Namangan davlat universiteti tabiiy fanlar fakulteti

I BOB. Havo harorati.
Havo harorati deb, havoning qanchalik isiganiga yoki soviganiga aytiladi. Havo harorati termometr asbobi yordamida o’lchanadi. Termometr yer yuzasidan 2 metr balanga, Quyosh nuri tushmaydigan soya joyga o’rnatiladi. Meteorologik stansiyalarda termometr maxsus meteorologik quti ichiga qo’yiladi. Quti ichiga havo erkin kirib chiqib turadigan qilib ishlanadi. Qutining eshigi shimol tomonda bo’ladi. Shunda quti eshigi ochilganda Quyosh nuri termometrga tushmayd.
Dunyodagi ko’pchilik meteorologik stansiyalarda ob-havo holati, shu jumladan, havo harorati har 3 soatda kuzatib turiladi. So’ngra o’rtacha harorat aniqlanadi. Buning uchun sutka davomidagi barcha kuzatish natijalari qo’shilib, necha marta kuzatilgan bo’lsa, shunchaga bo’linadi. Oylik o’rtacha haroratini toppish uchun oydagi kunlik o’rtacha haroratlar qo’shilib, oyning kunlar soniga bo’linadi. Yillik o’rtacha haroratni toppish uchun ham oylart o’rtacha harorati qo’shilib, 12 ga taqsimlanadi. Havo haroratini kuzatish uning sutka va yil davomida ancha o’zgarib turishini ko’rsatadi. Havoning harakati kunduz kunisoat 14 va 15 larda eng yuqori va erta bilan Quyosh chiqishi oldidan eng past bo’lishi kuzatiladi.
Sutkalik havo haroratining eng yuqori va eng past ko’rsatkichlari orasidagi farq havo haroratining sutkalik ampilitudasi deb ataladi. Yil davomidagi eng yuqori harorat bilan eng past haroratorasidagi tafovut esa havo haroratining yillik ampilitudasi deyiladi. Turli iqlim mintaqalarida havo haroratining sutkalik va yillik ampilitudalarihar xil bo’ladi. Haroratning sutkalik o’zgarishi Sutkalik havo haroratining eng yuqori va eng past ko’rsatkichlari orasidagi Okean va dengizlar ustifda 1-2^oC bo’lsa, dasht va cho’llarda 15-20^oC gacha boradi. Yillik mamplituda esa ekvator atrofida 5-10^oC dan oshmaydi. Ekvatordan qutblarga tomon yillik amplitude kattalashib boradi. Masalan Toshkentda 28 ^oC ga teng.
1. Havoning isishi va sovishi jarayonlari.
Atmosfera havosining harorati taqsimotining xarakteri va uning o’zgarishini havoning issiqlik rejimi deb yuritiladi. Atmosferaning issiqlik rejimi asosan uning yerdagi faol yuza va kosmik fazo bilan issiqlik almashinishi bilan aniqlanadi. Atmosfera quyosh radiasiyasini bevosita yutishi natijasida juda kam, aniqrog’i 0,50 ^oC chamasida isiydi. Atmosferaning yuqori qatlamlari quyosh radiasiyasini pastki qatlamlaridan kuchliroq yutadi. Atmosferaning eng pastki qatlami – troposferaning, ayniqsa uning pastki qatlamlari isishining asosiy manbai, ularning yer faol sirtidan olgan issiqligidir. Кunduzi faol yuzaning radiasion balansi musbat bo’lgan soatlarda, ya’ni faol yuzaga tushuvchi quyosh radiasiyasi oqimlari, faol yuzadan qaytgan va faol yuzaning chiqargan nurlanish oqimlaridan katta bo’lganida quruqlik yuzasi isiydi. Uning harorati havo haroratidan yuqori bo’lib qoladi. Shuning uchun issiqlik havoga uzatiladi. Кechasi esa faol yuza samarali (effektiv) nurlanish sababli havoga nisbatan ko’proq soviydi. Natijada issiqlik havodan faol yuzaga uzatiladi, oqibatda havoning o’zi ham soviydi. Faol yuza bilan atmosfera orasida, shuningdek atmosferaning o’zida issiqlikning ko’chishi quyidagi jarayonlar yordamida ro’y beradi.
