Hüdrometeoroloogia (2)

• 11.Tuuleks nim. Õhuvoolu horisontaalset komponenti.Tuule elementideks on tema SUUND ja KIIRUS.Tuule suunaks on see ilmakaar või kraad ,kustpoolt tuul puhub .Tuulte skaala:Praktikas väljendatakse tuule kiirust ka tema tugevuse kaudu Beauforti skaalas e Beaufordi pallides.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.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: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: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 ka suund pole ka lühema aja kestel püsivad.Seda nähtust nim. Tuule puhanguliseks.Puhangulisuse põhjuseks on termilise konvektsiooni 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.Hõõrdumine õhuvoolu ja maa- või merepinda vahel kutsub õhuvoolus esile hulga pööriseid,mis kanduvad õhuvooluga kaasa.Tuule mõõtmine: Tuule suuna ja kiiruse mõõtmiseks on mitmeid mõõteriistu. Enamiku mõõteriistade töötamine põhineb tuule kui liikuva keskkonna poolt tekitatud rõhul. Induktsioonanemomeeter, Tretjakov´i tuulemõõtja, Tuulelipp : Tuulelipp on kasutusel olnud juba pikka aega. Meteojaamad on kasutanud Wild´i tuulelippu. Tuule suuna määramisel peab vaatleja seisma posti lähedal ja jälgima 2min jooksul vastukaalu asendit. Tuule suunaks loetakse ilmakaar mille kohal vastukaal seisab või mille ümber vastukaal kõigub. Tuule kiiruse määramiseks peab vaatleja eemalduma postist suunas, mis on risti tuule suunaga ja jälgima plaadi asendit samuti 2min jooksul. Tuule kiiruseks loetakse näit, mille ümber plaat kõigub. Registreeritakse ka plaadi maksimaalne näit. Käsianemomeeter on keskmise tuulekiiruse mõõtmiseks. Tema tundlikuks osaks on neljast poolkerast koosnev tiivik, mis võib pöörelda ümber vertikaalse telje.Anemorumbomeeter. Tuule kiiruse ja suuna ööpäevane ja aastane käik. Kõige tugevam selge ilmaga,Tugevaim tuul keskpäeval, nõrgim tuul (isegi tuulevaikus) öösel ja hommikul ,Hommikust keskpäevani tuuled pöörduvad paremale, õhtupoole aga vastupidi.Tuule liigid:mussoonid, briisid , föön, boora, põuatuul, tolmutorn, liivatorm , tuisud , tuulispead ja vesipüksid.Mussoonid:tekivad mandri ja naabruses oleva merepinna termiliste reziimide erinevuse tõttu aastases tsüklis.Briisid esinevad rannikul,mistõttu neid nim.ka rannikutuuleks.Tekkimine sarnane mussoonidega,kuid ulatus-rannajoonest mõnekümne km kaugusele,püstsuunas mõnisada meetrit.Mäe-ja orutuuled.Kui üle mäestiku ei liigu ulatuslikumaid õhuvoole,siis võib seal vastavalt mäestiku iseloomule esineda kohalikkude tuultena nii kõrgemate kui madalamate mägede juures nn.nõlvatuuli,mis nagu briisidki on ööpäevase perioodiga.Sellised tuuled tekivad neil nõlvadel,mis päeval tugevasti soojenevad,öösel jahtuvad .Päeval puhub nn.orutuul piki soojenenud nõlva ülespoole.Föön esineb Kaukasuses,Alpides,Püreneedes.Fööniga kaasuvad peale õhutemp. Ja niiskuse järskude muutuste tavaliselt kiired õhurõhu kõikumised.Kui mäestiku kohal on kõrgrõhuala,eemal ümbruses aga madalam õhurõhk,siis võiivad laskuvad õhuvoolud föönide näol kujuneda mõlemal nõlval.Fööni tekkimise põhjustab otseselt veeaurust küllastamata ja küllastunud õhu erinev adiabaatiline gradient .Boora-nim.külmi,väga tugevaid puhangulisi tuuli ,mis puhuvad talvel suhteliselt madalatelt pltoodelt v mägedelt alla tasandikule v merele .Tekib siis,kui mäe piirkonnas on kõrgrõhkkond,eemal madalikul aga madalrõhkkond.Peale baarilise grad.annab külmadele õhumassidele tunduva kiirenduse ka raskusjõud.Tolmutorm on nähtus,kus tugev tuul tõstab kuivalt maapinnalt üles ja kannab edasi nii palju tolmu,et selle tagajärjel nähtavus tunduvalt väheneb.Esineb kõrbetes ja steppides,kus taimkate puudub v nõrk.Tuisud-nim.lume edasikandumist tuule mõjul kas lumikatte pinnalt v sadava lume korral.(pinnatuisk,madaltuisk,lumetuisk, lumetorm ). Trombid ja vesipüksid-tugevad,suure purustusjõuga,peaaegu vertikaalse,kuid kõvera pöörlemisteljega õhukeerised.Trombid-mandril,vesipüksid-veekogude kohal.Tekivad suviel ajal kuuma äikeseilma korral ja on alati seotud äikesepilvega. Tuuleroos: 58 suur.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.
  

