Üldmeteoroloogia konspekt (0)

Tegijapoiss 2010

Üldmeteoroloogia konspekt eksamiks

Konspekt on tehtud Hanno Ohvril-I üldmeteoroloogia materjalide põhjal . Üsna vigu täis . Igast kasulikku infot on siin , kuid paljud asjad võivad segaseks jääda , kuna ma panin kirja enamasti selle mida ma ise ei tea ( peaaegu kõik). Valemite tuletusi ma kirja ei pannud , sest normaalsed inimesed selliseid asju ei õpi. Kasu on konspektis kindlasti.
Termini meteoroloogia all peetakse harilikult silmas kindlatel kellaaegadel tehtavaid õhu
temperatuuri, rõhu, niiskuse, pilvisuse, nähtavuse jt meteoelementide rutiinseid mõõtmisi javaatlusi.
Klimatoloogia - Paljuaastane iseloomulik ilmastik mingis piirkonnas. Klimatoloogia on meteoroloogia ja füüsilise geograafia piiriteadus.
Fahrenheiti skaala – Kaks püsipunkti 1) 0 F Kraadi = -17.78 C , madalaim temperatuur mis ta laboris sai . 2) 96 F = 35.55 C , tema arvates inimese keha temperatuur.
Jää sulab Fahrenheidi skaala järgi 32 F kraadi juures ja vesi keeb 212 F kraadi juures.
Fahrenheidi konverteerimiseks Celsiuse kraadideks tuleb 1) Lahutada Fahrenheidi skaala näidust 32 2) Korrutada tulemus 5/9 – ga .
Temperatuuril -40 F on ka Celsius -40 kraadi . Temperatuuril +50F on täpse ja ligikaudne Celsiuse näit sama ( -10
onverteerimiseks kasutatakse ka ligikaudse arvutamise valemit milles 5/9 = ½ ja 32 =30
Celsiusest Fahrenheiti saamiseks on valem F = 9/5*C + 32
Reamuri skaala - Celsiuse saamiseks tuleb C= 5/4 * Reamuri skaala näit . Suhe on 1.25 ehk Reamuri skaala tulemus tuleb sellega korrutada et Celsiust saada. Vastupidine on R=4/5 *C
Kui näiteks Celsiuse skaalal jää sulab 0 kraadi juures ja vesi keeb 100 kraadi juures , siis neid punkte kutsutakse Püsipunktideks.
Esimene Hg Baromeeter – Torricelli ( 1643 ) – ligi meetrine klaastoru täideti elavhõbedaga ja otsad olid suletud . Pandi elavhõbedaga täidetud kaussi . Alumise punni ära võtmisel jäi ikka 76cm kõrgune elavhõbeda sammas torru . Tühimikku täitsid elavhõbeda aurud. Samba kõrguse tasakaalustab õhurõhk.
Valem vedeliku toru (külg avast ) väljavoolamis kiiruse leidmiseks
Õhurõhu arvutamised
Õhurõhu arvutamise valem
Raskuskiirenduse arvutamine lähtuvalt laiuskraadist ( vaevalt seda vaja läheb)
G=978.049 ( 1+ 0.005288 sin2sin22cm/s2)
Õhurõhu arvutamise näide suvaliste andmetega
Sellest lähtuvalt saab teada et:

1 N/m2 = 1 Pa

100 000 Pa = 1 Bar

1 Bar = 1 atm ( looduslik atmosfäär) = 1 at (tehniline atmosfäär) vb ple õige

1Bar = 1000mbar –i , ülemises pole kindel
Ülesanne Tehnilise atmosfääri leidmiseks ( at)
1at=1kgf/ cm2 kgf = N ehk tuleb 1013 .25 mbar-i teha üheks N/cm2
Ülemise ülesande põhjal ( 1m2 = 10 000 cm2)
1013.25mbar=1013.25 hPa = 101325 Pa = 101325 N / m2 = 101325 N / 10000 cm2 = 10.1325 at
Baromeetritest ( õhurõhu mõõteriistad)
Torricelli baromeetrit nimetatakse ka anumbaromeetriks , sest selle üks ots on anumas .Seda tuleb tihti peale uuesti kalibreerida pärast kasutamist on on seetõttu ebamugav. Elavhõbe asub lahtises anumas ja on seetõttu ohtlik.
Anderoidbaromeeter ( nagu kraadiklaas ) – Ühes otsas on väike lõõts või osa , milles asub elavhõbe , mis õhurõhu muutudes üles liigub . Tegu on suhtelise mõõteriistaga aga seeeest lihtne transportida ja odav.
Beauforti tuulteskaala
Tuule kiiruse (tugevuse, jõu) hindamiseks koostas ta 12-pallise skaala, mis baseerus
täislastis purjelaeva olukorra kirjeldamisele erinevate tuulekiiruste korral. Skaala oli
täielikult purjelaevakeskne, sisuliselt võis vaatleja olla seljaga mere poole. Aurulaevade tulekuga muutus kasutuks.
1)Esimesed 5 palli, (04), tuulevaikusest kuni mõõduka tuuleni, kirjeldasid tuult selle järgi, milliseid roolimisvõtteid kasutati ja kui suur oli laeva kiirus sõlmedes peaaegu selgel veel.
2)Järgmised 5 palli, (59), küllalt tugevast tuulest kuni tormini, määrati selle järgi, milliseid purjeid kasutati.
3) Viimased 3 palli (1012), tugevast tormist kuni orkaanini, kirjeldasid laeva võimekust üle elada äärmuslikud olukorrad.
Beauforti pallid = bofoorid
Tabelit täiustati ja lõpuks oli 17 palli ja antud valemiga saab pallid kiiruseks arvutada.
v(m/s) = 0.836 * B1.5
B on pallid ( näiteks 5 palli ) ja tuleb võtta astmesse 3/2 ja korrutada 0.836 –ga.
Ajasüsteemid
GMT= UT ( Universal Time ) . Lennunduses on termin Zulu , näiteks
13:46 GMT = 1346Z
TAI – International Atmoic Time – väga täpsed kellad ( ei vaja korrigeerimist)
UTC – Universal Time Coordinated – Aatom kellad on küll väga täpsed , kuid nad ei lange kokku astronoomilise kellaga ja seetõttu loodi UTC , mis töötab Aatomkellade järgi kuid astronoomilise kella erinevuse tõttu lisatakse sellele enamasti aasta lõpus 1 lisasekund(Iga umbes 1.5 aasta jooksul jäetakse aatmokellad 1s seisma) .
GPS – Aeg , see on sünkroniseeritud UTC ajaga , kuid sellele ei lisata lisasekundeid , seega iga UTC aja muutmisega jääb GPS-aeg sekundi võrra ette.
Sateliit positsioneerimine
GPS  Global Positioning System, 31+1 USA satelliidil põhinev geograafiliste
koordinaatide määramise süsteem (1 satelliit ei tööta). Orbiitide kõrgus 20183 km,
periood 11 h 58 min. Korraga on vaateväljas 413 satelliiti. Algsetes kommertsversioonides lisati asukoha koordinaatidele teadlikult viga, hiljem (ca aastast 2000) vea lisamine kõrvaldati. Rahvusvaheliste konfliktide korral võidakse mingile piirkonnale (riigile) vea lisamine uuesti kehtestada.
GLONASS Global Navigation Satellite System, Venemaa 16 satelliidil põhinev
positsioneerimissüsteem.
GNASS -Global Navigation Satellite System, satelliitidel põhinevate positsioneerimissüsteemide üldnimetus.
Oma positsioneerimissüsteeme on loomas ESA (European Space Agency ) ja Hiina.
LORAN Long Range Aid to Navigation, satelliidiajastu eel käivitatud positsioneerimissüsteem, kasutas raadiojaamu. Vastavalt sagedusele levib raadiosignaal
erinevalt ( peegeldumine pilvedelt, ionosfäärilt jne), seega signaali leviajast tingitud
viga suurem.
LORAN-C Long Range Navigation time, aatomkellade võrgustiku LORAN-C-ga
tagatud aeg, käivitus 01-Jan-1958, hiljem pole korrigeeritud, edestab praegu UTC-d 24
sekundiga .
Uued tehnoloogiad ja sidevahendid võimaldasid koostada ilmakaarte suurte piirkondade kohta . Hakati kasutama raadiosondeerimist , saateti sond raadioga üles ja saadi teada näiteks temperatuur. Hakati kasutama ka radarsondeerimist . Orkaani tekkeks on vajalik 26 kraadi Celsiust. Hakati kasutama arvuteid prognoosimiseks. Esimene arvut arvutas ööpäeva prognoosi 33 ööpäevaga. Viimati hakati kasutama sateliite.
AERONET Eestis (Aerosol Robotic NETwork , NASA suurprojekt), mis kujutab endast Päikese spektraalse otsekiirguse ja taevasfääri heleduse seiret fotomeetrite globaalses võrgustikus ning selle alusel järelduste tegemist kiirguslevi ja aerosooliosakeste omaduste kohta .AERONET võrgustiku fotomeetrid on töötanud kokku enam kui 400 asukohas ;Eestis asub see Tõravere observatooriumis.
Geofüüsika – laiemas tähenduses kogu planeediga Maa seotud füüsika, planeedi ja selle
osade füüsikaline kirjeldamine, kitsam tähendus – Maa tahke osa füüsika . Jaguneb meteoroloogiaks , hüdrosfäärifüüsikaks , litosfäärifüüsikaks ja krüosfääri füüsikaks.
Meteoroloogilised elemendid – atmosfaari seisundit ja atmosfaaris toimuvaid protsesse
ning nahtusi kirjeldavad suurused ehk parameetrid ja karakteristikud, mida voib valjendada kas numbriliselt (kui tegemist on kvantitatiivselt moodetava voi hinnatava suurusega), tekstina (pilvede tuup) voi sumbolina (sademed, paikeseketta seisund jne), naiteks. Jaguneb : temperatuur(C) , õhurõhk (mbar) , veeauru osarõhk (mbar),suhteline niiskus (%) , pilvisuse hulk ja tüüp ( 9/3 Ci , Ac , Cu) , päikeseketta seisund . Ilmaprogrnoosimiseks ja analüüsimiseks on võimalikult palju elemente korraga vaja teada.
Gaas
Gaasi kirjeldab kõige paremini rõhk ja temperatuur . Atmosfäär kooneb peamiselt vaid gaasidest . Tihedus on ka tähtis (mille saab eelmise kahe kaudu).
Ideaalne gaas : molekulid eeldatakse olevat sedavord väikesed, et ei takista gaasi lõputut kokkusurumist. Ideaalne gaas on lõpmatuseni kokkusurutav ega hakka kondenseeruma, erinevalt molekulide mõõtmeid omavatest reaalsetest gaasidest. Ideaalse gaasi eeldust kasutatakse kõikide atmosfääri gaaside jaoks va. Veeaur.
Gaasi rõhu 4 tähtsamat valemit.