Molekulyar issiqlik o’tkazuvchanlik. Yer sirti, o’ziga tushgan quyosh nuri energiyasining bir qismini yutib isiydi va yutgan energiyasining bir qismini havoga uzatadi, boshqacha aytganda havo qatlamlari bevosita faol yuzaning issiqlik ta’sirida bo’ladi. Tushgan quyosh radiasiyasining bir qismini yutgan faol yuza harorati ortadi, natijada unga yondoshgan ustki havo qatlami ham isiydi va bu qatlam o’z navbatida o’zidan yuqoridagi qatlamga molekulalarning issiqlik harakati yordamida issiqlik uzatadi. Bu tarzdagi issiqlik uzatish troposfera qatlamlarining ancha qismigacha etib boradi. Molekulyar issiqlik o’tkazuvchanlik deb yuritiladigan issiqlik uzatishning bu usuli sababli atmosferaning erga yaqin qatlamlarigina yaxshi isiydi. Havoning issiqlik o’tkazuvchanlik koeffisientining qiymati juda oz bo’lganidan atmosferaning yuqori qatlamlari bu usulda juda ham kam isiydi. Demak, havo ochiq kuni (shamol esmayotganda) er yuzidan balandlik oshgan sari havoning harorati pasayib borishi kerak.
Issiqlik konveksiyasi. Atmosferaning yuqori qatlamlariga issiqlik uzatishda issiqlik konveksiyasi jarayoni muhim ahamiyatga ega. Кunduzi yer sirtining barcha qismlari bir xil isimaydi, ya’ni ba’zi erlar ko’proq isiydi, boshqalari esa kamroq isiydi. Masalan, shudgor (haydalgan er) maydoni bir tomonidan qalin daraxtzor va ikkinchi tomonidan katta suv havzasi bilan chegaralangan bo’lsin. Кunduzi shudgor suv havzasi va daraxtzordan ko’p isiydi. Natijada uning ustidagi havo ham qo’shni maydonlar ustidagi havodan ko’proq isiydi. Shudgor ustidagi ko’p isigan havo kengayadi. Кengayayotgan havoning zichligi atmosferadagi sovuqroq (yoki sovuq) havo zichligidan kam bo’ladi, shuning uchun issiq engil havo tik yo’nalishda yuqoriga ko’tariladi. Uning o’rniga atrofdagi sovuq havo bostirib kiradi. O’z navbatida u ham isib yuqoriga ko’tariladi. Tik yo’nalishda ko’tarilayotgan issiq havo massalari qancha balandlikka ko’tarilsa, O’sha qatlamlardagi havoni isitadi. Jarayon shunday bo’lib o’tadiki, issiq havo massalari yuqoriga ko’tariluvchi oqimni tashkil qilsa, atrofdagi sovuq havo massalari pastga yo’nalgan sovuq havo oqimini tashkil qiladi. Yuqoriga ko’tarilgan havo atrofidagi sovuq havoga o’z issiqligini uzatib soviydi. Кulay sharoitlarda issiqlik konveksiyasi troposferaning butun qalinligi bo’ylab tarqalishi mumkin. Quruqlik ustida issiqlik konveksiyasi kunduzgi soatlarda vujudga keladi, dengiz ustida esa kechasi suv sirtining harorati, unga yondosh-gan (tutashgan) havo haroratidan yuqori bo’lgan hollarda hosil bo’ladi.
Turbulentlik. Havoning jadal ravishda isishiga sabab bo’ ladigan jarayonlardan yana biri havoning juda ham harakatchanligidan vujudga keladigan turbulentlik jarayonidir. Havo juda kam hollardagina tinch (osoyishta) bo’ladi, ko’pincha esa gorizontal yo’nalishda harakatda ya’ni shamol esadi. Uning uncha katta bo’lmagan qismlari, hajmlarining harakati tartibsiz xaotik xarakterga ega. Bunday harakatni turbulent aralashish yoki qisqacha turbulentlik deb yuritiladi. Atmosferaning turbulent aralashib ketishi natijasida ancha issiq qatlamlardan sovuq qatlamlarga issiqlik jadal ravishda ko’chadi. Havoning yerga tegib turgan eng pastki qatlami bilan yer sirti orasida ishqalanish kuchlari mavjud bo’lgani uchun eng pastki havo qatlami kamroq tezlik bilan harakatlanadi. Undan yuqoridagi qatlam esa pastki qatlam havosidan tezroq harakatlanadi. Natijada bunday ikki havo qatlami orasida ishqalanish kuchlari hosil bo’ladi. Bundan tashqari shamolning umumiy oqimida uning ayrim hajmlari turli sabablarga ko’ra har xil tezlik bilan ko’chadi. Tezlik katta bo’lganida shamolning umumiy oqimi ichida turli yo’nalishlarda, shu jumladan tik yo’nalishda tarqaluvchi uyurmaviy oqimlar vujudga keladi. Pastki issiq qatlamlardan ko’tarilayotgan issiq havo oqimlari yuqori qatlamlarning sovuq havosi bilan aralashib ketib ularni ham isitadi.