6. Õhuniiskuse karasteristikud on füüsikalised suurused õhuniiskuse iseloomustmiseks. Meteoroloogias kas. neist järgmisi:1.Õhus oleva veeauru rõhk e.2.Absoluutne niiskus a ,3. Relatiivne niiskus r(õhus oleva veeauru rõhu suhe samal temp. Õhku küllastava veeauru rõhusse,väljendatuna protentsides.r=(e/E)100%.4.Küllastusvajak e niiskusdefitsiit.d on antud temp.õhku küllastava veeauru rõhu ja õhus tegelikult oleva veeauru rõhu vahe.d=E-e.5. Kastepunkt t on temperatuur,mille juures õhus olev veeaur õhku küllastaks.Veeauru rõhk. Õhus oleva veeauru rõhk e hPa;mm Hg või mb.Mida rohkem õhk sisaldab veeauru,seda suurem on selle veeauru osarõhk õhu kui gaaside mehaanilise segu kogurõhus.Seda karakteristikud kasutatakse väga sageli.Absoluutne niiskus a on 1m õhus oleva veeauru hulk grammides.Seega sisuliselt näitab absoluutne niiskus õhus sisaldava veeauru tihedust g/m3. Meteoroloogia kas.seda karakteristikut peamiselt teoreetilistes töödes.Magnuse valem.Mida kõrgem on õhutemp,seda rohkem võib ta sisaldada veeaurutemp.tõustes suureneb õhku küllastava veeauru tihedus ja rõhk(E).E=E0*10 7,45t/(235+t),kus E0=6,1mb,s.o.õhku küllastava veeauru rõhk 0C juures,t-õhutemp. Selgub ,et temp.tõustes küllastava veeauru rõhk kasvab võrdlemisi kiiresti.Negatiivse temp.kohal on see rõhk allajahtunud vee kohal suurem,kui jää kohal.See on tingitud veemolekulide suuremast liikuvusest võrreldes jäämolekulidega samal temp. 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.
8.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,Tähtsamad pilvi kujundavad protsessid,Pilvede tekkimise ja kujunemisega seotud skeem atm.,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  Äike ehk pikne on elektriline atmosfäärinähtus, mis ilmneb välkude ja müristamisena. 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 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.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
4. 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:sinine värvus tähendab,et õhk on puhas ja kuiv,sest ta hajutab rohkem lühemalainelist kiirgust.Valkjas värvus osutab veepinakestele ja tolmukübemetele,mis hajutavad kõigi lainepikkusega kiiri ühtlaselt.Kui päike ja kuu on punased,osutab see suitsule ja tolmule- hajumise tõttu väheneb otsekiirguses lühemelainelise kiirguse hulk ja kasvab pikemalainelise kiirguse osatähtsus.Taeva ebatavalise värvi puhul-kollane,hele,tumepunase päikesega tähendab,et õhus on väga palju tolmu,hajutakse rohkem pikemalainelist kiirgust. 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.Vikerkaar:on optiline nähtus,mida põhjustab valguse murdumine, peegeldumine ja difraktsioon veepiiskades.HALO: vahetevahel võib taevas näha suurt ringi ümber päikese v kuu,mis ei ole küll igapäevane,aga siiski üsna tavaline nähtus.Harvem on ringe kaks.Sellist nähtust nim.haloks.Tara: Vikerkaares näeme tagasi hajuvat päikesevalgust. Vikerkaart vaadates on Päike meie seljataga, see tähendab, et valgus on oma esialgsest suunast kaldunud kõrvale rohkem kui 90°. Õhus olevate udupiiskade korral on difrakstiooni esimene maksimum lähemal kui 30°, see tähendab, et peaksime nägema difrageerunud valgust Päikesele lähemal kui 30°. Päike on väga hele ja sellepärast on Päikesele nii lähedal difrageerunud valgust raske märgata, küll aga võime näha võluvat värvidemängu, kui õhukesed pilveräbalad mööduvad Kuu eest. Kuu ümber on mõne kraadi läbimõõduga värviline oreool - tarad, mille intensiivsus muutub olenevalt parajasti Kuu ees oleva pilveräbala paksusest. Muutub ka värviliste