskmine temperatuur üle +5o
(taim kasvab). Edasi räägitakse aktiivne temperatuur kitsamas
mõttes - ööpäeva keskmine temp üle +10o
(tähis Ta). Efektiivne temperatuur: palju seda soojust mis oli
päeval kasut taime kasvuks (tähis tef), tef = ta-tbm. Klimaatiline
norm st paljude aastate keskmist temperatuuri. Kui summa väiksem kui
paljude aastate keskmine, siis on temperatuur ebasoodne. Kõige parem
hinnangu andmine toimub nende summade alusel, seda tehakse
efektiivsete ja aktiivsete temperatuuride summade alusel. Selleks, et
taim oma kasvufaase läbiks on vajalik kindel aktiivsete
temperatuuride summa. Summad tehakse kindlaks mõõtmisega. Hilistel
sortidel summa suuremad, varajastel väiksemad. Mõõtmed tehakse
kindlaks sordivõrdluskatsetega. Teitub võimalus prognoosida
arengufaaside saabumist. Prognoosi koostamiseks võetakse aluseks
paljude aastate keskmine. Seda nim kõrvalekalle normist . Aktiivsete
temperatuuride summad: sibul, salat , redis 500...700, oder 800...1600
jne. Eesti keskmine aktiivne temp summa on 2100... 2200 . Eestis on
akriivsete temperatuuride summad: Lääne – Eestis üle 2300 , Edela
– ja Kagu – Eestis 2200. kõrgendikud alla 2100.
Taimede
arengu hindamine
– et saada kõige paremat hinnangut , tuleb võtta arvesse
aktiivset, efektiivset temperatuuri. Seda tehakse liites kokku
aktiivne ja efektiivne temp. selleks, et taim oma kasvufaase läbiks,
on vaja kindel aktiivsete temp summad. Summad tehakse kindaks
mõõtmisega. Hilisematel sortidel on summad suuremad, varajasematel
väiksemad. Mõõtmed tehakse kindlaks sordivõrdluskatsega. Peitub
võimalus prognoosida arengufaaside saabumist. Prognoosi koostamiseks
võetakse aluseks paljude aastate keskmine.
Üldine
veeringe looduses. Õhuniiskuse karakteristikud.
Atmosfääris
toimub veeringe,
mis on üsna suure intensiivsusega. Vett satub atmosfääri aurumise
telle veepinnalt, maismaalt või taimedelt. Veeaur läheb üle
vedelasse või tahkesse faasi – veeauru kondensatsioon. Võib
toimuda vahetult maapinnal (kaste, härmatis). Kondensatsiooni
produktiks atmosfääris on pilved ja udu ning sademed. Kokku
aurustub aastas 510 000 km3.
looduses toimuba aurustumine nii öösel, päeval, suvel, talvel kui
ka lumel ja jääl. Talvel 1/3 aurab ja 2/3 sulab veeks . Aurumise
intensiivsus on aurumine ajaühikus (mm) ööpäevas või vee ruumala
pindalaühiku kohta ööpäevas.
Õhuniiskuse
karakteristikud:
1) õhus oleva veeauru rõhk e mida rohkem õhk sisaldab veeauru,
seda suurem on selle veeauru osarõhk õhu kui gaaside mehhaanilse
segu kogurõhus. 2) absoluutne niiskus on 1 m3
õhus oleva veeauru hulk g-des (õhus sisalduva veeauru tihedus
g/m3);
3) relatiivne niiskus r on õhus oleva veeauru suhe samal
temperatuuril õhku küllastava veeauru rõhusse, väljendatuna %-des
R = e/Ex100%. 4) küllastusvajak d on antud temperatuuril õhku
küllastava veeauru rõhu ja õhus tegelikult oleva veeauru rõhu
vahe. 5) kastepunkt T on temperatuur, mille juures õhus olev veeaur
õhku küllastatavaks. 6) eriniiskus s in õhus oleva veeauru hulk 1
kg niiske õhu kohta.
Pilet
nr. 16 Albeedo . Ööpäevane ja aastane käik. Veeauru kondenseerumine atmosfääris. Pilvede tekkeprotsessid
Albeedo
näitab, milline osa summaarsest kiirgusest, mis maapinnale jõuab
peegeldub tagasi. Reaalsete pindade albeedod on mitmesugused.
Taimkatteta pinna albeedo sõltub selle pinna niiskusest. Kuivematel
pindadel on albeedo suurem. Sõltub ka pinnamaterjalist. Albeedo omab
ka ööpäevase ja aastase käigu. Taimkatte vananedes albeedo
väheneb, vahemad taimed neelavad rohkem kiirgust. Veepinna albeedo
sõltub päikese kõrgusest, vesi neelab suure osa kiirgusest Ak =
Rk/Qx100%. Ak – aluspinna albeedo, Q - summaarne kiirgus, Rk –
peegeldunud lühilaineline kiirgus.
Ööpäevane
käik
– keskpäeval, mil päike asub kõige kõrgemal, on albeedo kõige
väiksem, päikese kõrguse vähenedes kasvab albeedo, suurimad
väärtused saavutab hO
= 10° juures.
Aastane
käik
– albeedo on suurim talvel, mil maa on lumega kaetud, tugevalt
muutub kevadel lume sulamise ja sügisel lume tuleku ajal
Veeauru
kondenseerumine.
Produktid, mis tulevad maapinnale kondensatsioonist on kaste, härm,
hall, jäide. Armosfääris pilved, udu. Veeaur
– vesi on üksikute veemolekulidena, nende liitumisel moodustuvad
veetilgad või jääkritallid. Selleks on vaja väga suur vee
üleküllastus. Kui tilk hakkab kujunema mingile mikroskoopilisele
kehale või tükikesele nim seda kondensatsiooni tuumakeseks.
Selliseid
väikeseid aineosakesi on atmosfääris palju, nad satuvad atmosfääri
1)
vainetavalt
veepinnalt tekkivad pritsmed kantakse atmosfääri,
kui vesi ära aurab jäävad atmosfääri meresoolakristallid. 2)
põlemisproduktid:
tolm, tuhk , org ained, mis peenestuvad maapinnal mitmesugustes
protsessides. 3) kondensatsiooni
tuumakesed
a) taimede eosed lahustuvad – meresoola kristallid , lahustuvad
väävliühendid b) lahustumatud: pinnase ja kivististe osakesed,
tahm, org aine tükikesed ja süktoobid.
Kondentsprotsessis
etendavad erilist osa mereliste päritoluga vees lahutuvad
kristallid. Tekib soolalahus , enamikul juhul on algpiisake vedelas
faasis, hiljem külmub ära. Pilvedes on veeaur temperatuuriga alla
0oC.
küllalt madalatel temperatuuridel muutub jääks. Kondensatsiooni
produktid on pilved.
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.
MÕNED PILETID ON MUUDETUD JA TEISES JÄRJEKORRAS!!!
Minu
pilet nr. 5 – 23.01.2013 aastal:
Maa efektiivne kiirgus, atmosfääri vastukiirgus
Külm front, ilm frondi ajal jne
50 punkti
Autor soovib selle materjali allalaadimise eest saada 50 punkti.
~ 10 lehte
Lehekülgede arv dokumendis
2013-04-27
Kuupäev, millal dokument üles laeti
24 laadimist
Kokku alla laetud
0 arvamust
Teiste kasutajate poolt lisatud kommentaarid
Mahna
Õppematerjali autor
annaabi.ee 
Kõik kommentaarid