Hüdrometeoroloogia eksamiküsimused-vastused (0)

1. 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.
2. Tuule mõõtmine
Tuul kui õhuvoola avaldab dünaamilist rõhku tema teel olevatele takistustele. Sellel põhinebki enamiku tuule mõõtmise instrumentide töö.
3. 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.
4. 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.
5. 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.
6./7. 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.
8.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.
9.Ilmateenistus
10.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 .
11.Meteoroloogilised koodid
12.Vaatlusandete edastamise, töötlemise ja kasutamise üldine skeem.
13.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.
14. 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.
15.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 .
16. 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.
17. 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.
18. 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.
19. 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.
20. 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.
21. 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.
22. Tsüklonite ja antitsüklonite peamised liikumisteed Euroopas ja Eestis.
23. 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.
24. Prognoosimudelid.
25. 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.
26. 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.
27. Makro-, meso - ja mikrokliima
28. Kliimat kujundavad tegurid.
Küsimus kordub. Vaata küsimust 25.
29. 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.
30.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%.
31.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
32.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
33.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.
34.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.
35.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.)
36.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.
37.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)
38.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.
39.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.
40.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.
41Mereline 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.
42.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.
43.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.
NB! Punasega kirjutatud kuuele küsimusle vastust ei leidnud, kuna lihtsalt pole materjali.