ringide raadius. Väiksemad piisad tekitavad suurema läbimõõduga oreooli. Kui piiskade suurus pilve ulatuses muutub, siis võib oreool olla mõnes suunas natuke välja venitatud. Tarades on nagu põhivikerkaareski sinised ringid tsentrile lähemal ja punased kaugemal. Ümmargusel piisal tekkiva difraktsiooni esimese maksimumi nurkkaugus on võrdeline lainepikkuse ja ekraani (piisa) diameetri suhtega. Samasuurtel veepiiskadel kaldub pikema lainepikkusega punane valgus oma esialgsest suunast rohkem kõrvale kui lühema lainepikkusega sinine valgus. Miraaz : Mõnikord näeme kaugeid objekte seal, kus nad ei tohiks kuidagi olla. See on optiline nähtus miraaž ehk terendus, tuntud ka fatamorgaana nime all.Kõige sagedamini on miraaže kirjeldatud kõrberahvaste muinasjuttudes ja meremeeste lugudes . Eeskätt seetõttu, et nendel tegevuspaikadel on üks ühine tunnus - näha võib kaugele. Ometi ainult sellest miraaži tekkimiseks ei piisa. Vaja on, et valgus jõuaks meieni ebaharilikust suunast.Virmalised: Kõigis senikirjeldatud nähtustes on valgus pärit mingilt väliselt kiirgajalt, olgu see siis Päike, Kuult peegeldunud päikesevalgus või mingid inimese poolt loodud valgustid. Põhjamaades - on ju ka Eesti põhjamaa - pimedatel talveöödel nauditavat värvidemängu pakkuvad virmalised on atmosfääri ülakihtide hõredas õhus tekkiv valgus.Ebapäikesed:tekivad nagu halodki valguskiirte peegeldumisel ja murdumisel pilvede jääkristallides.
5.Soojusbilantsi 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.B=T+P+EL (B-aluspinna kiirgusbilanss ,T-soojusvoog õhku,P-soojusvoog pinnasesse või pinnasest ,LE-soojus,mis kulub aurumisele.Temperatuuri skaala: Rahvusvaheline temperatuuriskaala ehk praktiline temperatuuriskaala on praktilistel kaalutlustel loodud temperatuuri mõõtmise skaala. 1927. aastal kinnitati esimene praktilise temperatuuriskaala, mille aluseks võeti Celsiuse skaala. Praegu kehtiv praktiline temperatuuriskaala võeti vastu 1990. aastal (International Temperature Scale of 1990 ehk ITS-90), mis on järjekorras seitsmes. Termomeeter ,Kelveni skaala. Kelvini skaala ehk absoluutne temperatuuriskaala mille võtis kasutusele 1851. aastal inglise füüsik William Thomson ( lord Kelvin). Absoluutse temperatuuriskaala alguspunktiks on absoluutne nullpunkt ja selle temperatuuriskaala järgi võib temperatuur olla ainult positiivne. T90 = t90 + 273,15.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 temp.kõikumiste vahel maapinnal ja maa sees annab valem: Az=Ao e-z¬(πC)/(λτ),kus Ao-temp.amplituud sügavusel z,z-sügavus,cm,e=2,718-naturaallogaritmi alus,C-pinnase ruumerisoojus,λ-pinnase soojusjuhtivus ,τ-temp.kõikumise perioodi pikkus.Pinnase temp.ööpäevane ja aastane käik ja seda mõjutavad tegurid:Päikesepaistelisel päeval tekib maapinnalähedases kihis t0 profiil,mida nim.insolatsiooniliseks.Selgetel öödel toimub maapinna tugev radiotsiooniline e kiirguslik jahtumine .Pilvisuse olemasolu vähendab temp.kõikumisi maapinnal.Pinnase soojenemine ja jahtumine sõltub oluliselt reljeefist,nõlvade asimuudist ja kaldest.Taimkate varjab maapinda,neelates olulise osa langevast päikesekiirgusest.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. 