Атмосфералық жауын–шашындар
Кіріспе 3
1. Әдебиетке шолу 5
1.1 Жауын.шашын 5
1.2 Жел 15
1.3 Температура 18
2. Станциялардың физико.географиялық сипаттамалары 22
2.1 Бақанас станциясы 22
2.2 Үлкен Алматы көлі станциясы 22
2.3 Верхний Горельник станциясы 23
2.4 Мыңжылқы станциясы 23
2.5 Талдықорған станциясы 24
3. Жазық және таулы станциялардағы метеожағдайлардың салыстырмалы сипаттамасы 25
Қорытынды 31
Пайдалынған әдебиеттер тізімі 35
1. Әдебиетке шолу 5
1.1 Жауын.шашын 5
1.2 Жел 15
1.3 Температура 18
2. Станциялардың физико.географиялық сипаттамалары 22
2.1 Бақанас станциясы 22
2.2 Үлкен Алматы көлі станциясы 22
2.3 Верхний Горельник станциясы 23
2.4 Мыңжылқы станциясы 23
2.5 Талдықорған станциясы 24
3. Жазық және таулы станциялардағы метеожағдайлардың салыстырмалы сипаттамасы 25
Қорытынды 31
Пайдалынған әдебиеттер тізімі 35
Атмосфералық жауын–шашындар деп жер бетіне атмосферадағы бұлттардан жауатын су тамшылары (жаңбыр) мен мұз кристалдарын (қар, бұршақ) айтады. Метеорологияда жауын мөлшерін миллиметр су қабатымен (мм) өлшейді. Ауданы 1 м2 беткейге жауған 1 мм су қабатының салмағы 1 кг-ға тең. Қатты күйдегі жауын–шашындар ерітіліп барып өлшенеді. Жауын–шашынның екінші маңызды сипаттамасы – оның қарқындылығы, яғни бірлік уақыт аралығында жауған жауын мөлшері мм/мин. Жауын–шашын қарқындылығына байланысты саябыр, орташа және қарқынды болып бөлінеді.
Арнайы интерполяция әдісі бойынша жер–шарындағы станциядағы мәліметті анықтауға болады. Бір жағынан станциялардың орналасу тығыздығының жеткіліксіз болуынан қиындықтар тууы мүмкін. Көбінде мәлімет аз жағдайда болжау мәні жоғары болады.
Даладағы айлық жауынның статистикалық структура анализі көрсеткендей, тегіс жерлердегі станция аралықтарындағы ара қашықтық 50 км болғанда, оптимальді интерполяция айлық көрсетілімнің 20 % құрайды. Жауын–шашынды өлшеу плювиограф және осадкамер бойынша тек 200–500 см3 аймақта қана өлшеніледі. Ол көрсетілімдер ауданы одан да жоғары аймақтар көррсеткіштері болып табылады. Білуіміз бойынша бақылау пунктінен 25 км аралықта берілген норма бойынша интенсивтілігі асып кетуі мүмкңн. Ал таулы аудандар үшін станция арасы 25 км ден асса да интерполяция нормада асып кетуі мүмкін. Осыдан Қазақстандағы барлық таулы аймақтардағы станцияларды алсақ, керекті дәлдік кеңістіктегі дәлдік жеткілікті болмайды. Бұл онда болжанылатын өлшем айлық жауынның таралуы кеңістік бойынша біркелкі емес. Басқа сөзбен айтсақ, яғни жауынның үлкен көлемде өзгермешілігінің себебі, болжанылатын өлшем қашықтық бойынша емес, нақты мән бойынша. Осыған байланысты жағдайдың бірнеше түрлері бар, негізгі оптимальді түрі ол кеңістік бойынша жауынның орташа таралуы. Ол үшін республика аймағын керекті аудандарға бөлу қажет, сол бойынша станциялардан алынған мәліметтер бойынша жауынның болжамдар жасау қажет, мысалғы М.И. Юдиннің бастауы бойынша жауынды болжау.
Жел деп ауаның жер бетімен салыстырмалы түрде горизонтальді қозғалысын айтады. Жел атмосфераның әр жерінде қысымның біркелкі болуынан туады. Қысым вертикальді да, горизонтальді да бағытта өзгермелі келетіндіктен, ауа жерге қарай белгілі бір бұрышпен көлбеу қозғалады. Ол бұрыш өте кіші болғандықтан жел деп ауа қозғалысының тек горизонтальді құраушысын есептейді.
Арнайы интерполяция әдісі бойынша жер–шарындағы станциядағы мәліметті анықтауға болады. Бір жағынан станциялардың орналасу тығыздығының жеткіліксіз болуынан қиындықтар тууы мүмкін. Көбінде мәлімет аз жағдайда болжау мәні жоғары болады.
Даладағы айлық жауынның статистикалық структура анализі көрсеткендей, тегіс жерлердегі станция аралықтарындағы ара қашықтық 50 км болғанда, оптимальді интерполяция айлық көрсетілімнің 20 % құрайды. Жауын–шашынды өлшеу плювиограф және осадкамер бойынша тек 200–500 см3 аймақта қана өлшеніледі. Ол көрсетілімдер ауданы одан да жоғары аймақтар көррсеткіштері болып табылады. Білуіміз бойынша бақылау пунктінен 25 км аралықта берілген норма бойынша интенсивтілігі асып кетуі мүмкңн. Ал таулы аудандар үшін станция арасы 25 км ден асса да интерполяция нормада асып кетуі мүмкін. Осыдан Қазақстандағы барлық таулы аймақтардағы станцияларды алсақ, керекті дәлдік кеңістіктегі дәлдік жеткілікті болмайды. Бұл онда болжанылатын өлшем айлық жауынның таралуы кеңістік бойынша біркелкі емес. Басқа сөзбен айтсақ, яғни жауынның үлкен көлемде өзгермешілігінің себебі, болжанылатын өлшем қашықтық бойынша емес, нақты мән бойынша. Осыған байланысты жағдайдың бірнеше түрлері бар, негізгі оптимальді түрі ол кеңістік бойынша жауынның орташа таралуы. Ол үшін республика аймағын керекті аудандарға бөлу қажет, сол бойынша станциялардан алынған мәліметтер бойынша жауынның болжамдар жасау қажет, мысалғы М.И. Юдиннің бастауы бойынша жауынды болжау.
Жел деп ауаның жер бетімен салыстырмалы түрде горизонтальді қозғалысын айтады. Жел атмосфераның әр жерінде қысымның біркелкі болуынан туады. Қысым вертикальді да, горизонтальді да бағытта өзгермелі келетіндіктен, ауа жерге қарай белгілі бір бұрышпен көлбеу қозғалады. Ол бұрыш өте кіші болғандықтан жел деп ауа қозғалысының тек горизонтальді құраушысын есептейді.
1) Байшоланов С.С., Кожахметов П.Ж. Жалпы метеорология. – Алматы: Қазақ университеті, 2005. – 176 б.
2) Хромов С.П. Метеорология и климатология для географических факультетов. – Л.: Гидрометеоиздат, 1983. – 224 б.
3) Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. – Л.: Гидрометеоиздат, 1976. – 473 – 475 б.
4) Байшоланов С.С. Метеорология және климатология. – Алматы: Қазақ университеті, 2000. – 232 б.
5) Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. – М.: Издательство Московского Университета, 1994. – 520 б.
6) Кобышев.Н.В., Костин С.И., Струнников Э.А. Климатология. – Л.: Гидрометеоиздат, 1980. – 87 б.
7) Утешев А. С. Климат Казахстана. Очерки по физической географии Казахстана. // Труды КазССР. – Алматы: 1952. – 387 б.
8) Чичасов Г.Н. О прогнозе месячных сумм в Казахстане. // Труды КазНИИ, 1985. – Вып. 92. – Б. 51 – 59.
9) Ковынева Н.П. Закономерности изменений атмосферных осадков над отдельными районами северного полушария. // Труды КазНИИ, 1985. – Б. 67 – 71.
10) Мамонтов Н. В. Статические исследования по осадком земного шара. – М.: Гидрометеоиздат, 1984. – Б.118 – 153.
11) Швер Ц.А. Годовая амплитуда атмосферных осадков на территории СССР. // Труды ГГО, 1976. –Вып. 294. – Б. 175 – 182.
12) Ахметова Г.С. Некоторые особенности повторяемости числа дней с осадками по территории Казахстан. // Труды Гидрометцентра СССР, 1983. – Вып. 257. – Б. 66 – 76.
13) Долгих С.А. Об изменении климата Казахстана. // Гидрология и экология: – 2005. –Вып. 4. – Б. 6 – 23.
14) Турулина Г.К. О прогнозе суммы осадков на 5 дней в Казахстане на основе комплексного-гидродинамического-статического метода. // Труды КазНИИ, 1984. – В. 86. – Б. 6 – 23.
15) Груза Г.В., Ранькова Э.Я., Семенюк Е.А. Крупномасштабное аномалии атмосферных осадков в Евразии и их климатическая изменчивость. // Труды Гидрометцентра СССР, 1987. – Bып. 294. – Б. 35 – 51.
16) Дроздов О.А, Григорьева А.С Многолетние циклические колебания атмосферных осадков на территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1971. – Б. 83 – 87.
17) Андрусенко К.А. О распределении аномалий месячных сумм осадков в Казахстане при различных типах атмосферных процессов. // Труды КазНИИ, 1985. – Вып.92. – Б. 67 – 71.
18) Шишков В.Г. Исследование значительных аномалий дефицита и избытка месячного количества осадков. // Труды Гидрометцентра СССР, 1977. – Вып. 257. – Б. 66 – 76.
19) Ахметова Г.С. Некоторые особенности повторяемости числа дней с осадками по территории Казахстана. // Труды Гидрометцентра СССР, 1983. – Вып. 257. – Б. 66 – 76.
20) Климатологический справочник СССР по Казахская ССР. Физико – Географическое описание метеорологических станций и постов. – Алматы: 1968. –Вып. 18 – 54 б.
21) Байшоланов С.С., Қожахметов П.Ж Жалпы метеорология. 1–бөлім. Оқу құралы. – Алматы: Қазақ университеті, 2005. – 102 б.
22) Утешов А.С., Климат Казахстана. – Л .: Гидрометеоиздат, 1956. – 189 б.
23) Будыко М.И., Срвременное изменение климата. – Л.: Гидрометеоиздат, 1977. – 46 б.
24) Винников К.Я., Эмпирический анализ СО2 на современные изменения среднегодовой приземной температуры воздуха северного полушария. // Метеорология и гидрология, 1981. – Вып. 11. – Б. 30 – 43.
25) Груза Г.В., Об изменчивости температуры и циркуляционного режимов атмосферы Северного полушария. // Метеорология и гидрология, 1982. – Вып. 3. – Б. 8 – 20.
26) Мелешко В.П., Антропогенные изменения климата в 21 веке в Северной Евразии. // Метеорология и гидрология, 2004. – Вып. 7. – Б. 5 – 26.
27) Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. – М.: Издательство Московского Университета, 1994. – 520 б.
28) Матвеев Л.Т., Физика атмосферы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1984. – 738 б.
29) Научно–прикладной справочник по климату СССР. Сер. 3: Многолетние данные. – Вып. 18. Казахская СССР. Книга 1. – Л.: Гидрометеоиздат. 1989. – 514 б.
30) Байшоланов С.С., Қожахметов П.Ж., Жалпы метеорология. 1–бөлім. Оқу құралы. – Алматы: Қазақ университеті, 2005. – 187 б.
31) Будыко М.И., Современное изменение климата.– Л: Гидрометеоиздат, 1977. – 46 б.
32) Тихонова Е.А., О степени аномальности температурных полей летом в Казахстане. // КазНИГМИ еңбектері. 1987. – Вып. 96. – Б. 43 – 74.
2) Хромов С.П. Метеорология и климатология для географических факультетов. – Л.: Гидрометеоиздат, 1983. – 224 б.
3) Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии. – Л.: Гидрометеоиздат, 1976. – 473 – 475 б.
4) Байшоланов С.С. Метеорология және климатология. – Алматы: Қазақ университеті, 2000. – 232 б.
5) Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. – М.: Издательство Московского Университета, 1994. – 520 б.
6) Кобышев.Н.В., Костин С.И., Струнников Э.А. Климатология. – Л.: Гидрометеоиздат, 1980. – 87 б.
7) Утешев А. С. Климат Казахстана. Очерки по физической географии Казахстана. // Труды КазССР. – Алматы: 1952. – 387 б.
8) Чичасов Г.Н. О прогнозе месячных сумм в Казахстане. // Труды КазНИИ, 1985. – Вып. 92. – Б. 51 – 59.
9) Ковынева Н.П. Закономерности изменений атмосферных осадков над отдельными районами северного полушария. // Труды КазНИИ, 1985. – Б. 67 – 71.
10) Мамонтов Н. В. Статические исследования по осадком земного шара. – М.: Гидрометеоиздат, 1984. – Б.118 – 153.
11) Швер Ц.А. Годовая амплитуда атмосферных осадков на территории СССР. // Труды ГГО, 1976. –Вып. 294. – Б. 175 – 182.
12) Ахметова Г.С. Некоторые особенности повторяемости числа дней с осадками по территории Казахстан. // Труды Гидрометцентра СССР, 1983. – Вып. 257. – Б. 66 – 76.
13) Долгих С.А. Об изменении климата Казахстана. // Гидрология и экология: – 2005. –Вып. 4. – Б. 6 – 23.
14) Турулина Г.К. О прогнозе суммы осадков на 5 дней в Казахстане на основе комплексного-гидродинамического-статического метода. // Труды КазНИИ, 1984. – В. 86. – Б. 6 – 23.
15) Груза Г.В., Ранькова Э.Я., Семенюк Е.А. Крупномасштабное аномалии атмосферных осадков в Евразии и их климатическая изменчивость. // Труды Гидрометцентра СССР, 1987. – Bып. 294. – Б. 35 – 51.
16) Дроздов О.А, Григорьева А.С Многолетние циклические колебания атмосферных осадков на территории СССР. Л.: Гидрометеоиздат, 1971. – Б. 83 – 87.
17) Андрусенко К.А. О распределении аномалий месячных сумм осадков в Казахстане при различных типах атмосферных процессов. // Труды КазНИИ, 1985. – Вып.92. – Б. 67 – 71.