Gaaside molekulaarkineelilise teooria põhivõrrand.
p= 1/3 m n m- ühe gaasimolekuli mass ; n – gaasimolekulide konsentratsioon ehk arv ruumalaühikus ; gaasi molekulide kiiruse ruudu keskväärtus.

p=nkT k- Boltzmanni constant k= R/Na= 1.38*10-23J/K ; R= universaalne gaasikonstant , mille arvuline väärtus sõltub gaasi kogusest , kui gaasi on üks mool või üks kilomool . R= 8.314 J/mol*K = 8.314*103 J/kmol*K ; Na – Avogadro arv = 6.02* 1023 mol-1 ; T- temperatuur Kelvinites

pV=(m/ RT - Mendelelejev-Claperony võrrand e. ideaalse gaasi olekuvõrrand . V – gaasi ruumala ; gaasi ühe mooli või kiloomi mass , m/moolidemass näitab seega moolide või kilooomide arvu ; T- gaasi temperatuur absoluutse (Kelvini) skaala järgi.

p=g h – hüdrostaatika valem
Hüdrostaatika valem
See väljendab rõhku mingil kõrgusel või sügavusel . Teisisõnu on see kõrgust h omava ühikulise ristlõikega samba kaal. Eeldusel et tihedus on kogu samba ulatuses konstantne leian samba kaalu P .
P=m*g = V* * g = S*h**g
m- vedeliku või gaasisamba mass ; V- samba ruumala ( V=S*h) ; S- Samba ristlõike pindala ; h-samba kõrgus ;  – vedeliku või gaasi tihedus ; g – raskuskiirendus
Samba kaal jagades põhja pindalaga saab otsitava rõhu.
p=P/S = roo *g*h p=roo*g*h – hüdrostaatika põhivalem
Eriti kokkusurutavad on gaasid. Atmosfaarisamba kaalu voi rõhku arvutades tuleb kindlasti arvestada tiheduse muutumist kõrgusega. Seega üldjuhul on vedeliku või gaasi tihedus sõltuv vertikaalparameetrist (kõrgusest atmosfääris, sügavusest veekogudes).
dz-elementaarse kihi kaal ( seda valemit ei lähe ilmselt vaja)
Ülerõhu leidmiseks tuleb lihtsalt hüdrostaatika valemit kasutada.
Seos rõhuühiku at ja Pa vahel . Sellest lähtub et 1 at = 98 000 Pa
Atmosfääri vertikaalne ulatus
Kuna atmosfäär laheb üle maailmaruumiks sujuvalt , siis on atmosfääri vertikaalse ulatuse
määramine suuresti kokkuleppe küsimus – millisel kõrgusel loeme atmosfääri lõppenuks ja maailmaruumi algavaks? Vaatleme esmalt massi jaotust atmosfaaris. Kuna õhu tihedus kõrgusega kiiresti kahaneb,siis ule 99% atmosfaari massist paikneb allpool kõrgusnivood 30 km. See on 670 korda vaiksem kaugus vorreldes maksimaalselt voimaliku kahe punkti vahelise kaugusega Maa pinnal, 20 000 km. Vorreldes kõrgusnivood, 30 km, Maa raadiusega , 6 370 km, same 212-kordse erinevuse. Seega paikneb enamus atmosfaari massist suhteliselt õhukeses kihis. Lugedes atmosfaari ülemiseks piiriks korgust, kus ioonide tihedus langeb maailmaruumi omale, 100 iooni/cm3, saaksime atmosfaari kõrguseks umbes 20 000 km. Sellisel korgusel ei esine aga ühtki tuntud atmosfäärinähtust. Moned virmalised ulatuvad 1200 km kõrguseni. Seda kõrgust loeti pikka aega atmosfääri kõrguseks. Praegu loetakse atmosfääri välimist kihti, eksosfääri, ulatuvat kõrguseni 3000 km
Atmosfäär ei ole ühtlane keskkond, tema koostis ja omadused muutuvad vertikaalsuunas, voimaldades jaotamist kihtidesse. Kihtideks jaotamisel on tähtsaim parameeter temperatuur..
Troposfäär Atmosfääri kõige alumine osa, ulatub aluspinnast umbes 10 km kõrguseni Troposfääri kõrgus oleneb geograafilisest laiusest ja aastaajast . Kõige kõrgem on ta ekvaatori kohal. Külmal aastaajal on troposfäär madalam kui soojal . Õhu hõrenemise tõttu temperatuur langeb kõrgusega, keskmiselt 6 C/km. Sellest keskmisest esineb kõrvalekaldeid, troposfääris võib olla õhukihte, kus kõrguse kasvamisel temperatuur pusib (isotermiline kiht) või isegi tõuseb (inversioonikiht). Troposfääris asub 75% atmosfääri massist, siin tekivad ja kaovad pilved , leiab aset intensiivne õhu horisontaalne ja vertikaalne liikumine, kujuneb ilm.
Tropopaus ehk substratosfaar. Vahekiht (üleminekukiht) troposfääri ja selle kohal asuva kihi, stratosfääri, vahel, paksus 1–3 km. Tropoapusi iseloomulikuks tunnuseks on temperatuuri langemise oluline aeglustumine kõrgusega. Tropopausis esinevad väga tugevad jugavoolud. Jugavoolud kujutavad endast kõrgustel 1015 km paiknevaid tuule lamedaid “voolutorusid” kõrgusega 24 km ja laiusega 300400 km, kus õhk liigub kiirusega 200300, kuni 700 km/h. Jugavoolude tekkimiseks on vajalik poolustele lähema külma ja ekvaatorile lahemate alade soojema õhu kokkupuude . Seega, vastavalt aastaajale jugavoolude asukoht nihkub vastavalt kas pooluste voi ekvaatori suunas. Kummalgi poolkeral on kaks jugavoolude piirkonda: polaarne ja subtroopiline. Jugavooludes liigub õhk ida suunas.
Stratosfaar - Algab kõrguselt ca 11 km ja ulatub kõrguseni ca 50 km. Temperatuur jääb esialgu samaks (–55 kuni –60 C), kuni kõrguseni ca 20 km, isotermia, seda osa stratosfäärist nimetatakse ka isosfääriks. Edasi temperatuur kasvab, ca 3 C/km. Põhjuseks on Paikese UV-kiirguse neeldumine osoonis. Kui osooni ei oleks, siis temperatuur tõonäoliselt langeks kõrgusega, see tähendab, et troposfäär jätkuks.
Temperatuuri kasv kõrgusega põhjustab tiheduse languse ning vaga stabiilse kihistuse
tihedamad kihid on madalamal. Siit ka stratosfääri nimetus.
Stratopaus. Korgusel ca 50 km. Temperatuuri kasv peatub väärtusel ca 0 C (osooni pole
enam piisavalt).
Mesosfaar. Algab 50–55 km kõrguselt. Temperatuur, analoogiliselt troposfääriga, uuesti
langeb, jõudes oma ülapiiril 80 km kõrgusel väärtuseni ca –80 kuni –90 C. Stratosfäär ja
mesosfäär kokku moodustavad nn keskmise atmosfääri.
Mesopaus . Kõrgusel 75–80 km, temperatuur enam-vahem konstantne.
Termosfäär. Algab kõrguselt ca 85 km ja ulatub umbes kõrguseni 500 km. Õhumolekule
on hõredalt, mistõttu Päikese nii tavaline elektromagnetkiirgus ehk päikesevalgus, eriti aga korpuskulaarkiirgus kiirendavad nende teele jäävaid molekule suurte kiirusteni. Molekulide suurem kiirus tahendab kõrgemat temperatuuri.. Termosfääris temperatuur kasvab kõrgusega ja muutub korgusel ca 110 km positiivseks , seejarel kasvab kuni vaartusteni 1500–2000 C. Gaasid on ioniseeritud olekus ja reageerivad Maa magnetvalja muutustele. Hõrenduse tottu on aga ohu soojusjuhtivus vaike ja termosfaari õhk ei kõrvetaks .Molekulid ja ioonid võivad termosfääris läbida mitukümmend km ilma põrkumata.
Termopaus. Kõrgusel ca 500 km
Eksosfaar. Algab kõrguselt ca 500 km ja ulatub kõrguseni kuni 3000 km ( maailmaruum ).
Kõrge temperatuur püsib voi isegi kasvab. Toimub ioonide hajumine maailmaruumi ning
sealsete ioonide saabumine Maa atmosfääri.
Esitatud atmosfääri kihistus on koostatud temperatuuri muutuste jargi . Pidades silmas teisi parameetreid, voib saada teistsuguseid kihistusi, nimetame neist kolm: 1) atmosfaari gaasilise koostise jargi, 2) turbulentsi (vertikaalsete õhuvoolude) olemasolu jargi, 3) gaaside ioniseerituse jargi. Levinud on kolmas põhjus, kõrgemal kui 80 km asuva kihi nimetamine ionosfääriks seal olevate elektriliselt laetud osakeste – ioonide ja elektronide rõhkuse tottu. Ionosfäär mõjutab oluliselt raadio kaugsidet.
Atmosfääris toimuvate protsesside kirjeldamiseks luuakse mudeleid .
Tihenduslikult homogeenne atmosfäär - lihtsaim mudel , kokkusurumatu ja ühtlase tihedusega seega . Tegelikkuses kõrgemale liikudes atmosfääri tihedus väheneb. Tegu on ühesõnaga mudeliga milles on ühtlane tihedus .Temperatuuri kasv vähendab tihedust ja suvel võib ntx kuuma asfalti kohal ootamatult hetkeliselt olla all pool kihis hõredam kiht kui selles kõrgemale jääv . Veeauru on kihina kõige vähem . Ja Osooni on ka tegelikkuses 1-6mm paksune kiht .
Normaaltingimustel (0C, 101325 Pa) on erineva tihedusega gaaside molaarruumalad
konstantsed ja võrdsed suurusega 22.4 dm3/mol . Selle abil saab arvutada gaaside tihedusi.
Veeauru väike tihedus võrreldes hapniku ja lämmastikuga on üheks põhjuseks, miks niiske õhu korral on meil harilikult tegemist madalrõhkkonnaga. Asendades õhus olevad veeauru molekulid hapniku ja lammastiku omadega, muutub õhk kuivemaks ning raskemate molekulide tõttu kasvavad õhu tihedus ja rõhk.
Keskmine moolimass – selle saab korrutades tiheduse ja universaasle mooliruumala (22.4 dm3/mol)
Standardatmosfäärid väljendavad meteoelementide keskmisi väärtusi mingi asukoha erinevatel lõikudel. Standardatmosfäär on ühesõnaga lihtsalt mingi atmosfääri tüüp/kujutis , nagu see troposfääride ja muude värkide värk. Igas riigis võivad teadlaste sõnul troposfääri piirid kusagil mujal olla jne.
Osoon tekib UV kiirguse mõjul ja paikneb peamiselt 15-30km kõrgusel . Osoon tekib kahes astmes 1) Hapniku molekul laguneb UV toimel 2) Üksik hapniku aatom liitub tavalise kahemolekulise hapinku aatomiga . Selle toimumiseks peab energia hv korrutis piisav olema. Planetaarne kaitsekiht – osoonikiht mis kaitseb maad.Osoon võib tekkida ka autokütuse mittetäieliku põlemise tõttu . Sudu koosneb tihti osoonist .
h=6.62 * 10-34 J s v= UV- kvandi võnkesagedus
veel energiaarvutamise staff hv= Plancki constant* w (ringsagedus)
Lainepikkuse leidmine  cT=c *1/v , T on kiirguse võnkeperiood , c – valguse kiirus.
Elektromagnetilist kiirgust lainepikkusega 10–400 nm nimetatakse ultraviolettkiirguseks . Omab tugevat bioloogilist toimet mis on seletatav keemiliste protsessidega. Toime sõltub lainepikkusest. Päikese kiirgusena ei jõua lühemad kui 200 nm maapinnale . Seega lainepikkused 200-400 jaotatakse kolme ossa A. B ja C .
A (315–400 nm) – koige “mahedamad” ja vahem ohtikud UV kvandid, soodustavad nahas pruuni pigmendi ja D-vitamiini moodustumist .
B (280–315 nm) – suurema energiaga kvandid kui A-piirkonnas, tugevam fotokeemiline
toime, kuid intensiivsem kiirgus pohjustab kiiremat naha punetumist ja põletusi, siit
nimetus erüteemne UV-kiirgus; seda kiirgust kasutatakse ka kurgu- ja neelupõletike raviks (nn külm kvartskiirgus); erüteemne – punetust tekitav.
C (200–280 nm) – kõige “tugevamate, kalgimate” kvantide piirkond, bakteritsiidne toime .päiksekiirguse koosseisus aluspinnani praktiliselt ei joua, kuid tekitatakse kunstlikult (vastavad lambid) ning kasutatakse haiglaruumide desinfitseerimiseks ja steriilse keskkonna loomiseks;
Biodoos (MED – Minimaalne Erüteemne Doos ) – teatava lainepikkusega kiirgusenergia
kogus pinnaühikule, mis on vajalik päevitumata naha kerge nahareaktsiooni tekkimiseks. Iga inimene vajab umbes 10% biodoosist päevas , muidu võib haigeks jääda.
Dobsoni ühik – on ühik atmosfäärisambas parajasti oleva osooni üldkoguse väljendamiseks .