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. Temperatuur maapinnal ehk maapinnatemperatuur mõõdetakse taimkatteta pinnal. Selleks on meteoroloogiaväljakul maalapp mõõtmetega 6 x 4 m, mis kevadel läbi kaevatakse ja mille pealispinda pidevalt rehaga kobestatakse vältimaks umbrohu teket. Vaatleja ei tohi kogu vaatlusperioodi jooksul väljakule astuda, vältimaks mulla kunstlikku tihendamist. Sellele väljakule asetatakse maapinna termomeetrid . Nad peavad olema horisontaalselt , poolest saadik mullas ja neid tuleb lugeda nii, et vaatleja enne lugemi võtmist neid ei puuduta. Aastaringselt mõõdetakse pinnase temperatuur loodusliku rohukattega pinna all 20, 40, 60, 80, 120, 160, 240 ja 320 cm sügavusel. Maasse paigutatakse kaitsetorud, milledes puitvarraste otsas ripuvad spetsiaalsed sügavustermomeetrid, mis vaatluse hetkeks tõstetakse maapinnale. Termomeetrite läheduses ei tohi maapinda ega lund tallata. Vaatleja peab termomeetritele lähenema termomeetrite rivi kõrvale ehitatud purret mööda. Temperatuuri skaalad . Käesoleval ajal kasutatakse meteoroloogias temperatuuri mõõtmisel rahvusvahelist praktilist temperatuuriskaalat. See skaala on saadud A. Celsius ´e poolt aastal 1742 kasutusele võetud temperatuuri skaala laiendamise teel. Celsius võttis jää sulamise temperatuuri üheks oma skaala kindlaks punktiks (nn. reeperpunktiks) ja vee keemistemperatuuri norm. õhurõhul teiseks. Nende punktide vahekauguse jagas ta 100 võrseks osaks omistades jää sulamispunktile temperatuuri 0°C ja vee keemispunktile 100°C. Rahvusvahelise praktilise temperatuuriskaala saamiseks on võetud juurde lisa-reeperpunkte nii 0°C- st madalamas kui ka 100°C- st kõrgemas temperatuuri piirkonnas. Kokku on rahvusvahelises praktilises temperatuuriskaalas 12 reeperpunkti. Rahvusvahelises praktilises temperatuuriskaalas mõõdetud temperatuuri mõõtühikut tähistakse °C.Ameerika Ühendriikides ja veel mõnedes maades kasutatakse igapäevases elus temperatuuri mõõtmisel skaalat , mis võeti kasutusele 1715 aastal G.D. Fahrenheit ´i poolt. Fahrenheit´i skaala 0-punktiks valiti lume ja ammooniumkloriidi segu temperatuur ja 100°F-ks inimese normaalne kehatemperatuur . Jää sulamistemperatuur on Fahrenheit´i skaalas 32°F ja vee keemistemperatuur 212°F. Fahrenheit´i skaalas mõõdetud temperatuuri näitava arvu järel märgitakse ˚F. Ümberarvutamiseks kasutame seost:t C = ( t F - 32 ) 5 / 9 Eestis on varemalt (enne 1940.aastat) kasutatud ka Reaumur [reomü:r] skaalat, milles jää sulamispunkti ja vee keemispunkti vahemaa oli jaotatud 80 võrdseks osaks nn. Reaumur´i kraadiks (tähis ˚R). Reaumur´i skaalas mõõdetud temperatuuride mõõtarvud on väiksemad, mistõttu enne 1940 ilmunud kirjanduse kasutamisel tuleb alati jälgida, millist skaalat on kasutatud ja vajadusel Reaumur´i temperatuurid ümber arvutada, lähtudes seosest 1˚R = 1,25˚C.Miksimum ja miinimumtermomeeter: Termomeetrid, mis säilitavad pärast seadistamist esinenud miinimum- või maksimumnäidu, on vastavalt miinimum- ja maksimumtermomeetrid. Maksimumtermomeeter on ka inimese ja loomade kehatemperatuuri mõõtmiseks mõeldud kraadiklaas.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 .Temp.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.
1.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.
12.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.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. 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. Elavhõbebaromeetrid ja aneroidi parandid – Fahrenheiti skaala 9/5*tc+32 , Kelvini skaala -273 kraadi c null skaala, Celsiuse skaala meie 0.
3. 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/m2Päikesekiirgus 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´. 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 kiirguseksTegevkiht – 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.
7. Kondensatsiooninähtused maapinnal:
Maapealne kondensatsioon tekib :