18) Шишков В.Г. Исследование значительных аномалий дефицита и избытка месячного количества осадков. // Труды Гидрометцентра СССР, 1977. – Вып. 257. – Б. 66 – 76.
19) Ахметова Г.С. Некоторые особенности повторяемости числа дней с осадками по территории Казахстана. // Труды Гидрометцентра СССР, 1983. – Вып. 257. – Б. 66 – 76.
20) Климатологический справочник СССР по Казахская ССР. Физико – Географическое описание метеорологических станций и постов. – Алматы: 1968. –Вып. 18 – 54 б.
21) Байшоланов С.С., Қожахметов П.Ж Жалпы метеорология. 1–бөлім. Оқу құралы. – Алматы: Қазақ университеті, 2005. – 102 б.
22) Утешов А.С., Климат Казахстана. – Л .: Гидрометеоиздат, 1956. – 189 б.
23) Будыко М.И., Срвременное изменение климата. – Л.: Гидрометеоиздат, 1977. – 46 б.
24) Винников К.Я., Эмпирический анализ СО2 на современные изменения среднегодовой приземной температуры воздуха северного полушария. // Метеорология и гидрология, 1981. – Вып. 11. – Б. 30 – 43.
25) Груза Г.В., Об изменчивости температуры и циркуляционного режимов атмосферы Северного полушария. // Метеорология и гидрология, 1982. – Вып. 3. – Б. 8 – 20.
26) Мелешко В.П., Антропогенные изменения климата в 21 веке в Северной Евразии. // Метеорология и гидрология, 2004. – Вып. 7. – Б. 5 – 26.
27) Хромов С.П., Петросянц М.А. Метеорология и климатология. – М.: Издательство Московского Университета, 1994. – 520 б.
28) Матвеев Л.Т., Физика атмосферы. – Л.: Гидрометеоиздат, 1984. – 738 б.
29) Научно–прикладной справочник по климату СССР. Сер. 3: Многолетние данные. – Вып. 18. Казахская СССР. Книга 1. – Л.: Гидрометеоиздат. 1989. – 514 б.
30) Байшоланов С.С., Қожахметов П.Ж., Жалпы метеорология. 1–бөлім. Оқу құралы. – Алматы: Қазақ университеті, 2005. – 187 б.
31) Будыко М.И., Современное изменение климата.– Л: Гидрометеоиздат, 1977. – 46 б.
32) Тихонова Е.А., О степени аномальности температурных полей летом в Казахстане. // КазНИГМИ еңбектері. 1987. – Вып. 96. – Б. 43 – 74.
Пән: Геология, Геофизика, Геодезия
Жұмыс түрі: Курстық жұмыс
Тегін: Антиплагиат
Көлемі: 34 бет
Таңдаулыға:
Жұмыс түрі: Курстық жұмыс
Тегін: Антиплагиат
Көлемі: 34 бет
Таңдаулыға:
Мазмұны
Кіріспе
3
1. Әдебиетке шолу
5
1.1 Жауын - шашын
5
1.2 Жел
15
1.3 Температура
18
2. Станциялардың физико - географиялық сипаттамалары
22
2.1 Бақанас станциясы
22
2.2 Үлкен Алматы көлі станциясы
22
2.3 Верхний Горельник станциясы
23
2.4 Мыңжылқы станциясы
23
2.5 Талдықорған станциясы
24
3. Жазық және таулы станциялардағы метеожағдайлардың салыстырмалы сипаттамасы
25
Қорытынды
31
Пайдалынған әдебиеттер тізімі
35
Кіріспе
Атмосфералық жауын - шашындар деп жер бетіне атмосферадағы бұлттардан жауатын су тамшылары (жаңбыр) мен мұз кристалдарын (қар, бұршақ) айтады. Метеорологияда жауын мөлшерін миллиметр су қабатымен (мм) өлшейді. Ауданы 1 м2 беткейге жауған 1 мм су қабатының салмағы 1 кг-ға тең. Қатты күйдегі жауын - шашындар ерітіліп барып өлшенеді. Жауын - шашынның екінші маңызды сипаттамасы - оның қарқындылығы, яғни бірлік уақыт аралығында жауған жауын мөлшері мммин. Жауын - шашын қарқындылығына байланысты саябыр, орташа және қарқынды болып бөлінеді.
Арнайы интерполяция әдісі бойынша жер - шарындағы станциядағы мәліметті анықтауға болады. Бір жағынан станциялардың орналасу тығыздығының жеткіліксіз болуынан қиындықтар тууы мүмкін. Көбінде мәлімет аз жағдайда болжау мәні жоғары болады.
Даладағы айлық жауынның статистикалық структура анализі көрсеткендей, тегіс жерлердегі станция аралықтарындағы ара қашықтық 50 км болғанда, оптимальді интерполяция айлық көрсетілімнің 20 % құрайды. Жауын - шашынды өлшеу плювиограф және осадкамер бойынша тек 200 - 500 см3 аймақта қана өлшеніледі. Ол көрсетілімдер ауданы одан да жоғары аймақтар көррсеткіштері болып табылады. Білуіміз бойынша бақылау пунктінен 25 км аралықта берілген норма бойынша интенсивтілігі асып кетуі мүмкңн. Ал таулы аудандар үшін станция арасы 25 км ден асса да интерполяция нормада асып кетуі мүмкін. Осыдан Қазақстандағы барлық таулы аймақтардағы станцияларды алсақ, керекті дәлдік кеңістіктегі дәлдік жеткілікті болмайды. Бұл онда болжанылатын өлшем айлық жауынның таралуы кеңістік бойынша біркелкі емес. Басқа сөзбен айтсақ, яғни жауынның үлкен көлемде өзгермешілігінің себебі, болжанылатын өлшем қашықтық бойынша емес, нақты мән бойынша. Осыған байланысты жағдайдың бірнеше түрлері бар, негізгі оптимальді түрі ол кеңістік бойынша жауынның орташа таралуы. Ол үшін республика аймағын керекті аудандарға бөлу қажет, сол бойынша станциялардан алынған мәліметтер бойынша жауынның болжамдар жасау қажет, мысалғы М.И. Юдиннің бастауы бойынша жауынды болжау.
Жел деп ауаның жер бетімен салыстырмалы түрде горизонтальді қозғалысын айтады. Жел атмосфераның әр жерінде қысымның біркелкі болуынан туады. Қысым вертикальді да, горизонтальді да бағытта өзгермелі келетіндіктен, ауа жерге қарай белгілі бір бұрышпен көлбеу қозғалады. Ол бұрыш өте кіші болғандықтан жел деп ауа қозғалысының тек горизонтальді құраушысын есептейді.
Жел жылдамдығымен және бағытымен сипатталады. Желдің бағыты ретінде көкжиектің жел соғып тұрған жағы (ауа келіп тұрған жақ) есептелінеді. Мысалы жел солтүстіктен оңтүстікке қарай соқса, оның бағыты - солтүстік болып саналады. Метеорологияда желдің бағыты румбамен - горизонттың 16 нүктесі немесе азимутпен (градустық бұрыш) белгіленеді. Градустық бұрыш солтүстіктен бастап шығысқа қарай есептелінеді, солтүстік бағыт 0 0, шығыс - 90 0, оңтүстік - 180 0, батыс - 270 0 тең.