Osoon või mõni muu gaas taandatakse normaalrõhule

Saadud kihi paksus väljendatakse sajandikmillimeetrites mis ongi Dobsoni ühikuks. ( 1mm = 100 Dobsoni ühikut )
USA-s kasutatakse millisentimeetrit (mcm) või milli -atmosfäärsentimeetrit ( matm cm) tihti ühikuna.
300DU(Dobson Unit ) = 3mm = 0.3 cm = 0.3 atm cm = 300 matm cm = planetaarne keskmine osoonikihi paksus . Osooniauk triivib polaaralade juurest ekvaatori poole.
Dobsoni ühiku definitsioon osoonimolekulide arvu jargi on järgmine:
üks Dobsoni uhik vastab 2.691020
osoonimolekulile 1 ruutmeetrilise ristloikega
vertikaalses atmosfäärisambas.
Ülesanne milles on risttahukas ühe ruutmeetrise pindalaga ja molekulide arv on 1 DU , siis saame samba kõrguse leida valemiga.
h= k*T*Ndobs/p*S T= 0C = 273.15K , k-Boltzmanni constant 1.38*10-23
Biodoos ehk minimaalne erüteemne doos (MED) kui närga päikesepoletuse biofüüsikaline ühik, on vaikseim kiiritusdoos, mis kutsub esile paevitamata naha punetuse. Fuusikaliselt on biodoos uhikulisele pinnale teatava aja jooksul langev paikesekiirguse (paikesevalguse) energia . Paevitamisel on oluline teada kui kiiresti voiks 1 MED koguneda ehk teisisonu, kui kiiresti toimub paevitamine voi poletuse saamine. Fuusikalis -bioloogilise suurusena kasutatakse doosi kogunemise kiirust, uhik MED/h. Doos koguneb kiiremini keskpäeval tõelise päikeseaja järgi , päike on kõige kõrgemal.
Nahatüübid jaotatakse kuueks :
1)Valge I – 200 J/m2
2)Valge II - 250 J/m2 eestlased
3) Valge III – 350 J/m2 araablased
4)Helepruun 500 J/m2
5)Pruun 800 J/m2
6) Must 1500 J/m2
Kohalik keskmine päikese aeg on GMT tuginev ajasüsteem , millest GMT-d on korrigeeritud vastaval asukoha mediaani idapikkusele E. Selle aja järgi leitakse vist millal on päike kulmineerunud . Tavaliselt kell 12 peäval +- 15 minta.
Kohalik keskmine aeg = GMT + 1/15E E- asukoha idapikkus kraadides .
Tõeline päikeseaeg (TST) on selline ajasusteem, milles kell 12:00 TST on Päikese korgus antud paeval antud geograafilise idapikkuse juures maksimaalne. Seda kella tuleb korrigeerida , sest see üldiselt muutub ia päev umbes 30 sekundit.
tõeline päikeseaeg = kohalik keskmine aeg -ajavõrrandiga arvutatav parand
Tõeline päikese aeg TST= GMT + 1/15 E – AV E – tartu tähetorni laiuskraad ilmselt ja AV Tartu tähetorni parand .
Lääneriikides kasutusel olev ajavõrrand erineb Eesti omast ( Spencer ) vaid märgi poolest.
TST= GMT + 1/15 E + AV (Spencer)
Kui on antud idapikkus siis ntx E= 26 kraadi 28 sekundit = 26.467 kraadi siis saab aja teada tehtega = 26.467*24h/360 kraadi = 26.467/15 h = 1.764 h.
TST(20jun ) = GMT + 1.764h – 0.025 , sest parand oli 0.025h vist , sel ajal.
GMT avaldamine suveaja kaudu.
TST (20 jun) = Eesti suveaeg – 3h + 1.739h
Keskpeäval suvel oleks normaalne vaid 20 minutit päevitada. Ühe peäva jooksul on keskmiselt võimalik saada 19 MED-I . Esimsene naha tüübiga inimesed võivad peävitamist varjust kah alustada sest Rayleigh hajumise tõttu on võimalik ka varjus Kiirgust saada , mis tekitab kasulikku D-vitamiini.
UV indeks – mõõdetakse aparaatidega ja see kirjeldab UV intensiivsust. Mida suurem indeks seda suurem on oht . UV indeks 1 = 25 mW/m2 , iga järgnev indeks on 25 võrra suurem.
Kui palju aega kulub 1 indeksiga UV kiirguse korral I nahatüübiga inimesel erüteemse doosi saamiseks.
t= 200J / m2 : 25*10 -3 / m2 s -- Nahatüübi kogus jagatud indeksi energiaga vms.
Tunni ajaga kogunev MED-ide hulk
60min/ erüteemne doos = …
Liibanoni efekt. Vaestes, kuid radikaalsetes islamiriikides ( Liibanon , Afganistan jt) on
naised religioossetel kaalutlustel sunnitud liikuma üleni kaetuna. Seetottu, vaatamata
paiksepaiste ulikullusele, esineb nendes riikides ka noortel naistel UV-kiirguse puudusest
tingitud osteoporoosi. Viimane omakorda pohjustab mitteislamimaades suhteliselt harva
esinevaid sunnitustraumasid vaagnaluu murde.
Ideaalnse gaasi oleku võrrand e. Mendelejev - Clapeyroni võrrand seob tiheduse , temperatuuri ja rõhu
pV=m/*RT – gaasi mooli või kilomooli mass . m/ - on nö moolide arv ideaalses gaasis. T on temperatuur Kelvini skaala järgi . R- universaalne gaasikonstant ,
R= 8.314 J / mol*K
Tegelikkuses on gaasid reaalsed mitte ideaalsed .Nende molekulid omavad mõõtmeid. Gaasid on ideaalsed juhul kui üks kahest tingimusest on täidetud:

Gaaside temperatuur on kõrgem kriitilisest temperatuurist ja kondendseerumine on võimatu seetõttu