Aluspinna tugeva efektiivse kiirguse tõttu

Küllalt niiske õhu kokkupuutel külmema aluspinnaga ( maapind , rohi , maapealsed esemed.

Allajahtunud veepiiskade sadestumisel ning külmumisl.
Kaste-esineb selge või võrdlemiselt vaikse ilma korral soojal aastaajal, kui tugeva efektiivsuse kiirguse tõttu maapind öösel jahtub alla katepunkti. Niiske õhu kokkupuutumisel selliselt jahtunud pinnaga veeaur kondenseerub sinna piiskadena nn kastena. Tekib enamasti öösel v õhtul rohule, maapinnale, seal olevatele esemetele. Seda soodustavad mulla pindkihis olevad poorid. Taimkatte alumistel pindadel olev kaste on tingitud vee aurumisest soojemalt mullapinnalt. Tuul takistab kaste tekkimist, segades õhukihte. Kastet tekib keskmiselt öö jooksul 0,1-0,3 mm, aastas ligi 10-50 mm .Suvisel ajal asendab kaste päeval taimedelt aurunud vett.
Hall- sama mis kaste aga tekib siis kui ööseti aluspinnal tempeatuur langeb alla 0-kraadi. Maapinna kohal olevast õhust tihendab siis veeaur taimedele või maapinnale kristallilise sademena. Vee kristallisatsioon soodustavad aluspinna igasuguseid väljaulatuvaid teravikud ning ebatasasused. Alanud kristallisatsiooni soodustab asjaolu, et maksimaalne veeauru rõhk on jää kohal väiksem kui samal temperatuuril vee kohal. Metsas tekib metsakõdu pinnale hõlpsamini ui paljal mullal. Seda kõdukihti , olles halb soojusjuht , takistab soojuse kandumist sügavamalt pinnalt.
Härm- on tahke sade mis tekib puuokstele, telefonitraatidele jm . Külma udus ilmaga või tugeva külma korral õhus jääkristalle. Kujuneb esmajärjekorras vertikaalsele pinnale , sest need on tuule tugevama mõju all kui horisontaalpinnad. Väliselt on härm lume sarnane valge kobe ning habras sade, mille moodustavad nõelakujulistest jääkristallidest koosnevad narmad . Võib tekkida igal ajal ööpäeva jooksul, mõnikord paksu ja rakse kihina puuokstele. Metsas kujutab härm teataval määral lisaseadmeid. Sisaldab sademeist kõigerohkem lämmastikku, aidates sellega mulda rikastada.
Jäide. On tahke sade kas läbipaistva või läbipaistmatu jääkihi kujul. Tekib nii rõhtsatel kui ka vertikaalsetel pindadel- okstel traatidel jne. harilikult tuulepoolsetele külgedele. Tekkimise põhjused 1) kui allajahtunud vihma või uduvihma piisad satuvad külmale pinnale ning külmuvad seal 2)kui pärast tugevaid külmi sajab vihma. Jäide tekib sagedamini talve alguses ning lõpul. Õhutemperatuuril 0kuni -3 või -5 kraadi.võib esineda paksu kihina.
Udu: on pilv, mis puutub vastu maapinda. Udust võime rääkida, kui nähtavus on vähenenud ühe kilomeetrini (veepiiskade tõttu).Udu tekib siis, kui õhu suhteline niiskus on 100%. Udupiisad moodustuvad, kui veeosakesed kondenseeruvad kondensatsioonituumakestele.
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.
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.
radiatsiooni e. kiirgusudu: kui maapinna lähedane niiskus on suur ja temperatuur langeb kastepunktini, saab alguse udu teke. Selgetel suveöödel on udu näha eriti soodes ja mujal madalamates niisketes kohtades. Selline kiht on mõnest meetrist kuni mõnesaja meetrini, erandjuhul on 100-200 meetrit. Haihtuvad peale päikesetõusu. Sagedamini tekivad radiatsiooniudud talvel antitsüklonite keskosas ja kõrgrõhuharjadel maapinna madalamates kohtades nagu lohkudes, jõgede ja järvede nõgude kohal, soode ja rabade kohal.
Udu võib tekida sooja ja niiske õhumassi voolamisel üle külma maapinna, millega õhutemperatuur langeb kastepunktini. Sel teel võib tekkida kuni 500 m paksune udukiht s. o. advektsiooniudu. Niimoodi tekib udu siis, kui soe õhk satub merel külma hoovuse kohale või talvel soe mereõhk mandri kohale.