Havo massalari harakati vaqtida do’ngliklarni, turlicha to’siqlar (binolar, daraxtlar va h.k.) ni o’tishida ham uning ichida yuqoriga yo’nalgan uyurmalar paydo bo’ladi. Pastdan ko’tarilayotgan issiq havo uyurmalari sovuq havo bilan aralashib ularni isitadi. Natijada turbulentlik vositasida atmosferaning yuqori qatlamlari ham isiydi. Atmosferada suv bug’ining kondensasiyasi va sublimasiyasi.
Yer sirtidan troposferaning yuqori qatlamlariga ko’tarilayotgan suv bug’lari borgan sari sovib boradi va qandaydir balandlikda to’yinadi, ya’ni tomchiga aylanadi. Fizika kursidan ma’lumki, suv bug’ining qaytadan tomchiga aylanish hodisasini kondensasiya hodisasi deyiladi. Suv bug’ining kondensasiyasida atrofga issiqlik ajraladi va atrofdagi sovuq havoni oz bo’lsa-da isitadi. Suv bug’ining to’g’ridan-to’g’ri qattiq (muz) holatga o‘tishini sublimasiya hodisasi deyiladi. Suv bug’ining sublimasiyasida ham issiqlik ajraladi va u ham atrofdagi havoning isishiga sarflanadi.
Radiasion issiqlik o’tkazuvchanlik. Tuproqdan atmosferaga issiqlik uzatishda yerdagi faol yuzaning uzun to’lqinli nurlanishi ham ma’lum darajada ahamiyatga ega. Yerdagi faol yuza nurlanishini atmosferaning pastki qatlamlari yutadi. Bu qatlamlar ozgina isib, uzun to’lqinli nurlanishi sababli yuqoridagi qatlamlarni isitadi. Tuproq yuzasi soviganida esa radiasion nurlanish oqimi atmosferaning yuqori qatlamlaridan pastga yo’nalgan bo’ladi. Quruqlik ustida radiasion nurlanish oqimining pastga yo’nalishi asosan kechasi ro’y beradi. Chunki kechasi issiqlik konveksiyasi ro’y bermaydi, turbulentlik esa juda kuchsiz bo’ladi.
Adveksiya. Biror aniq joy ustidagi havoning harorati gorizontal yo’nalishda ko’chayotgan boshqa havo massasi bilan aralashishi natijasida ham o‘zgarishi mumkin.Havo massasining gorizontal yo’nalishda ko’chishini adveksiya deyiladi.Issiq adveksiyada biror joyga, shu joy havosi haroratidan yuqori haroratli issiq havo bostirib kiradi va olingan joyning havosini isitadi.
Yuqorida qaralgan havoning isish jarayonlari orasida eng muhimlari issiqlik konveksiyasi va turbulentlikdir. Endi havoning sovishiga olib keladigan jarayonlarga to’xtalamiz. Havoni sovishiga olib keladigan jarayonlardan biri, havo massalarining atmosferada yuqoriga ko’tarilishidir. Agar katta havo massasi tez ko’tarilayotgan havo massasi bo’lsa, u holda tez qo’tarilayotgan havo massasi bilan atrofdagi muhit orasida issiqlik almashinishi deyarli ro’y bermaydi. Isigan havo massasi yuqoriga ko’tarilgan sari kamroq atmosfera bosimi ta’sirida bo’ladi va tashqi atmosfera bosimiga qarshi yo’nalishda kengayishda ichki energiyasi hisobiga ish bajaradi, bu esa uning ichki energiyasining kamayishiga ya’ni sovishiga olib keladi. Havo nurlanishi sababli yoki sovuq yer yuzasiga tekkanda ham sovib, issiqlik yo’qotadi. Olingan joydagi havoga, u erdagidan past haroratli havo oqimi bostirib kirsa, uni sovuq adveksiya deb yuritiladi. Qishloq xo’jaligi ishlab chiqarishi uchun bahorgi va kuzgi sovuq adveksiyalar xavflidir, chunki bunday paytlarda o’simlikning ustidagi havo harorati keskin pasayib o’simliklarni sovuq urishi mumkin.