HÜDROMETEORLOLOOGIA spikker (0)

Ilma uurivad ja kirjeldavad teadused : met.all mõeldakse ilmateadust.Ilma all mõtleme atmosfääri seisukorda mingil ajamomendil ajalõigul,mis sünnib atmosfääri ja maapinna vastastikkusel mõjutamisel Päikeseeneergia juurdevoolu tõttu. Hüdrometeoroloogia teenistus - teadus, mis hõlmab andmete kogumise kliima, ilma, veeauru ja veekogude seisundi kohta ning nende andmete ja andmete töötlemise kohta. Ka sellekohaste asutuste võrk. Selle hulka kuuluvad ka veel hüdro- ja agrometeoroloogiajaamad. Meteoroloogia on teadus, mis uurib atmosf. Ehitust ja seal toimuvaid protsesse ja nende vastastikkust seost aluspinnaga. Hüdrograafia- a) loodusgeoloogia haru, mis uurib ja kirjeldab siseveekogusid. b) mereteaduse haru, mis selgitab merede ja suurte veekogude sõiduteid ja – tingimusi ning kavandab ohutu laevaliikluse abinõusid. Hüdroloogia- on õpetus veest ja selle ringidest looduses.
Meteoroloogia seos teiste distsipliinidega: füüsikaline(uurimisobjektiks on optilised , elektrilised , elektromagnetilised, akustilisd, termodünamilised nähtused atmosfääris,atm.keemiline koostis, kiirgusseadused, pilvede ja sademete tekke.Tema aluseks on termodünaamika põhikonseptsioonid.),2.Dünaamiline(see tegeleb fundamentaalsete hüdrodünaamika ja termodünaamika võrrandite lahendite uurimisega.Vaadetakse spets . Situatsioone atmosfääris.)3.Sünoptiline ja mesoskaala(tegeleb ilma kohta käiva info analüüsi ja uurimisega üle laia,sünoptilise piirkonna,et idetifitseerida sünoptilises skaalas atmosfääri süsteeme.Põhiline rõhk on mesoskaala nähtusel)4. Klimatoloogia .
Ilmteaduse rakenduslikud aspektid:– atm.met. , atm. keemia ja õhusaaste met. , atm. turbulents , geometeoroloogia, ehitusmeteoroloogia, linnamet. , pilvede ja sademete füüsika, radari met. jt.
Ajaskaalad: Greenwichi aeg - päikeseaeg meridiaanil, mis läbib Greenwichi Kuninglikku Observatooriumi inglismaal. Selle aja järgi on keskpäev, kui Päike Greenwichi kohal taevas kõige kõrgemal. Tõeline päikeseaeg = keskmine päikeseaeg + ajavõrrand. Ajavõrrand näitab tegeliku päikeseaja erinevust keskmisest, mis võib olla kuni ±17 minutit. Erinevus tekib Maa ebaühtlasest tiirlemiskiirusest ümber Päikese. Ajavõrrandi muutumist aasta jooksul näitab taevakalendril keskmine valge kõverjoon. Kohalik keskmine aeg = tõeline päikeseaeg + ajavõrrand. Vööndiaeg on ühes ajavööndis kehtiv kellaaeg . Vööndiajad erinevad teineteisest ühe täistunni võrra. Erandiks on mõned üksikud riigid ( Iraan , Afganistan , India, Myanmar , Nepal) või nende osad (Kanadas, Austraalias), kus erinevus naaberajavööndi ajast on 0,5 või 1,5 tundi.
Meteoroloogia ajalugu Eestis ja mujal: Ilmavaatlusi hakati Eestis tegema juba 18. sajandi lõpul. Esimeseks instrumentaalseks ilmavaatluseks Eestis võib Andres Tarandi arvates pidada õhurõhu ja temperatuuri vaatlusi , mida tegi sõjaväearst Johann Jacob Lerche (vana kalendri järgi 18. augustil 1731.a.) Vilsandi reidil purjelaeva pardal . Pikemad varajased vaatlusread 1774 - 1777 Tallinnas pärinevad kõrgemalt ohvitserilt Jacob Brecklingilt ja Tallinna Toomkooli professorilt Carl Ludwig Carpovilt ajavahemikus 1785 -1800. Ilmavaatlusi rohkem kui 50 aasta jooksul alates 1838.a. tegi Paldiski kohtufoogt Carl Kalk. Tema vaatluspäevik on säilinud EMHI Fondis. Meteoroloogia kui iseseisev teadusharu hakkas arenema sajandi teisel poolel Tartu Ülikooli Meteoroloogia Observatooriumi rajamisega 2. detsembril 1865 Arthur Joachim von Oettingen poolt. Sellega pani ta aluse vaatluste reale, mis kestab tänapäevani. A. Oettingeni teeneks on ka meteoroloogiajaamade võrgu loomine Baltimaades. Pärast Eesti NSV moodustamist 1940. a. juulis hakati hüdro-meteoroloogiateenistust ümber korraldama. 1941. a. jaanuaris loodi Nõukogude Eesti Hüdrometeoroloogiateenistuse Valitsus. Valitsusele anti üle kogu olemasolev meteoroloogia-, hüdroloogia- ja agrometeoroloogiajaamade võrk. Juba enne Eesti taasiseseisvumist töötati välja meteoroloogide poolt Eesti Vabariigi meteoroloogia, hüdroloogia ja keskkonnaseire kontseptsioon. Eesti taasiseseisvumisel oldi valmis Eesti Vabariigi meteoroloogilist teenindamist jätkama 1. novembril 1991 loodud Eesti Meteoroloogia ja Hüdroloogia (EMHI) Instituudis, mille peadirektoriks kinnitati Peeter Karing. Alates 2001 aastast jälgib Eesti territooriumi kohal ilma, eeskätt pilvi ja tuult meteoroloogiline Doppleri radar , mis asub Harku Aeroloogiajaamas. Alates 2002 aastast alustati Eesti meteoroloogiajaamades automaatjaamade paigaldamist ja katsetamist. meteroloogilise elemendi mõiste: Ilmaelement ehk meteoroloogiline element on näitaja, mille järgi iseloomustatakse ilma. Ilmaelemendide kohta saadetakse andmeid ilmajaamadelt, kus toimub nende mõõtmine 6 korda päevas.
Atmosfääri mõiste: Atmosfäär on Maad ümbritsev kihilise ehitusega õhukest (lämmastiku, hapniku, argooni, süsihappegaasi ja teiste gaaside ning veeauru segu), mis pöörleb ja tiirleb koos Maaga.termin "atmosfäär" pärineb kreeka keelest (athmos 'aur' ja sphaira 'kera').Maa atmosfääri alumine piir on maa- ja merepind, ülemine piir aga ei ole täpselt määratletav. Hämarikunähtuste ja kõrgete virmaliste vaatluse põhjal arvatakse, et see on 1000...1200 km kõrgusel.Atmosfääri moodustavaid gaase hoiab kinni Maa gravitatsiooniväli, kui gaaside impulss on piisavalt väike. Atmosfäär on väga liikuv, alludes isegi väikestele rõhuerinevustele, mille tagajärjeks on tuulte tekkimine.
Atmosfääri koostis ja vertikaalne struktuur: Koostiseks on 90% vesinik , 9% heelium ja 1% hapnik. Atmosfääri kõrguseks on umb 100 km Esimene osa on troposfäär seal asub ¾ atm. massist ja peaaegu kogu õhuniiskus , toimub energiavahetus maa ja atm. vahel, meteoroloogiliste protsesside toimumise koht. Teine kiht on stratosfäär, kus temp kasvab kõrguse suurenedes, seal paikneb 90% osoonist. Kolmas kiht on mesosfäär ja mesopaus . Mesopaus on kõige külmem. Neljas kiht on termosfäär. Viies on eksosfäär, kus õhk puudub.
Õhu tihedus: Õhu tihedus sõltub õhu massist ja ruumalast: , Ideaalse gaasi seadusest on näha, et õhu temperatuuri kasvades (konstantse rõhu juures) kasvab ka õhu ruumala. Kui õhu ruumala kasvab, siis tema tihedus väheneb (õhu mass jääb ju samaks!), õhk muutub “ujuvaks” ja hakkab ülespoole kerkima. Jahedam õhk langeb ja asendab kuuma õhu, mille tulemusena tekib tsirkulatsioon . ρ nim ühes ruumiühikus õhu massi ρ=m/V. Kasutatakse Clapeyron - Mendelejevi võrrand ρ=p/RT p=õhurõhk, R=õhu erikonstant,T=absoluutn Kelvini temp. (273,2+t) Niiske õhu tihedus ρ=p-0,378e/RT ,e= õhus oleva veeauru rõhk. Advektsioon – õhu horisontaalsuunaline liikumine, Konvektsioon – õhu vertikaalsuunaline likumine.
Õhurõhk on õhu rõhk mingis kindlas kohas Maa atmosfääris.
Õhurõhu mõõtmise ühikud: Õhurõhku mõõdetakse baromeetriga. Seda väljendatakse tavaliselt hektopaskalites või millimeetrites elavhõbedasammast. Keskmine õhurõhk merepinna kõrgusel keskmisel temperatuuril 15 °C on 1013,25 hPa.
Homogeenne atmosfäär: Homogeense atmosfääri korral on kaks lihtustavat eeldust: 1) atmosfäär loetakse kokkusurumatuks, 2) atmosfääri tihedus kogu vertikaali ulatuses loetakse konstantseks. Tegelikkuses võib atmosfääri tiheduse lugeda konstatseks vaid mõnekümne meetri paksuses kihis tugevasti kuumenenud aluspinna lähedal, sellisel juhul väheneb õhu tihedus aluspinna juures kõrge temperatuuri tõttu, kõrgemale tõustes temperatuur langeb kiiremini kui harilikult ja õhu tihedus võib jääda konstantseks või isegi kasvada.
Isotermiline: Baromeetriline valem, mille tuletasime eelmises paragrahvis , on õige kui T = const ja g = const , s.t. isotermilise atmosfääri jaoks.
Polütroopne atmosfäär on atmosfäärimudel, kus õhu temperatuur muutub kõrgusega lineaarselt.
Standardatmofäär. Standardatmosfäär (K) – alumises osas jääb õhukiht puutumatuks (-56,5 kraadi) (isotermia) ,ülemisse osasse tõuseb pikkamööda (kuni -1,-3 kraadi). soojusallikaks on osoonikiht 23 km kõrgusel. See kiht neelab suure osa päikese ultraviolettkiirgusest ja soojeneb selle arvelt. Selles kihis esinevad nn. pärlmutterpilved. Hästi on jälgitav tuule suuna aastane käik: suvel idast, talve läänest. Võivad esineda ka jugavoolud.
Baromeetrililine valem. õhu tihedus jaotus kõrgusega- Maa pinna lähedal kõige tihedam, mida kõrgemale, seda hõredam. Nii on mõnesaja km kõrgusel õhu tihedus nii väike. Õhule mõjub ainult raskusjõud/gravitatsioonijõud, mille tektab Maa külgetõmbejõud.
Advektsioon- õhu horisontaalsuunaline liikumine
Konvektsioon- õhu vertikaalsuunaline liikuine
P2= P1 e astmes –ƪg/RT*dz- Üldvalem
Näitab õhurõhu sõltumatust kõrguesest z, õhurõhust pinnal e. Maal.
Õhurõhu mõõtmine: Õhurõhku mõõdetakse baromeetriga.
Baromeeter : Baromeetri näidud , koos termomeetri ja psychromeetriga, saab kasutada kohaliku ilma prognoosimiseks.. Üksikud vaatlused on siiski mõttetud ja tegelikud näidud vähetähtsad. Tähtsad on muutuste suund ja suurus. Pead üles märkima kas muutus oli kiire või aeglane või kui näit on stabiilne siis aeg mille jooksul ilmastikuseisund püsis. Kui tuul on E -NE ja baromeeter langeb pidevalt, siis saabub torm S-st või SW-st. Tormi tsenter möödub vaatleja ligidalt või S – poolt 12 – 24 tunni jooksul ja tuul pöördub NW-i läbi N-i.
Barograaf-(baros "raskus" + grapho "kirjutan"), baromeeter õhurõhu automaatseks registreerimiseks.
Elavhõbebaromeetrid ja aneroidi parandid – Fahrenheiti skaala 9/5*tc+32 , Kelvini skaala -273 kraadi c null skaala, Celsiuse skaala meie 0.
Rõhu taandamine merepinnale.
Et kõrguse suurenemisega õhu rõhk väheneb, siis on tarvis erinevatel kõrgustel mõõdetud
õhurõhk taandada mingile standardkõrgusele, näit. merepinnale. Alates 1.01.1980
taandatakse meteojaamades, millede kõrgus merepinnast on väiksem kui 1000 m, õhu rõhk
merepinnale polütroopse atmosfääri baromeetrilise valemiga.
Polütroopne atmosfäär on atmosfäärimudel, kus õhu temperatuur muutub kõrgusega
lineaarselt.
Selleks, et arvesse võtta õhu niiskust ja selle muutumist kõrgusega antud atmosfäärimudelis
asendatakse kuiva õhu temperatuur märja õhu virtuaalse temperatuuriga.
Õhurõhu taandamine merepinnale baromeetrilise astme abil
Kui rõhu taandamisel merepinnale ei ole nõutav eriti suur täpsus, võib rõhku taandada ühelt
kõrguselt teisele (kõrguste vahe korral z Baromeetriliseks astmeks a nimetatakse kõrgust, mille võrra tuleb laskuda (või tõusta), et rõhk muutuks ühe ühiku (hPa või mm Hg) võrra. Nagu atmosfäärifüüsikas näidatakse, on baromeetriline aste.
Atmosfääri energiaallikad – Atm energiaallikaks on päike ja päikesekiirgus.
Päikese spekter – Päikesekiirgus kooseb mitmesuguse lainepikkusega kiirtest. Prisam murrab kõige vähem punaseid ja kõige rohkem violetseid kiiri , sinna vahele jäävad ülejäänud: orantž, kollane roheline, sinine
Päikese aktiivsus – päikese pinnatemp. on umb 6000K.
Kiirgusvälja karakteristikud ja mõõtühikud - Kiirgusvoog : läbi antud pinna S ühe ajaühiku jooksul läinud kiirgusenergia hulk. Ф=E/t ühikuks cal/min või W. Kirgusvoo tihedus: ühes ajaühikus üht pinnaühikut läbinud kiirgusenergia hulk F=E/St ühikuks W/m2
Päikesekiirgus atmosfääri ülemisel piiril – S´=S*sin h Θ. S´- insolatsioon suvalises punktis atm-i ülemisel piiril. S – päikesekiirguse intensiivsus atm-i ülemisel piiril, kui päikesekiired langevad risti pinnaga. hΘ – päikesekiirte langemisnurk .
Solaarkonstant – Päikese kiirgusnivoo tihedust väljaspool Maa atmosfääri, Maa keskmisel kaugusel Päikesest nim solaarkonstaniks.
Solaarkliima – Nim. Päikese kiirguse teoreetilist jaotust atmosfääri ülemisel piiril.
Massiarv ja selle sõltuvus Päikese kõrgusest – Arvu mis näitab, mitu korda kiirte teele jäänud ainemass on nende kaldu langedes suurem kui vertikaalselt langedes, nim massiarvuks m´. Massiarv sõltub Päikse kõrgusest hΘ . Mida väiksem on hΘ , seda suurem on m´.
Kiirguse neeldumine ja hajumine atmosfääris.
Päikesekiirgus muundub atmosfääris:
– osa hajub molekulidel ning tahketel ja vedelatel lisanditel;
– osa neeldub.
Vaatame neeldumisprotsessi. Olulisemad gaasid, mis neelavad päikesekiirgust on H2O, O3, CO2,
O2, aga samuti lisandgaasid.
Neeldumise tulemusena päikeseenergia muundub teisteks energialiikideks: enamus
soojusenergiaks aga ka elektrienergiaks (ionisatsioonil kõrgemates kihtides). Neeldumine on
selektiivse iseloomuga . Osooni neelamisjooned on kõikjal. Neeldumine kasvab koos temperatuuri kasvuga. Kõige enam neeldub lähis IP-s. Läbides kogu atmosfääri väheneb kiirgusvoog 5-10 %.
Päikesekiirgust neelavad atmosfääri lisandid (tolm, aerosool ). Eriti linnades, kus õhk on küllastatud aerosoolist, võib olla neeldumine aerosoolil oluline.
Päikesekiirguse hajumine atmosfääris
Päikesekiirte jaoks on atmosfäär hägune keskkond. Hägususe (sumeduse) mõiste on eelkõige
seotud lisandite leidumisega atmosfääris. Lisandid neelavad, aga ka tänu difraktsioonile,
hajutavad kiirgust. Kuid ka ilma aerosoolita atmosfäär hajutab kiirgust. Seejuures on
hajutavateks elementideks molekulaarsed kompleksid , mille molekulide arvu ja omavaheliste
kauguste muutus viib tiheduse ebaühtlustele. Hajumist molekulide kompleksidel nimetatakse molekulaarseks e. Rayleigh hajumiseks. Hajumise olemus seisneb: stratosfääris, mesosfääris. Tänu sellele vastasmõjule muutub osake uute elektromagnetlainete allikaks: hajunud kiirguse allikaks.
Hajumise ülesanne viib üldiselt Maxwelli võrrandisüsteemi lahendamisele antud rajatingimustel.
Maxwelli võrrandite analüüsist järeldub, et mingi lainepikkusega langev kiirgusvoog tekitab
sama lainepikkusega hajunud kiirguse. Lahendile avaldab suurt mõju keskkonna geomeetriline