• Kondensatsiooninähtused õhus ja kondensatsioonituumade osatähtsus:
  

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.

• Uduvine - On palju hõredam kondensatsiooniproduktide kogum, kui udu. Piiskade läbimõõt alla 0.005 mm. Nähtavus 1-10 km. Värvuselt on hallikas. Ei tekita niiskustunnet nagu udu.
  
• Sombud - koosnevad tahketest osakestest (tolmust, suitsust jne) ja on seega kuivad sumestused. Päike paistab läbi sombu kollakana või punakaskollakana. Kaugemal olevatele tumedatele esemetele annab somp sinaka varjundi. On tolmusomp, põuasomp, suitsusomp, linnasomp. Nähtavus tavaliselt üle 1 km, tiheda sombu korral ainult mõnikümmend meetrit.
  

9.Sademed,nende tekkemini 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: 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.
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. Sademete intensiivsus (hulk ajaühikus) määratakse kui mm/h. Lumesajud koosnevad kas lihtsamatest v keerukatest jääkristallidest v nende agregaatidest. Lumeahekasi läbimõõt ulatub 10mm.Sademete mõõtmine: 1mm sademeid=10t vett 1 ha-le.Mõõtmine on oluline mõõteriista asuhokt ja sad. Vastuvõtva pinna suurus. Tretjakovi sademetemõõtja 1950.a.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.Pluviograaf: Peale sademe mõõtja kasutatakse ka suuremates meteoroloogia jaamades vihma mõõtmiseks isevärki aparaati , mida nim pluviograafiks. See märgib paberlindile vihma hulga j saju aja.
10. 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 .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 sulamine: sulam .põhjused: soojad õhuvoolad, päikesekiirgus, vihmad, soojad mäetuuled e föönid.Lumikatte mõõtmine: määratakse: lum.paksus, tihedus, nähtava ümbruse lumega kaetuse aste, lumikatte ladestuse iseloom, lume ja lume all oleva maapinna iseloom.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 ja lumikatte 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.
14.

• Kliimat kujutavad tegurid
  

Päikesekiirgus- see on kõige tähtsam. Kiirgusenergia hulk, mille saab aluspind erineb olemasolevast asukohast maakeral.

Aluspinna iseloom- vee ja maismaa jaotus, reljeef, pinnase omadused, taimkate.

Atmosfääri tsirkulatsioon, mille kutsuvad esile erinevuse aluspinna soojenemises, mis omakorda sõltub kahest esimesest tegurist.

• Klimatoloogia ja kliima mõiste
  

Kliima ehk ilmastu on teatud piirkonnale omane pikaajaline keskmistatud ilmade režiim. Kliima uurimisega tegeleb teadus nimega klimatoloogia. Kliima iseloomustamisel tuleb arvestada ilmastikutüüpe ja ilmastikuvariante koos nende esinemisseadus ning välja tuua meteoroloogiliste elementide keskmised ja äärmised väärtused vastavalt perioodile jm järgi. Mida rohkem on elemente mõõdetud, seda paremini võib kliimat iseloomustada.

• Kliimat võib vaadata alljaotuse juures: 1)makrokliima 2)mesokliima ehk kohakliima 3)mikrokliima.
  
• Päikesekiirgus: 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 - karmi külma kliima. Soojuse, mille kliima saab sõltub peale kaldenurga ka atm. toimuvate protsessidest-kiirguse neeldumisest, hajumisest, kiirte peegeldumisest pilvedelt jne.
  
• Kiirgusrežiim aluspinnal: Otsese tähendusega kliima kujunemisel on aluspinna kiirgusbilanss –kõigi aluspinnale juurdetulnud ja äraläinud kiirgusvoogude vahe. Kiirgusbilansi elemendid: S ´ - päikese otsekiirgus maapinnale, D- päikese hajukiirgus, RQ- peegeldunud lühiajaline kiirgus, Eө- atm. vastukiirgus, E↑ - aluspinna kiirgus , RE- peegeldunud pikaajaline kiirgus.
  