Gaas on hõre , tema rõhk on väiksem nn küllastava auru rõhust
Nimetatud eelduste täitmisel jääb gaas gaasiks võimalike temperatuuri ja rõhu muutuste korral. Kriitlist piiri ületades muutub aine gaasiks.
Daltoni seadus – Ideaalsetest gaasidest koosneva segu rõhk võrdub segu koostisse kuuluvate gaaside osarõhkude summaga .
Kuivas õhus puudub veeaur
Kuiva õhu olekuvõrrand ( eeldusel et m =1)
pV(kuiv) = R (kuiv)*T - ideaalse gaasi olekuvõrrandiga on see erinevus et mass
on ühikuline (1kg või 1 gr vms) . R(kuiv) – erigaasikonstant.
R(kuiv) = 287 J / kg*K = 0.287 J / g*K
Kuiva õhu moolimass (Kuiv) = 28.96 g/mol
Seda kaudu saadud (Kuiv)= R/R(kuiv)
Kuiva õhu olekuvõrrand teisel kujul
P=(kuiv)*R(kuiv)*T
Veeauru olekuvõrrand – Veeaur on nähtamatu , Saun ei aura , saun udutab . Kondenseerunud veetilgad lihtsalt tekitavad nähtava auru . Veeaur võib jäätuda , ideaalne gaas aga jääb alati gaasiks. Veeaur moodustab muude gaasidega mehaanilise segu.
Kastepunkt - Vee molekulid on harilikult nii kaugel et nad ei moodusta veepiisiki ehk klastreid , liitumise teel . Teatud temperatuuridel see vist ikka juhtub ja seda nimetatase Kastepunktiks.
Ühikulise massiga veeauru koguse olekuvõrrand -
e V (veeaur) = R (veeaur) * T e- veeauru rõhk
R(veeaur) =0.4615 J/g*K = 461.5 J/kg*K
Niiske õhk - Segu kuivast õhust ja veeaurust
Kuiva õhu gaasikonstandi saab kui see(erigaasikostnant R) jagada veeauru erigaasikonstandia ja vastupidi.
Niiskeõhu olekuvõrrand.
pV=(1+0.608 s) R(kuiv)*T , milles s on suhteline mass ( 1kg või 1 gr) , 0.608 on R(kuiva) erigaasikonstant .
Sulgudes olevat pornot ( 1+0.608 s) võib lugeda kuuluvaks temperatuuri T juurde ja siis kutsutakse seda virtuaalseks temperatuuriks , mis on alati kõrgem tavatemperatuurist . Teine variant on sulgude sisu lugeda R(kuiva) juurde.
T( virtuaalne ) = ( 1+0.608 s) T
pV=R(kuiv)*T(virtuaalne)
Virtuaalne temperatuur on selline temperatuur , mida peaks omama kuiv õhk , et tema rõhk ja tihedus oleksid samasugused nagu niiskel õhul. Niiske õhu tihedus on pisut väiksem kuiva omast.
Niiske õhu tihedus
(niiske) = P/R(kuiv) * T(virtuaalne)
Virtuaalsed temperatuuriparandid soltuvad sellest, kui suur on niiskes ohus oleva veeauru
suhteline osa s. Atmosfaariohus ei saa viimane kasvada vaartuseni s = 1, sest:
1) atmosfaaris on alati ka teisi gaase,
2) veeauru suhtelise osa s kasv on igal temperatuuril ja rohul piiratud veeauru
kullastumisega, mille jarel veeaur hakkab valja kondenseeruma
Kelvini temperatuuri puhul tuleb temperatuurist lahutada 273.15 K et saada Celsius.
Molekulaarkineetilise teooria põhivõrrand
P=1/3 m*n *v2 millest v on molekulide ruudu keskväärtus. N- molekulide arv ruumiühikus
=m*n ---- selle saab eelmisesse valmisse asndada
T2=m2/m1*T1
Sellest näeme et kuna teise gaasi molekulid on raskemad , siis on ka tema temperatuur kõrgem. Kui niiskes ohus olevad veeauru molekulid asendada kuiva ohu koostisse kuuluvate raskemate molekulidega (lammastik, hapnik) ja vähendada molekulide arvu tiheduse ja rohu sailitamiseks, siis raskemate molekulide korral kujuneb korgem temperatuur vastavalt eelnevale valemile .
Küllastava veeauru rõhk – igal temperatuuril on oma teatud maksiaalne veemolekulide piir ja seda iseloomustatakse sellega. Kui piir on ületatut tekib kondensatsioon.
Ja selle valem E=6.107*10 7.665t/243.33+t Magnuse valem
Õhus olevate gaaside veeauru rõhku saab arvutada kahel meetodil:
1) antud temperatuuril veeauru kullastava rohu E ja suhtelise niiskuse RH
korrutamine , e = E RH,
2) psühromeetriga moodetud kuiva ja marja termomeetri naitude sisestamine
psuhromeetrilisse valemisse.
Suhteline ehk relatiivne niiskus – Õhus tegelikult oleva veeauru rõhu suhe samal temperatuuril õhku küllastava veeauru rõhusse , harilikult väljendatakse protsentides.
RH= e/E*100% (RH=Relative Humitidy)
Psühromeeter. Kahest ühesugusugusest termomeetrist koosnev seade, milles ühe termomeetri reservuaari niisutatakse (marja marliga). Auramise tõttu langeb marja termomeetri nait ehk lugem . Kuiva ja marja termomeetri naitude vahet nimetatakse psühromeetriliseks diferentsiks. Veeauru rohk e arvutatakse psuhromeetrilisest diferentsist psuhromeetrilise valemi abil.
Vt aspiratsiooni psuhromeetri joonist, M. Jurissaar (1998) “Meteoroloogia”, lk 22.
Psühromeetriline valem. See on valem veeauru rõhu arvutamiseks kuiva ja marja termomeetri naitude jargi.
e= E(märg) – K(t(kuiv) – t(märg)) p
e- veeauru rõhk , t-d – termomeetrite näidud , p – õhurõhk , E-mrja termomeetri näidule vastava küllastava veeauru rõhk.
Psuhromeetriline koefitsient K soltub psuhromeetri konstruktsioonist, eriti marja termomeetri ventilatsioonist. Meteoroloogilises praktikas on kasutusel kaks psühromeetri tüüpi:
1) statsionaarne ehk Augusti psuhromeeter, 2) aspiratsiooni ehk Assmanni
psuhromeeter. Psuhromeetrite konstandid on pisut erinevad, mis on segaduste allikaks.
1. Statsionaarne ehk Augusti psuhromeeter paikneb püsivalt nn meteoroloogilises onnis, nait pisut soltub tuulest valjaspool onni, psuhromeetri konstant
KAugust = 0.000 7947 (vastab tuule kiirusele 0.8 m/s).
2. Aspiratsiooni ehk Assmanni psuhromeeter on teisaldatav ja kasutatav ka siseruumides, ohuvool marja termomeetri reservuaari umber tekitatakse sisseehitatud ventilaatoriga (uleskeeratav voi elektrivooluga). Psuhromeetri konstant
KAssmann = 0.000 662.
Seega psuhromeetriline valem Augusti ehk statsionaarse psuhromeetri jaoks
e = Emarg – 0.000 7947 (tkuiv – tmarg) p
psuhromeetriline valem Assmanni ehk aspiratsiooni psuhromeetri jaoks
e = Emarg – 0.000 662 (tkuiv – tmarg) p
(rõhk on millibaarides mõlemas valemis; veeauru osarõhk on e )
Absoluutne niiskus on veeauru mass grammides ühe kuupmeetri niiske õhu kohta , teisisõnu g/m3.
Absoluutne niiskus = veeauru mass grammides / niiske õhu ruumala kuupmeetrites
Veeauru gaasikonstant Rveeaur=461.5 J/kg*K
Harilikult tahistatakse veeauru tihedust ehk absoluutset niiskust tahega a, ning konstant
antakse kolme numbriga, absoluutse niiskuse valem:
a=217 e/T ühik g/m3 e- osarõhk millibaarides , T-temperatuur Kelvinites
Absoluutse niiskuse valem Celsiuse skaalal vist
a=(0.8e) / (1+  t)
Väga tüüpiline viga on mBar-ide asemel kasutada mm Hg-d , see on aga vale ja sellisel juhul tuleks lugejat korrutada 1.333-ga . Ja saab sellise valemi:
a=289 e / T = (1.06e)/(1+t)
Eriniiskus (s ) on veeauru suhteline mass 1kg kuiva õhu koostises . Et arvud suuremad oleks suurendatakse suhtarvu 1000 korda ja eriniiskus defineeritakse kui veeauru mass grammides ühe kg niiske õhu kohta.
Eriniiskus värkide tiheduste kaudu
s=veeaur/ veeaurkuiv
Kuiva õhu rõhk avaldub
pkuiv= kuivRkuivT = p-e
Seega olekuvõrrand kuivaõhule ja niiske õhu koostisgaasile
p-e = kuivRkuivT
Õpikutes esitatav Eriniiskuse valem ümardatult ja lihtsustatult
s=0.622e/p
Kastepunkt -. Temperatuur, mille juures õhus olemasolev niiskus muutub
küllastavaks. Teisiti oeldes, kui jahutada õhku, siis teatud temperatuuri juures hakkab
niiskus sadestuma. Vastav temperatuur ongi kastepunkt ehk kastepunkti temperatuur.
Ohuniiskuse kondenseerumine on sagedane nahtus suveohtutel paikese loojumisel, mil rohi muutub niiskeks .
Kui kastepunkti arvutuslikult leida tahetakse siis antud temperatuuril teadaolev osarõhk paigutatakse Magnuse valemisse e. olemasolev veeauru osarõhk loetakse küllastuvaks. Magnuse valemist “ tagurpidi ” leitav temperatuur td ongi ligikaudu kastepunkti temperatuur.
td (243.33(log e – 0.7858) )/(8.4508 – log e)
Kastepunkti (temperatuuri) defitsiit. Vahe tegeliku ohutemperatuuri ja kastepunkti
temperatuuri vahel.
Küllastusvajak ehk küllastusdefitsiit – Antud temperatuuril õhku küllastava veeauru
rõhu ja õhus tegelikult oleva veeauru osarõhu vahe
d = E – e, kasutatakse harva.
Niiskusvajak ehk niiskusdefitsiit – g/cm3. Vahe küllastava absoluutse niiskuse ja
tegeliku absoluutse niiskuse vahel. Kasutatakse harva.
Magnuse valemi kaudu saab leida küllastava veeauru rõhu.
Veeauru osarõhud leitakse psühromeetriliste valemite järgi.
Konspektis on 56 miljardit valemit selle koha peal mida loodetavasti vaja ei lähe.
Nomogramm on põhimõtteliselt joonis/ graafik suhtelise niiskuse määramiseks kuiva ja märja termomeetri lugemite järgi. Antakse termomeetrite järgi kuiva ja märja õhu temperatuurid ja nende kaudu saab suhtelise niiskuse jooniselt vaadata.
Suhteline niiskus RH = osarõhk(psühho valemitega ) e / maksimaalne võimalik veeauru rõhk E (Magnuse valem)
Maa tiirlemised pöörlemised ajasüsteemid jne.
Kõik planeedid pöörlevad ühes suunas umber oma telje va veenus mis teeb seda vastupidi ja väga aeglaselt . Planeedite järjestus : Merkuur , Veenus , Maa , Marss , Jupiter ; Saturn ; Uraan , Neptuun
Keskmine päikeseööpäev on keskmine ajavahemik päikese kahe alumise kulminatsiooni vahel. 24 tundi. Täheaasta on period mille jooksul maa teeb täistiiru umber päikese.(365.25 päikeseööpäeva)
Juuliuse kalender – Egiptuses 7000 aastat tagasi . Tugines loodusnähtustele ja kestis 365 päikeseööpäeva. Juliuse Caesari ajal tehti kalendri aasta 365.25 ööpäeva pikkuseks .
Troopiline aasta- Planeet Maa telg ei ole fikseeritud, vaid pretsesseerib, analoogselt güroskoobiga (vurriga). Pretsessiooni tõttu läbib Päike oma näival liikumisel ekliptika põhipunkte (kevad-, suve-, sügis- ja talvepunkt) veidi varem sama täheni jõudmist). Aastaaegade vaheldumist silmas pidades on sobivam arvestada pretsessiooni ja kasutada täheaasta asemel pisut lühemat, nn troopilist aastat, mille pikkus on 365.24220 keskmist päikeseööpäeva.
Gregoriuse e. uus kalender , viga troopilise aastaga vaid 26 sekundit.
Kui eemalt meie planeedi liikumist jälgida , siis tuleb välja et maa teeb aastas tegelt 366.25 pööret umber oma telje e. tähe ööpäevi on 1 võrraaastas rohkem. See on seotud sellega et maa teeb tiiru umber päikese 365x24h –ga aga tegelik ööpäev kestab 4 minutit vähem kui 24h ja sellest tekib üks lisaööpeäv.
Nurkkiirus on = 2pii /t(24h)
Maa kaldenurk on 22.1-24.5 kraadi ja järgneva 8000 aasta jooksul see väheneb veidike ja väheneb erinevus suve ja talve vahel. Aastajad vahelduvad maa kaldenurga tõttu.
Vähi pöörijoon 23 kraadi 27 sekundit . Ekvaatoril on kaks korda aastas päike seniidis (90 kraadise nurga all) . Selle vahelisel perioodil liigub seniti Vähi pöörijoone suunas. Ja kui meil pmst jaanipäev on siis on ekvaatoril kõige halvem nurk. Kevadisel ja sügisesel pööripeäval on kogu planeedil päev ühe pikkusega – võrdpäevsus. Vähi pöörijoonest ekvaatori poole jäävatel aladel on päike seniidis 2 korda aastas. Suvisel pööripäeval päike põhjapolaarjoone kandis üldse ei looju. Lõunapoolkeral toimub kogu staff analoogliselt va et meie suvel on neil talv ja Vähi pöörijoone asemele on seal Kaljukitse pöörijoon. Meie talvel toimub neil nö jaanipäev.
Maa vööndit paralleelide + 23o27’ ja – 23o27’ vahel nimetatakse troopiliseks voondiks ehk palavvoondiks. Laiuskraadidest 66o33’ pooluste poole asuvaid alasid nimetatakse polaarehk külmvoonditeks (Arktis ja Antarktis). Troopiliste ja polaaralade vahele jäävad parasvoondid. Seega on maakera jaotatud viieks temperatuurivööndiks.
Poolustel tõuseb Päike vastavalt kevadisel või sügisesel pööripäeval terveks poolaastaks
(polaarpaev) ja loojub samuti terveks poolaastaks (polaaröö). Refraktsiooni tõttu on polaarpäev mõne ööpäeva võrra pikem polaarööst.
Maa orbiit on ellipsikujuline . Ellipsi fookuskauguste erinevuse suhe suurema
pooltelje pikkusesse ( ekstsentrilisus ) on Maa orbiidi elliptilisusest ja ekliptika kaldest järeldub huvitav asjaolu, et põhjapoolkera suvi pole identne lõunapoolkera suvega , ega talv talvega. Põhjapoolekera suvi on u. 10 päeva pikem aga kuna lõunas on kiirgus intensiivsem siis on kiirgusehulk suht võrdne.
Astronoomiline ühik e. Maak ja päikese keskmine kaugus = 149 500 000 km . See tuleb 1-ga võrdsustada ja siis saab võrdlusi luua. Et Põhjapoolkera suvel (4.juuli) on kaugus max e. kaugus võrdub 1.017 astronoomilise ühikuga. Lõuna poolkera suvel on kuni 7% intensiivsem päikesekiirgus. Selle intensiivsuse saab arvutada . :
1.017 on põhjapoolkera suve astronoomiline ühik ( päike on max kaugusel) ja 0.983 on lõunapoolkera suvi kui päike on min kaugusel ( 3. jan) .
Milankovitši paleoklimatoloogia
Milankovitš esitas 1941. aastal teooria, mille kohaselt paleoklimaatilisi muutusi seletatakse Maa orbiidiparameetrite (ellipsi ekstsentilisus, orbiidi kalle jne) variatsioonidega. Üksikute orbiidiparameetrite muutumise perioodid on suurusjärgus mitukümmend tuhat aastat, koosmõjuna peaksid nad põhjustama kliimamuutusi perioodiga umbes 100 000 aastat. Kuigi sellise perioodiga kliimamuutusi on avastatud (Gröönimaa ja Antarktika jää ning ookeani sadestuste puurimine), ei peeta Milankovitši teooriat piisavalt argumenteerituks.
Baer-Babinet seadus
Põhjapoolkera jõed uhuvad rohkem paremat ja lõunapoolkera jõed vasakut kallast
(jõgi ei pea olema meridionaalselt orienteeritud).
Maaga seotud, pöörlevas (mitteinertsiaalses) koordinaadistikus põhjustab jõgede, merehoovuste, tuule ja üldiselt iga liikuva objekti kõrvalekaldumist oma algsest suunast
(põhjapoolkeral paremale) nn Coriolise joud, mis tekitab ka liikumisele ristisuunalise
kiirenduse põhjapoolkeral paremale liikumissuunast.
Vektorkorrutis
c = a x b (vektorimärk kõigil peal)

Pikkus on arvuliselt võrdne vektorite a ja b poolt määratud rööpkülikupindalaga . Tähistades moodulid a ja b ja c-ga , siis avaldub resultantvektori pikkus valemiga c=ab sin