struktuur ja tema füüsikalised omadused.
Päikesekiirguse liigid.
Atmosfääris toimuvate protsesside energiaallikaks on Päike. Maapinnale jõuab päikesekiirgus
otsese ja hajusa kiirgusena. Otsekiirgus on see osa päikesekiirgusest, mis jõuab maapinnale
paralleelsete kiirte kimbuna, hajuskiirgus aga tuleb maapinnale pärast ühe- või mitmekordset
hajumist atmosfääris. Otsekiirguse korral annavad läbipaistmatud esemed varju, hajuskiirguse
puhul aga esemetel vari puudub.
Kiirgusvälja iseloomustavad mitmed karakteristikud. Neist põhilisemad on kiirgusvoog ja
kiiritustihedus.
Atmosfääri läbipaistvus ja selle karakteristikud – Atmosfääri läbipaistvust reguleerivad temas sisalduv veeaur ja aerosoolid . Suuremad muutused tulenevad aerosoolide sisalduse ja koostise muutumisest Atmosfääris.
Aktinomeetrias on kõige rohkem levinud Bougier läbipaistvuse koefitsient Pm ja Linke sumedustegur Tm.Bougier valemist . Pm=m(korenˇ)Sm/So.Pm arvutamiseks on tarvis teada Päikese kõrgust,solaarkonstanti So,otsekirguse intensiivsust Sm.Et Pm sõltub tunduvalt Päikese kõrgusest,siis on otsitud uusi karakteristikuid,millele Päikese kõrgus avaldaks vähem mõju.Üheks selliseks enam kasutatavamaks on Linke sumedustegur.
Insolatsioon – nim Päikeselt saabuvat kiirgusvoogu horisontaal- või kaldpinnale.
Hajuskiirgus ja albeedo – Albeedo (ladina sõnast albedo ' valgesus ') on pinna peegeldumisnäitaja. Pinna albeedo väärtus on arv 0 ja 1 vahel, mis näitab peegelduva kiirguse intensiivsust võrreldes pealelangeva kiirgusega. Heleda pinna albeedo on suurem kui tumedal. Väljendatakse ka protsentides 0...100%.Hajuskiirgus: päikesekiirgus, mis jõuab maapinnale pärast hajumist atmosfääris. Hajuskiirguse intensiivsus oleneb atmosfääri läbipaistvusest, Päikese kõrgusest, pilvede hulgast, liigist ja asendist ning aluspinna albeedost. Hajuskiirgust mõõdetakse püranomeetriga.
Kasvuhoone effekt – Maalt lähtuva pikalainelise (infrapunase) kiirguse neeldumine atmosfääris. Looduslike protsesside tulemusel kujunenud atmosfääri gaasiline koostis hoiab kasvuhooneefekti tasemel, mis säilitab Maa temperatuuri stabiilsena. Fossiilkütuse põletamisel ja orgaanilise aine kõdunemisel (näiteks põllumajanduses ja prügilates) satuvad atmosfääri täiendavad kasvuhoonegaaside kogused, mis suurendavad kasvuhoonenähtust ja põhjustavad kliimamuutust ja globaalset soojenemist.
Maa– ja atmosfäärikiirgus – Soojuskiirgust, mida kiirgab välja aluspind või atmosfäär, nimetatakse vastavalt maa- või atmosfäärikiirguseks.
Maa efekiivne kiirgus – Maakiirguse näol maa kaotab, atmosfäärikiirguse näol aga saab juurde energiat. Maalt lahkunud ja Maale juurdetulnud pikalaineliste kiirgusvoogude vahet nimetatakse Maa efektiivseks kiirguseks
Tegevkiht – pinnase või vee kiht, milles toimuvad ööpäevased ja aastased temperatuuri võnkumised. Maismaal on ta 8-30 m, ookeanis 100-300 m paksune. Tegevkiht mõjutab oluliselt atmosfääri termilist režiimi.
Kiirgusbilanss .
Kiirgusbilanss on aluspinnale (mullale,  veele , lumele, taimkattele) langenud ja sealt lahkunud  kiirguste  vahe[1].
Eristatakse  positiivset kiirgusbilanssi ja negatiivset kiirgusbilanssi. Positiivse kiirgusbilanssi korral kiirgab aluspind atmosfääri rohkem soojuskiirgust kui ta Päikeselt ja atmosfäärist juurde saab; see toimub harilikult öösel. Negatiivse kiirgusbilanssi korral aga vastupidi; see toimub harilikult päeval.
Maakera kui tasakaalulise süsteemi kiirgusbilanss on tasakaalus. Viimastel aastakümnetel on täheldatud aga inimtekkeliste kasvuhoonegaaside põhjustatud kiirgusbilanssi muutust, sest Päikeselt tulev kiirgus jõuab küll Maale, kuid kasvuhoonegaaside põhjustatud absorbeerumise ja hajutamise tõttu (kasvuhooneefekt) ei pääse see Maalt kosmosesse tagasi.
Optilised nähtused atmosfääris
Kõik valgusnähtused põhinevad valguskiirte murdumisel,peegeldumisel,hajumisel,refraktsioonil v difraktsioonil õhus hõljuvates tahketes v vedelates osakestes;õhu tiheduse muutustest;aluspinna omadustes.
Taeva värv
Taevavõlvi värvuse määravad kindlaks atmosfääri poolt hajutatud päikesekiired. Valge päikesevalgus on erinevate värvikiirte segu, mis hajuvad erinevalt. Täiesti puhtas ja kuivas atmosfääris toimub hajumine molekulaarselt, s.o. pöördvõrdeliselt laine-pikkuse neljanda astmega. Kõik värvilised kiired kuuluvad hajuvalguse koosseisu. Täiesti kuivas ja puhtas õhus hajutatakse lühema lainepikkusega kiirgust rohkem kui pikalainelist. Selle tulemusena hajukiirguses violetse ja sinise valguse suhteline hulk kasvab. Inimese silma tundlikust arvestades paistab taevas sinisena. Otsene päikesevalgus on rikkam pikalaineliste kiirte poolest – kollased , oranžid, punased. Eriti tähelepandav on see päikese tõusmisel ning loojumisel, kui päikesekiired läbivad atmosfääri kõige pikemalt , siniste kiirte kaotus on siis kõige märgatavam. Mida suuremad on osakesed, seda pikemaid laineid nad hajutavad, seda ühtlasem on erineva lainepikkusega kiirte hajumine. Udu- ja pilvepiiskade raadiusega üle 10-3 cm puhul ei sõltu hajumine lainepikkusest, mistõttu ongi pilved ja udu valged. Atmosfääris leiduvate lisandite – veepiisad, jääkristallid, tolmukübemed – olemasolu põhjustab selle, et taeva sinisele värvusele lisandub erineva intensiivsusega valge värvus sõltuvalt lisandite hulgast ning taevas omandab valkja varjundi. Suure niiskuse ja kõrge õhut korral ning pärast pikaajalist põuda võib suurte hõljuvate osakeste hulk olla nii suur, et taeva helesinine värvus kaob täiesti, taevavõlv muutub valkjaks suure pimestava heledusega. Kui pärast pikka põuda sajab vihma, siis taeva sinisus taastub , sest vihm peseb atmosfäärist tolmu ära. Taeva värvus muutub küllaltki märgatavalt seniidist horisondile. Kõige sinisem on taeva osa päikese vertikaalita-sandil, 90 kaugusel päikesest. Horisondile lähenedes omandab taevas üha valkjama tooni ja horisondi juures muutub täiesti valgeks. Kui õhk sisaldab palju kuiva tol-mu, ilmub taeva värvusse kollakas ja punakas-pruun varjund. Kõrguse tõusuga värvus muutub. Mägedes ja suurtes kõrgustes on taevas tume-sinist ning violetset värvi, mis kõrgusega läheb üle tumevioletseks. Mitmesaja km-I kõrgusel näevad astronaudid absoluutselt musta taevast, sest kosmoses valguse hajumine praktiliselt puudub.
Halo
Kui päikese, kuu ja vaatleja vahel on jääkristallidest koosnevad õhukesed pilved - Ci, Cs, siis valguskiirte murdumisel neis või peegeldumisel nendelt tekib optiline nähtus – halo. Halo vormid jagatakse:
1. Halod, mis tekivad valguskiirte murdumisel jääkristallides, mis on vikerkaare värvilised: punane on päikese või kuu poole pööratud.
2. Halod, mis kujunevad valguskiirte peegeldumise tulemusena põhikristallidelt või nende servadelt, on värvitud.
Halo iseärasusi ja mõõtmeid määratletakse pilves olevate jääkristallide kuju ja orientatsiooniga. Korrapärased kristallid võivad omada 6-tahulise prisma , püramiidi ja plaadi kuju, põhiteljed võivad olla korrapäratu orient. nii vert . kui horis. suundades. Kristallide läbimisel märgatav osa valguskiirte energiast kaob, halo heledus on väiksem kui vikerkaarel. Ringi sisemine osa on teravalt kujundatud, välimine osa sulab taustaga. Vahe värvid on laialivalguvamad kui vikerkaares. Kui kristallide peateljed paiknevad pilves vert. , päike asub horisondi juures, siis vaatleja silma langevad nende kristallide poolt murtud kiired, mis on mõlemal pool taeva-keha 22° kaugusel. Tegurid, mis soodustavad halo kujunemist, tekivad kiudpilvedes, mis tungivad sooja frondi pilvesüsteemi.
Tara
¤Tarad on heledad, värvilised rõngad, mis ümbritsevad taevakeha , kui see helendab läbi õhukeste pilvede -Cs, Cc, As, Ac. Heledas päikesevalguses võib tarasid vaadata läbi tumeda klaasi või peegeldust ta ümber vaikses vees, mistõttu vaadeldakse neid kuu või tähtede ümber.
¤ Tarade suurused on erinevad, oreooli punase ääre nurkraadius on 1° - 5°, 2. järku tara punase ääre raadius on 2 suurem.
¤ Tarad tekivad valguse difraktsiooni tagajärjel pilve elementides. Sellisel juhul kujutab pilv endast difraktsioonivõret ühtlaselt jaotunud elementidega kõikides suundades. Tara raadius on seda väiksem, mida suuremad on pilve elemendid. Eriti selgete difraktsioonirõngaste ilmumiseks on vaja, et pilveosade suurused oleks lähedased. Jääpilvedes on tarad puhtamate värvidega ja suurema selgusega.
Koit/Eha
Koit ja eha:Olgu kaar AB maakera pind ja CD õhkkonna piir.Päike horisondist madalamal ja päikesekiired valgustavad ainult väikest osa horisondist kõrgemal asuvaid õhkkonnakihte EFG.Sealt saame hajuskiirgust ja see osa põhjustab eha ja koitu.
Miraaz
Miraaž ehk terendus on valguskiirte teekonna paindumisest (refraktsioon) tulenev atmosfäärne optiline nähtus, mille tõttu tunduvad kauged objektid lähemana või teises kohas paiknevana.
Valguskiired murduvad erinevate murdumisnäitajatega keskkondade piirpindadel. Erineva temperatuuriga õhul on erinev tihedus ning vastavalt ka erinev murdumisnäitaja. Palava päikesepaistelise päevaga võib vahetult maapinna kohal olev õhukiht olla palju kuumem selle kohal olevast õhust. Seetõttu toimub maapinna suhtes peaaegu paralleelselt liikuva valguskiire paljukordne ülespoole murdumine ehk paindumine, mille tõttu võivad kaugel paiknevad tegelikult eksisteerivad objektid ilmneda märksa lähemana tegelikust.
Sellise pettuse ohvriks võivad langeda näiteks kõrberändurid, kes näevad oaasi seal, kus tegelikult on vaid liiv. Miraaže võib palaval suvepäeval näha ka Eesti maanteedel. Kuum asfalttee tundub olevat märg, kuid tegelikult on tegemist sinise taeva peegeldusega.
Vikerkaar
Vikerkaar on selline atmosfääri nähtus, mis tekib siis, kui päikesevalgus vihmapiisku läbides murdub ja neilt ümbritsevasse keskkonda peegeldub. Selle käigus lahutub Päikeselt kiirguv valge valgus spektriks, mis tinglikult koosneb seitsmest värvusest: punasest , oranžist, kollasest, rohelisest, sinisest, tumesinisest ja lillast. Need värvused moodustavadki vikerkaare. Vikerkaar tekib siis, kui kusagil sajab vihma ja Päike paistab.
Valguslained murduvad ja peegelduvad vihmapiiskades. Mõnikord võib vikerkaar tekkida ka kuukiirte või tehisvalgusallika abil .Vikerkaare tekkepõhjuse mõistmiseks piisab , kui jälgida, mis juhtub valgusega ühes vihmapiisas, sest kõik piisad on sarnased. Päikesevalgus murdub piisas, peegeldub selle tagaküljelt ja väljub siis vihmapiisast. Selleks, et vikerkaart näha, peame olema Päikese ja vihmapilve vahel, nii et Päike jääks meile seljataha . Vikerkaart võivad põhjustada lisaks vihmasajule ka uduvihm , piserdused, kaste, udu ja jää. .
Vihmapiiskade läbimõõt varieerub mõnest millimeetrist tugeva hoogsaju ajal mõne sajandiku millimeetrini uduvihmas. Suuremad vihmapiisad deformeeruvad kukkudes õhutakistuse tõttu, sellepärast ei ole suurtel piiskadel tekkiv vikerkaar päris täpselt ringi kaar.
Kui Päike on kõrgel, horisondist üle 42°, siis me vikerkaart ei näe. See jääb lihtsalt horisondi taha.Tänu dispersioonile väljuvad erineva lainepikkusega valguslained piisast erinevates suundades. Sinakas-violetne valgus kui kõige lühiajalisem murdub kõige rohkem, punane valgus seevastu kõige vähem. Seepärast ongi vikerkaare alumine osa sinakas-violetne ja ülemine punane.Vikerkaar on seda kõrgem, mida madalamal horisondi kohal Päike asub.
Ebapäikesed
tekivad nagu halodki valguskiirte peegeldumisel ja murdumisel pilvede jääkristallides.
Virmalised
Virmalised – õhu helendus atm.ülaosas.
Klassifikatsioon . Virmaliste kuju,värvus on mitmekesine – enamasti sinakad, kahvatu-rohelised, punakad. Helendus võib olla tuhm , nõrgem linnutee helendusest ja hele, mis on märgatav isegi päikese loojumisel. On kõrgusel 80 – 1200 km. Mida intensiivsemad on virmalised, seda madalamal asetseb nende alus. Virmaliste väliskuju, värvus, heledus ja olek muutuvad taevavõlvil kiiresti.
Virmaliste vormid jagatakse:
1. Monotoonsed kaared ja ribad – rahulikud virmalised, mis laiuvad üle terve taeva-võlvi piki geomagnetilist paralleeli.
2. Kiirjad kujud – suure vert. ulatusega kiirte kimbud, mis on välja sirutunud piki geomagnetilise välja jõujooni. Kiired ulatuvad 1000 – 1100 km-ni.
3. Difuussed kujud – ühelaadilised helendused, mis katavad suure osa taevast. Neil on ebaselgete piiridega laikude kuju; meenutavad pilve, mida valgustab Kuu või atm. udu.
Virmaliste arenemine algab rahulike, ühelaadiliste ku-judega, mis alguses lähevad üle kiirjatesse vormidesse , seejärel difuusetesse laikudesse. Paljud virmaliste kujud kaovad ilma, et jõuaksid areneda laikudeni.
Tugevate magnettormide puhul, s.t. Maa magnetväl-ja häirituse korral, ilmuvad virmalised ka keskmistel laiustel , harva ka madalamatel laiustel. Virmaliste aeg-ruumiline jaotus, nende intensiiv-sus, kuju ja värvus sõltuvad päikese aktiivsusest, geomagnetilise välja olekust ja atmosfääri ülakihtide tihedusest ja koostisest. Virmaliste spektrite uurimine või-maldab teha otsustusi õhut° ja koostise kohta nendes kõrgustes, aga ka nende protsesside kohta, mis toimuvad maalähedases kosmi-lises ruumis ja kutsuvad esile virmalisi. Virmaliste järgi saab kindlaks määrata energeetiliste osakeste voo pursete piir-konda, mõnikord kogu planeedi ulatuses. Nad peegeldavad ka Maa lähedase ruumi seisundit
Temperatuuriskaalad
¤ Enam kasutatud on kolm skaalat : Celsisuse, Fahrenheiti ja absoluutse ehk Kelvini skaala.
1.Absoluutne ehk Kelvini skaala

võeti kasutusele inglise õpetlase William Thomsoni- lord Kelvini poolt. Seelle skaala null või nn. absoluutne null kujutab endast kõige madalamat temperatuuri, mis on võimalik, s.o niisuguse aine teoreetiline olek, mil kõik molekulid lakkavad liikumast.