• Energia juurdevool maapinnale on alati võrdne energia äravooluga sealt-Maapinna soojusbilanss on kokkuvõtteks null. Soojusbilansi võrrand: B+P+M+V=0
  

B-maapinna kiirgusbilanss, P- soojusvoog pinnasesse või pinnasest, M- turbulentne soojusvoog õhku või õhust maapinnale, V- auramiseks kulunud või kondensatsioonil vabanenud soojus.

• Aluspinna iseloomu mõju kliimale :Kliima territoriaalseid erinevusi kujundavad suurel määral geograafilised kliimategurid, s.o. maapinna kui lauspinna erinevused. Eriti sõltub aluspinna omadustest albeedo. Ka soojuse levik on mitmesuguste aluspindade puhul erinev. Põhilised lauspinna omaduste erinevused on ookeani ja maismaa vahel, nende jaotuse mõju kliimale on ulatuslik ja on põhiline kliimat mõjutav tegur. Veel mõjutavad kliimat: aluspinna erinevad liigid nagu lumikate ja jääkate, erinev pinnase koostis ja taimkate jms. Taim ja lumikate on omapärase temperatuuri- ja niiskusrežiimiga, see omakorda mõjutab õhu temperatuuri- ja niiskusrežiimi. Suurtel taim v lumikattega kaetud pindadel kujuneb kliima, mis omakorda mõjutab naaberalade klimaatilisi tingimusi.
  
• Veekogude mõju maismaa niiskusrežiimile: Aurumise intensiivsus sõltub järgmistest teguritest: veehulgast, mis võib auruda , aurumiseks vajalikust soojushulgast ning aurumist soodustavatest teguritest nagu nt tuul, küllastusvajak jt. Ookeanil on maismaa esimene tingimus alati täidetud. Ka tuul on ookeanidel küllalt tugev , soojust mida on vaja aurumiseks saab ookean päikesekiirguse näol ja soojade hoovuste arvelt. Aurumine on seetõttu ookeani pinnalt üldiselt väga suur, eriti ekvatoriaalsetel ja troopilistel aladel . Mandil n aurumine 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.
  
• Atmosfääri üldine tsirkulatsioon Kiirgusbilansi ebaühtlus ja sellest tingitud temperatuuri ja õhurõhu erinevused maakeralkutsuvad esile püsivaid või aastaaegadega muutuvaid õhuvoole nn. atm üldise tsirkulatsiooni. See on õhumasside liikumise püsiv süsteem, mille aluselt toimub maakeral soojuse ja niiskuse ümberjaotus. Atm sirk . koos merehoovustega mõjutab tunduvalt maakera kliimat, sellele lisanduvaid Päikese aktiivsuse muutused. Mitmesugused kiirgus ja tsirkulatsiooniprotsesside kombinatsioonid loovad erinevatel aladel isesuguse kliima.
  
• Geograafilised õhumasside tüübid:
  

Arktiline ja antarktiline õhumass

Parasvõõtme õhk

Tropilin õhk

Ekvatoriaalne õhk
12. Hüdromeoroloogilised vaatlused maismaal ja merel. Nüüd tehakse vaatlusi kell 1, 7,13 ja 19 keskmise kohaliku päikese aja järgi. Ilmaennustuse koostamiseks tehakse vaatlusi veel tihedamalt.
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 специализированное межправительственное учреждение Организации Объединённых Наций в области метеорологии. Основано в 1950 году. Является компетентным органом ООН по вопросам наблюдения за состоянем атмосферы Земли и её взаимодействия с океанами. Штаб-квартира ВМО находится в Женеве, Швейцария.
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.
Vaatlusandmed
Mõõtmised kogutakse andmebaasi (MySQL)
● Olulisemad meteoandmed jagatakse GTS vahendusel rahvusvahelisse
võrku
● Andmebaas toimib 2003 sügisest
● Andmebaas on osaliselt kättesaadav EMHI kodulehekьljel
● Andmebaasis paiknevad mххtmised on ilma kvaliteedikontrollita
● Ьksiku mххtejaama vддrtusi mingil ajahetkel minevikus on lihtne
vaadata kodulehekьljelt
● Keerukamate pдringute puhul (nдit. aegread vms) tuleb pццrduda EMHI
poole