Suund on määratud parema käe reegliga , vektorid abc peavad moodustama nn parema käe kolmiku.
Corolise kiirendus ja jõud – kallutab põhjapoolekral liikumist paremale.
Coriolise kiirenduse arvutusvalem c=vf
Coriolise jõu poolt põhjustatud kõrvalekalle x=ct2/2
Parameeter aka sagedus f=2  sinviimane valem eelmisel lehel.
Coriolise parameter f kirjeldab kõrvalekallet , selle jaoks on oma tabel. Korrektne sõnastus mingi asja puhul on : põhjapoolkeral merehoovused kalduvad paremale liikumise suunast. Coriolise jõud on jõud mis mõjub liikuvale kehale pöörlevas taustsüsteemis.
Passaattuuled
Passaattuuled on aastaringselt 25-30 laiuskraadil ekvaatori poole puhuv püsiva suuna ja kiirusega niiske ja jahe tuul . Põhjapoolkera passaadid on suunatud edelasse , lõuna omad loodesse . Kui maa ei pöörleks liiguks tuuled lihtsalt tuimalt põhjast lõunasse.
Ekvaatori juures tõuseb soojenenud õhk üles ja valgub mitme kilomeetri kõrguses poolustepoole ning laskub uuesti nn hobulaiustel, ca 30juures. Atmosfääri alumises kihis asendab ülesliikunud õhku jahedam õhk kõrgematelt laiustelt. Coriolise jõu mõjul kaldub see jahedam õhk põhjapoolkeral paremale, lõunapoolkeral vasakule põhjustades püsiva suunaga nn passaatuuled. Põhjapoolkera passaadid puhuvad kirdest, lõunapoolkera passaadid kagust. Kui maakera ei pöörleks, puhuksid passaadid põhja-lõunasihis. passaatidest kõrgemal puhuvad vastassuunalised tuuled – antipassaadid.
Passaatide vertikaalne ulatus on suurim ekvaatori lähedal: suvel 15 km, talvel kuni 2 km.
Passaattuulte keskmine kiirus aluspinna lähedal on 5–6 m/s. Passaattuultel oli suur majanduslik tähtsus purjelaevade ajastul. Põhja- ja lõunapoolkera passaate lahutab ekvaatori juures alumistes õhukihtides vaikusevöönd (ingl k doldrums), kus Coriolise kiirenduse mõju on tühine. Soe, niiske õhk tõuseb ja kondenseerub pilvedeks. Õhurõhk on vahetult ekvaatori ümbruses madal (soe niiske õhk). Tuulevaikus võib kesta nädalaid. Samas võib ka ilm sealt vastupidi tõsist märulit korraldada . Järgmine vaikusevöönd on 30 kraadi juures nö hobulaiused.
Cromwelli ekvatoriaalne vastuhoovus – 6000 km pikk , 400km lai ja 100m sügavusel . Ekvaatoril on ookeanis nö jõgi mis liigub tuultele vastu ja tasakaalustub keskonda , ilmslet seetõttu et veemass jab inertsi töttu maha ja jääb mulje nagu liiguks teises suunas või midagi sellist.
El nino – Peruu ja Tsiili rannikul asset leidev loodusnähtus Paari aastase vahega tuleb rannikule soe vesi mitte külm vesi ja see viib toitained minema ja tekitab vihmi , mis on küll kõrbetele kasulik kuid võivad katastroofiliseks kasvada. Võib kuid kui ka aastaid kesta. ENSO – suur atmosfääri ja ookeanide kompleks , millest El Nino on üks kesksemaid. La Nina – on sellele vastasnähtus.
Ekmani hoovus - Ekmani hoovuseks nimetatakse puhast triivhoovust avaookeanis, st sellist vee suuremastaabilist liikumist, mis tekib ainult tuule mõjul ja mille korral veepind jääb horisontaalseks. Üldiselt liigub veepind vaid tuule tõttu . Kui tuul puhub ühe suunas siis vesi liigub põhjapoolkeral ikka 45 kraadi paremale tuule suunast Coriolise jõud tõttu.Vesi jaotatakse kihtideks ja iga alumine kiht hõõrdejõu mõjul tirib endast alumise kaasa aga iga kiht on veidi paremale suunatud ja aeglasem . Kuni saja meetrini toimub selline porno . Aga üldiselt iga paarikümne meetri tagant on vee suund juba 180 kraadi ümberpööratud ja kiirus on 23 korda väiksem pinnakinhist. Õhuga toimub ka sarnane effekt ja seda kutsutakse Ekmani spiraaliks.
Atmosfääri liikumised on siiski keerukamad kui vees , sest õhus toimub intensiivsem ja vertikaalne liikumine , õhk on kokkusurutav ja atmosfääris on veeaur mis võib oma olekuid muuta. Ja lisaks pole atmosfäär igal kõrgusel sama tihedusega. Käsitledes tuule kiiruse ja suuna muutumist on atmosfäär kolmeks kihiks jagatud.
Planetaarne pinnakiht (PPK) – aluspinnalähedane kiht milles maapind ja sellisd asjad õhku mõjutavad. . Paksus 1-2 km ja sõltub aastaajast. Kui aluspinna peegeldumiskoefitsent on ühtlane võib paksus 300m piirduda. Talvel jäätunud mere kohal mõju ka. PPK – iseloomulik omadus on turbulentsi olemasolu , mis mõjutab õhu liikumist takistavat turbulentset sisehõõret ehk turbulentset viskoossust mille tekkepõhjused on: aluspinna ebatasasused ja aluspinnaebaühtlane soojenemine.Merel need eriti ei mõju sest seal on tasane ja üldsielt ühtlane temperatuur. Mere kohal ja suurte veekogude kohal ilusal suveajal ei tohiks suuri pilvi selle tõttu olla. Ja merekohale lennates peaks turbulents maha raugema. Kõrgemale liikudes õhu hõõrdumine väheneb ja turbulents ka väheneb seetõttu. PPK jaotub kaheks – alupsinnakiht e logaritmiline kiht mis on 50-100m paksune ja milles tuulekiirus kasvab kuid suund ei muutu . Teine kiht on Ekmani-Okerblomi kiht milles tuul kaldub Coriolise jõu tõttu paremale.
Karmani parameter = 0.4(ae) , kasutatakse turbulentse kiiruse kirjeldamisel
z0=ebatasasuse parameter , iseloomustab kaudselt aluspinna ebatasasusi
Selle valemi abil saab tuletada horisontaalse keskmise tuulekiiruse valemi kõrgusel z
Kiiruse dimension u* - dünaamiline kiirus . z0 on ka ühtlasi kareduse parameeter mis reguleerib kiiruse kasvu kõrgusega . Valemi lihtsustatud kuju oleks nii et sulu peal oleks lihtsalt z .
See on Van Mieghem-i pisut keerukam valem aluspinna turbulentsuse arvustamiseks , milles d- on nivoo taimestiku sees , millest kõrgemal algab õhu intensiivne segunemine .Kõrguse suurenedes ei saavuta kiirus mingit konstantset väärtust kuid kiirenemine on aeglustuv . Aluspinnal mõjutavad taimed jne nii tugevalt tuulesuunda et Coriolise jõudu pole mõtet arvestada. Geostroofilised tuuled , kasvades nihkuvad üha paremale vms (kõrgemale liikudes) . Ekman -Okeblomi kihi paksus on seda suurem , mida rohkem on tõusvaid õhuvoole , neid on suvel maksimaalselt. Varajasatel hommiku tundidel on atmosfääri alumine piir 0.5 km aga päeval 1-2 km. Teooria pole päris õige , tegelikkuse peaks viskoossuse koefitsent kõrguse suurenedes kasvama. Vabas atmosfääris kus turbulent tekib vaid erioludes (jugavoolud) kujuneb Coriolise jõu mõju välja gesostroofiline tuul. Isobaar –ehk samarõhujoon
Gradienttuul- Hõõrdevaba tuul , mis esineb igasuguste isobaari joonte korral.Sirgete ja paralleelsete isobaaride korral aga Gesotroofiline tuul . Geostroofiline tuul puhub paralleelselt isobaaridega, põhjapoolkeral selliselt , et madalama rõhuga ala jääb vasakule.
Tsüklon on madalrõhu ala ja üldiselt niiske õhuga.
Gradientjõud
lükkab madalrõhuala serval asuvat õhuosakest õhumassi keskosa poole (madalrõhulohku, kus rõhk on kõige madalam). Õhuosakese liikumisega käivitub Coriolise jõud , mis kallutab õhuosakest paremale (põhjapoolkeral) tema olemasolevast liikumissuunast. Kui mingis tsükloni piirkonnas on isobaarid erandlikult sirged, siis seal gradientjõud ja Coriolise jõud tasakaalustaksid teineteist ning vektorite pikkused oleksid võrdsed. Üldjuhul on tsükloni isobaarid siiski kõverjoonsed ning selleks, et rõhu
gradientjõud suudaks mõjustada õhuosakest liikuma kõverjoonselt, peab ta ületama
tsentrifugaaljõu. Seega rõhu gradientjõud peab tasakaalustama kahte jõudu, vastavalt peabkehtima võrdus
rõhu gradientjõud = Coriolise jõud + tsentrifugaaljõud.
Orkaanid tekivad tsükliliste keeriste korral . Kokkuvõttes : põhjapoolkera tsüklonis kujuneb hõõrdumise puudmisel õhuosakeste trajektooriks isobaaridega paralleelne kinnine kõverjoon . Madalama rõhuga osa jääb vasakule ja liikumine toimub vastu kellaosuti liikumist .
Antitsüklon on kõrgrõhuala sest kõrgemat rõhku põhjustab kuivem õhk , mille molekulkaal on raskem kui veeaurul. Gradientjõud lükkab õhuosakest kõrgrõhuala keskosast eemale, madalama rõhuga alale . Põhjapoolkeral kallutab Coriolise jõud liikumist jällegi paremale. Hõõrdumise puudumisel hakkab õhuosake liikuma paralleelselt isobaaridega, kellaosuti liikumise suunas, kõrgrõhuala jääb liikuvast õhuosakesest paremale. Võrreldes tsükloniga on aga antitsükloni ehituses oluline erinevus. Nimelt hoiab antitsüklonis kõverjoonset liikumist alal Coriolise jõud, mis peab tasakaalustama tsentrist eemale suunatud rõhu gradientjõu ja tsentrifugaaljõu:
Coriolise jõud = rõhu gradientjõud + tsentrifugaaljõud.
Coriolise jõud on aga suhteliselt nõrk ega pruugi tasakaalustada rõhu gradientjõu ja
tsentrifugaaljõu summat . Seepärast eksisteerib antitsüklonis antud kõverusraadiuse korral
tuule piirkiirus, mille ületamisel antitsüklon laguneb.
Laskudes atmosfääris madalamale kui 500-1000 m, hakkab mõjuma ka hõõrdejõud, mis on suunatud vastassuunas liikumisele ja vähendab õhuosakese kiirust. Kiirusega on otseselt seotud Coriolise jõud, mis samuti väheneb. Hõõrdumise olemasolul madalrõhkkonnas kaldub õhuosake kõrvale isobaaridega paralleelselt trajektoorilt ja hakkab liikuma sissepoole, madalama rõhu piirkonda. Trajektoor ei ole enam kinnine nagu hõõrdevabal liikumisel, vaid spiraalne . Õhuosake liigub spiraali südamiku suunas, mööda kinnikeerduvat spiraali. Sellise liikumise tulemusena satub üha rohkem õhku kõige madalama rõhuga alale (madalrõhulohku) – madalrõhkkond täitub.Hõõrdumise olemasolul kõrgrõhkkonnas kaldub õhuosake iga tiiruga eemale kõrgrõhu tsentrist (või kõrgrõhkkonna harjast), tegemist on lahtikeerduva spiraaliga. Õhu äravoolu tõttu kõrgema rõhuga aladelt kõrgrõhkkond hajub (laguneb).
Baromeetriline aste – Kõrgemale tõustes õhurõhk väheneb , sest õhurõhku määrav ühikulise ristlõikega õhusamba kaal väheneb .( kui tihedus ei muutu on rõhu valem p=roo*g*h) . Baromeetriliseks astmeks nimetatakse kõrgusvahemikku , mille ulatuses on vaja tõusta et õhurõhk muutuks ühe ühiku võrra. (1 ühik on 1mbar/1hPa)
Niiske õhu tiheduse valem =p/ RkuivTvirtuaalne
Virtuaalne temperatuur on alati pisut kõrgem tavalisest temperatuurist.
Selle valemi järgi saab rõhu muutusest teada mingi kõrguse muutuse. Baarilist astet kasutatakse praktikas baromeetrilisel nivelleerimisel , st kõrguste vahe määramisel õhurõhu muutuste kaugu eelneva valemi järgi. mbar-ides
Et ilmajaamad saaks oma andmeid ühtida , selleks on vaja et mõõtmised oleks tehtud samal kõrgusel . Kokkuleppeliselt taandatakse kõik tulemused merepinnatasemele ja seda tehakse eelneva valemiga.
Baromeetriline nivelleerimine – on kõrguse määramine õhurõhu kaudu.
2500m kõrgusel on rõhk ja hapnikussisaldus umbes 26% kahanenud . 3000m on kriitiline piir , suurema energiavajadusega inimestel tekib hapnikupuudus ja nad uinuvad igaveseks. Madal õhurõhk tekitab hüposkiat , kopsuturseid , CO2 puudulikkust vms , dekompressioonitõbe , organismis olevad gaasid paisuvad .
Eelneva valemiga saab arvutada vaba langemise keskmise kiiruse antud kõrguselt hüpates vms.
Keha soojusmahtuvus on soojushulk , mis tuleb kehale anda selle temperatuuri tõstmiseks ühe kraadi võrra. Sõltub : materjalist , massit , välistingimustest.
Aine massiühiku soojusmahtuvust nimetatakse aine erisoojuseks.
c=ckeha/m
Molaarne soojusmahtuvus(massiasemel on moolimass antud) C=c*
Isokoorsed on protsessid mis kulgevad konstantse ruumala tingimustes . (Cv – constantne ruumala)
Termodünaamika esimene seadus:
Süsteemile antud soojushulk läheb süsteemi siseenergia juurdekasvuks ja töö
tegemiseks süsteemi välisjõudude vastu (energia jäävuse seadus).
Molaarne isokoorne soojusmahtuvus – soojushulk 1-mooli gaasi temperatuuri tõstmiseks ühe kraadi võrra jääval ruumalal .
Isobaarsed protsessid – protsessid mis toimuvad jääval rõhul. (Cp)
Cp = Cv + R Mayeri valem (gaasikogus 1mool)
Ülal antud asjast järeldub et ideaalse gaasi isobaarne molaarne soojusmahtuvus ületab isokoorse molaarse soojusmahtuvuse universaalse gaasikonstandi R võrra . Füüsikline põhjendus on et isobaarsel soojendamisel tuleb teha tööd gaasi ruumala suurendamiseks .
Mayeri valem erisoojuste jaoks ( gaasikogus 1 massiühik)
Cp=CV + R/
Molekuli vabadusastmete mõiste. Molekuli kineetiline energia koosneb nii kulg-, pöördkui võnkliikumise energiast. Kulgliikumine voib toimuda kolmes uksteisest soltumatus suunas, teisiti oeldes – molekulil on kolm külgliikumise vabadusastet.
Poordliikumine voib samuti toimuda kolme erineva telje umber, seega on molekulil ka kolm poordliikumise vabadusastet. Tosi , uheaatomilise molekuli poorlemine votab nii vahe energiat, et selle voib arvestamata jatta. Kaheaatomilise molekuli poorlemine umber molemat aatomit labiva telje votab samuti vaga vahe energiat. Seega on 2-aatomilisel molekulil reaalselt vaid 2 pöörlemise vabadusastet. Kaheaatomilise gaasi korral , mis pole kõrgel temperatuuril on vabadusastmete arv 5 ( 3 külgliikumise ja 2 pöördliikumise vabadusastet)
i= vabadusastmete arv.
Clapeyon-Mendelejevi valemi järgi saab rõhku ja kõrgust teades temperatuuri arvutada.
pV=RT
Homogeenses atmosfääris kahaneks temperatuur kõrgusega ühtlaselt .: Matemaatiliselt väljendades on temperatuuri gradient negatiivne .
Gradient väljendab ruumilise muutumise kiirust pikkusühiku kohta.
Termodünaamika esimese seaduse valem dQ=CVdT + pdV
Need valmid on tuletatud Termodünaamika 1. seadusest , Mayeri valemist ja CM võrrandist ja on laialt kasutuses temperatuuriprofiilide arvutamisel.
Õhu- või veemassis toimuvaid protsesse nimetatakse adiabaatilisteks, kui need toimuvad
soojusvahetuseta ümbritseva keskkonnaga. Õhumassi tõustes tõustes tema ruumala suureneb , rõhk ja temperatuur tema sees seetõttu ka langevad. Molekulid oma suure kiirusetõttu täidavad suurenenud ruumala tühikud ja seetõttu toimub temperatuuri muutus väga kiirelt ja energiavahetust ümbritseva keskonnaga ei jõua toimuda. Termodünaaika seaduste kohaselt võib väljaspoolt saadava energiahulga lugeda nulliks.
Vastavalt lihtsustuvad ka adiabaatilise protsessi korral Termodünaamika 1. seaduse valemid.Mis on :
Temperatuuri kuivadiabaatiline gradient
Sõna kuiv tähendab et temperatuuri langedes ei toimu õhus oleva niiskuse väljakondenseerumist , õhu absoluutne niiskus jääb samaks ( suhteline niiskus kasvab sest temperatuur jääb samaks). Kondensatsioonivoost kõrgemal on seetõttu tegu märgabiabaatilise gradiendiga – niiskus kondenseerub välja tekivad pilved .. Jahedal õhtul võib tekkida nähtus kus maapinna lähedal on vaikne tuul ja temperatuur seetõttu jaheneb kiiremini kui kõrgemal ja siis adiabaatiline temperatuuri gradient enam ei tööta ja siis kasutatakse tuletise valemit temperatuuri kõrguse muutuse leidmiseks.
dT/dz (z – kõrgus)
Adiabaatiline protsess on protsess mille vältel ei toimu väliskeskonnaga soojusvahetust.
Ühikulise massiga õhukoguse tõusmisel kui osa veeaurust kondenseerub väheneb eriniiskus.
Märgadiabaatilise protsessi võrrand ( L – aurustumis kondenserumise soojuse sümbol ;ds – eriniiskus ; dz kõrgus )
Alumine peaks olema selle protsessi konstant vms.( see sõltub temperatuurist ja õhurõhust , kuiva oma ei sõltunud)
Objekt või süsteem võib olla kolmes tasakaaluolekus : stabiilne e. püsiv , mille korral kui tema tasakaalu häirida siis ümbritsev õhk või midagi sellist lükkab ta tagasi ; labiidne ehk ebapüsiv tasakaal , selle korral läheb värk oma tsakaaluasendist väga kergelt välja ja teda tagasi on raske saada ; indifirentne ehk neutraalne , kui see tasakaalust välja lüüa siis on tal pohhui , miski ei lükka teda tagasi ega kuhugi mujale.
Parcel - ehk väike nihutatav õhuvoog
Vertikaalse nihke saanud parceli rõhk muutub (ülespoole nihkel langeb). Parceli
temperatuur muutub (ülesnihkel langeb) seetõttu adiabaatiliselt, gradiendiga a.
Kui tegemist on niiske õhuga siis on mõttekas kasutada tiheduse arvutamiseks tavalise temperatuuri asemel virtuaalset temperatuuri ehk ideaalse gaasi olekuvõrrandit kujul:
Individuaalse õhukoguse ja ümbritseva õhu tiheduste erinevus nivool z+ delta z
Saadud tulemus võimaldab hinnata kuhu on suunatud väikesele õhumassile (Parcelile ) mõjuv jõud , kas üles või alla, pärast Parceli vertikaalset nihet . Kuus võimalikku on olemas koos nihke suunaga.
Neutraalne stratifikatsioon tekib tavaliselt täispilves tuulise ilma korral , millal pilved takistavad maapinna jahtumist kui kuumenimist , tuul aga soodustab temperatuuri anomaaliate segunemist.
Stabiilse stratifikatsiooni korral suruti oma kohalt liikunud õhumass tagasi algnivoole.
Inertsi tõttu ei peatu väike õhukogus aga algnivool, vaid liigub läbi algnivoo, seega
sarnaneb tema liikumine vedrupendli võnkumisele.
Pendli võnkumise rinsageduse ruut oomega(ruut) avaldub jäikusteguri ja pendli massi jagatise kaudu.
Tasakaalust välja viidud parcel hakkab stabiilse stratifikatsiooni korral võnkuma algnivoosuhtes same õhukoguse võnkesageduse valemi ehk Väisälä-Brunti valemi.Korstnast väljuv suits pole võnkumise tõttu sirge.
Kui Parcelit ümbritsevas õhumassis temperatuur ei muutu siis on = 0. või :
Aeroloogiline sondeerimine võimaldab mõnekümne minuti jooksul saada tähtaimate meteoparameetrite jaotuse vähemalt 10-12 km või isegi 20km kõrguseni . Saadetakse sond tavevasse ja tehakse diagram . 1 üks jam Harkus . Diagrammile joonestatakse temperatuurikõver ( punane nn stratifikatsioonikõver) ; kastepunktikõver (harilik pliiats või katkendlik joon ) ; märja adiabaadi kõver ( harliku pliiatskiga , pidev joon , nn olekukõver)
Temperatuurikõvera alguspunktist tõmmatakse esimene abijoon üles vasakule piki
kuiva adiabaati, kastepunktikõvera alguspunktist tõmmatakse teine abijoon üles paremale piki isogrammi, abijoonte lõikepunkt annab kondensatsiooninivoo, edasine temperatuurimuutus kõrgusega on märgadiabaatiline; kondensatsiooninivoo määrab ligikaudselt pilvede alumise piiri kõrguse, pilvede alumina piir on harilikult kondensatsiooninivoost 50–100 m kõrgemal; abijoonte lõikepunktist joonestatakse märgadiabaat, mis iseloomustab edasist, kondensatsiooninivoost kõrgemal toimuvat tõusva õhumassi temperatuuri muutust.
Õhumassi energia on positiivne, kui temperatuurikõver paikneb märja adiabaadi kõverast
vasakul,(Labiilne stratifikatsioon , omab tendentsi tõusta kõrgemale) . Tõusvad õhuvoolud on võimalikud kuni märjast adiabaadist (olekukõverast) vasakul paikneva
temperatuurikõvera lõikumiseni märja adiabaadiga Lõpevad tõusvad õhuvoolud (konvektsioonitasapind ) . Konvektsioonitasapind on seega konvektiivsete pilvede teoreetiliseks ülemiseks piiriks. Visuaalselt on see piir hinnatav pisut (100–200 m) madalamal. Aeroloogiliste diagrammide saamine on kulukas toiming, nõudes kallist
aparatuuri (millest osa igakordselt hävib – raadiosond , sondpall, täitegaas) ja eriväljaõppe
saanud personali. Samas on aeroloogiline diagramm väga informatiivne dokument sondeerimiskohal oleva õhumassi vertikaalse läbilõike iseloomustamiseks. Lisaks antud õhumassis võimalike pilvede kirjeldamisele võimaldab ta arvutada kõiki niiskusparameetreid mistahes nivool, prognoosida äikest, hinnata turbulentsi ja jäätumise tekkimise võimalikkust jne.
Kolmanda konspekti staff algab
Pilved tekivad veeauru kondensatsiooni ja sublimatsiooni tulemusena. Pilvede alumine piir asub kondensatsiooninivoost 50–100 m kõrgemal. Vahetult kondensatsioonivool ja sellest ainult pisut kõrgemal on veepiisad nii väikesed, et pole visuaalselt (uduna, pilvedena) vaadeldavad. Pilvedes olevad veepiisad ja jääkristallid võivad oma suurema tiheduse (raskuse) tõttu vajuda allapoole ja põhjustada sademeid, kuid võivad ka allpool asuvas soojemas õhus auruda. Tõusvas õhuvoolus võivad aga veepiisad (ka allajahtunud) ja jääkristallid jääda hõljuma oma nivoole või tõusta koos õhuvooluga kõrgemale. Sellised osakesed muutuvad kondensatsioonituumadeks ning kasvavad mõõtmetelt. Tuulega pilved hõljuvad eemale ja iseseisuvad.
Pilved jaotatakse kolme klassi . Esimesed kolm klassi moodusutvad alumise piiri järgi ja neljas klass hõlmab vertikaalse arenguga pilvi . e siis pilve tüüpi mis võib läbida kõike kolme eelmist pilve korrust samal ajal.
Konvektsioonivoo – nivoo , millel tõusva suhtelisel sooja õhumassi temperatuur võrdsustub ümbritseva õhu tempertatruuriga ja tõusvad õhuvoolud sumbuvad ( kesk 6km , max 10) . Igas klassis on 2-3 pilvetüüpi ( kokku 10)