Ауа температурасының кеңістіктік таралуы негізінен радиациялық факторлар мен жер бедері ерекшеліктерімен анықталады. Жылу режиміне тән жалпы ерекшелік - жыл ішінде және тәулік ішінде температура тербелісінің үлкен болуы.
Ауа температурасының кеңістіктік таралуы негізінен радиациялық факторлар мен жер бедері ерекшеліктерімен анықталады. Жылу режиміне тән жалпы ерекшелік - жыл ішінде және тәулік ішінде температура тербелісінің үлкен болуы.
Ауа температурасының режимінің негізгі көрсеткіші ретінде, оның жылдық амплитудасы, оның тербелісі, ең жылы және ең салқын айлардың орташа айлық температурасының айырмашылығы болып табылады. Сәйкес келетін мәлімет климаттың континентал деңгейін сипаттайды.
Ауа температурасының режимі жергілікті жердің биіктігіне және рельеф формасына байланысты болады. Қыстық және жаздық температура айырмашылығы тауда және жаздық жерлерде бірдей болмайды. Бұны Іле Алатауының солтүстік бөлігінен жақсы көруге болады.
1. Әдебиеттерге шолу
0.1 Жауын - шашын
Атмосфералық жауын - шашындар деп жер бетіне атмосферадағы бұлттардан жауатын су тамшылары (жаңбыр) мен мұз кристалдарын (қар, бұршақ) айтады. Метеорологияда жауын мөлшерін миллиметр су қабатымен (мм) өлшейді. Ауданы 1 м2 беткейге жауған 1 мм су қабатының салмағы 1 кг-ға тең. Қатты күйдегі жауын-шашындар ерітіліп барып өлшенеді. Жауын - шашынның екінші маңызды сипаттамасы - оның қарқындылығы, яғни бірлік уақыт аралығында жауған жауын мөлшері мммин. Жауын - шашын қарқындылығына байланысты саябыр, орташа және қарқынды болып бөлінеді.
Синоптикалық пайда болу жағдайына байланысты жауын-шашындар массаіші және шептік болып екіге бөлінеді.
Массаіші жауын - шашындар біртекті ауа массалары ішінде пайда болады. Тұрақты стратификациялы жылы ауа массасындағы қатпарлы (St) бұлттардан сіркіреуік, қалың қатпарлы - будақ (Sc) бұлтынан кейде саябыр ақ жауын жаууы мүмкін. Тұрақсыз стратификациялы салқын ауа массасы бұлттарынан нөсер жауын жауады.
Шептік жауын - шашындар атмосфералық шептердің өтуімен байланысты. Жылы шепке ақ жауын, салқын шепке нөсер жауын нөсерлеп бастап, ақ жауынға ұласады [1].
Физикалық жағдайына байланысты жауындар үшке бөлінеді:
1. Қатпарлы жаңбырлы және биік қатпарлы бұлттарынан жауады. Олар бұлттармен байланысты болады, олардан ақ жауын-шашын жауады. Бұл жауындар орта интенсивті болып келеді. Олар үлкен аумаққа және ұзақ уақытқа жауады. Көп жағдайларда жауындар ақ жауындар жауады.
2. Будақ - жауын бұлттарынан жауады, олар конвекциямен байланысты, олар қарқында жауып, аз уақытқа жауады. Олардан нөсер жауын - шашындар жауады. Суық ауа массасы ауасы жылы жерден өтіп жатқанда, жауын кейде бірнеше минутқа ғана созылады. Жазда кейде егер бұлт үлкен аумақты алып жатса, онда жауын бірнеше сағатқа созылады. АҚШ-тағы зерттеулер бойынша орташа алғанда шамамен сол бұлттан жауған жауын мөлшері 20 км2 шамасында болады. Жауынның қарқындылығы өте өзгермелі болып келеді. Мысалы бір бұлттан жауған жауын сол орынмен салыстырғанда 1 - 2 км жерде оның мәні 50 мм дейін өзгереді.
3. Будақ және ақ жауындардан басқа тағы бір түрі сіркіреуік жауындары жауады. Бұл массаіші жауындары болып табылады, олар қатпарлы және қатпарлы - будақ бұлттарынан жауады, жылы және тұрақты ауа массаларынан жауады. Бұл бұлттардың вертикальді таралуы үлкен емес болғандықтан жылы кездерде жауындар тек тамшылардың бірігуінен ғана пайда болады. Түсетін сұйық жауын сіркіреуік, ол өте майда тамшылардан тұрады. Қысқы кездері температура төмен болған жағдайда көрсетілген бұлттарда кристалл болуы мүмкін. Сонда сіркіреуікпен бірге майда қарлар түсуі мүмкін, оларды қар жармасы деп атайды [2].
Жауынның келесідей түрлері анықталады:
Сіркіреуік - біртекті жауындар, өте ұсақ майда тамшылардан тұрады (радиустары 0,25 мм кіші болғанда) және олар бір қалыпты жүрмей, тек ауада қалқып жүрген секілді көрінеді. Сіркіреуік қатпарлы (St) және қатпарлы будақ (Sc) бұлттарынан жауады, тағы тұмандардың таралуынан пайда болады. Сіркіреуіктің мөлшері 0,25 ммсағ аспайды, ал қарқындылығы 0,3 мс аз болады.
Жаңбыр - сұйық сулы жауын, оның тамшысының мөлшері 0,25 мм асады. Зерттеулер жүргізгенде радиустары 2,5 - 3,2 мм тамшылар кездеспейді, олар бір біріне қосылып ауада, майда тамшыларға бөлініп кетеді.
Қар - кристалл түріндегі қатты жауындар. Қарлар әр түрлі формада кездеседі. Көп кездесетіні ине тәрізді, баған және пластинка тәрізді. Одан да басқа қарлардың күрделенген түрлері кездеседі: ине жұлдыздары; пластинка жұлдыздары; бірнеше бағандардан тұратын; бағандар пластинкалармен біріккен. Одан да басқа тағы 12 жұлдызды кездеседі.
Жарма - ол мұздан немесе қатқан қардан тұратын жауын. Ол жаңбырдың немесе қардың еруінен пайда болады. Оның көлемі 7,5 мм дейін болады. Оның құрылу жағдайына байланысты қар жармасы және мұзды жармасы болып бөлінеді.
Бұршақ - шар тәріздес болып келген мұз. Оның радиусы шамамен 1 мм-ден 25 мм-ге дейін. Үлкен көлемдегі бөлшектер қатпарлы болып келеді. Оның ортасында ядро бар, ол ақ дәнге ұқсас болады. Ядроны мөлдір мұз қаптаған. Бұршақтар қатпарлы - жауындардан жауады. Аспандағы салқындаған су тамшыларымен және мұз жармаларының қатуынан пайда болады. Өте үлкен жармалар майда бұршақтарының қатуынан пайда болады [3].
Физикалық құрылу жағдайына және жауу сипатына байланысты жауын-шашындар сіркіреуік, ақ жауын және нөсер болып бөлінеді.
