O’zbekistonda atmosferani muxofaza qilish yo’llari

O’ZBEKISTONDA ATMOSFERANI MUXOFAZA QILISH YO’LLARI

Reja:

1. 
   Havoning isishi va sovishi jarayonlari.
   

2. 
   Havo haroratini o‘lchash.
   

3. 
   Havo haroratining balandlik bo‘yicha o‘zgarishi. Havo harorati inversiyalari.
   

4. 
   Havo haroratining sutkalik va yillik o‘zgarishi.
   

5. 
   Joylarning harorat rejimi harakteristikalari.
   

6. 
   O‘simliklar qoplamining havo haroratiga ta’siri.
   

1. 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 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.
2. Havo haroratini turli xil termometrlar yordamida o‘lchanadi. Meteorologik stansiyalarda kuzatish paytidagi havo haroratini o‘lchash uchun muddatli psixrometrik termometrlar, havoning kuzatish muddatlari orasidagi eng yuqori haroratini o‘lchash uchun maksimal termometr TM-1, havoning kuzatish muddatlari orasidagi eng past haroratini o‘lchash uchun minimal termometr TM-2 ishlatiladi.
Barcha termometrlarni psixrometrik budkaga joylashtiriladi. Psix-rometrik budka termometrlarni to‘g‘ri va qaytgan radiasiyaning ta’siri-dan, yerning nurlanishidan, shamollardan va yog‘inlardan saqlaydi.
Termometrlarni budkadagi metall shtativga o‘rnatiladi. 2 ta psixrometrik termometrlarni, tik ravishda rezervuarlarini er yuzasidan 2 m baland qilib o‘rnatiladi. Maksimal termometrni deyarlik gorizontal, rezervuari tomon ozgina qiyalatib o‘rnatiladi, minimal termometrni esa aniq, gorizontal qilib joylashtiriladi. Bunda termometrlarning rezervuarlarini sharqqa qaratilib joylashtiriladi.
Qish davrida havo harorati –20⁰S dan past bo‘lganda quruq psixrometrik termometr yoniga etil spirtli termometr o‘rnatiladi. Chunki simob –38,9⁰S da qotadi, shuning uchun –36⁰S dan past haroratlarni o‘lchashda hisoblarni spirtli termometr yordamida olib boriladi.
Termometrlar ko‘rsatishi bo‘yicha hisoblarni olib borishda kuzatuvchining ko‘zi simob meniski sathida bo‘lishi kerak. Oldin graduslarning o‘nlik ulushlarini, keyin butun graduslarni hisob qilinadi.
Havo haroratining vaqtga nisbatan uzluksiz o‘zgarishlarini uzluksiz yozib borish uchun termograf M-16A qo‘llaniladi. Termografni o‘ziyozgich asbob uchun mo‘ljallangan jalyuziy budkada joylashtiriladi.
Dala sharoitida havo haroratini aspirasion psixrometr yordamida o‘lchanadi.
Ekinlar orasidagi va o‘rmondagi havo haroratini ham aspirasion psixrometr yordamida o‘lchash mumkin.
Turli xil termometrlar bilan o‘lchash tartibi va termograf lentasidagi yozuvlarni o‘rganish uchun meteorologiya yoki agrometeorologiyadan laboratoriya mashg‘ulotlarini o‘tkazish uchun mo‘ljallangan o‘quv qo‘llanmalar bilan tanishishni tavsiya qilamiz.
3. Havoning isishi yer yuzidan boshlanadi va troposferaning yuqori qatlamlariga turlicha jarayonlar yordamida issiqlik uzatiladi. Demak, yer yuzidan balandlik oshgan sari havo harorati pasayib borishi kerak.
Кo‘p marta o‘tkazilgan kuzatishlar troposfera havosi haroratining balandlik bo‘yicha yuqorida aytganimizdek taqsimlanishini tasdiqlaydi.
Havo haroratining har 100 m balandlikda o‘zgarishini haroratning tik (vertikal) gradienti deb aytiladi.
Haroratning tik gradientini  harfi bilan belgilaylik. Havo haroratining tik gradienti  ni quyidagicha formula bo‘yicha aniqlanadi:
- pastki va yuqori sathlardagi havo haroratlarining ayirmasi (⁰S larda),
- yuqori va pastki sathlarning balandliklari ayirmasi (m-larda),
- haroratning tik gradienti ⁰S/100m larda ifodalanadi. Agar t_yun bo‘lsa, havoning harorati balandlik oshgan sari kamayadi va  ning qiymati musbat bo‘ladi. Troposferada odatda havo haroratining xuddi shunday taqsimoti mavjud, ya’ni troposferada balandlik oshgan sari havo harorati pasaya boradi.
Agar t_yu>t_n bo‘lsa, balandlik oshgan sari havo harorati ham orta boradi. Bu holda harorat inversiyasi ro‘y beradi va  ning qiymati manfiy bo‘ladi. Havo haroratining balandlik bo‘yicha ortib borishini harorat inversiyasi deyiladi. Agar t_yuqt_n bo‘lsa,  m ga teng.
Bu holda balandlik bo‘yicha havo harorati o‘zgarmaydi, shuning uchun bunday holni izotermiya deb yuritiladi.
Agar pastki sathdagi harorat va haroratning tik gradienti ma’lum bo‘lsa, yuqoridagi istalgan sathdagi haroratni quyidagicha aniqlanadi:
(14)
bu yerda:
yuqoridagi sathning pastki sathdan balandligi.
Havo haroratining tik gradienti   ning qiymatlari juda o‘zgaruvchan. Uning qiymatlari faqat balandlikkagina bog‘liq bo‘lmasdan,balki quyidagi omillarga ham bog‘liq:
yil fasllariga.  ning qiymati yozda katta, qishda esa kichik bo‘ladi.
kun (sutka) vaqtlariga. Кunduzgi vaqtda  ning qiymati katta, kechasi esa kichik bo‘ladi.
atmosferada havo massalarining joylashishiga. Agar biror balandlikka sovuq havo qatlami ustiga issiq havo qatlami joylashsa,   o‘z ishorasini o‘zgartiradi.
Troposferada   ning o‘rtacha qiymati   ga teng. Ammo ayrim paytlarda yer yuzasiga bevosita tutashgan atmosfera qatlamida   ning qiymati, o‘rtacha qiymatidan o‘n, yuz va ming martadan oshiq bo‘lishi mumkin.
Masalan, faol sirtdan 5 sm balandda harorat 25,8⁰S ga, 50 sm balandlikda esa 24,2⁰S ga teng bo‘lsin. U holda  ning qiymati (100 m balandlik uchun) 355⁰S/100m ga teng bo‘ladi. Yoki yozda tush paytda tuproq yuzasining harorati 2 m balanddagi erga tutashgan havo qatlami haroratidan 10⁰S gacha oshiq bo‘ladi, bu holda haroratning tik gradienti   ga teng (100m ga nisbatan).
Atmosferaning yerga tutashgan qatlamida  ning qiymatlari kun (sutka) vaqtlariga, ob-havo va taglik sirtning xarakteriga bog‘liq.
Кunduzi   hardoim, ayniqsa yozda quruqlik ustida musbat bo‘ladi. Ob-havoning  ga ta’siri kunning olingan vaqtiga bog‘liq. Masalan, bulutlar va shamol kunduzi havoning isishini kamaytiradi, kechasi esa faol sirtning sovishiga qarshilik ko‘rsatadi. Bunga bog‘liq ravishda   ham kamayadi. Shuning uchun  ning eng katta qiymatlari havo ochiq va bulut kam bo‘lganida erishiladi.
Shamol  ning qiymatini kamaytiradi, chunki havo aralashib ketganda turli balandlikdagi havoning haroratlari tenglashadi. Haroratning tik gradientiga bulutlardan tashqari yog‘inlar ham ta’sir qiladi. Nam tuproqda atmosferaning yerga tutashgan qatlamida   keskin kamayadi.
Yuqorida aytganimizdek yerga tutashgan havo qatlamida balandlik bo‘yicha haroratning taqsimlanishiga faol yuzaning xarakteri ham ta’sir qiladi. Masalan, o‘simlik qoplami  ni kamaytiradi, chunki bu holda faol yuza tuproq bo‘lmay, balki o‘simlik qoplamining sirti bo‘lib qoladi.
Yalang tuproq ustida  ning qiymati ekinlar ustidagi qiymatlaridan ortiq bo‘ladi.