Kiudpilved ( Cirrus – Ci) - Õhukese, peene, kiulise struktuuriga. esinevad “kriidijoonte”, kiudude, niidikestena, üksikute kimpudena; haakide, komade ja linnusulgede kujul.Võivad olla niitjad ; küünilise või konksukujulised ; mäekurukujulised ; korratud.

Kiud-Rünkpilved ( Cirrocumulus – Cc) – Meenutavad üksikuid valgeid räitsakaid või puuvillatopikesi . Võivad olla lainelised ; läätsakujulised ; kuhilataolised.

Kiud- kihtpilved (Cirrostratus – Cs) – Valkjas -sinakad .Päikese ja kuu umber tekib sageli kahvatutes vikerkaarevärvides ring – halo . Võivad niitjad ja udutaolised olla.

Kõrg-rünkpilved (Altocumulus – Ac) -Valged, helehallid või sinakashallid. Päikese ja Kuu suund on harilikult läbi pilve määratav,kuid vaatleja vari aluspinnal ebamäärane. Koosnevad allajahtunud veepiiskadest või allajahtunud veepiiskade ja jääkristallide ning lumehelveste segust . Võivad olla lainelised ; läätsakujulised ; kuhilataolised.

Kõrg-kihtpilved (Altostratos – As) - ( Sinakas )hallikas ühtlane pivekiht, katab harilikult terve taeva. Päikese ja Kuu asukoht vaevalt märgatav. Võib sadada nõrka vihma või lund.Võivad olla udu või lainetaolised.

Alumisekihipilved:

Kiht-Rünkpilved ( Stratocumulus – Sc) - Madalal asuvad suured valged (rebitud servadega ) või hallid pilvetükid. Vahelt võib paista sinine taevas või järgmise “korruse” pilved. Koosnevad allajahtunud veepiiskadest koos jääkristallide ja lumehelvestega. Võimalik nõrk vihm või lumi. Võivad olla lainelised ja kuhilataolised.