1) Сіркіреуік-жауын кіші өлшемді 0,05 - 0,5 мм тамшылардан немесе қар қиыршығынан тұрады, қарқындылығы саябырлы болады. Олар қатпарлы (St) және кейде қатпарлы - будақ (Sc) бұлттарынан жауады;
2) Ақ жауынның қарқындылығы орташа, ұзақ уақыт үлкен территорияға жауады. Ақ жауын көбіне шептік бұлттар жүйесіндегі қатпарлы - жаңбыр және қыста биік-қатпарлы, кейде қатпарлы-будақ бұлттарынан жауады;
3) Нөсер жауынның қарқындылығы өте күшті (1 ммминуттан жоғары) болады және қысқа уақытта, кішкентай аймаққа жауады. Нөсер жауын будақ-жаңбыр бұлтынан жауады. Жазда кейде бұршақ араласып жауады, күн күркірейді. Қыстың күні ірі қар үлпегінен тұратын қалың жауған қарды нөсерлі деп атайды.
Егер бұлт тамшылары (кристалдары) белгілі себептермен іріленіп, салмақтары өсіп, ауаның жоғары бағытталған қозғалысы оларды қалқытып ұстап тұра алмайтын болса, онда ол бұлттан жауын жауады.
Бұлт тамшылары конденсациялык, сублимациялық және каогуляциялық жолдармен іріленеді. Тамшылар жауын болып түсетін размерге дейін конденсациялық жолмен ірілене алмайды. Ондай жолмен тек майда тамшылар пайда болады. Конденсация нәтижесінде тамшы үстіне су косылып размері 0,1 мм-ге дейін жылдам өседі, ал одан ірі тамшылар пайда болу үшін өте ұзақ уақыт қажет. Майда және ірі тамшылардың үстінде қанығу қысымы әртүрлі болатындықтан размерлері әртүрлі тамшылардан тұратын бұлттарда конденсациялык ірілену процесі қарқындырақ жүреді. Майда тамшы үстіндегі ауадағы су буының қанығу қысымы ірі тамшы үстіңдегіден үлкенірек болады. Су буының белгілі бір нақты парциальді қысымы кезінде кіші тамшы үшін ондай ауа қанықпаған, ал ipj тамшы үшін қанығып кеткен болып шығады. Сондықтан майда тамшы буланады да, су буы ірі тамшы ұстіне конденсацияланып қонады, яғни су кіші тамшыдан ірі тамшыға тасымалданады.
Бұлт элементтері жауын размеріне дейін сублимациялық және коагуляциялық жолдармен іріленеді.
Коагуляциялық ірілену - тамшылардың бір-біріне қосылуы арқасында іріленуі. Оның гравитациялық, турбуленттік, броундық және электростатикалық каогуляция түрлері ажыратылады. Гравитациялық каогуляция - ауырлық күші алқабында әртүрлі жылдамдықпен құлайтын әртүрлі размерлі тамшылардың бір-бірімен соқтығысып бірігуі. Турбуленттік каогуляция - ауадағы турбуленттік қозғалыстар арқасында тамшылардың бір - бірімен соқтығысып бірігуі. Броундық каогуляция - молекулалық - жылулық (броундық) қозғалыстар арқасында тамшылардың бірігуі. Электростатикалық каогуляция - қарсы таңбалы зарядталған тамшылардың бір - бірін тартып бірігуі. Бұлардың жауын құру үшін маңыздылары алғашқы екі түрі болып табылады. Каогуляциялық ірілену арқасында сіркіреуік пен қаркындылығы төмен, саябыр жауындар жауады.
Мол жауын жауу үшін бұлттар аралас болуы керек, яғни бұлт қатты салқындаған тамшылар мен мұз кристалдарынан тұруы тиіс. Мысалы, биік қатпарлы, қатпарлы-жаңбыр және будақ-жаңбыр бұлттары, Аралас бұлттардағы тамшылар мен мұз кристалдары үстіндегі қанығу қысымдарының айырмашылығы үлкенірек болатындықтан су буының тамшыдан кристалға тасымалдануы жылдамырақ жүреді, яғни кристалдар өсіп, сублимациялық ірілену орын алады. Тамшы үстіндегі ауадағы су буының қанығу қысымы мұз кристалы үстіндегіден үлкенірек болады. Су буының белгілі бір нақты қысымы кезінде тамшы үшін ондай ауа қанықпаған, ал мұз кристалы үшін қанығып кеткен болып шығады. Сондықтан тамшы буланады, мұз кристалы өседі. Тамшыдан кристалға судың тасымалдану жылдамдығы минус 12 °С-та ең жоғарғы қарқындылығына жетеді, себебі ондай температурада қанығу қысымдарының айырмашьшығы максимальді болады.
Егер бұлттың ішінде немесе оның астында ауа температурасы теріс таңбалы болса қатты жауын (қар), оң таңбалы болса мұз кристалдары еріп сұйық жауын (жаңбыр) жауады.
Жауындардың тәуліктік жүрісі қиындау. Бірнеше жылдық жағдайларда да қиындау болып келеді. Құрлықта жауындардың тәуліктік жүрісінің екі түрін ажыратылады, олар - континентальді және жағалаулық.
Континентальді түрінде жауынның тәуліктік негізгі максимумы күннің екінші жартысында байқалады және әлсіз қосымша максимум азанғы уақытта. Негізгі минимум түн жарымынан кейін, ал қосымша минимум күннің екінші жартысына дейін. Негізгі максимум - күндізгі конвекцияның өсуімен байланысты, қосымша - түнгі қатпарлы бұлттардың құрылуымен байланысты. Жазда негізгі максимум қысқы максимумға қарағанда азырақ, ол конвекцияның жылдық жүрісімен байланысты. Жауынның тәуліктік жүрісіндегі бұл түр тропиктік аумақтарға тән, себебі мұнда күндізгі конвекция дамуы тез болады, ал фронтальді бұлттардың қайталануы аздау. Жағалаулық түрінде жауынның жалғыз максимумы түнде және таңертең, ал минимумы - түс ауғаннан кейінгі уақыттарда. Бұл түрде жауын жүрісі қысқа қарағанда жазда жақсырақ. Кей жағажайларда бұл түр жазда күндізгі уақыттарда аз бұлттылығымен және жауын аздығымен ерекшеленеді. Оның себебі теңізден ауаның ыстық құрлыққа енуі күндізгі уақыттарда салыстырмалы ылғалдылық төмендеп және бұлттардың құрылуы қиындайды. Ары материкке енгеннен кейін бұлттар мен жауындар артып, осыдан тұрақсыздық стратификация артады.
Кей аймақтарда жауынның тәуліктік жүрісі қыста жағалаулық түріне жатса, ал жазда континентальді түріне жатады (мысалы Париж).
Жауындардың тәуліктік жүрісінің қайталануы құрлықта жауын мөлшерінің тәуліктік жүрісімен тура келеді. Құрлықта жауынның қарқындылығы түске дейін аз, ал түстен кейін және түнде жоғары болып келеді. Потсдамда орташа есеппен жауын азанда 1,13 ммсағ, ал түстен кейін - 2,54 ммсағ. Орта ендіктерде максимальді жауындардың қарқындылығы 14 - 16, ал минимумы 4-6 сағаттарда байқалады [5].