Celsisuse skaala järgi vastab Kelvini nullile 273,15°; 0°-le vastab 273,15°
2. Remoure skaala

0°-jää sulamistemperatuur , vee keemistemperatuuriks loetakse 80°
3.Fahrenheiti skaala

1709.a talvel saksa füüsik Fahrenheit pakkus välja skaala, kus nulliks valiti punkt, milleni ühel külmal talvepäeval Danzigis langes elavhõbedasammas teadlase termomeetris. Teiseks punktiks võeti inimese keha temperatuur.Selles eriti mitte loogilises süsteemis vee külmumistäpp maapinnal +32° ja vee keemistäpp 212°.

Kuigi Fahrenheiti skaalat ei saa kasutada teaduslikus töös, on ta igapäevaelus võrdlemisi mugav kasutada temperatuuride hindamisel, mis esinevad looduses, kus ei ole suuri temperatuuride erinevusi. Nii näiteks troopikas ja soojades piirkondades on harva nii külm, et termomeeter näitaks neg temperatuuri.
Üleminek Fahrenheiti skaalalt Celsisuse skaalale
C=(F-32)/1,8
Üleminek Celsisuse skaalalt Fahrenheiti skaalale
F=1,8C+32
-Temperatuuri mõõdetakse termomeetritega . Nende töötamine põhineb tõsiasjal, et kehade ruumala, et kehade ruumala, pikkus, elektrijuhtivus jt. omadused sõltuvad temperatuurist. Vastavalt sellele liigitame termomeetrid vedelik-. Bimetall -,takistus-, jt. termomeetriteks. Meteroloogias kasutatakse kõige enam vedelik- ja bimetalltermomeetreid.
Soojusbilansi võrrand
Kuigi atmosfäär neelab ultravioletset ja infrapunast kiirgust, soojeneb õhk siiski vahetult päikesekiirguse mõjul vähe. Kiirguse neeldumise tagajärjel soojeneb eelkõige aluspind- maa- ja veepind . Siit levib soojus edasi õhku ja maa ning vee sügavamatesse kihtidesse. Niisiis päikesekiirgus neeldub aluspinnas ja muutub soojuseks.
Maapinna puhul see jaguneb järgmiselt:

Läheb aluspinnalt maalähedasse õhku nn. atmosfääri turbulentse soojusvoona T

Läheb pinnasesse P

Olenevalt aluspinna niiskusest ja kiirgusbilansi suurusest kulub rohkem või vähem soojust vee aurustumisele: LE, kus E on veeauru hulk (kg), L aga vee aurustumissoojus ja on sõltuv temperatuurist. 20° juures L on ligikaudu 2,45 MJ/kg=585 cal/g.

Tekkinud soojushulkade summa peab võrduma aluspinnas neeldunud kiirgusenergiaga. Selle saame kiirgusbilansi võrrandist. Seega:
B=T+P+EL
B- aluspinna kiirgusbilanss, mis on nii lühi- kui ka pikalaineliste kiirgusvoogude algebraline summa
T- soojusvoog õhku (või õhust maapinnale)
P- soojusvoog pinnasesse või pinnasest
LE- soojus , mis kulub aurustumisele
Pinnase termilised karakteristikud
Pinnase termilised karakteristikud:ruumerisoojus on soojushulk kalorites,mis kulub ühe ruumiühiku pinnas soojendamiseks 1kraadi võrra.Kui pinnase erisoojus on c ja tihedus ρ,siis C=cρ.Pinnase soojusjuhtivust iseloomustatakse soojusjuhtivuse koefitsiendi λ abil,mille all mõeldakse soojushulka kalorites,mis voolab läbi pinnaühiku(sm2)ühe ajaühiku(sek)jooksul eeldusel ,et pinna ristjoone sihis temp.muutub 1kraadi võrra 1cm kohta.Temp.koefitsient k=r/C,kus r-soojusjuhtivuse koef,C-ruumierisoojus.
Soojuse levimise seaduspärasusi pinnases
Matemaatilise seose temperatuuri kõikumiste vahel maapinnal ja maa sees annab valem:
Az- temperatuuri amplituud sügavusel z
A0-temmperatuuri amplituud maapinnal
z- sügavus, cm
e-2,718- naturaallogaritmi alus
C-pinnase ruumerisoojus
- pinnase soojusjuhtivus
- temperatuuri kõikumise perioodi pikkus
Pinnase temperatuuri aastane käik
Maapinna temperatuuri aastane käik on määratud peamiselt päikesekiirguse juurdevooluga ja annab põhjapoolkera parasvöötmes maksimumi tavaliselt juulis, miinimumi aga jaanuaris- veebruaris . Parasvöötmes on katteta maapinna aastase käigu temperatuuri amplituud peaaegu ühesugune ja võrdub 30°C. Fourier teoreetiliste arvutuste põhjal peaks maapinna temperatuuri aastase käigu ulatuse sügavus olema umbes 19 korda suurem ööpäevaste kõikumiste sügavusest.
Talvisel perioodil väheneb mulla jahtumine lumikatte all, kuna lumikate omab väikest soojusjuhtivust ja suurt peegeldumisvõimet. See tähendab temperatuuri aastaste kõikumiste suurimat amplituudi, võrreldes lumikatteta pinnasega.
Looduslik mullapind, mis on kaetud talvel lumikattega, suvel aga taimkattega, omab taandunud kõikumiste amplituudi: suvel on taimkattega maapind külmem kui taimkatteta maapind; talvel on aga lumikattega maapind palju soojem kui lumikatteta maapind (parasvöötmes).
Pinnase temperatuuri sesoonsed muutused on seotud temperatuuri aastase käigu eripärasustega erinevatel sügavustel. Suvel langeb temperatuur sügavusega, talvel vastupidi-tõuseb. Üleminekuperioodidel on omased mullatemperatuuri jaotuse iseärasused. Nii tekib sügisel mullas teatud sügavusel kõige soojem kiht, millest nii sügavamal kui ka kõrgemal on temperatuur madalam.
Kevadel vastupidi, üleval ja all asuvate rohkem soojenenud kihtide vahel paikneb kõige külmem kiht. Mullatemperatuuri aastane käik sõltub peamiselt taimkattest, tema iseloomust ja kõrgusest aasta vältel.
Pinnase temperatuuri ööpäevane käik
Pinnase temperatuuri ööpäevast käiku, mis avaldub eriti selgelt sooja poolaasta pilvitutel perioodidel , võib oluliselt muuta pilvkatte olemasolu, sademed tuuled ja teised faktorid . Pinnase temperatuuri ööpäevase käigu amplituud erinevatel sügavustel oleneb mulla koostisest- pinnase termilistest karakteristikutest. Suurima temperatuurijuhtivusega pinnas on graniit . Liival on tunduvalt väiksem temperatuurijuhtivus. Suurt mõju pinnase temperatuuri ööpäevasele käigule avaldavad taim- ja lumikate. Taim-ja lumikate pidurdavad päeval pinnase soojenemist ja öösel selle jahtumist. Seetõttu väheneb pinnase temperatuuri ööpäevane kõikumine võrreldes palja maaga.
Lumikate on suure õhusisalduse tõttu halb soojusjuht ja seepärast paksu lume korral temperatuuri ööpäevased kõikumised sageli ei ulatugi maapinnani, rääkimata siis pinnasest. Pinnase kihti, milles esinevad ööpäevased temperatuuri kõikumised, nimetatakse aktiivseks kihiks. Parasvöötmes küündivad mullatemperatuuri ööpäevased kõikumised 70-100 cm sügavusele. Sellest kihist sügavamale on temperatuur ööpäevaringselt püsiv.
Veekogude soojenemine ja jahtumine
SOOJAL AASTAAJAL soojeneb veekogu pinnalt. Pindmistes kihtides on vesi soe, veekogu põhjas on vesi külm. Vee ringlemist ei toimu. Ainult lained segavad vett. Soojus kandub ülalt alla pikkamööda ja sügaval soojeneb vesi väga aeglaselt. KÜLMAL AASTAAJAL jahtub vesi pinnalt. Külm vesi on raskem kui soe ja hakkab allapoole vajuma. Altpoolt üles kerkiv soe vesi puutub kokku külma õhuga ja jahtub samuti. Vesi hakkab ringlema ja kogu veekogu jahtub. Vee ringlemine lakkab, kui veekogu põhjas on temperatuur 4 C ja pinnal 0 C.Veekogu soojenemine ja jahtumine avaldab mõju ümbruskonna temperatuurile.
Temperatuuri käik vees
1)temp.MAX esineb augustis,MIN veebruaris-märtsis,2)aastane amplituud veepinnal on märksa väiksem kui maapinnal.3)temp.aastane kõikumine ulatub meredes 200-300m sügavuseni.
Soojuse ülekande protsessid aluspinna ja õhu vahel.
1)molekulaarne soojusjuhtivus,kus soojus antakse edasi molekulide kaootilise liikumise kaudu.Et õhu soojusjuhtivus on väga väike,siis soojeneb sel teel ainult aluspinna kohal väga õhuke õhukiht.2)konvektsioonivoolud,mis 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.3)turbulentne segunemine .4)maa pikalaineline kiirgus,mida neelavad tugevasti õhus leiduv süsehappegaas,veeaur jt gaasid.5)vee aurumine maapinnal,6)advektsioon,s.o. õhumasside horisontaalne liikumine.
Soojuse levimine õhus.
Gaasi temp võib muutuda ka siis kui tal puudub soojusvahetus ümbrusega.N.gaasi kokkusurumisel tema temp.tõuseb, paisumisel aga langeb.Sel korral öeldakse,et gaas soojeneb v jahtub adiabaatiliselt.Reeglina temp.kahaneb atmosfääris kõrgusega.inversioonikihiks nim.atmosfääri kihti,milles temp.kasvab kõrgusega.
Õhu ja pinnase temperatuuri mõõtmine.
Temperatuuri mõõtmine on kaudne mõõtmine. Mitmete ainete omadused sõltuvad oluliselt temperatuurist (näit. vedelike ruumala, elektrijuhtide takistus, metallide ühenduskohtade kontaktpinge jm.). Seda tõsiasja kasutatakse termomeetrite valmistamisel. Näiteks kõigile tuntud vedeliktermomeetrites me jälgime termomeetri täitevedeliku ruumala muutusi, mis on tingitud temperatuuri muutustest. Igale täitevedeliku tasemele termomeetri kapillaaris vastab kindel termomeetri temperatuur.
Termomeetrid ja termograaf
Maksimum-ja miinimumtermomeeter
Peale tavaliste termomeetrite kasutatakse meteroloogias veel maksimum- ja miinimumtermomeetrit. ¤Maksimumtermomeetrit kasutatakse selleks, et teada saada, kui kõrgele temperatuur teataval ajavahemikul (kahe vaatluse vahel) on tõusnu.
¤ Miinimumtermomeetrit kasutatakse antud ajavahemikul kõige madalama temperatuuri kindlaksmääramiseks.
Õhutemperatuuri ööpäevane ja aastane käik
tähtsaim tegur,mis põhjustb temp.aastast käiku,on kiirgusbilansi muutumine aasta jooksul.Kiirgusbilanss sõltub geograafilisest laiusest,siis ka õhutemp.aastane käik osaleb sellest.aastane käik:1)ekvatoriaalne tüüp 2 max ja 2 min.Max on kevadise ja sügisese ööpäeva võrdsuse aegade lähedal,mil kiirgusbilanss on max.2) troopiline tüüp max esineb varsti pärast suvist pööripäeva,min pärast talvist pööripäeva.3)parasvöötme tüüp max juulis,min jaanuari lõpus.4)polaarset tüüpi iseloomustab pikk ja karm talv ja lühike ning võrdlemisi jahe suvi.Aastased temperatuuri amplituudid ulatuvad läbi kogu troposfääri stratosfääri alumise osani .
Temperatuuri horisontaalne ja vertikaalne gradient
temperatuuri horisontaalne gradient on vähemkui 2ºC 100 km kohta, tuule kiiruse horisontaalne gradient on 20 km/h 100 km kohta. Atmosfääri temperatuuri vertikaalne gradient muudab teatud kõrgustel märki ning temperatuuri vertikaalne käik koosneb temperatuuri kasvamise ja kahanemise lõikudest
Veeaur atmosfääris.
Veeaur atmosfääris on osa hüdroloogilisest tsüklist, mis kujutab endast suletud süsteemi, kus Maal piiratud kogustes leiduv vesi ringleb aurumise ja transpiratsiooni, kondenseerumise ja sadestumise teel ookeanist ja maismaaltatmosfääri ning tagasi.
Magnuse valem

• Mida kõrgem on õhutemperatuur, seda rohkem võib ta sisaldada veeauru-temperatuuri tõustes suureneb õhku küllastava veeauru tihedus ja rõhk.
  

• E0= 6,1mb, s.o. õhku küllastava veeauru rõhk 0° juures
  

t-temperatuur

• Selgub et temperatuuri tõustes küllastava veeauru rõhk kasvab võrdlemisi kiiresti. Negatiivse temperatuuri kohal on see rõhk allajahtunud vee kohal suurem kui jää kohal. See on tingitud veemolekulide suuremast liikuvusest võrreldes jäämolekulidega samal temperatuuril.
  

Veeauru levik õhus
¤ Veeaur levib nn. vertikaalselt kui ka horisontaalselt molekulaarse segunemise ehk difusiooni teel, konvektsiooni abil. Seda soodustab veeauru sisaldava (niiske) õhu väiksem tihedus võrreldes kuiva õhuga.
¤ Tuul kannab veeauru edasi horisontaalselt sadade kilomeetrite kaugusele.
¤Veeauru rõhk nagu nagu teisedki atosfääri komponendid allub Daltoni seadustele : SUMMAARNE GAASIRÕHK ON VÕRDNE ÜKSIKUTE RÕHKUDE SUMMAGA .
Õhuniiskuse karakteristikud
On füüsikalised suurused õhuniiskuse iseloomustamiseks. Meteroloogias kasutatakse neis järgmisi:

• Veeauru rõhk- Õhus oleva veeauru rõhk e hPa; mm Hg või mb.
  

Mida rohkem õhk sisaldab veeauru, seda suurem on selle veeauru osarõhk õhu või gaaside mehaanilise segu kogurõhus.

• Absoluutne niiskus a 1 m3 õhus oleva veeauru hulk grammides . Seega sisuliselt näitab absoluutne niiskus õhus sisalduva veeaurua tihedust g/cm3.
  

Boyle - Mariottei ja Gay- Lussaci seaduste alusel kehtib absoluutse niiskuse ja veeauru rõhu vahel seos: a= 1,06e/(1+αt) g/m3, kus

On õhu absoluutne niiskus
e- õhus oleva veeauru rõhk, mm Hg
α- gaaside paisumiskoefitsent (1/273)
t- temperatuur °C

• Relatiivne niiskus r õhus oleva veeauru rõhu suhe samal temperatuuril õhku küllastava veeauru rõhusse, väljendatuna protsentides r=(e/E)×100%
  

Relatiivne niiskus näitab kui lähedal on õhk küllastumisolukorrale. Kui õhk on täiesti kuiv, siis relatiivne niiskus oleks 0%. Kui õhk on veeauruga küllastunud, näiteks udu puhul, siis relatiivne niiskus on 100%.
Relatiivne niiskus sõltub nii õhu veeaurusisaldusest kui temperatuurist. Kui antud veeaurusisalduse juures õhutemperatuur tõuseb, siis relatiivne niiskus väheneb ja vastupidi. Relatiivse niiskuse karakteristik on kõige tihedamini kasutatav organismide (inimene, loomad, taimed) väliskeskkonna kirjeldamisel.