Kihtpilved (Stratud – St) – Võivad olla ühtlase udu taolised (Päike ja kuu läbi ei paista) ; rebebenud vihmapilvedena , tekivad vihmapilvede alla , nn tükk kukub suurest pilvest küljest. Lainelised ja rebebenud(pärast udu hajumist)

Kiht-sajupilved (Nimbostratus – Ns) – Vihmapilved , sinakashall , tumehall , tinjas ühtlane läbipaistamtu pilvekiht . Igast kraami võib sealt alla sadada. Alamliigid puuduvad.

Rünkpilved ( Cumulus – Cu) – Ilusad (suve) ilma pilved . Tekkeks on vaja päikest ehk sooja et tekiks tõusvaid õhuvoole. Võivad olla väikesed purutaolised ja kiiresti kasvavad või lamedad õhukesed . Võivad olla veel keskmise arenuga rünkpilved või võimsad tornikujulised , sademed võimalikud kui lühiajaliselt . Suured tornikujulised võivad niipalju niiskust koguda et osa vajub läbi õhuvoolude ikka maa peale ja võiv vihma sadada.

Rünk-sajupilved ehk äikesepilved ( Cumulonimbus – Cb) - Vertikaalarengu pilvede kõige võimsam vorm. Vastavalt vertikaalsele arengule jagunevad kolmeks alamliigiks: Cb calv, Cb cap, Cb inc. Algavad kondensatsiooninivoost ja võivad ulatuda konvektsiooninivooni, seega võib nende kõrgus alusest tipuni tropikas olla ule 20 km. Tugev vihm, äike. Väga ohtlikud lennundusele . Võivad olla ümaratipulised ( kiilaspea) , pilve areng pole veel konvektsiooninivooni jõudnud ja seetõttu pole tipp laiali valunud. Juustega liik , laialivajunud tipp , ohtralt sademeid ja äikest. Kolmandana võin tipp moodustada alasikujulise värgi , mis on kõige võimsam.
Pilvisuse all mõeldakse taevalaotuse suhtelist kaetust .(Kasutatakse kümnendpalli süsteemi või kaheksandikpalli süsteemi (oktanid) . Räägitakse ka pilvepallidest.Pilvede hulk esitatakse kümnendapalli süsteemis umbes nii:
9/3 Ci,Ac, Cu hum Millest 9 = 90% teavalotusest on kaetud pilvedega ja 3 näitab et 30% alumisestkihist on kaetud pilvedega ( väikelennunduse jaoks ilmselt).
Oktantsüsteemis kasutatakse tingmärke pilvisuse kirjeldamiseks . Näiteks:
Kui pilvi pole , siis on lihtsalt tühi kera . Kui kera täielikult täidetud on siis on 100% pilves . Kui pole võimalik määrata siis on tühjakera peale pmst X tõmmatud.
Olenevalt aluspinnast e. siis mõne piirkonna iseloomulike reljeefide tõttu tekivad seal mingid kahtlased regulaarsed tuuled ja neid nimetatakse kohalikeks tuulteks. Kohalike tuulte hulka kuuluvad briisid ehk rannikutuuled, mäetuuled ( foon , boora),orutuuled, kõrbetuuled jne.
Briis – tekkepõhjuseks on veekogu ja rannikuala maismaa erinev temperatuur. Võib olla merebriis ( tuul merelt) , päeval on õhu temperatuur maismaa kohal kõrgem õhu temperatuurist veepinna kohal, vastavalt tõuseb õhk maismaa kohal üles ja liigub mere kohale; veepinna lähedane õhukiht liigub veekogult rannaalale ja asendab sealt tõusnud õhku; veepiir nihkub maismaa poole . Maabriis ( tuul rannalt merele ) , öösel on veepind soojem maismaast , vastavalt kujuneb vastupidine õhu liikumine , veepiir eemaldub maismaast. Briisid on aeglased 1-2m/s ja paar km laiad . Vertikaalselt 100- 200m kõrgusel , mis on liiga väike kondensatsiooni tekkimiseks. Kui maismaal on mingid tugevamad tuuled möllamas siis need võivad briisi nö ära puhuda.
Orutuuled Päike soojendab üht mäekülge , millelt soe õhk tõuseb kõrgemale . Teisel küljel olev jahe õhk valgub oru servast sinna kust soe õhk ära liikus ja tekib selline tuul.3-4m/s ja kuni 1km.
Õhtused-öised mäetuuled (mäest alla puhuvad tuuled) – Mäe tipus jahtub õhk kiiremini ja valgub alla . Kui teemist on oruga , siis tekivad tõusvad õhuvoolud oru keskel kus on soojem ja võib tekkida õhtune pilv oru keskele .
Föön- on mägedest alla puhuv soe ja kuiv tuul. Toimub kahe värgi tõttu . Õhk tõustes jahtub kuivadiabeetiliselt umbes 1 kraadi iga 100m kohta . Teiseks , kui õhk on ületanud kondensatsiooninivoo hakkab eralduma varem aurustumisele kulunud soojus ja edaspidi tõuseb õhk märgadiabaatiliselt , 0.5 kraadi iga 100m kohta. Niikus langeb pilvest välja ühesõnaga . Föön tekib piisavalt kõrge mäe tõttu 2.5-3km . Piisavalt kõrge mäe korral võib sadada ühe küljes ohtralt vihma niiskuse kadumise tõttu . Kui niiskus ei kao siis harilikult sajavad nad mäe tipus alla või lihtsalt hajuvad. Üle mäe jõudes on pilved väheseniiskusega ja hakkavad laskuma . Nad laskuvad väga kiirelt võrreldes teisel küljel üles tulemise kiirusega ja õhusoojenemine toimub seega väga kiirelt ( 1 kraad 100m kohta) . Selline tuul võib oru väga kiirelt soojaks teha ja see ei pruugi organismidele hästi mõjuda.
Boora - on külm puhanguline tormituul , madalamate mägede tuulealusel küljel. Jahe õhk koguneb ühte orgu näiteks ja üks hetk valgub sellest üle , pressides välja sooja õhu sealt kuhu ta valgub ja temperatuur või hetkega tohutult langeda.
Kõrbetuuled- Kõrbete kohal on tavaliselt antitsüklon ehk kõrgrõhkond. Sisehõõrde tõttu ei ole õhuosakeste liikumine täiesti ringjooneline, vaid spiraalselt tsentrist eemale suunatud. Halvendab nähtavust.
Atmosfäärifrondid
Atmosfaarifront – piirkond, kus on kontaktis erinevad õhumassid, harilikult mõeldakse
sooja ja külma õhumassi kokkupuuteala olukorras, kus üks õhumass on teisele järele jõudnud, tungib kiiluna selle alla või peale ja sunnib ettejääva õhu taganema.
Külm front – piirkond, kus pealetungivaks on külm õhk. Kuna külm õhk on raskem, valgub ta sooja õhu alla.Külma froni korral paikneb pilvede süsteem frondijoone taga ja pole seega eriti vara märgatav. Külma frondi tulekuga kaasneb puhanguline tuul.Külm front jaguneb kahte liiki . esimene liik ehk külm aeglane front . Külm õhku surub soojaõhu eest ära ja temperatuuri langus toimub ka sellega . Toimub nagu vastupidine soe front. Kui õhus on rõhkem niiskust ja soojust (suvel ) siis võivad äike ja ränksaju pilved ja igast muu selline kraam tekkida. Külma frondi põhjustatud värgid võivad väga ootamatult tekkida ja on lennundusele ohtlikud seega.
Teistliiki külma frondi eelduseks on soojaõhumassi labiilsus . Sooja õhu vastupanu on väiksem ja ta on kergemini ülessurutav . Soe õhk tõuseb tormiliselt ja tekivad konvektiivsed pilved. Äikese pilv võib kiirelt tekkida sest õhk lükatakse järsult üles.
Sekundaarsed külmad frondid on frondid e. järelfrondid on frondid mis saabuvad pärast esimest fronti , ja toovad veel külmema õhu , tekitades sama värki , soe õhk on sellisel juhul seelmisel korral olnud külm õhk.
Soe front – piirkond, kus pealetungivaks on soe õhk Soe õhk on kergem ja tõuseb külma
õhu peale. Pealetungiv soe õhk tõuseb justkui nagu mäest üles ja jahtub adiabaatiliselt .Algul tekivad kiudpilved ja siis kiud-kihtpilved mis põhjustavad halot. Soe õhk sunnib siiski külma õhu tanduma ja soeõhk ilmub paigalseisvale kehale järjest lähemale . Kiudpilved muutuvad keskmise korruse pilvedega ( Alto-pilved) , millest võib vihma või lund sadada. Hakkavad tekkima veel kiht-saju pilved ja võib igast kraami sadada. Pilvede alumine piir jõuab paarisaja meetri kõrgusele ja tekivad rebeneneud vihmapilved mis näitavad et frondi joon on lähedal. Maapealne frondi joon võib sademetest 200-300km eespool olla . Pilvede süsteem frondijoone ees võib olla 700-800km . Vertikaalne ulatus ca 10km.Sooja frondi lähenemisel hakkab õhurõhk kiiresti langema , tuul tugevneb (talvel tuisk). Suurema õhuniiskuse tõttu halveneb soojas piirkonnas horisontaalne nähtavus, talvel esineb sageli udu. Lennundusele mõjub halvasti tänu halvale nähtavusele ja madalatele pilvedele . Äikest esineb harva aga kui esineb siis intensiivselt.
Oklundeerunud front – Külmad frondid on kiiremad ja nad võivad järelejõudes soojaga seguneda ja tekib oklundeerunud front , mis on räigelt keerulise pilvede struktuuriga.
Kui viimasena saabuva kulma ohu temperatuur on korgem kui kõige ees oleva külma
frondi oma, on tegemist sooja tüüpi okludeerunud frondiga. Kõige ees on väga külm õhk mida soojem õhk tagant lükkab. Pmst toimub midagi sellist et eriti külm õhk lükkab sooja õhu üles , mis vaiksel hakkab tagasi langema ja jahtuma aga siis tuleb veel külma õhu mis selle veel üles lükkavad. Ilm talvel soojeneb seetõttu millegi pärast.
Kui viimasena saabuva külma õhu temperatuur on madalam kui kõige ees oleva külma
frondi oma, on tegemist kulma tüüpi okludeerunud frondiga. Seega määrab okludeerunud frondi tüübi vaatluskohta viimasena saabuv külm front. Sellisel juhul on kõige ees liikuv külm õhk pisut soojem kui kõige taga liikuv. Liitfrondi üleminekul asendub külm ilm veel külmemaga. Ka külma tüüpi okludeerunud frondid esinevad
sagedamini suvel
Atmosfäärielekter
Ioon on elektrilisel laetud osake molekul vms mis moodustavad elektronidega liikumisel primaariooni ( molekul + elektron ) . Primaariooni võivad liituda aerosooliosakestega , mison õhus hõljuv gaasikogum pmst (võivad laengut omada). Aerosool on kandev gaas + osakesed . Udu näiteks.
Igas maalähedases kuupsentimeetris on umbes 400 laetud osakeste paari . Igas sekunds tekib umbes 10 ioonipaari juurde , mille põhjused on kiirguslikud st mingi kiirgus lõhub molekule kuskil. Kolm peamist ioniseerivat gaasi on : Radoon ( 6 ioonipaari/s ) , gammakiirus( 2 ioonipaari/s) ja kosmiline kiirgus (2 ioonipaari/s) . Radoon on inertne gaas ja see omadus on üldse väg oluline maalähedase kihi ioniseerimisel.
Isotoop - Erineb põhiaatomist neutronite arvu poolest tuumas ja seega ka massiarvu poolest.
Elektrostaatilise tõukumise tõttu mõjub tuumas asuvate prootonite vahel tõukejoud.
Tuuma stabiilsuse tagavad (tuuma hoiavad koos) neutronid. Kuni laenguarvuni Z = 25.
Ebapüsivate aatomituumadega elemendid lagunevad, tuumade lagunemist nimetatakse
radioaktiivsuseks. Aatomituumade radioaktiivsel lagunemisel kiirgub mitmesuguseid osakesi ja eraldub energiat.
Looduses on kolm radioaktiivse lagunemise rida ehk lihtsalt radioaktiivset rida: 1)
aktiiniumirida, 2) tooriumirida, 3) uraanirida. Nende ridade lõpp- produktideks on plii
isotoobid , vahepealseteks produktideks aga kolm raadiumi (Ra) isotoopi ja seejärel kolm
radooni (Rn) isotoopi: aktinoon, toroon ja radoon. Radoon on peamine alfa osakeste kiirgaja õhus. Radooni tekkega kaasnevad alfa osakesed , mis võtavad õhust elektrone ja muutuvad heeliumi aatomiteks. Radoon kui inertgaas on keemiliselt passiivne, kuid mitte absoluutselt neutraalne. Teiste inertgaasidega võrreldes on ta kõige aktiivsem, tuntumad on tema fluoriühendid. Lühikese poolestusaja tõttu on aga radooniühendeid äärmiselt tülikas uurida ja neist on vähe teada.
Raadiumi (Ra), mille lagunemisel radoon (Rn) tekib, leidub koikides mineraalides.
Eestis kõige enam Põhja-Eesti settekivimites (diktüoneemakildas, fosforiidis). Seega on
vähesel määral radooni kõikjal pinnases. ÄÄrmiselt “mürgine” ( kiirgus tapab ) . Pinnases olev Rn difundeerub õhku ja koguneb peamiselt elamute keldri- ja esimestele korrustele, tekitades probleeme halva ventileeritavuse korral. Radoon lahustub hästi vees. Radooni lagunemisel tekkivad alfa osakesed ongi õhu ioniseerijad. Ioonid kui laengukandjad muudavad õhu elektrit juhtivaks. Kõrgemaid õhukihte ioniseerib päikese UV kiirgus.
Ionosfaar on laetud positiivselt, maapind negatiivselt, takistus kogu maapinna ja kogu
ionosfääri vahel on ca 200 oomi , pinge 250300 kV. Elektrivälja atmosfääris hoiavad alal pilved. Nimelt toimub pilvedes osakeste (vee- ja jääpiisad) elektriseerumine, seejärel vertikaalse tsirkulatsiooniga laengute ümberjaotumine ja teatud osa negatiivsete laengute langemine koos sademetega aluspinnale. Kõige paremini ioniseeruvad veetilgad ja jääkristallid kõrge vertikaalse arenguga pilvedes. Langev veetilk või rahetera muutub atmosfääri elektriväljas dipooliks, dipooli alumine osa omandab positiivse, ülemine negatiivse laengu . Langeva veetilga või rahetera teele jäävad õhus hõljuvad väiksed neutraalsed veepiisad, mis võivad liituda langeva suurema osakesega, aga võivad ka põrkuda ja omandada positiivse laengu. Langev veetilk või rahetera ise omandab peale sellist põrget negatiivse laengu ja annab selle pärast mahalangemist edasi aluspinnale. Seega toimivad pilved elektrigeneraatoritena, aluspinna ja ionosfääri vahelise eelktrilise pinge alalhoidjatena. Harilikult on pilvede alumina osa laetud negatiivelt.
Õhu liikumise kiirusvektor kujutatakse meteokaartidel ümmarguse esiotsaga noolena, mille “sabasuled” tähistavad kiirust. Ring noole esiosas märgib meteojaama asukohta , ring täidetakse vastavalt pilvisuse hulgale. Noole suund ühtib ohu kiirusvektori suunaga
Väga suurte kiiruste juures on üks suur jäme nool (24/26 m/s) ja kui veel kiiremaks läheb siis selle kõrval on õhuke kriips nagu üleval.
Terminiga ÄIKE tähistatakse atmosfäärinähtusi, mis avalduvad (rünksaju)pilves või pilve ja aluspinna vahel toimuvate sädelahendustena ja nendega kaasneva müristamisena.Tekib lühiühendus. Äike tekib maapinna tugeva soojenemise tõttu tekkivatest vertikaalselt kiiresti kasvavas pilvest . Ehk siis soojal pärastlõunasel peäval. Äike on sädelahendus mis võib toimuda pilve ja maa vahel (pilv indutseerib maapinnale pluss laenguid ) , pilve osade vahel ja kahe pilve vahel. Välk on suur elektrisäde mida seletab hästi Striimeri teooria . Ja üldiselt on pilve all osas negatiivsed langud ja üleval positiivsed ja sädemed tekivad nende vahel. Striimer- Suure kiirusega (kuni 1 000 km/s) leviv plasmakanal, mille esiosa ehk pea tugevasti helendab.
Plasma on aine neljas olek , mis kujutab endast tugevasti ioniseeritud gaasi.(keskond mis koosneb elektronidest ja ioonidest) . Gaaslahendus on elektrivool gaasis. Välk on negatiivne kui ta maale negatiivse laengu annab. Sammliidrid on välgu sik- sakid . Maapinnale kasvab tugev elektriväli mis võib põhjustada välgu hargnemise . Maapeal tekib ka välgu taoline asi mis “ülatab käe” ülalt tulevale välgule . Korraks tekib lühiühenduse taoline efekt , vlägu ernergia vabaneb ja siis vist käibki karakas. Välk kuumendab õhu suht 30 000 kraadini. Õhk paisub ja tekitab käraka. Välgu võimsus on umbes 2GW . Põuavälk on kauge pilvesisene välk mille müristamist pole kuulda.
Kui välk puud tabab aurustub selles olev niiskus ja puu paneb pange. Koronaator on nö lennuki otstes olev pintsel mis maandab staatilise laengu. Laengute ärajuhtimise tõttu omandab lennuk sellise elektrilise potentsiaali nagu ümbritseval õhul ja välk ei otsi teda , aga juhuslikult võib tabada.
Jugavool – on mingi õhuvool mis on väga kiire .Paksus 2-4 km , laius 300-400km/h , tuulte kiirus on 200-300km/h ja rekord on 700km/h . Neid on lenduritel hea ära kasutada , kõva tagant tuul . Nii põhja kui lõunapoolkeral on kaks enam-vähem püsivat jugavoolu.