Жауындардың жылдық жүрісінде бірнеше түрлерін ажыратады. Экватор зонасында жауындардың жылдық жүрісі ауа температурасына бағынышты, екі минимум және екі максимум. Максимум мәндері наурыздың соңы мен қыркүйектің соңы. Ол кезде күн биіктігі талтүсте максимум мәніне жетеді. Минимум мәндері мамырдың аяғы мен желтоқсанның аяғы. Осыған сәйкес жауынның ең көп жауатын мөлшері сәуір мен қараша айлары, ал ең аз жауатын кезі шілде мен қаңтар айлары.
Тропиктік ендіктерде ұзақтығы төрт айға созылатын жылына, бір рет периодты түрде жауын жауады. Бұл жауындар экваториальді муссондардың келуімен байланысты.
Субтропикті ендіктерде көбінде жауындар аз түседі, көбінде жаз айларында. Бұл ендіктерде көбінде материкте үлкен аумақта сусыз құмдар алып жатыр. Материктердің шығыс жағалауларда көп жауын жауады. Мысалы Флоридада 1000 мм жылына.
Жоғарғы ендіктерде жауынның максимум мәні қыста бақыланады, ал батыс жағалауларда көбінде күзде. Материктің ішкі аумақтарында жауынның көп мөлшері жазда түседі, аз мөлшері қыста. Бұл жаздық жауындар теңіздердің булануынан пайда болады.
Жерорта теңізінің аумағында және шығыс аумақтарда (Иранда, Иракта және орталық Азияда) күн суық кезде жауын мөлшері көп болады, ал жазда құрғақ болады.
Жауындардың жер бетінде таралуы негізінен атмосфера циркуляциясына, рельефқа бағынышты. Орташа есеппен жауынның жер шарында таралуы 1-ші суретте көрсетілген (сурет 1).
Ең көп жауын мөлшері экваториальді аумақта, шамамен 1000 ... 2000 мм, кей жерлерде 10000 мм жылына түседі. Экватордың екі жағынан субтропикті аумақтарда жауын мөлшері экватормен салыстырғанда азырақ, шамамен 250 мм және одан да аз. Қоңыржай ендіктерде жауындардың жылдық мөлшері өседі, көбінде материктердің батыс аумақтарында, онда теңіз желдері ылғалды ауа массасын алып келеді. Бұл жағалауларда шамамен 1000 мм және одан да көп. Континент орталықтарына қарай жауын мөлшері азаяды. Поляр ендіктерде өте аз түседі шамамен 250 мм және одан аз. Оның себебі температураның төмендігі, буланушылықтың аз болуы және ауада су буының аз болуы.
Ең ылғалды жер, жылы жер секілді, 10 0с.е-те. Жер шарында жауынның орташа мәні шамамен 1000 мм жылына.
Жауынның ең аз мөлшері шөлдерде жауады. Атакама шөлінде және Нила (Асуан, Вади-Хальфа) жазығында кей жылдарда мүлдем жауын жаумайды. Атакама шөлінде осы уақытқа дейін жауын жаумаған. Сахараның көп бөлігінде жылына 50 мм ден аз жауады.
Жауындардың таралуы жер шарының біркелкі еместігіне байланысты. Тауда жауынның мөлшері өседі. Таудың жылы етектерінде жауын мөлшері көптеп жауады. Оның себебі ауа массалары мен фронттардың жүруіне байланысты. Олармен соқтығысқан ауа қосымша су буының конденсациясына әкеп соғады, сондықтан жауын мөлшері көп.
Жауынға көп теңіз ағыстары әсер етеді. Жылы ағысты жағалауларда жауын мөлшері көп. Материктердің батыс жағалауларында тропикті және субтропикті ендіктерде суық ағыстар, онда жауын мөлшері аз, бірақ көп тұмандар болады. Оның себебі жылы ағыстардағы ауада су буының мөлшері көп. Жылы ағыстар суық ауа орнына келгенде су буының конденсациясы болады. Осыдан жылы ағысты жағалауларда жауын мөлшері көп. Суық аумаққа суық ағыс барғанда ауа жылынып су буы пары болмайды. Осыдан суық ағысы бар материк жағалауларында (мысалғы, Оңтүстік Африка, Оңтүстік Америка), жауын аз түседі, және осы жағалаулар құмды болып келеді.
Жауындар жер бетіне түсіп, одан қайта буланады. Буланған сулар жел арқылы теңіздер мен мұхиттарға барады, одан қайта буланып жауын болып түседі. Осымен жер шарында су айналымы периодты түрде айналып тұрады. К. И. Кашин, Х. П. Погосян, О. А. Дроздов және М. И. Будыко зерттеулерінде жауынның пайда болуына көп мөлшерде су буы атқарады. Олар ауа ағыстары арқылы келеді. Бірақ көп мөлшердегі бу сол жердегі булануға байланысты.
Айлық және жылдық жауын мөлшерінің өзгермелілігі континентальді климатта жоғары (сурет 1). Жауынның жылдық мөлшерінің өзгермелілігі (пайызбен, нормадан ауытқуы) Евразия және Солтүстік Американың біршама бөліктерінде шамамент 10 - 20 %, екі материктердің солтүстіктерінде 20 - 30 %, ал құмдарда 30 % жоғары.
Сурет 1. Жауын - шашынның өзгерулері (жылдық орта мәннен ауытқуы %)
Еуропа жағалауында көп мөлшерді жылда жауын 1,5 - 2 есе көп жауады, Орта Еуропада - 3 есе, Ресейде 2,5 - 3, Италияда - 4 есе көп.
Орта Еуропада айлық өзгерулер шамамен норманың 25 %-ын құрайды, Оңтүстік Еуропада - 50-60, Ресейдің Еуропалық бөлігінде және Сібірде 40-50, Ресейдің оңтүстігінде - 50-70 %, Астраханда мамыр айында - 90 %, Сан-Сальвадорда (Орталық Америкада) 1954 жылы сәуір айында 510 мм жауын түскен, 1955 жылы сәуірде тек 30 мм түскен.
Еуразияда жауынның жылдық өзгерісі көп. Өзгерулер жаз айларында жоғары. Кей жылдарда құрғақшылықтың болуы әсер етеді. Кейде бұл аймақта жауынсыз күндер 60 - 70 күнге созылады. Жазда жауынның ұзақ уақыт болмауы және температураның жоғары болуынан өсімдіктердің дұрыс өсуіне кері әсер етеді [6].
Таулы аймақтарын алмағанда, Қазақстан жауын аз түсетін аймаққа жатады. Оның бірден - бір себебі Қазақстанның Еуразияның орталығында орналасуы, атлантикалық ылғалды ауа массаларының аздап келуінен. Осының себептерінен құрғақшылыққа алып келеді. Құрғақшылық Орталық Азиядағы және оңтүстік Қазақстандағы шөлдердің болуынан да артады. Күн жылы кездегі жауындар ыстық күн әсерінен ылғалдылығы төмендейді, көбінде мұндай жағдай шөлдерде көптеп кездеседі
Жауын - шашынның жылдық және мезгілдік жүрісі. Қазақстанның орографиялық және климаттық жағдайы әртүрлі болғандықтан жауынның аймақ бойынша таралуы біркелкі емес. Жауынның бірнеше жылдық орташа мөлшері көбінде 100 мм-ден 1000 мм аралығында өзгереді.