• Küllastusvajak ehk niiskusdefitsiit
  

Küllastusvajak d on antud temperatuuril õhku küllastava veeauru rõhu ja õhus tegelikult oleva veeauru rõhu vahe: d=E-e. See karakteristik näitab, kaugel on õhk küllastusest. Täiesti kuiva õhu korral küllastusvajak võrdub veeauru maksimaalse rõhuga antud temperatuuril. Küllastuse korral küllastusvajak võrdub nulliga.
Kastepunkt (tähis τ) on temperatuur, mille juures õhus tekiks küllastus. Õhu temperatuuri langedes väheneb õhku küllastava veeauru rõhk ja kasvab relatiivne niiskus ning temperatuur, mille juures õhu niiskus jõuab 100 % -ni ongi kastepunkt.
Kastepunkti määratakse küllastavate veeauru rõhkude tabelist. Tuleb leida temperatuur, mille jaoks õhus hetkel olemasolev veeauru rõhk on küllastav. Teades kastepunkti ja õhu temperatuuri saab arvutada ülejäänud õhuniiskuse karakteristikud. Seetõttu lühidal ilma iseloomustamisel sageli antakse ainsa õhu-niiskuse karakteristikuna kastepunkt.
Õhuniiskuse mõõtmine Õhuniiskust saab mõõta mitmel viisil. Meteoroloogias on enamkasutatavad psühromeetriline ja hügromeetriline meetod.

Psühromeetriline meetod. Kohas, kus soovitakse õhuniiskust mõõta, asetsevad kaks ühesugust termomeetrit, milledest ühe reservuaari hoitakse märjana (märg lapp reservuaari ümber). Märjalt temomeetrilt aurustub pidevalt vett, milleks võetakse soojust termomeetri reservuaarilt ja ümbritsevalt õhult. Märja termomeetri temperatuur on seetõttu madalam kui kuival termomeetril. Mida kuivem on ümbritsev õhk, seda intensiivsem on aurustumine ja suurem kuiva ja märja termomeetri näitude vahe.
b. Hügromeetriline meetod on kasutusel õhu relatiivse niiskuse määramisel. Mitmed materjalid (näit. rasvast vabastatud inimjuus, paber, puit jm.) seovad õhus leiduvat veeauru kord vähem kord rohkem vastavalt õhu relatiivsele niiskusele. Õhu relatiivse niiskuse suurenedes nad paisuvad ja vähenedes tõmbuvad kokku. Nimetatut on võimalik kasutad õhu relatiivse niiskuse määramiseks.
Psühromeetrid
Õhuniiskuse määramise peamiseks instrumendiks on psühromeeter. See koosneb kahest ühesuguse konstruktsiooniga ning tundlikkusega termomeetrist. Üht nimetatakse neist kuivaks termomeetriks, teist märjaks. Märja termomeetri reservuaari ümber on mähitud õhuke valge batisriie, mida niisutatakse destilleeritud veega.
Juushügromeetrid
Kasutatakse relatiivse niiskuse määramiseks. Selle põhiliseks osaks on eriliselt ümbertöödeldud rasvavaba juuksekarv, mille ülemine ots on kinnitatudregulaatori kruvi külge. Alumine ots aga seadeldise külge nii, et karva pikkuse muutumisel nihkub osutinõel vasakule (kui relatiivne niiskus väheneb) või paremale (kui suureneb). Skaalale kantud jaotused näitavad relatiivset niiskust protsentides. Juushügromeetri näite võrreldakse psühromeetri näitudega. Erinevuse korral tuleb regulaatorit (ülemist kruvi) pöörata, kuni hügromeetri näit langeb kokku psühromeetri abil määratud relatiivse niiskusega. Relatiivse niiskuse mõõtmisel juushügromeetriga tuleb kasutada kaliibrimiskõverat, mis annab graafilise seose psühromeetri ja juushügromeetri abil määratud relatiivsete niiskuste vahel. Graafiku rõhtteljel on hügromeetri, püstteljel psühromeetri järgi määratud relatiivsed niiskused.
Hügrograafid
Relatiivse niiskuse pidevaks registreerimiseks kasutatakse hügrograafi. Selle vastuvõtvaks osaks on juuksekarvade kimp, mille pikkus muutub relatiivse niiskuse muutmisel. See muutmine kantakse kangide süsteemi abil osutinõelale, mille erilise sulekesega varustatud ots kirjutab lindile relatiivse niiskuse käigu (hügrogrammi). Lint on asetatud kellamehhanismiga käivitatavale trumlile. Hügrograafi lindil võimaldavad horisontaalsed sirged määrata hügrogrammilt relatiivset niiskust, kaarjad vertikaalsed kõverad aga kellaaega.
Hügrograaf koos termograafiga asub meteoroloogiaväljakul isekirjutajate onnis 2 m kõrgusel
maapinnast .
Psühhomeetriline valem
Veeauru rõhk e arvutatakse nn. psühhomeetrilise valemi abil:
k- psühhomeetriline koefitsient
E`- veeauru max rõhk märja termomeetri temp. järgi
Õhurõhu taandamine merepinnale
Ilmajaamad asuvad mitmesugustel kõrgustel. Selleks et õhurõhku võrrelda, on vaja mõõdetud õhurõhk taandada kindlale kõrgusele. Selleks kõrguseks on võetud merepind. Vanasti taandati õhurõhk merepinnale vastavate tabelite abiga, mis olid valmistatud jaama jaoks. Praegu kasutatakse selleks arvutiprogramme.
Baromeetrilise kõrguse astet saab kasutada rõhu taandamisel merepinnale järk-järgulise taandamise teel.
I lähend: Võtame pm - ks (keskmine rõhk) jaamas mõõdetud õhurõhu. Olgu selleks 1007,2 hPa (riistaparandiga väärtus).
Temperatuuril tm = 0°
kõrgusaste b = 8000 /1007,2 = 7,9 m/hPa
Õhurõhu muutus D p’ = h/b h - jaama kõrgus merepinnast
p0 ‘= 1007,2 + 8,8 = 1016 ,0 hPa
II lähend: pm = 1/2 * [1007,2 + (1007,2 + 8,8] = 1011 ,6 hPa
Arvestame tegelikku temperatuuri t = 8,6°C
b = 8000/ 1011,6 * (1 + 0,004*8,6) = 8,2 m/hPa
D p’’ = h/b = 69,4/ 8,2 = 8,5 hPa
p0 ’’= 1007,2 + 8,5 = 1015,7 hPa - erinevus eelmise lähendiga on 0,3 hPa. Kõrgemat järku lähendusi pole praktiliselt enam tarvis leida.
Õhuniiskuse jaotus vertikaalsuunas
¤ Absoluutne niiskus väheneb kõrgusega võrdlemisi kiiresti. Põhjused: kaugenemine veeallikast, samuti temperatuuri vähenemine, sest madalamal temperatuuril suudab õhk vähem hoida kinni veeauru.
¤Troposfääri ülemises osas on veeauru väga vähe. Seetõttu on ainult väga nõrgad pilved.
Auramise intensiivsus, tegelik ja võimalik auramine
Auramine sõltub nii kliimatingimustest (peamiselt soojus- ja niiskusreziimidest) kui ka looduslikest veevarudest. Kui looduslike tingimustega (pidev vee olemasolu) on kindlustatud auramine (veekogudelt) siis on see antud kliimatingimustes maksimaalne.
Auramise ööpäevane ja aastane käik
¤ Ööpäevases käigus on auramine kõige intensiivsem keskpäeva paiku. Sel ajal kõige suurem küllastusvajak, tuul tugevam, temperatuur kõrgeim ning õhu alumiste kihtide segunemine ülemiste kuivemate kihtidega kõige intensiivsem.
¤ Auramise miinimum esineb umbes päikesetõusu ajal.
Veeauru kondenseerumine maapinnal ja õhus.
Õus olev veeaur ei kondenseeru lihtsalt veeauru molekulide liitumisel teel nende vastastikkuste kokkupõrkamiste tagajärjel. Nii saaks kondensatsioon toimuda ainult suurt üleküllastuste korral, mida õhus tavaliselt ei esine. Looduses esineb veeaur võrdlemisi väikeste üleküllastuste puhul ja isegi alaküllastustel. Seda võimaldavad õhus olevad osakesed, mille ümber veeaur tihenebki. Neid osakesi nimetatakse kondensatsioonituumadeks. Kondensatsioonituumad võivad olla tahked , vedelad v gaasiosakesed. Valdaval osa n nad meresoolade, peamiselt kloriidid osakesed. Seda tõestab kloriidi suhteliselt suur ning püsiv sisaldus sademetes. Merelainetuse, eriti tormidekorral satub õhku väga palju väikeseid merevee piisku, mille läbimõõt on ca tuhandik - kümnendik cm. Õhu turbulentse segunemise tagajärjel kantakse neid kõrgemale ja kaugemale, kus vesi aurub. Aurumisel kristalliseeruvad välja Ca, kips, keedusool . Pärast piiskade täielikku aurustumist kujunenud mitmesuguste soolade ühendid lagunevad kergesti ja annavad palju kondensatsiooniruumi. Nende tuumade raadius kõigub miljondiku ja sajandiku cm vahel. Kondenseerumistuumadeks võivad olla:1) hügroskoopsed osakesed 2) mittehügroskoopsed osakesed.
Kondensatsiooninähtused maapinnal
Maapealne kondensatsioon tekib:

• Aluspinna tugEva efeKtiivse kiirguse tõttu
  
• Küllalt niiske õhu kokkupuutel külmema aluspinnaga (maapind, rohi, maapealsed esemed)
  
• Allajahtunud veepiiskade sadestumisel või külmumisel
  

Kaste
¤ Kaste esineb selge või võrdlemisi vaikse ilma korral soojal aAstaajal. Kui tUgeva efektiivse kiirguse tõttu maapind öösel jahtub alla kastepunkti. Niiske õhu kokkupuutumisel selliselt jahtunud pinnaga veeaur condenser sinna piisakestena nn KASTENA. Tekib enamasti öösel või õhtul rohule, maapinnale seal olevatele esemetele. Seda soodustavad mulla pinKIhis olevad poorid. Taimkatte alumiStel pindadel olev kaste on tingitud vee aurmisest soojemalt mullapinnalt. Tuul takistab kaste tekkimist, segades alumisi, sOojemaid õhukihte ülemiste, soojemate õhukihtidega.
¤ Kaste tekkimisel vabaneva kondensatsioonisoojuse arvel pidurub öine temperatuurilangus. Kastet tekib keskmiste geograafilistel laiustel öö jooksul maksimaalselt 0,1-0,3 mm, aastats ligikaudu 10-50 mm. Suvisel ajal kaste teataval määral asendab päeval taimedelt aurunud vett.
Hall
¤ On sama nähtus mis kaste ja tekib siis, kui öösiti aluspinnal temperatuur langeb alla 0 C. Maapinna kohal olevast õhust tiheneb siis veeaur taimedele või maapinnale kristallilise sademena. Vee kristallisatsiooni soodustavad aluspinna igasugused väljaulatuvad teravikud ning ebatasasused. Alalnud kristallisatsiooni soOdustab asjaolu, et maximal veeauru rõhk on jää kohal väiksem kui samal temperatuuril vee kohal.
¤ Metsas tekib hall metsakõdu pinnal hõlpsamini kui paljal mullal, sest kÕdukiht, olles halb soojujuht, takistab soojuse kandumist sügavamalt pinnale.
Härm
¤ HÄRM -teralise sTruktuuriga , lumetaoline
¤ HÄRM-(kristallilise strUktuuriga), on take sade, mis tekib puuokstele, telefonitraatidele jm. Külma uduse ilmaga või kui tugEva külma korral õhus jääkristalle. Kujuneb esmajärjekorras vertikaalsetele pindadele , sest need on tuule tugevama mõju all kui horisontaalpinnad. Väliselt on härm lumele sarnanev kobe ning habras sade, mille moodustuvad nõelakujulisest jääkristallidest koosnevad narmad .
¤ Erinevalt hallast võib härm tekkida igal aal ööpäeva jooksul. Mõnikord võib koguneda puuokstele paksu ja raske kihina.
¤ Metsas kujutab härm teataval määral lisasademeid (kuni 10% üldisest sademete hulgast). Sisaldab sademeist kõige rohkem lämmastikku, aidates mulda roasted lämmastikuga.
Jäide
On take sade kas läbipaistva vüi läbipaistmatu tiheda jääkihi kujul. Ta tekib nii rõhtsatel kui ka vertikaalsetel pindadel- okstel , traatidel jne, harilikult tuulepoolsele küljele. Tekkimise põhjused: a)kui allajahtunud vihma või uduvihma piisad või udupiisad satuvad külmale pinnale ning külmuvad seal b) kui pärast tugevaid külmi sajab vihma. Jäide tekib sagedamini talve algul ning lõpul (novembris- detsembris ja märtsis, mil ilmad on üldiselt ebapüsivad) õhutemperatuuril 0 kuni -3; -5°. Ka jäide võib esineda paksu kihina.
Kondensatsiooninähtused õhus
Õhus olev veeaur ei kondenseeru lihtsalt veeauaru molekulide liitumise teel nende vastastikkuste kokkupõrkumiste tagajärjel. Nii saaks kondensatsioon toimuda ainult suurte (küllastava veeauru rõhust 7-8 korda suuremate) üleküllastuste korral, mida õhus tavaliselt ei esine. Looduses tiheneb veeaur võrdlemisi väikeste üleküllastuste (110-120%) puhul ja isegi alaküllastusel (suhtelisel niiskusel alla 100%). Seda võimaldavad õhus olevad osakesed, mille ümber veeaur tihenebki. Neid osakesi nim KONDENSATSIOONITUUMADEKS.
Kondensatsioonituumade osatähtsus
Kondensatsioonituumad võivad olla tahked, vedelad või gaasiosakesed. Valdaval osal on nad meresoolade, peamiselt kloriidide osakesed. Seda tõendab kloriidide suhteliselt suur ning püsiv sisaldus sademetes. Merelainetuse, eriti tormide korral satub õhku väga palju väikeseid merevee piisku, mille läbimõõt on ca tuhandik kuni kümnendik cm. Õhu turbulentse segunemise tagajärjel kantakse neid kõrgemale ja kaugemale, kus vesi aurub. Aurumisel kristalliseeruvad välja kaltsium , kips, keedusool. Pärast piiskade täielikku aurumist kujunenud mitmesuguste soolade ühendid lagunevad kergesti ja annavad palju kondensatsioonituumi. Nende tuumade raadius kõigub miljondiku ja sajatuhandiku cm vahel.
Kondensatioonituumadeks võivad olla:

Hügroskoopsed osakesed- on aktiivsemad, sest nad seovad tugevamini veeauru molekule. Enamiku kondensatsioonituumi moodustavad just hügroskoopsed osakesed (näit. meresoolade osakesed). Nende pinnale kujuneb õhuke lahusekiht. Soolalahuse pinnal on maksimaalne veerõhk väiksem- näit. keedusoola lahuse korral 22% võrra. Sellepärast on neil suur aktiivsus kondensatsiooniprotsessis- algab isegi 100% suhtelise niiskuse juures.

Mittehügroskoopsed osakesed

• Tavalise tolmu osakeses pole hügroskoopsed ega vees lahustuvad ning ainult suuremad neist võivad märja välispinna kohal kondensatsioonile aktiivselt kaasa aidata. Suurte osakeste pind on tasasem- maksimaalne veeauru rõhk väiksem kui väikeste osakeste korral Kondenseerumiseks sel puhul on vaja 1,2%-list üleküllastust.
  

• Kondensatsioonituumade allikaks on soolarikkad kõrbed, metsa- ja stepitulekahjud, rabade põlemised, vulkaaniline tegevus, tööstused, ka kosmiline tolm, meteoriitide põlemisproduktid, osoon jm. Suurtes tööstusrajoonides tekivad udud suhteliselt hõlpsasti ja tihti ka suhtelisel niiskusel alla 100%.
  

• Maapinna lähedal kõigub kondensatsioonituumade arv mõnekümnest tuhandest mõnesaja tuhandei 1 cm 3 kohta. Õhuvoolud ning turbulentne segunemine kannavad tuumi nii rõht- kui püstsuunas suurtele kaugustele.
  

• Alg-ehk lähtepiisakese suurenemine sõltub piisakese kui soolalahuse kontsentratsioonist ning piisakese kumerusest. Need hakkavad piisakeste kasvades vähenema. Kontsentratsiooni vähenemine tingib veeauru rõhu kasvu piisakeste kohal, kumeruse vähenemine aga rõhu vähenemise. Viimane on suurem kui kasv soola kontsentratsiooni vähenemise tõttu. Piisad suurenevad ikka edasi- see on udu või pilve kujunemise algus. Relatiivne niiskus on siis 101-102%, hiljem kahaneb. Piisakeste läbimõõt on siiski väga väike tuhandikud millimeetrid, ainult väga soodsatel tingimustel 0,05 mm ja vahel rohkem.
  