polaarfrondi jugavool – pooluse umber oleva külma polaarse õhu ja sellest lõunapool asuva soojema parasvõõtme õhu piiril

subtroopiline jugavool – troopilise õhu ja jahedama parasöötme õhu piiril
Suvel liiguvad jugavoolud veidike pooluste poole ja talvel ekvaatori poole.
Ekvaatoril on tropopaus tunduvalt kõrgemal kui pooluste kandis ja seega tekib nö auk nende kohtumisel ( polaarfront) ja seal tekib pundar kus õhk kas liigub üles või alla need on jugavoolud. Kui näiteks polaarsel alal on madalrõhkkond ja ekvaatori poole peal kõrgõhkkond , siis toimub jugavoolu tugevnemine.
Analoogiliselt polaarfrondi jugavoolule kujuneb teine subtroopiline jugavool. . Õhk liigub mõlemas jugavoolus idapoole . Kuid selle puhul on teavas pilvitu. Jugavoolu lähedale sattumine tekitab selge õhu turbulentsi.
Joonisel on Põhjapoolkera jugavoolud . Mõlemad on suunatud joonise sisse ehk vaatajast eemale ehk ida suunas.
Ajutiselt võib õhumasside piiril tekkida lokaalseid jugavoole . Polaarne jugavool liigub suvel lõunasse sest kõrge temperatuuri paisutab polaaralade õhumasse. Subtroopilised muutused pole nii ohtlikud sest seal pole muutused nii suured. Polaarala ja troopilise ala troposfääri tasandavad ennast kahes kohas ja selleks ongi kaks juga voolu . Troopilises läheb veidi allapoole troposfäär ja polaaraladel veelgi.
Valguskiirte refraktsioon on valguskiirte murumine atmosfääris ja on põhjustatud murdumisnäitaja muutumises ehk õhutiheduse muutumises . Tihedamas õhu murdub valgus aeglasemalt . Kõige rohkem muutub tihedus seega ka murdumisnäitaja harilikult vertikaalsihis. Murdumisnäitaja n erineb väga vähe ühest ja tihti kasutatakse selle asemel tähist (n-1)1000000 ja korrutatakse miljoniga. Murdumisnäitaja on suhteliselt võrdne gaasi tihedusega . Refraktsiooniindeks sõltub rõhust , virtuaalsest temperatruuirst (märg õhk) ja lainepikkusest.
TV=(1 + 0.608q) T Virtuaalse temperatuuri valem jällegi , mida kasutatakse temperatuuri asemel kui tegu on märja õhuga ( q-eriniiskus e. veeauru suhtelin mass niiskes õhus). Alumise valemiga saab mingil teatud baasnivool ( kõrgusel ) leida refraktsiooniindeksi mingi l suvalisel temperatuuril ka kõrgusel.
Refraktsiooni indeks kahaneb lainepikkuse kasvades väga kiirelt ja kuskil 2mikromeetri juures muutb väga aeglaselt.
Valguskiire trajektoori võrrand atmosfääris (valguskiire mis tahes punktis peab kehtima võrdus)
Kui valgusallikas asub väljaspool atmosfääri , siis nimetatakse kiire murdumist astronoomiliseks refraktsiooniks , teisel juhul on maapealne refraktsioon.
Valgusallika tegeliku ja näiva suuna vahet nimetatakse astronoomilise refraktsiooni nurgaks. Mida madalamal asub astronoomiline valgusallikas seda pikem on valguskiirte trajektoor ja seda suurem refraktsiooninurk beeta.
Taeva keha tegelik kõrgus ( ilma atmosfäärita) saab arvutada ülal oleva valemiga . Astronoomilise refraktsioonita ei oleks päikese valgust enne tema horisondi tagant välja tulekut tegelikult näha. . Refraktsiooni kaudu on võimalik nö kaugemale näha kui reaalselt silmaga võimalik peaks olema. Keskmisel 6-7 % näeb kaugemale
Igal värvil on oma lainepikkus . Kuna kõik teised kaovad või hajuvad siis peaks viimase kiirena kui päike loojub nägema rohelist valgust.
Õhu murdumisnäitaja nivool n(z) avaldub:
n(z0) ja roo(z0) on õhu murdumisnäitaja ja tiheus mingil baasnivool.
Negatiivne refraktsioon – valguskiirte trajektoori kumerus on suunatud maapinna poole ehk see on nagu kauss mis on maapeale asetatud ja inimene näeb vähem kui ta tegelikult nägema peaks.
Miraaž – on atmosfääriähtus , mille puhul tekivad igast õhukihtide vahelised peegeldused ja kuskile võib tekkida nö uus objekt , aga see on hoopis õhu peegeldus mignist teisest objektist nurga taga. Tekib erisuguse tihedusega õhukihtide üleminekualal. Miraaž jaotub alumiseks , ülemiseks ja külg miraažiks , lähtuvalt sellest kuhu vaatleja jaoks kujutis tekib .Fatamorgaana puhul esemed on rohkem moonutatud ja muutuvad kiiremini.(kihtide tihedused muutuvad. Alumine miraaž tekib siis kui hommikul on maapind kiirelt üles soojendatud ja selle lähedane õhk on soojem kui veidi kõrgemal . St maapinnal on veidike väiksema tihedusega õhk kui veidi kõrgemal. Ülemise miraaži korral on maapind külmem kui selle kohal olev. (merel võib lendavat hollandlast niimoodi näha) Külgmiraaž - erineva murdumisnäitajaga kihtide lahutuspinnad ei paikne horisontaalselt vaid kaldu . Veepinnal asub külm horisontaalne õhukiht ja kaldajuures näiteks soe horisontaalne kaldu õhukiht. Kujutis pole püsiv tavaliselt.
Lisa.
Eestis on veeauru sisaldus õhus suvel 4cm.
Eestis on min 200DU päevas ja mitte üle 400DU , 546 rekord.
eestis on talvel veeauru rõhk 3-4 mbari ja suvel 12-15 mbari.
Veeauru küllastumise temperatuur T= 374 C
Osoonikihi kõrgus on 15-30 km.
Eestis kestab välk 0.5s ja aastas on umbes 10-20 äikesepäeva.
Osooni paksus 1-6 mm
Magnuse valemiga saab küllastunud veearuru rõhku leida
Mendelejev-Clap.. – valemia saab ideaalse gaasi oleku rõhku vms
Von Mieghem – aluspinna turbulentsuse valem
Mayeri valem – isobaarse protsessi soojusmahtuvuse valem vms
Väisälä-Brunti – õhu võnkesageduse arvutamiseks
Coriolise parameter e. sagedus
Geostroofiline tuul puhub paralleelselt isobaaridega
Homogeenses atmosfääris kahaneb tuul ühtlaselt.
41