Қазақстанның далалы зонасында орташа есеппен жылына 250 - 300 мм жауын түседі. Далалы зонаның ішінде жіңішке жолақтармен орманды дала және солтүстік жарты шарлар ерекшелінеді. Бұл жолақтар солтүстіктен оңтүстікке қарай бағытталған, оның орталықтары Петропавл, Астана және Қарқалы бойынша өтеді. Далалы аумақтың оңтүстігінде жауын мөлшерінің артуының себебі циклондар мен фронттардың шұғыл келуінен. Далалы зонаның оңтүстігінде жауын мөлшері жайлап азаяды. Орталық Қазақстанның жауын-мөлшері шамамен жылына 125 - 300 мм.
Сурет 2. Жылдың суық кезеңіндегі (11 - 3) жауын мөлшері (мм).
Алдыңғы суретте жылдың суық кезеңінде (қазан - наурыз) далалы зонада жауын мөлшері аз және шамамен орташа есеппен 50-ден 100 мм аралығында өзгереді (сурет 2). Ал жауын мөлшері 50 мм-ден төмен аймақтар: Қазақстанның оңтүстік-батысындағы шөлдер (Үстірт, Арал маңы және Қызылқұмның бір бөлігі) және Балхаш, Зайсан, Жаркент, Атырау маңы.
Үлкен сулы аймақтарда (Каспий теңізі және Арал теңіздері, Балхаш көлі және т.б) қоршап тұрған шөлдер шектеулі. Каспий теңізінің шығыс жағалауында жауын - шашын мөлшері аз. Таулы аумақтарда жауын - шашын мөлшері күрт өседі. Қазақстанның шығыс және оңтүстік - шығыс аумағы өзінің жоғары ылғалдылығымен ерекшеленіледі. Орташа есеппен жауын мөлшері шамамен 400 - 1000 мм, ал Алтайдың батыс аймағында шамамен 1500 мм-ге дейін. Алтайдың шығыс аймақтарында керісінше жауын аз жауады. Алтайдың орталығы және Зайсан көлі аймаында жылына 150 мм.
Қазақстанның оңтүстік - шығыс аймақтарында түсетін жауын - шашынның жылдық мөлшері 10 мм.
Сурет 3. Жылдың жылы кезеңіндегі (4 - 10) жауын мөлшері (мм).
Жылдың жылы кезеңінде Қазақстан жазығының солтүстік аймақтарында шамамен жауын жылына 200 - 275 мм жауады. Солтүстіктен оңтүстікке қарай жауын мөлшері азаяды, минимумы оңтүстік Қазақстанда байқалады. Таулы және тау маңында жауындар 400 - 600 мм құрайды.
Қазақстандағы жауынның орташа мөлшерінің таралуы. Қазақстандағы жауынның айлық таралуы әркелкі болып келеді. Жауынның таралуы солтүстіктен оңтүстікке қарай өзгерген.
Іле Алатауында 1,5 - 3 км биіктікте жылдың жылы кезеңінде 650 - 700 мм құрайды, ал Алтайда 800 - 1000 мм. Республиканың солтүстігінде күн жылы кезеңдерде (сәуір - қазан) жылдық жауынның 60 - 80 %, суық кезеңде 20 - 40 % түседі. Оңтүстікке қарай бұл мән өзгерді. Оңтүстік Қазақстанда жылдық мөлшердің суық кезеңде 60 - 65 %, ал жылы кезеңде 35 - 40 %.
Жауынның айдық таралуының келесідей үш түрі бар:
1) Жаздық жауынның басым болуы, максимум мәндері шілдеде, көктемде күзге қарағанда жауын мөлшері аз (орманды дала және дала зонасы).
2) Салыстырмалы түрде жауынның таралуы біркелкі, максимумы көктемде байқалды (орталық шөл зонасы).
3) Минимумы жазда және екі максимумы бар, олар негізгі көктемде және қосымша күзде (оңтүстіктегі шөл зонасы және оңтүстік, оңтүстік шығыс Қазақстан).
Қыста жаңбырдың түсуін тек оңтүстікте ғана емес солтүстікте де бақыланады, Орталық Азияның жылы ауа массаларының келуімен байланысты.
Қысты күндері солтүстік Қазақстанда қарлы күндер (бір айға) 5-6 күннен 13-ге дейін. Кей жылдары оның мөлшері айына оңтүстікте 12-15, солтүстік Қазақстанда 20-25 күнге дейін. Қар мөлшері оңтүстіктен солтүстікке қарай артады.
Жауынның тәуліктік жүрісі және ұзақтығы. Жауын ұзақтығының көп мөлшері республиканың солтүстік аймақтарында байқалады, онда шамамен жылына 800-900 сағат, орташа есеппен жыл уақытының 10 %-ын алады. Оңтүстікке жақындай келе жауынның жылдық жүрісі 200-300 сағатқа дейін төмендейді, жылдық уақыттың 2-3 % құрайды. Таулы аймақтарда өсіп, 600-800 сағатқа жетеді.
Күн жылы кезеңде жауын ұзақтығы Солтүстік Қазақстанда шамамен 300-400 сағат. Аз ылғалданған аймақтарда 5-6 есеге дейін төмендейді, 50 сағаттан 100 сағатқа дейін. Жауын аз түсетін аймақтарда қыста максимумы, ал жазда минимумы байқалады.
Таулы, тауға жақын және Оңтүстік-шығыс Қазақстанда жауынның жылдық ұзақтығы екі минимумы (негізгі көктемде және қосымшасы күзде) және екі максимумы (жазда және қыста) байқалады
Жауынның бір күндік ұзақтығы егер қыстың күндері болса 6-8 сағат, жазда 3-5 сағат, ал шөлді зоналарда 1-3 сағат [7].
Айлық ауа райын болжаудағы қиындықтар өзекті қиындықтар болып табылады. Барлық ауа райын болжау жүргізгенде төменгі дәрежеде болады. Бір мәлімет бойынша ол деңгейді асып кете алмайды, тек 5-7 %. Айлық ауа райын болжаудағы өзектілігін Э.И. Монокрович көрсеткендей, олардың анықталуы 70 % ақтаулығында және ұлттық шаруашылықта мәні зор болуы. Осыған байланыты болжаулардың жасалынуы керекті және өзекті мәселе болып табылады. Академик Г.И. Марчук ұзақ уақытқа бақылау жасауды "өте негізгі және өзекті мәселе" деп айтқан.
Жауын - шашынның айлық болжауын жасаудағы жетістігі метеорологиялық далаға байланысты болады, болжаулар жасағанда предиктор және предиктант қолданылуы. Қазіргі жағдайда ақтпарат алмасулар өте тиімді болып табылады. Өте ұзақ болжамдар жасалынылуы үшін тек сол метеоаймақ қана емес, сонымен қатар басқа да метеоаймақтардың жауыш - шашын туралы мәліметтерін білу қажет. Бұл мәліметттерді экстрополяция және интерполяция әдістерімен жақын маңдағы станциялардың мәліметтерін алуға болады. Өзіміз білетіндей метеоэлементтің кеңістік және уақыт бойынша өзгерулері ауа райын болжаудағы тығыз желілердің болуы.