Udu
Kui kondensatsioon õhus toimub maapinna lähedal, siis tekib udu või uduvine . Udu korral on nähtavus horisontaalsuunas alla 1 km, uduvine korral 1-10 km. Udu koosneb tavaliselt 0,005-0,05 mm läbimõõduga piisakestest. Negatiivsete temperatuuride korral moodustavad udu enamasti allajahtunud piisakesed. Ainult väga madalatel temperatuuridel koosneb udu jääkristallidest. Udu on valkja värvusega, mis on tingitud kiirguse hajumisest veepiiskadel.
¤ Udu tekkimiseks vajaliku temperatuuri langemise alla kastepunkti tingib:
Külmem aluspind- nim. radiatsiooniliseks uduks.
¤ Frondiudud – on seotud õhumasside kokkupuutepiirkondadega.
Kõige tüüpilisem- sooja frondi udu. Sooja frondi piirkonnas langeb laussademeid. Vihmapiiskadelt toimuv auramine põhjustab õhuniiskuse märgatava tõusu. Õhurõhu langus frondi piirkonnas kutsub esile adiabaatilise jahtumise , isegi mitme kraadi võrra. See omakorda tingib kondensatsiooni ja udu.
Uduvine
On palju hõredam kondensatsiooniproduktide kogum kui udu. Piisakeste läbimõõt alla 0,0005 mm- väiksem kui udu korral. Nähtavus 1-10 km. Nähtavuselt on ta hallikas. Ei tekita niiskusetunnet ega udu.
Somp
Sombud koosnevad tahketest osakestest (tolmust, suistust jne. ) ja seega on kuivad sumestused. Päike paistab läbi sombu kollakana või punakaskollakana. Kaugemal olevatele tumedatele esemetele annab somp sinaka varjundi.
¤ Tolmusomp- tingitud tolmust
¤ Põuasomp- tingitud põua tagajärjel tekkinud põlemisest
¤ Suistusomp-tingitud suitsust
Auramisudud veekogude kohal.
Veekogude kohal (jõgedel, järvedel) võivad esineda ka nn auramisudud. Põhjuseks on siin vee
auramine soojemalt veepinnalt külmemasse õhku. Õhk veekogu kohal küllastub veeauruga ning
üleliigne aur tiheneb uduks. Sellised udud esinevad tavaliselt hilissügisel. Talvel esineb neid
külmumata meredel või jäälahvandustel.
Adiabaatilise protsessi mõiste.
Adiabaatiline protsess (kreeka adiabatos 'mitteläbitav') on protsess, mille vältel süsteem ei ole väliskeskkonnaga soojusvahetuses.Adiabaatilise protsessi näitena atmosfääris võib vaadelda õhu liikumist vertikaalsihis konvektsioonivooludes.AD protsessi all mõistetakse sellist gaasi oleku muutust,mille juures vaadeldaval gaasil puudub soojusvahetus ümbrusega
Temperatuuri kuiv- ja märgadiabaatiline gradient.
Õhu jahtumist adiabaatilisel tõusmisel iseloomustab temp.adiabaatiline gradient.Selle all mõistetakse temp.langust ühe pikkusühiku kohta vertikaalis.Tavaliselt võetakse vertikaalsihis pikkusühikuks 100m .Adiabaatilisel tõusmisel langeb nii kuivas kui ka küllastamata niiskes õhus temp.ca 1kraadiC võrra 100m kohta.seda temp. muutust nim. Kuivadiabaatiliseks gradiendiks ja tähistatakse γa (=1kraad/100m).Temp. langust adiabaatilisel tõusmisel veeaurust küllastunud õhus iseloomustab märgadiabaatiline gradient γa`. Selle all mõistetakse temp.langust 100m kohta niiskusest küllastunud õhus.See sõltub rõhust ja temp.Madalamates õhukihtides valitseva rõhu ja temp.juures γa`=0,5-0,6 kraad /100m.
Pilved,Nende teke ja klassifikatsioon.
Pilvi täidab veeauruga päikeselt tulev kiirgus, mis muundab aluspinnas soojuseks, aurustab vett, mis atmosfääri kandub , seal kondenseerub või sublimeerub ja moodustab pilvi. Kui defineerida pilve, siis võib öelda et pilv (samuti ka udu) on kuhjunud veepiiskade või jääkristallide hulgad atmosfääris.Pilvede tekkimiseks peab tõusma ja jahtuma kastepunktini. See tähendab, õhk peab jahtuma, et temas olev veeaur muutuks küllastavaks ja sadestuks veepiiskadena. Õhus peavad olema ka kondensatsioonituumad, milledel veeaur saaks sadestuda (soolakübemed, mis ookeanidest ja meredest veepiiskadega õhku satuvad on ka tahmaosakesed, mis paiskuvad õhku tuleekahjude, vulkaanipursete ja inimtgevuse tagajärjel.Klassifikatsioon:Pilved on erinevate kujudega . Pilvede väline kuju peegeldab protsesse, mille tulemusena nad tekivad. Pilved ´´kõnelevad´´ meile atm. toimuvaid sündmusi. 1 klass Ülemised pilved (alus 6-10 km kõrgusel) Kiudpilved cirrus 7-10 km,Kiudrünkpilved cirrocumulus 6-8 km,Kiudkihtpilved cirrostratus 6-8 km,2 klass Keskmised kõrgusega pilved (nende alus 2-6 km kõrgusel),Kõrgrünkpilved altocumulus 2-6 km,Kõrgkihtpilved altostratus 2-5 km, 3klass Alumised pilved (alus kõrgus alla 2 km),Kihtrünkpilved stratuscumulus 0,6-1,5 km, Kihtpilved stratus 0,1-0,7 km,Kihtsajupilved nimbostratus 0,1-2,0 km,4 klass Vertikaal suunas arenevad ehk konvektsioonipilved ( alus 0.4 – 1,5 km , kuid pilvede tipud võivad ulatuda isegi 10 km kõrgusele).Rünkpilved cumulus 0,8-1,5 km,Rünksajupilved (ehk äikesepilved) cumulonimbus 0,4-1,0 km,
Ülemised ,keskmised ja alumised pilved.
Ülemised pilved (alus 6-10 km kõrgusel)Kiudpilved cirrus 7-10 km,Kiudrünkpilved cirrocumulus 6-8 km,Kiudkihtpilved cirrostratus 6-8 km,2 klass Keskmised kõrgusega pilved (nende alus 2-6 km kõrgusel),Kõrgrünkpilved altocumulus 2-6 km,Kõrgkihtpilved altostratus 2-5 km,3klass Alumised pilved (alus kõrgus alla 2 km),Kihtrünkpilved stratuscumulus 0,6-1,5 km,Kihtpilved stratus 0,1-0,7 km,Kihtsajupilved nimbostratus 0,1-2,0 km,4 klass.
Konvektsioonpilved.
Vertikaal suunas arenevad ehk konvektsioonipilved ( alus 0.4 – 1,5 km , kuid pilvede tipud võivad ulatuda isegi 10 km kõrgusele).
Tähtsamaid pilvi kujundavad protsessid. Pilvede tekkimise ja kujunemisega seotud nivoode skeem(ÕPSILT SAADUD PILT!) atmosfääris.
Pilvede struktuur (loeng),Pilvituse mõiste (long),Pilvede kõrgue määramie: Valguslokaatoritga, sinna kuuluvad 2 metallkasti- ühes on nõgus peegel , mille kohal võimas lamp. kui lamp süttib langeb kiirgus pilve alumise pinnale. Teises kastis ehk vastuvõtjas asub samuti nõgus peegel , mille kohale on asetatud fotokordisti (see muudab valgusimpulsid energeetiliseks ja võimendab veed ) Seal on veel aparaat mis määrab aja mis kulub valguskiirte liikumiseks pilvedeni ja sealt fotokonderisse ning selle aja järgi määratakse pilvede kõrgus.2)Laserkiirega: pilootpalli abil ja see meetod nõuab rohkem aega kui esimene, seda ei saa kasutada siis kui tuul on väga tugev v pilv on alla 6 km. Teostus : pallikest täidetakse vesinikuga ning arvutatakse täidetud palli tõusujõud ning tõusu kiirus meetrites 1 minuti jooksul. siis määratakse veel aeg stopperiga , mis kulub palli väljalaskmiseks selle momendini, kui pall hakkab tuhmuma. Lõpuks määratakse aeg mis kulub palli täieliku kadumiseni pilvedesse. Saadud aja järgi arvutatakse pilvede alumise piiri kõrgus.3)Üksikult kasutatakse ka prožektori abil: prožektoris on nõgusa peegli kohale kinnitatud võimas lamp, mis annab tugeva valgussoja, sellest tekib pilvede alumisele kihile valguslaik. Läbi nurgamõõtja määratakse nurk maapinna vaguslaigu vahel. Siis saame kolmnurga lause põhjal arvutada vahemaa prožektori peeglist pilveni, mis ongi pilve alumise piiri kõrgus 4)Saab määrata ka lennukilt, kui pilvi on vähe, hinnatakse silma järgi
Termiline konvektsioon.
Aluspind tavaliselt ei soojene ühtlaselt:1)Kiirgus langeb ebaühtlaselt.2)erinevatel osadel võib olla erinev erisoojus ja soojusjuhtivus.(taimkattetaa põld-heinamaa-järv-mets).Soojenenud õhuosakesed muutuvad võrreldes naaberosakestega võrreldes kergemaks ja surutakse ülespoole.Peagi liituvad väikesed voolukesed suuremateks ning võimsamateks püstvoolukesteks. Samal ajal võib kõrval jahedama pinna kohal kujuneda laskuv vool. Kui tõusva voolu kohal tekiv pilv,siis laskuva voolu kohal selline pilv hajub või nõrgeneb , sest laskuv vool soojeneb adiabaatiliselt.Konvektsioonipilv saab tekkida vaid siis kui kondensatsiooninivoo on allpool konvektsiooninivood. Mida suurem on nende nivoode vahe ja mida suurem niiskus on allpool kodensatsiooninivood, seda kõrgem ja tihedam pilv tekib.Suvel keskhommiku paiku kui tõkkekiht asub veel võrdlemisi madalal, tekivad nõrgad rünkpilved.
Pilvede struktuur.
Mikrofüüsikalise ehituse järgi võib pilved jagada kolme rühma:
1)peamiselt veepiiskadest koosnevad pilved(Ac,Cu,Sc,St), piiskade suurus tekkimise staadiumis 0,005-0,05 mm max arenevad kuni 5 mm . Ainult piisakesed-Cu
2)kristallilise struktuuriga pilved ehk jääpilved.(Ci,Cc,Cs)-kõik ülemised pilved . Koosnevad kas täiskristallidest või jääskelettidest.
3)Segapilved(Cb,Ns,As)koosnevad nii vedelatest kui tahketest elementidest. Ns võib koosneda ka ainult piiskadest. Nad on püstsuunas palju ulatuslikumad kui esimest kaks liiki.
Pilvituse mõiste ja pilvituse hindamine.
Pilvitus – pilvituse hulk – näitab kui suur osa taevalaotu-sest on pilvedega kae-tud. Väljendatakse 10-pallises skaalas – 0,1,2,3,4,5,6,7,8,9, [10],10. vastav arv näi-tab mitu kümnendikku on taevalaotusest pilve-dega kaetud. 0-palli tä-hendab, et taevalaotus on pilvedest täiesti pu-has või on pilvituse hulk allapoole 1 pallist. [10] – pilvkate on peaaegu täielik, kuid on lünki; 10 – taevas on täispilves. Visuaalsetel vaatlutel määratakse eraldi üldpil-vitus ja madalpilvitus. Esimese korral võetakse arvesse kõik taevalaotu-ses olevad pilveliigid; teise korral arvestatakse Sc, St, Ns, Cu, Cb – nende aluse kõrgus on alla 2 km. Madalpilvituse hulk arvestatakse kogu taevalaotusest. Kogu taevalaotus peab olema näha. Vaatleja koondab mõttes pilved üksteise ligi.
Pilvede kõrguse määramine.
Pilved esinevad kolmes kõrgusvahemikus
1) "cirrus" ehk kiudpilved kõrgemal kui 6000 meetrit
Cirrus
Cirrocumulus
Cirrostratus
2)Keskpilved (2000-6000 meetrit), mida
tähistatakse sõnaga "alto-":
* “alto-” pilved kõrguste vahemikus 2000-6000 meetrit
Altocumulus
Altostratus
3) madalpilved madalamal kui 2000 meetrit:
Stratus
Nimbostratus
Cumulus
Stratocumulus
Cumulonimbus
Äike.
Äike ehk pikne on elektriline atmosfäärinähtus, mis ilmneb välkude ja müristamisena.
Äikse olemus.
Äike võib tekkida rünksajupilvede korral. Kaasnevad hoovihm, rahe ja tugevad tuuleiilid. Äike on võimas sädelahendus, mis tekib pilvede ja maa vahel. Kuigi välgu ja äikesemüra vahe on 10 s või vähem, loetakse äike lähedases
Kohalikud ja frondiäikesed.
lähedasesKohalikku ehk õhumassisisest äikest põhjustavad tõusvad õhuvoolud, mis tekivad maapinna ebaühtlase soojenemise tagajärjel harilikult pärast keskpäeva, mere kohal ka öösel ja hommikul . Frondiäike puhkeb enamasti külmafrondil (atmosfäärifront) tekkivais pilvedes. Sel juhul muutub ilm pärast äikest jahedamaks. Frondiäike hõlmab suuremat piirkonda ja on kestvam kui kohalik äike.
Välgu liigitus.
Välk on võimas nähtav elektrilahendus, mis esineb äikesepilves, pilvede vahel või pilve ja maapinna vahel. Tavaliselt on välgu eluiga 0,2 sekundit. Selle ajaga jõuab säde pilve ja maa vahel üles-alla käia isegi mitukümmend korda. Kõige rohkem on joonvälku, mis kujutab endast harilikult 2...3 km pikkust mitmeharulist välgukanalit.Põuvälk, mille sähvatust mille sähvatust võib näha öises pilvitus taevas , pärineb pilvest Äike on siis nii kaugel et pilve pole näha ja müristamist pole kuulda.
Sademed , nende tekkimine ja liigid.
Kui pilveelemendid suurenevad niivõrd,et nende raskus ületab õhu takistuse,siis langevad nad maapinnale:vihma,lume,rahe,teralume,uduvihma,lumekruupide,jäävihma,jm.kujul.Tekkemine:pilveosakesed suurenevad:kondensatsiooni teel,sumblimatsiooni teel,ühinemise teel,gravitatsioonelise koagulatsiooni teel.Liigid: Agregaatoleku järgi:vedelateks(vihm,uduvihm), tahketeks (lumi,lumekruubid,jäävihm,rahe),segatüüpi sademeteks(lumelörts,rahe koos vihmaga,jäävihm koos vihmaga).Langemise iseloomu järgi: laussademeiks (lausvihm, uduvihm, lauslumi, teralumi, jäävihm, lauslörts), hoogsademeiks (äikesevihmapilv: hoogvihm, hooglumi, hooglörts, lumekruubid, jääkruubid, rahe).Veel võib liigistada: massisiesteks, frondisademeteks.
Kondensatsioon ja submlimatsioon.
Kondensatsioon: on auru muutumine gaasilisest olekust veeks .Mida väiksem on piisk ,seda kumeram on ta pind. Kumerama pinna kohal on veeauru rõhk suurem. Kõrvuti asetsevad erineva suurusega piisad-järelikult väiksemalt piisalt vesi aurub ja kondenseerub suuremale piisale.Nii suurenevad piisad väiksemate arvel.Jääkristallide suurenemine sumblimatsiooni teel:Jääkristallide suurenemine on kõige intensiivsem siis,kui pilves leidub ka allajahtunud piisakesi.Maksimaalne veeauru rõhk on veepiisakese kohel suurem kui jääkristallikese kohal-veepiisakestelt aurab vett,samal ajal sublimeerub õhus olev veeaur kristallidele.
Sademete liigid.
Liigid:Agregaatoleku järgi:vedelateks(vihm,uduvihm),tahketeks(lumi,lumekruubid,jäävihm,rahe),segatüüpi sademeteks(lumelörts,rahe koos vihmaga,jäävihm koos vihmaga).Langemise iseloomu järgi: laussademeiks (lausvihm, uduvihm, lauslumi, teralumi, jäävihm, lauslörts), hoogsademeiks (äikesevihmapilv: hoogvihm, hooglumi, hooglörts, lumekruubid, jääkruubid, rahe).Veel võib liigistada: massisiesteks, frondisademeteks.
Vihmad ja nende liiditamine.
Vihmad ja nende liigitamine :Uduvihma annavad:St,Sc,Ns(suure õhuniiskuse korral).Piisad 0,05-0,5mm,palja silamaga peaaegu nähtamatud.Lausvihma piiskade läbimõõt 0,5-1mm,tugevate vihmade korral ka suurem.Hoogvihma piiskade läbimõõt 1-7mm.See on tingitud õhu tõusmise kiirusest konvektsioonipilvedes,mis on nende arengu ajal võrreldes teiste pilvedega palju suurem.Lühiajalist väga intensiivset sadu,mil vesi ei suuda mulda imbuda,nim. Paduvihmaks.
Lumesajud ja nende liigitamine.
Lumesajud koosnevad kas lihtsamatest v keerukatest jääkristallidest v nende agregaatidest. Lumeahekasi läbimõõt ulatub 10mm.
Sademete hulk ja nende intensiivsus.
Sademete intensiivsus (hulk ajaühikus) määratakse kui mm/h.Lumesajud koosnevad kas lihtsamatest v keerukatest jääkristallidest v nende agregaatidest.
Sademete mõõtmine.
Sademete mõõtmine: 1mm sademeid=10t vett 1 ha-le.Mõõtmine on oluline mõõteriista asuhokt ja sad. Vastuvõtva pinna suurus.
Tretjakovi sademetemõõtja .
1950.a
Pluviograaf.
Pluviograaf: Peale sademe mõõtja kasutatakse ka suuremates meteoroloogia jaamades vihma mõõtmiseks isevärki aparaati , mida nim pluviograafiks. See märgib paberlindile vihma hulga j saju aja
Sademete ööpäevane ja aastane käik ning seda mõjutavad tegurid.
Keskmine ööpäevane ja aastane rütm.Vastavalt kiirguse,õhutemp,niiskuse,aurumise,pilvitsuse rütmile,aluspinna iseärasustele ning atmosfäärilise tsirkulatsiooni omapärale kujunebki vastav ööpäevase ja aastase käigu tüüp.Võib sademete ööpäevases käigus eristada siiski kaht tüüpi:mandrilist ja merelist.1 korralesineb 2 MAX:pärastlõunal ja varahommikul.Peamax on tingitud konvektiivsete pilvede hoogsast arengust pärast keskpäeva. Sekundaarset max põhjustavad aga peamiselt kihtpilved.MIN esinevad öösel ning enne lõunat. Merelise tüübi korral täheldatakse tavaliselt ainult ühte MAX öösel ja MIN päeval.Merel areneb konvektsioon ja seoses sellega ka pilvitsus hoogsamalt just öösel,sest siis on merepinna kohal olev õhk kõrgemal oleva õhuga võrreldes tunduvalt soojem.Sademete aastane käik on kõige mitmekesisem keskmistel ja suurematel geogr.laiustel.Suhteliselt külm mere õhk valgub suvel sageli mandrilise küllalt niiske õhu alla,sundides viimast üles tõusma
Ekstremaalsed sademed ja nendega seotud kahjud.
Rahe(kahjustused katustel , autodel ,ohtlik inimestele). Suur lumi(katused vajuvad kokku),Paduvihm(üleujutused)
Lumikate ,selle kujunemine ja tähtsus.
lumesadude tagajärjel kujuneb külmal aastaajal keskmistel ning suurematel geograafilistel laiustel maapinnale lumekiht,mida nim.lumikatteks.Tähtsus: mulla termilisele reziimile ,sest lume soojusjuhtivus on ca10
Lume füüsikalised omadused.
Lume tihedus on nii vee kui jää tihedusest tunduvalt väiksem,kuna ta sisaldab lumehelveste vahel palju õhku.Äsja sadanud lume tihedus võib olla mõni sajandik g/cm3. See oleneb temp.ja teistest meteroloogiastest teguritest. Märjalt ja tugeva tuulega sadanud lume tihedus on märgatavalt suurem kui vaikse ja külma ilmaga sadanud lumel .
Soojusjuhtivus, veesisaldus ,erisoojus, sulamissoojus ,kiirgamisvõime.
Lume soojusjuhtivus oleneb lume tihedusest ja on sellega võrdeline-mida hõredam lumi,seda rohkem õhku,mis aga juhib halvasti soojust.Märjas lumes leidub teataval hulgal vett vedelas agragaatolekus.Veesisaldus:Antud ruumalas leiduva vedela vee massi suhet samas ruumalas oleva lume massisse nim.lume niiskuseks.Kuiva lume erisoojus võrdub jää erisoojusega -0,5 cal/g;ruumerisoojus on aga tunduvalt väiksem ja oleneb lume tihedusest.Mida suurem on õhu niiskus,seda suurem on tema erisoojus.Lume(jää) sulamissoojus on 80cal/g.Lumel on eriti suur kiirgamisvõime,mis moodustb 99,5% absoluutselt musta keha kiirgamisvõimest. See on tingitud lume kristallilisest ehitusest.
Lumikatte kujunemine ja muutumine.
Kõige varasem lumikatte ilmumine oktoobri esimeses pooles.Keskmiselt tekib esimene lumikate novembri jooksul: Pandiveres, Kirde-Eestis ja Lõuna-Eesti kõrgustikel novembri alguses ning saartel novembri lõpus.Püsiva lumikatte kujunemine: Ida-Eestis detsembri keskpaigaks, Lääne-Eesti sisemaal detsembri lõpuks, saartel jaanuari keskpaigaks.
Lume sulamine.
sulam .põhjused: soojad õhuvoolad, päikesekiirgus, vihmad, soojad mäetuuled e föönid.
Lume tähtsus.
1. Kogunevad suured veevarud tahkes olekus , kevadel annab see vegetatiivse alguse taimedele.
2. Halva soojusjuhtivusega kuid tugeva kiirgusvõimega ning albeedo tõttu jahtub tugevalt tema pealmine kiht.
3. Mulla termilisele režiimile , sest lume soojusjuhtivus on ca 10 korda väiksem kui muldadel. Mida paksem on lumikate, seda suurem on lumikatte pinna ja maapinna temperatuuride vahe. Pinnasetemperatuur i ööpäevased amplituudid on väiksemad lume all olevas pinnases.
Lumikatte mõõtmine.
määratakse: lum.paksus, tihedus, nähtava ümbruse lumega kaetuse aste, lumikatte ladestuse iseloom, lume ja lume all oleva maapinna iseloom.
Tuule mõiste ja elemendid.
Tuuleks nim. Õhuvoolu horisontaalset komponenti.Tuule elementideks on tema SUUND ja KIIRUS.Tuule suunaks on see ilmakaar või kraad,kustpoolt tuul puhub .
Tuulte skaala.
Tuulte skaala:Praktikas väljendatakse tuule kiirust ka tema tugevuse kaudu Beauforti skaalas e Beaufordi pallides.
Tuule suund ja kiirus.
Tuule suund ja kiirus: Tuule suunaks on see ilmakaar või kraad,kustpoolt tuul puhub.Ilmakaared tähistatakse rahvusvaheliselt ing.keele järgi.Tuule suuna täpsemaks määramiseks kas.abiilmakaari,nii et tuule suuna määramisel kasutavaid ilmakaari e rumbe kokku 16.N-360,S-180,E-90,W-270.Kui tuule suund on 0,siis on see tuulevaikus.Tuule kiiruse mõõtühikuks on m/sek,mõnikord ka km/t e sõlme(kts)-1 sõlm=0,514 m/s.
Tuule tekkimise ja kujunemise põhjused.
Tuule tekkimise põhjused: Tuul tekib sellepärast, et õhk liigub kõrgema õhurõhuga piirkonnast madalama õhurõhuga piirkonda. Tuule liikumine ei ole teda mõjutava Coriolisi efekti tõttu mitte sirg -, vaid kõverjooneline. Seetõttu tekivadki tsüklonid aladele, kus valitseb madalrõhkkond (õhk liigub sinna) ning antitsüklonid kõrgrõhkkonnaga aladele (sealt liigub õhk eemale).Erineva iseloomuga tuultele on antud palju erinevaid nimetusi. Näiteks mistraal, siroko, passaat, föön, tromb , orkaan jne.
Gradientjõud,Coriolisi jõud,hõõrdumisjõud,tsentrifugaaljõud.
Gradientjõud on tuule tekkimise vahetu põhjus,sest ta paneb õhuosakesed liikuma, andes nendele vastava kiirenduse.Gradiendile vastab nn gradientjõud G,mille siht on sama mis baarilisel gradiendil,kuid on suunatud madalama rõhu poole:G=- grad p/p dyn/g, kus p-õhu tihedus g/cm3;grad p –dyn/cm3.Gradiendid üle 20hPa/100 km põhjustavad juba orkaane.Coriolisi jõud:Maakera pöörlemise mõju tuule suunale(s.a.õhuosakese liikumise suunale maapinna suhtes) seletatakse liikuvale osakesele mõjuva erilise kõrvalekalde jõuga,mida nim Coriolisi jõuks.Ta on risti õhuosakese liikumise sihile ja on põhjapoolkeral suunatud õhuosakese liikumise suunast paremale,lõunapoolkeeral aga vasakule.Jõu suurus A=2vwsinφ,kus v tuule kiirus,w-maakera pöörlemise nurkkiirus ,φ-koha geogr.laius.Kui valemi üks teguritest on 0,siis C.jõud puudub.Seega mõjub ta ainult liikuvale osakesele Maa pöörlemise tõttu igas kohas maakeral,v.a. poolus (φ=0)ja ekvaator(sinφ=0).C.jõud ja kõrvalekaldenurk α on seda suurem mida kiiremini osake liigub ja mida suurematel geog.laiustel ta on.Hõõrdumisjõud:Õhuosakesed liikumisel hõõrduvad vastu aluspinda kui ka omavahel.Hõõrdumisjõud R=-kv.v-tuule kiirus,k-hõõrdumistegur.Tsentrifugaaljõud:Seda jõudu tuleb arvestada kõverjooneliste õhuvoolude puhul.Ta on suunatud piki trajektoori kõverusraadiusest r väljapoole ja tema suurus C avaldub: C=v2/r,kus v-tuule kiirus.Valemist ilmneb,et see jõud on eriti suur suurte kiirustega keeristuulte korral,millede kõverusraadius r on võrdlemisi väike.
Gradienttuul ja geostroofiline tuul.
Gradienttuul ja geostroofiline tuul:Alates 500-1000m kõrguselt(vabas atmosfääris)on hõõrdumine prakt.0,nii et tuul puhub piki isobaari.Sellist tuult nim.gradienttuuleks.Ta on kas sirg- või kõverjooneline ühtlane hõõrdumisvaba tuul.Sirgjoonelist gradienttuult nim.ka geostroofiliseks tuuleks.See on tuule lihtsaim juht,mis esineb sirgjooneliste isobaaride korral vabas atm.Sel korral osakesele mõjuvad ainult gradientjõud ja maakera pöörlemisest tingitud kõrvalekaldejõud,mis tasakaalustavad teineteist vastastikku.Kõverjoonelise gradienttuule korral tuleb arvestada ka tsentrifugaaljõudu.
Tuule baariline seadus.
Tuule baariline seadus:Tuul tekib gradientjõu mõjul,kaldudes ise gradientjõust põhjapoolkeral paremale,lõunapoolkeral vasakule.Kõrvalekaldenurk α on maapinna lähedal väiksem kui täisnurk,vabas atmosfääris aga lähedane täisnurgale.Kui vaadata pärituult,siis kõrgem õhurõhk jääb taha paremale,madalam rõhk aga ette vasakule.Seda reeglit nim.Buys-Ballot seaduseks.
Tuule puhangulisus ja selle põhjused.
Tuule kiirus ja suund pole ka lühema aja kestel püsivad. Seda nähtust nimetatakse tuule puhangulisuseks. Puhangulisuse põhjuseks on termiline konvektsioon ja turbulentsuse nähtused õhkkonnas. Õhu tõusvad ja laskuvad voolud esinevad vaheldumisi , kõrvuti. Need protsessid häirivad suurema mastaabiga rõhtsate õhuvoolude suunda ja kiirust, teevad tuule puhanguliseks. Turbulentsuse all mõeldakse väikesi pööriseid voolavas õhus, mis tekivad peamiselt aluspinna kareduse tõttu. Mida karedam on aluspind seda turbulentsem on ka õhu voolamine selle aluspinna kohal.
Tuule mõõtmine
Tuul kui õhuvoola avaldab dünaamilist rõhku tema teel olevatele takistustele. Sellel põhinebki enamiku tuule mõõtmise instrumentide töö.
Tuulelipp , anemomeeter , anemorumbomeeter.
Tuulelippu kasutatakse tuule suuna ja kiiruse määramiseks. Et vältida hõõrdumise mõju paigutatakse maapinnast küllalt kõrgele. Kuulike näitab tuule suunda, plaat tuule kiirust. Meteoroloogiajaamades 2 tuulelippu – kerge plaadiga (väiksemate tuule kiiruste mõõtmiseks) ja raske plaadiga(suuremate kiiruste mõõtmiseks). Mõõdetakse 2 min jooksul kumbagi elementi.
Anemomeeter: Täpsem kui tuulelipp – 0,1 m/s. Kaks risti asetsevat varrast , mille otsas on poolkerad. Püsttelg ühendatud osutiga – hammasrataste süsteem. Tuule kiirus leitakse siirdeteguri, tabeli või graafiku abil. Tavaliselt mõõdetakse 2 m kõrgusel sellega tuult välismõõdistamisel ja ekspeditsioonidel.
Anemorumbomeetri töö põhineb tuule suuna ja kiiruse näitude muutumisel elektrilisteks suurusteks, mida mõõdetakse ruumis. Andurid asuvad 10-12 m kõrgusel, mõõteriist ruumis.
Tuule kiiruse ja suuna ööpäevane ja aastane käik.
Tuule kiiruse ööpäevane rütm on seotud õhutemperatuuri ööpäevase rütmiga. Kiirus on maksimaalne keskpäeva paiku, minimaalne öösel või hommikul vara. See on seotud aluspinna soojenemisega, mille tõttu muutuvad konvektsioonivoolud ja õhu vertikaalne turbulentne segunemine kõige intensiivsemaks. Püstvoolud kannavad väiksema kiirusega õhuosakesi üles, nende asemel langeb suurema kiirusega õhuosakesi alla. Maapinna lähedal tuule kiirus suureneb, kõrgemal väheneb. Õhtul ja öösel õhk kihistub stabiilselt ning vertikaalne segunemine ja konvektsioon vaibuvad.
Tuule aastane käik sõltub oluliselt vaadeldava koha geograafilistest ja klimaatilistest iseärasustest. Eestis on kõige nõrgemad tuuled suvel, kuid peale jaanuari peamaksimumi võib ka sügisel täheldada sekundaarset maksimui. Tuule suuna aastane rütm sõltub õhurõhu geograafilise jaotuse aastasest muutusest. Tuule suuna iseloomustamiseks kasutatakse tuuleroose.
Tuuleroos ja selle koostamine.
Tuuleroose kasutatakse tuule suuna iseloomustamiseks.
Tuuleroosi koostatakse MS exceli programmiga. Selleks on vaja 1 kuu või suurema ajavahemiku tähtajalisi andmeid tuule kiiruse kohta ja samuti bin-tabelit suundade jaotuse kohta.
Tuule liigid.
Mussoonid , briisid , mäe- ja orutuuled, föön, boora , tolmutormid , tuisud , trombid , vesipüksid, põuatuul.
Mussoonid: Tekivad mandri ja naabruses oleva merepinna termiliste reziimide erinevuste tõttu aastases tsüklis. Liigitatakse mere- ja mandrimussoonideks. Mere- ja mandrimussoonid kestavad kumbki pool aastat ja on üldiselt vastassuunalised. Meremussoon liigub merelt mandri suunas ja mandrimussoon mandrilt mere suunas. Põhjustavad mussoonse kliima. Mussoonid on soojuse ja niiskuse vahetajaks ookeanite ja mandrite vahel.
Briisid: Esinevad rannikul, nimetatakse ka rannikutuulteks. Tekivad mandri ja veekogu päevase ebavõrdse jahtumise tagajärjel ranniku piirkonnas. Päeval puhub tuult merelt soojenenud ranniku poole(merebriis), õhtul aga jahtunud rannikult merele ( maabriis ).
Mäe ja orutuuled: Kui üle mäestiku ei liigu ulatuslikumaid õhuvoole, siis võib seal vastavalt mäestiku iseloomule esineda kohalikkude tuultena nii kõrgemate kui ka madalamate mägede juures nn nõlvatuuli, mis on nagu briisidki ööpäevase perioodiga. Tekivad neil nõlvadel, mis päeval tugevalt soojenevad, öösel aga jahtuvad . Mäe- ja orutuuled kannavad niiskust alla orgu.
Föön: Fööniga kaasnevad peale õhutemperatuuri ja niiskuse järskude muutuste tavaliselt kiired õhurõhu kõikumised. Tekkimine seotud õhurõhu jaotuse iseärasustega.
Boora: Nimetatakse külmi, väga tugevaid puhangulisi tuuli , mis puhuvad talvel suhteliselt madalatelt platoodelt või mägedelt alla tasandikele või merele. Tekib siis kui mäe piirkonnas on kõrgrõhkkond, tasandiku piirkonnas aga madalrõhkkond.
Tolmutorm : Nähtus, kus tugev tuuk tõstab kuivalt maapinnalt üles ja kannab edasi nii palju tolmu, et selle tagajärjel nähtavus tunduvalt väheneb. Esineb kõrbete ja steppides.
Tuisud: Nimetatakse lume edasikandumist tuule mõjul, kas lumikatte pinnalt või sadava lume korral. On olemas pinnatuisk, madaltuisk, lumetuisk, lumetorm.
Trombid ja vesipüksid: Tugevad, suure purustusjõuga, peaaegu vertikaalse, kuid kõvera pöörlemisteljega õhukeerised. Trombid – mandril . Vesipüksid – veekogude kohal. Tekivad suvisel ajal kuuma äikeseilma korral ja on alati seotud äikesepilvega.
Hüdrometeoroloogilised vaatlused maismaal ja merel.
Hüdroloogilis vaatlusi merel alustati jääolude kirjeldamisega, kuna see on üks olulisemaid meresõitu piiravaid tegureid. Põhjalikult uuriti jääreziimi. Peale sõda alustati Eestis koheselt hüdroloogiliste ja meteoroloogiliste vaatluspunktide võrgu taastamist. 1919 loodi Tallinna Mereobservatoorium järgmisel aastal see likvideeriti ja loodi Tartu Ülikooli Meteoroloogia Observatoorium. Jäävaatlusi tehti kuni 28 punktis. Nende põhjal on tänapäevaks koostatud korralikud jääkaardid. Enamik vaatlusmaterjale asub Eesti Meteoroloogia ja Hüdroloogia instituudis. EMHI hüdroloogia vaatlusvõrgus on 16 jaama mererannikul: Toila , Kunda, Narva-Jõesuu, Loksa, Muuga , Dirhami, Paldiski, Rohuküla, Heltermaa, Virtsu, Pärnu, Kihnu, Ruhnu, Ristna , Vilsandi, Sõrve. Vaatlusjaamade programmis on meretaseme, tuule suuna ja kiiruse, õhutemperatuuri ja veetemperatuuri mõõtmised, lainetuse , nähtavuse ja jääolude vaatlused. Neid andmeid kasutatakse nii mere ninga ka jää prognooside koostamisel.
Ilmateenistus
valmistab ette prognoose alates varajastest hoiatustest, et leevendada loodusõnnetuste mõju, kuni pikaajaliste prognoosideni, et säilitada ja parandada keskkonna kvaliteeti
*väljastab prognoose ilmatundlike tegevusalade toetamiseks. Maaviljelus, kalastus, metsandus , energia-ja veevarustusettevõtted, maa-, vee- ja õhutransport, pangandus ja kindlustus , ehitus ja linnade projekteerimine - kõik saavad otsest kasu ilmateenistustest.
Ilmateenistus annab ka tähtsat teavet inimeste tervise, aktiivse meelelahutuse ja turismi toetamiseks.
Pakkudes sellist laia valikut teenuseid, aitab ilmateenistus kõiki tarbijate gruppe õigete otsuste tegemisel.
* ilmateenistus oma tegevuses püüab kasutada kõiki kaasaegseid võimalusi teenuse kvaliteedi parandamiseks ning otsib uusi võimalusi informatsiooni laiendamiseks ja lokaliseerimiseks, mis on pidev jätkuv protsess.
WMO – maailma meteoroloogiaorganisatsioon
WMO on ÜRO spetsialiseeritud asutus. See on ÜRO süsteemi autoriteetne hääl Maa atmosfääri seisundi ja käitumise kohta ja kuidas toimib Maa atmosfääri koostöö ookeanidega. WMO-s on 189 liikmesriiki ja see asutati 1873 aastal. Kuna kliima, ilm ja veeringe ei tunne riigipiire ongi WMO eesmärgiks arendada rahvusvahelist meteoroloogilist koostööd. WMO annab raamistiku sellise rahvusvahelise koostöö tihendamiseks .
Meteoroloogilised koodid
Meteoroloogias kodeerimiseks kasutatavate standardite hulk on aukartustдratav – nдiteks
sisaldavad WMO (World Meteorological Organisation ) Manual on Codes 4 osa kokku
üle 1000 lehekьlje erinevaid kooditabeleid ja nende kasutamise juhiseid, kus kogu
rahvusvahelisse andmevahetusse edastatava informatsiooni struktuur on vдga tдpselt
reglementeeritud.
Kхige enam kasutatakse numbrilist koodi, kus kogu edastatava informatsiooni muutuvosa
on esitatud tдisarvudena ja character tььpi mдrke kasutatakse vaid erinevate
struktuuriblokkide tдhistamisel ja eraldamisel. See vхimaldab vastu vхtta ja tццdelda
vдga suurel hulgal laekuvat informatsiooni lьhikese aja jooksul. Eriti oluline oli see
aegadel , mil tehnoloogilised vхimalused olid tдnapдevastest hoopis piiratumad. Ьldiselt
pььtakse neid kodeeringute sьsteeme hoida vхimalikult muutumatutena, kuid aeg-ajalt on
tдienduste ja muudatuste tegemine siiski vältimatu.
Lisaks rahvusvahelistele koodidele vхidakse kasutada veel ka siseriiklikke vхi
regionaalseid koode, mille standard on kehtestatud rahvusliku ilmateenistuse poolt.
Jää- ja lainetusolude kirjeldamine ning prognoos Eestis, selle ajaloost.
Läänemere jääolude suurele muutlikkusele vaatamata korduvad seal igal talvel merejää arengu põhifaasid: jää ilmub, meri külmub kinni, kevadel jääkate laguneb ja meri vabaneb lõplikult jääst. Kui kogu Läänemere pind on jääga kaetud siis loetakse talve karmiks. Kui maksimaalne jääpiir kulgeb Osmussaare meridiaanil loetakse talve keskmiseks. Soojadel talvedel on jää levikupiir umbes Kunda meridiaanil. Jääolud sõltuvad otseselt veetemperatuurist. Merevee külmumispunkt on Läänemeres -0,4 kraadi. Kui ilmad on muutlikud võib jää tekkida ja kaduda mitmel korral. Peamised tegurid, millest oleneb jää paksus on merevee soolasisaldus ning selle kulutamise intensiivsus.
Jääolude prognoosid : Jäätekke protsess algab sellest momendist, kui merevesi on valmis kristalllisatsiooniks. Jääteke algab jää algliikide tekkimisest madalamates veekogu osades. Edasi tekib kallasjää ja hakkab arenema kinnisjää, suureneb ajujää kontsentratsioon ja hiljem tekib püsijää.
On olemas pikaajalised ja lühiajalised jääprognoosid(1-10 päeva). Reeglina nende aluseks on lühiajaline sünoptiline prognoos ja hüdroloogiline informatsioon. Pikaajalise prognoosi puhul võetakse arvesse analoog aastaid ja neid koostatakse iga aasta oktoobris ja kevade alguses. Talvisel perioodil koostatakse järgmisi lühiajalisi prognoose: jääpaksuse prognoos, jääkatte ulatuse prognoos, ajujää triivi prognoos. Kõige mugavamaks jääprognoosi esitamise viisiks on jääkaart. Suurt abi laineprognooside koostamisel ning jääkaardi joonistamisel annavad satelliidi pildid.
Lainetuse prognoosid: Veekogudes tekitavad laineid tuul, õhurõhu kõikumised, looded, maavärinad, vulkaanilised protsessid jm. Kõige enam tuntud lainetuse vorm on pinnalause. Laineid iseloomustavad lainepikkus ja levimiskiirus. Lainete põhiparameetritekss on : laine kõrgus h, laine pikkus L, laineperiood T, levimiskiirus C.
Lainekõrgust võib ennustada, kui on piisavalt informatsiooni tuulest st selle mõju kestusest, suunast, kiirusest, vahemaast tuulealusest kaldas ja vaatluspunkti vahel.
Laine kõrguse prognoosiks Läänemerel on kasutusel füüsilis-statistiline arvutuslik meetod. Kõige mugavamaks viisiks lainekõrguse prognoosi esitamiseks on lainetuse kaart. Läänemerel on oma jääkood, mille alusel annavad kõik Balti merd ümbritsevad riigid jää iseloomustuse ja navigatsiooni tingimused oma riigi laevafaarvaateri osades.
Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni põhimõitted.
Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni all mõeldakse maakera ümbritsevate õhuvoolude süsteemi kui tervikut .
Kui maapind ei põõrleks ja aluspind oleks ühtlane:
Õhuvoolude jaotus maakera ümber sõltuks ainult kiirgusbilansi jaotusest ja sellest tingitud ebavõrdsest õhu soojenemisest Maa üksikuis võõtmeis ekvaatori ja pooluse vahel. Väiksematel geograafilistel laiustel on kiirgusbilanss suurem, maapind ja selle kaudu ka õhk soojeneb rohkem, kui suurematel laiustel. Tekiks lihtne ringvool : ekvaatori piirkonnas soe õhk tõuseb üles, valgub kõrgemal polaaraladele, jahtub seal, laskub ja valgub maapinna kohal jahedama vooluna troopilistele laiustele, kus uuesti soojeneb. Selle ringvoolu liikumapanevaks jõuks on Maa pinnale langev Päikese kiirgusenergia.
Tegeliku tsirkulatsiooni ligikaudne skeem.
Tuuled tekivad õhurõhu erinevuste tagajärjel. Ekvaatori piirkonnas on õhurõhk üldiselt madal. See madalrõhu ala tekib termilistel põhjustel. Ligikaudu 30-35. laiuskraadil on lähistroopiline kõrgrõhuala, 60. laiuskraadi piirkonnas on aga madalrõhuala. Samarõhujooned on aasta lõikes enam-vähem paralleelsed pöörijoontega. Vastavalt rõhu keskmisele jaotusele on siis baarilised gradiendid peaaegu risti pöörijoontega(enam vähem meridiaani sihis). Maakera pöörlemise tõttu kaldub , aga tuul põhjapoolkeral gradientjõu suunast paremale. Nii kuijunevad esimeses e. Troopilises võõtmes kirdetuuled . Need on suhteliselt püsiva suunaga ja kannavad passaatide nime.
Teises tsoonis e. Parasvõõtmes valitsevad üldiselt edelatuuled, kolmandas nn. Polaarvõõtmes, aga jällegi kirdetuuled.
Vertikaallõikes: Ekvaatori kohal ülestõusnud õhk, liikudes kõrgemal pooluste poole, kaldub põhjapoolkeral järjest paremale, puhudes ülal läänest. 30-35. laiuskraadi kohal õhk hakkab ülalt alla laskuma. Osal laskunud õhust liigub tagasi ekvaatori poole, sulgedes esimese osatsirkulatsiooni e. Troopilise tsirkulatsiooni. Troopilistel laiustel põhjustavad laialdased intensiivsed püstvoolud pilvede teket ja troopilisi vihmasadusid.Teine osa laskunud voolust liigub aga suurematele geograafilistele laiustele, kus see 60. laiuskraadil üles tõuseb. Ülal liigub osa sellest õhust tagasi väiksematele laiustele, sulgedes teise nn. Keskmiste laiuste tsirkulatsiooni. Teine osa tõusnud õhust aga liigub pooluse piirkonda, kus alla laskudes ja lõuna poole liikudes sulgeb kolmanda nn. Polaarse tsirkulatsiooni.
Üldine tsirkulatsioon ühtlustab Maa erinevate võõtmete temperatuure .
Õhurõhu väli.
Õhk liigub kõrgema rõhuga alalt madalama rõhuga alale . Baariliseks väljaks nimetatakse õhurõhu jaotust. Õhurõhk on skalaarne suurus, igas atmosfääri
punktis on ta iseloomustatav ühe arvulise väärtusega. Nõnda võib kogu atmosfääri jagada
isobaarpindadeks.
Kõrgrõhu- ja madalrõhu alad, õhumassid frondid .
Kõrgrõhuala - (suvalise suurusega) piirkond, kus õhurõhk on kõrgem kui ümbritsevatel aladel. Siinkohal on mõledud äikesepilvede aluseid mõne kuni paarikümne kilomeetrise läbimõõduga kõrgema õhurõhuga alasid.
Meteoroloogias nimetatakse kõrgrõhualadeks sageli antitsükloneid, kõrgrõhkkondi. Nende puhul on tegu juba sadade ja tuhandete kilomeetrite suuruste kõrgema õhurõhuga piirkondadega.
Madalrõhuala – (suvalise suurusega) piirkond, kus õhurõhk on madalam kui ümbritsevatel aladel. Siinkohal on mõledud äikesepilvede aluseid mõne kuni paarikümne kilomeetrise läbimõõduga madalama õhurõhuga alasid.
Meteoroloogias nimetatakse madalrõhualadeks sageli tsükloneid, madalrõhkkondi. Nende puhul on tegu juba sadade, vahel enam kui tuhande kilomeetri suuruste madalama õhurõhuga piirkondadega.
Õhumass on ulatuslik ning horisontaalselt suhteliselt homogeensete omadustega osa atmosfäärist.
Meteoroloogilisel kaardil käsitletakse õhumassi iseseisva üksusena, mille liikumist on võimalik päev-päevalt jälgida. Õhumassi omadused määravad kohaliku ilma iseärasused, näiteks õhutemperatuuri ja sademetehulga. Õhumassi pindala võib ulatuda miljonitesse ruutkilomeetritesse. Vertikaalselt võib õhumass ulatuda maksimaalselt troposfääri ülemise piirini, kuid ulatub enamasti vähem kui pooleni troposfääri vertikaalsest ulatusest. Õhumassi piiri teistsuguste omadustega õhumassiga nimetatakse frondiks.[1]
Õhumasside omadused sõltuvad peamiselt tekkepiirkonnast. Madalatel laiuskraadidel tekivad sooja ning kõrgetel laiuskraadidel jahedama õhuga õhumassid. Ookeanide kohal tekkinud õhumassid kannavad enam niiskust ning tekitavad seega suuremal hulgal sademeid. Mandrite kohal tekkinud õhumassid on kuivemad. Pikk teekond mere kohal võib aga algselt kontinentaalse õhumassi muuta mereliseks ning vastupidi.
Eestis on valitsevaks läänekaartetuuled, mistõttu kujundavad meie ilma peamiselt Põhja-Atlandil tekkinud tsüklonid ehk niisked ja jahedad õhumassid. Ida poolt tulevad õhumassid toovad Eestisse suvel palava ja kuiva ning talvel krõbeda pakasega ilma.
Sageli eristatakse nelja tüüpi õhumasse:

• Ekvatoriaalne õhumass
  
• Troopiline õhumass
  
• Parasvöötme õhumass
  
• Polaarne (arktiline õhumass ja antarktiline õhumass)
  

Front on sooja ja külma õhumassi vaheline kokkupuutepind. On olemas külm ja soe front.
Tsüklonid, nende tekkimine ja muutused.
Tsüklonis liigub õhk vastupäeva, antitsüklonis päripäeva
Madalrõhuala e. tsüklon on ümbritsevast õhkkonnast suhteliselt madalama õhurõhuga ala. Kõige madalam on õhurõhk tsükloni keskmes ja see tõuseb perifeeria suunas. Kõige sagedamini arenevad meie ilma mõjustavad tsüklonid atmosfääri neis paigus , kus soe õhk subtroopilistelt laiustelt kohtub külma õhuga kõrgematelt laiustelt. Tavaliste parasvöötme tsüklonite sünnipaik on keset Atlandi ookeani 30-60°pl. vahel, kuid sageli jõuavad Eestini ka tsüklonid, mis on tekkinud põhja pool polaarjoont või Vahemere piirkonnas.
Tsükloni teket saab esmalt jälgida satelliidipildilt, seejärel juba suletud isobaarina sünoptilisel kaardil. Tuulte suund tsüklonis on vastupäeva põhjapoolkeral ja päripäeva lõunapoolkeral. Hästi arenenud tsüklonit iseloomustab väljakujunenud frontide süsteem. Soe front tähistab pealetungiva soojema õhu piiri, külm front pealetungiva külma õhu piiri. Tavaliselt liigub külm front kiiremini ja jõuab peagi soojale järele, tulemiks on liitunud e. oklusiooni front.
Antitsüklonid, nende tekkimine ja muutused.
Kõrgrõhuala e. antitsüklon on ümbritsevast õhkkonnast suhteliselt kõrgema õhurõhuga ala. Kõige kõrgem on õhurõhk kõrgrõhuala keskmes ja langeb perifeeria suunas. Kõige sagedamini tekivad meie ilma mõjustavad antitsüklonid Skandinaavias, Soomes või teistes Läänemeremaades, kuid vahel ulatub Eestini ka Siberi või Venemaa Euroopa osa kõrgrõhkkonna lääneserv.
Ilm tsüklonis ja antitsüklonis.
Tsüklonaalset ilma iseloomustavad kiired õhurõhu muutused, tsükloni lähenedes õhurõhk langeb, tsükloni möödudes hakkab tõusma. Pilvisuse ja sademete olemasolu sõltub samuti, milline tsükloni osa meid parasjagu katab. Tsükloni lähenedes pilvisus tiheneb, läheb sajule, tsükloni tagalas, laussadu asendub hoogsajuga või lõpeb hoopiski.
Kõrgrõhualas(antitsüklon) valitsevad tavaliselt laskuvad õhuvoolud, mis põhjustavad pilvisuse hajumist. Sage nähtus on külmal poolaastal inversioonikihi tekkimine. Inversiooni korral õhutemperatuur vastupidiselt tavalisele käigule troposfääris kõrgemale tõustes tõuseb. Inversioonikihi alune madal õhuke pilvekiht võib põhjustada pilves taeva püsimist hoolimata kõrgest õhurõhust.
Tuulte suund kõrgrõhkkonnas on põhjapoolkeral päripäeva ja lõunapoolkeral vastupäeva. Sünoptiline analüüs ja ilmaprognoosi koostamine.
Tänapäeval tehakse ennustusi aga loodusseadusi arvestades ning moodsa tehnika (radarid, satelliidid , ilmajaamade mõõteaparatuur, jne.) võimalusi kasutades. Seega põhinevad ilmaprognoosid õigel arusaamisel atmosfääriprotsessidest ja täpsel ilma-andmete (nt. temperatuur, niiskus, tuule kiirus) ülemaailmsel kogumisel. See võimaldabki määrata, kuidas atmosfäär areneb tulevikus ning tagab ennustuse täpsuse lühemaajalises mastaabis (kuni 2 nädalat täpsete numbriliste ilmaennustusmeetodite korral).
Kaasaegsed ilmaprognoosid sisaldavad mahukaid matemaatilisi arvutusi suurte vaatlustest ja muudest allikatest kogutud andmehulkadega.
Lühi- ja pikaajalised prognoosid.
Lühiajalised prognoosid on 1-2 päeva.
Pikaajalisi prognoose (järgmine dekaad , kuu jne.) tehakse statistiliste meetoditega, lähtudes meteoroloogiliste andmete aegridadest. Need on tunduvalt ebatäpsemad kui lähema nädala prognoosid. Lühiajalised prognoosid on 1-2 päeva ja on palju täpsemad kui pikaajalised prognoosid.
Kliimat kujundavad tegurid.
Päikesekiirgus: kõige tähtsam. Kiirgusenergia hulk, mille aluspind saab, erineb olenevalt asukohast maakeral
Aluspinna iseloom: vee ja maismaa jaotus, reljeef, pinnase omadused, taimkate
Atmosfääri tsirkulatsioon: Kutsuvad esile erinevused aluspinna soojenemises, mis omakorda sõltub kahest eelmisest tegurit.
Klimatoloogia ja kliima mõiste.
Antud koha kliimaks nimetatakse sellele kohale iseloomulikku ilmastikureziimi paljude aastate lõikes, mis on tingitud päikesekiirgusest, aluspinna iseloomust ja atmosfääri tsirkulatsioonist. Kõige üldisemalt määratakse kliimat kui atmosfääri pikaajalist keskmist seisundit mingis piirkonnas.
Kliima iseloomustamisel tuleb vaadata ilmastikutüüpe ja – variante koos nende esinemissagedustega ning välja tuua meteoroloogiliste elementide keskmised ja äärmised väärtused vastavate perioodide jm. Järgi. Mida rohkem on neid elemente mõõdetud, seda paremini võib kliimat iseloomustada – seega vaadeldakse aastakümnetega mõõdetavat ajavahemikku.
Kliimat võib vaadata alljaotuse juures: 1)makrokliima 2)mesokliima ehk kohakliima 3) mikrokliima .
Kliimat kujundavad tegurid.
Küsimus kordub. Vaata küsimust 25.
Päikesekiirgus kliimat kujundava tegurina .
Kiirgusenergia hulk, mille maapind saab, sõltub Päikese kõrgusest, seega koha geograafilisest laiusest. Kiirgusenergia hulk muutub ööpäeva ja aasta jooksul.
Ekvaatorilähedased ja troopilised alad – kuum kliimavööde
Keskmiste laiuste alad – paraskliima
Polaaralad – karm külm kliima
Kreeka keelest tõlgituna tähendab sõna kliima kallet- see tuleneb aga sellest et mõisteti, et peamiseks kliimat mõjutavaks teguriks on päikesekiirte kaldenurk , mis määrab Päikeselt saadava soojuse hulga.
Maakera pöörlemistelje kallakus 23,5 kraadi ekliptika tasapinnaga risti oleva suuna suhtes tingib aastaaegade vaheldumise ehk selle, et ühel osal aastast saab põhjapoolkera ja teisel osal lõunapoolkera oluliselt rohkem päiksesekiirgust.
Soojuse hul, mille maapind saab, sõltub peale kaldenurga ka atmosfääris toimuvatest protsessidest – kiirguse neeldumisest, hajumisest, kiirte peegeldumisest pilvedelt jm.
Kiirgusreziim aluspinnal.
Otsese tähendusega kliima kujunemisel on aluspinna kiirgusbilanss – kõigi aluspinnale juurde tulnud ja ära läinud kiirgusvoogude vahe. Aluspinna albeedo sõltub maapinna omadustest. Keskmine albeedo talvel on 60% ja suvel 20-25 %. Veekogude albeedo on keskmiselt 7%, ekvaatorilähedastel ookeanidel 5%, polaaraladel 10-14%.
Kiirgusbilansi elemendid.
B=Bk+Bl=S`+D-Rq+EØ-E↑-Re , kus
S`= päikese otsekiirgus maapinnale
D= päiksese hajuskiirgus
Rq=peegeldunud lühilaineline kiirgus
EØ= atmosfääri vastuskiirgus
E↑= aluspinna kiirgus
 Re= peegeldunud pikalaineline kiirgus
Maapinna soojubilanss, soojusbilansi võrrand ja komponendid.
Energia juurdevool maapinnale on alati võrdne energia äravooluga sealt – maapinna soojusbilanss on kokkuvõttes 0.
B+P+M+V=0
Soojusbilansi komponendid:
B- maapinna kiirgusbilanss
P- soojusvoog pinnasesse või pinnasest
M- turbulentne soojusvoog õhku või õhust maapinnale
V- auramiseks kulunud või kondensatsioonil vabanenud soojus
Veekogude mõju mikrokliimale.
Veekogude pinnatemperatuur on aasta keskmisena üldiselt maismaa temperatuurist veidi kõrgem. Ainult väga kuivadel aladel, kus auramine maapinnalt on niiskuse puudumisel väike, veepinnalt aga suur, on veekogu temperatuur suhteliselt madalam.
Kaugus, kuhu veekogu mõju veel ulatub, sõltub veekogu suurusest ja sügavusest, samuti ilmast jt. teguritest. Eksisteerib õhu tsirkultsioon veekogu ja selle kõrval oleva maismaa vahel, kuna veekogu on päeval külmem, öösel soojem. Seda iseloomustavad briisid, mis arenevad hästi välja suurte veekogude madalal rannikul – paarisajast meetrist kuni 5 km kauguseni. Briisid toovad päeval veekogult maismaale jahedamat ja niiskemat õhku. Selle tagajärjel areneb ranniku lähedal välja inversioon , mis takistab konvektsiooni ja vähendab pilvituse tekkimise võimalust ning sademeid ranniku piirkonnas. Öine briis maismaalt veele suurendab selgel vaiksel ööl turbulentsust. Sel põhjusel on rannikul temperatuuri langus öösel väiksem ja öökülmi harvem.
Kliima muutumise ja kõikumised.
Ühegi kliimanäitaja muutumise tendents ei saa olla lõpmatult ühesuunaline. Kuigi pikemad aegread kajastavad võnkumisi mingi keskväärtuse ümber, siiski see keskväärtus ise muutub ajas samuti.
Selle üheks näiteks on praegu üsna palju kajastatav õhutemperatuuri tõusmise tendents.
Globaalkliima soojenemise peamiseks põhjuseks peetakse atmosfääri kasvuhooneefekti tugevnemist. CO2 kontsentratsiooni kasvuga kaasneb kasvuhooneefekti tugevnemine.
Jääaja-järgne soojenemine saavutas haripunkti umbes 6000 aastat tagasi ja nüüdsest tugevam India ookeani mussoon tagas maaviljeluse pioneeridele ka piisavalt sademeid. Praegu muretseme põhjendatult, kas mitte tsivilisatsioon ise ei muuda kliimat enda hävingut tõotavas suunas.
Aegread.
Kliimarida on kliima andmete jada. Koosneb reast üksikutest andmetest ehk rea liikmetest. Need on kas vaatluse otsesed resultaadid või üldistatud näitajad. Rea andmed võivad olla keskmised, summad , ekstreemumid , juhtude arvud jne. saadakse statistiline kogum ja leitakse statistiline jaotus. Füüsikaliselt võivad reas olla kas pidevad või diskreetsed suurused. Kliimaridade kasutamisel kehtib nende homogeensuse nõue. Andmed peavad olema mõõdetud samas kohas (jaama asend); ühesuguse mõõteriistaga (vajadusel üleminekukoefitsiendid), ühesuguse metoodika järgi. Tuleb vältida subjektiivsust vaatlustel (näit. pilvede hulga, lume kaetuse määramine jne.)
Eesti Kliima.
Eesti kliima on välja kujunenud, sõltuvuses merest läänes ja põhjas ning suurest mandrist idas ja lõunas. Atlandi õhumassid põhjustavad talvel sooja, suvel jahedaid ilmu ja tasandavad aastaaegade erinevust. Golfi hoovuse mõju tõstab Baltimaadel õhutemepratuuri. Sooja ja külma aastaaegade üleminekuaeg on võrdlemisi pikk. Sügis on soe ja sademeterikas, kevad jahe ja kuiv, eriti saartel ja rannikul. Õhumassid tulevad Eestisse peamiselt läänekaartest. On olemas mõnevõrra ka reljeefi mõju, seda kaguosas, eriti on see mõju tuntav sademeterežiimile.
Ühelt poolt Atlandi intensiivne tsirkulaarne tegevus, teiselt poolt Ida-Euroopa ja Siberi antitsükloni mõju. Vahel jõuavad Eestini ka Vahemerelt ja Musta mere poolt tulnud tsüklonid. Järsud õhutemperatuuri langused leiavad aset arktilise õhumassi sissetungimisel loodest, põhjast või kirdest.
Kliima tsonaalsus .
Vanad kreeklased viisid kliima 5 vöötmega solaarsesse süsteemi. troopiline kliima, 2 parasvöötme kliimat ja 2 külma ehk polaarvöödet. Nende kliimavööndite piirideks peeti polaar- ja pöörijooni.
Alissovi süsteem lähtub kliima kujunemise tingimustest, on geneetilise iseloomuga. Kliima tüübi määrab vastaval alal aasta lõikes domineeriv õhumass: ekvatoriaalne, troopiline, parasvöötme, arktiline (antarktiline).
Bergi klassifikatsioonis on füüsikalis-geograafilised tingimused seotud maastikuliste tsoonidega. Eraldatud 12 kliimatüüpi: näit. igijää, tundra , taiga , parasvöötme lehtmetsa jne.
Köppeni klassifikatsioon lähtub õhutemperatuuri ja sademete jaotusest aasta jooksul ja aastaajati. Eristatakse viit vöödet: troopilist vihmade vöödet,
Kuiva, kõrbete vöödet
Mõõdukat sooja vöödet (talvel püsiva lumikatteta)
Boreaalset (põhjapoolkera parasvöötmes asuv)
Lumevöödet (tundra ja kõrgmäestikukliima)
Geograafilised õhumasside tüübid.
Kliima kujunemise seisukohalt on tähtsad järgmised, nn. geograafilised õhumasside tüübid:
1) arktiline ja antarktiline õhumass
2) parasvöötme õhk
3) troopiline õhk
4) ekvatoriaalne õhk
Nende õhumasside kokkupuutumisel tekivad nn. klimatoloogilised troposfäärilised frondid.
Atmosfääri üldise tsirkulatsiooni mõju kliimale.
Kiirgusbilansi ebaühtlus ja sellest tingitud temperatuuri ja õhurõhu erinevused maakeral kutsuvad esile püsivaid või aastaaegadega muutuvaid õhuvoole - nn. atmosfääri üldise tsirkulatsiooni.
See on õhumasside liikumise püsiv süsteem, mille alusel toimub maakeral soojuse ja niiskuse ümberjaotumine.
Atmosfääri tsirkulatsioon koos merehoovustega mõjutab tunduvalt maakera kliimat, sellele lisanduvad Päikese aktiivsuse muutused.
Sõltuvalt valitsevate tuulte suunast võib mõnedes piirkondades samal laiuskraadil olla tunduvalt soojem või külmem, niiskem või kuivem kliima kui teisal. Troopikas domineerivad idakaartetuuled, s.o.põhjapoolkeral kirdepassaadid ja lõunapoolkeral kagupassaadid. Need kannavad mandrite idarannikule palju niiskust ja sademeid.
Parasvöötmes on näiteks mandrite läänerannikud nagu Lääne-Euroopa, Kanada läänerannik, Alaska lõunaosa, Lõuna-Tšiili, merelt tuleva õhu mõju all. Seal on aasta keskmine õhutemperatuur oluliselt kõrgem kui samadel laiustel idarannikul – Kaug-Idas, Labradori poolsaarel jne.
Näiteks samadel geograafilistel laiustel asuva Eesti jaanuari keskmine õhutemperatuur -5°C, Põhja-Ameerika siseosas on see -22°C. Seda erinevust põhjustavad ühelt poolt merelised õhumassid ja Golfi hoovus Eesti puhul ning külm Labradori hoovus ja põhjast tulevad külmad õhumassid teiselt poolt.
Maapinna reljeefi mõju kliimale.
Lisaks ookeanile ja mandrile mõjutab kliimatingimusi veel reljeef. Kliima kujunemisel on reljeefi puhul oluline: 1) maapinna kõrgus merepinnast 2) koha kuju ja ekspositsioon (nõlva orientatsioon meridiaani ja rõhttasandi suhtes). Niisiis on oluline pinnavormi suund ja kalle, kuju ( kumer pind, nõgus pind, keerulisemad vormid). Kõrgemal on õhurõhk ja õhuniiskus väiksemad, otsekiirgus suureneb kõrgusega (sest kiirte teepikkus, õhu tihedus ja tolmu ning veeauru sisaldus väheneb). Kuigi hajuskiirgus väheneb kõrgusega, summaarne kiirgus suureneb. Insolatsioon oleneb nõlva kaldest. Päikesepaiste kestus on mägedes väiksem kui horisontaalsel pinnal. Sademete hulk suureneb kõrgusega.
Mereline ja mandriline kliima
Mandriline kliima on hästi välja kujunenud mere mõjust vabadel, kaugel asuvatel suurtel mandri osadel.
Saartel ja rannikul on rohkem mereline kliima, mis on seda paremini välja kujunenud, mida rohkem on vastav ala veega piiratud. Merelise kliima väljakujunemist soodustavad eriti merepoolsed, Euroopas näiteks läänepoolsed õhuvoolud.
Merelise kliimaga aladel esineb palju pilviseid päevi ja sageli udu.
Veekogude mõju maismaa niiskusreziimile.
Auramine on ookeani pinnalt üldiselt väga suur, eriti ekvaatoriaalsetel ja troopilistel aladel. Mandril on auramine piiratud ja sõltub sademete hulgast vastavas piirkonnas, pinnase niiskusest, jõgede süsteemist ja meteoroloogilistest teguritest.
Ookeanidel ja meredel tekkinud veeauru hulgad kanduvad õhuvooluga mandrile, kus nad põhjustavad sademeid. - seega on tavaliselt ookeanide ja merede läheduses õhuniiskus suurem ja sademeid rohkem kui kaugemal mandri sees.
Aluspinna iseloomu mõju kliimale.
Kliima territoriaalseid erisusi kujundavad suurel määral geograafilised kliimategurid, s.o. maapinna kui aluspinna erinevused. Eriti sõltub aluspinna omadustest albeedo. Ka soojuse levik on mitmesuguste aluspindade puhul erinev.
Põhilised aluspinna omaduste erinevused on ookeani ja maismaa vahel, nende jaotuse mõju kliimale on ulatuslik ja on põhiline kliimat kujundav tegur.
Veel mõjutavad kliimat: aluspinna erinevad liigid nagu lumi- ja jääkate, erinev pinnase koostis, taimkate jm.
Taim- ja lumikate on omapärase temperatuuri- ja niiskusrežiimiga, see omakorda mõjutab õhu temperatuuri- ja niiskusrežiimi. Suurtel taimkatte või lumikattega kaetud pindadel kujuneb kliima, mis omakorda mõjutab naaberalade klimaatilisi tingimusi.
Veekogud soojenevad kevadel aeglasemalt kui maapind ja jahtuvad sügisel aeglasemalt kui maapind. Suuremad veekogud mõjutavad oluliselt lähedal olevate mandriosade kliimat - kevadel on külmem ning õhu- ja pinnasetemperatuuri tõus hilineb võrreldes sisemaaga, sügis on pikk ja suhteliselt soe kuni veekogule jää tekkimiseni.
7