Арнайы интерполяция әдісі бойынша жер-шарындағы станциядағы мәліметті анықтауға болады. Бір жағынан станциялардың орналасу тығыздығының жеткіліксіз болуынан қиындықтар тууы мүмкін. Көбінде мәлімет аз жағдайда болжау мәні жоғары болады.
Көбінде жұмыстар жауапты аудандарда жүргізіледі, спецификалық ерекшеліктері бойынша халық шаруашылығына аса қажетті болжамдар жасалынады. Орташа жауынның мөлшері туралы мәліметтер көптеген теориялық сұрақтар мен есептеулерге жауап береді. Бірақ аудандар өте үлкен қашықтықта орналаспауы қажет, кері жағдайда болжау мәліметтері күшін жояды.
Солтүстік Қазақстан бойынша 1947 - 1970 жылдар арасы бойынша айлық жауын мәліметтері алынды. Солтүстік Қазақстанда облыстар бойынша есептеулер жүргізілді. Жердің біркелкі таралмауына байланысты келесі аудандар бойынша: Ақтөбе, Атырау, Қарағанды, Көкшетау, Қостанай, Павлодар, Семей, СҚО, Орал және Ақмола облысы алынды. Жасалынатын міндет бойынша қарапайым орташалау қолданылды. Бұл әдістің қарапайымдылығына қарамастан, ол жеткілікті мәлімет алуға септігі жоғары, басқа есептеулерге қарғанда нақтырақ келеді.
Мақсатқа лайықты туынды бойынша тор тығыздығы, осы жағдайда корреляция коэффиценті қарлы аудандарда 0,70-ке жетті. Бұл есептеулер көп қалаларда жасалынды.
Жауын - шашындар метеорологиялық құбылыстардың өте қиын түрі болып табылады, ол өзінің өзгешелігімен және ұзақ уақытқа болжанылуымен өзгешеленіледі. Жауын - шашынға болжау жасау үшін негізгі үш бағытта іске асырылады: синоптикалық, статистикалық және гидродинамикалық. Синоптикалық және статистикалық әдістерге жауын - шашынға болжаулар бірнеше есеге жеңілденеді, сол үшін соңғы кездері синоптика - статистика бағыты қарқындырық.
Айлық жауын - шашын ауытқуларының айлық таралулары синхронды уақыттарда атмосфера циркуляциясының ерекшелігіне байланысты, ол суық және жылы адвекция бойынша ауа циркуляциясы жоғары фронталды аумақ бойынша қарастыруға болады, ендігі бойынша және синоптикалық аудан бойынша. ЖФА бірінші және екінші айлардағы мәні бастапқыдай деп ойлаған. Ауытқулары сақталынып, таралады деп қабылданған.
Тексеру үшін жорамалды орташа айлық дала бойынша Н500 классификациясы қажет, ЖФА бойынша есеп жүргізу. Бұл классификация 1948 - 1976 жылдар аралығында жүргізілді және 1977 - 1980 жылдар аралығында. Оның ішкі мазмұны орташа айлық дала Н500 ЖФА бойынша зоналды (З) және меридионалды (М) түрге бөлінді. ОЛ үшін орташа квадраттық ауытқу есептелінді ендік мәні, фронтальді зона бақыланған аймақ бойынша. Егер σ=3,0 болса, онда зональді процеске жатады, ал егер σ3,0, онда мередиональді түрге жатады.
Карта талдаулары бойынша әр түрлі түрдегі даладағы жауындар бір бірінен айырмашылығы жоғары. Тапшылық ауданы - (80 %), жеткілікті жағдай - (80-120 %), артықшылық жағдай - (120 %) ерекшелінеді.
Меридионалдық процесс жағдайларында таралулар біркелкі емес: қоңыржай әр түрлілігі ЖФА-тың оңтүстік және солтүстік жарты шардағы қайталанушылығы бірдей.
Қорытындылай келе болжаулар үшін қолданылған әдістер жауын шашынның тарлуының ауытқуларында Қазақстанда болашақта жетіле түсуі анық [9].
Атмосфералық жауындардың жыл ішіндегі таралулары климаттық индекс болуы мүмкін. Климаттың бір көрсеткіштері ретінде жылдық тарлымдарымен байланыстылылығы, барлық метеоэлементтердің жылдық амплитудасы қарастырылады. Бірақ климатты қарастырғанда тек ауа температурасын ғана амплитудасын алады. Басқа метеошамалардың көбісінің жылдық жүрістері дерлік қарастырылмайды. Сонымен қатар жауынның жылдық амплитудасы да қызықтырақ болып табылады. Бірінші жағдайда генезис анализі жауындардың әр түрлі типтегі жылдық жүрісі болып табылса, екінші жағынан оның жер бетіне әсері болып табылады, мысалғы өсімдіктер мен топырақ күй әсеріне.
Жылдық жауын шашын амплитудасының көрсеткіштерін айлық карталар қолданылады, ол картада макро және мезоклиматтық заңдылық бойынша жауынның таралуы. Карта масштабы 1:7500000, карта координаталық сеткалары 1 о болатын ендігі және бойлығы бойынша. Одан әр торап жауындардың әртүрлілігі есептелінген, ай аралық максимумдар мен минимумдар түсуі.
ССРО-ның көп жерлерінде жауынның жылдық амплитудалары 40 мм шамадан асады. Кей аймақтарда 50 мм құрайды. Солтүстік және оңтүстік аудандарда керісінше 40 мм ге төмен. Орта мән бойынша Сібірде 60 ос.е жылдық амплитуда орташа 10 мм көбейеді, 50 мм-ге дейін жетіп, кей аудандарда одан да жоғары болады.
Ең үлкен мәні 100-125 мм жетеді, ол Байкал және Теңізге жақын аймақтарда, тағы Кавказда және Орталық Азия елдерінде байқалады. Жылдық амплитуданың ең аз өзгеру көрсеткіштері 15-20 мм, көбінде Қазақстан аймақтарына тән болып келеді.
Атмосфералық жауындардың жылдық амплитудалары абсалютті мәндері мезгіл бойынша жауынның түсуінің деңгейін қайталамайды. Өте үлкен жаңбырлы аудандарда жауындардың жылдық тербелістерінде амплитуданың анағұрлым жоғары мәндері беріледі.
Жер шарында кей аудандарда жылдық амплитуданың қосымша максимумы және минимумы кездеседі. Жылдық амплитудасының негіздісі мезгіл бойынша жауынның түсуі болып табылады.
3.1 Жел
Жел деп ауаның жер бетімен салыстырмалы түрде горизонтальді қозғалысын айтады. Жел атмосфераның әр жерінде қысымның біркелкі болуынан туады. Қысым вертикальді да, горизонтальді да бағытта өзгермелі келетіндіктен, ауа жерге қарай белгілі бір бұрышпен көлбеу қозғалады. Ол бұрыш өте кіші болғандықтан жел деп ауа қозғалысының тек горизонтальді құраушысын есептейді.
Жел жылдамдығымен және бағытымен сипатталады. Желдің бағыты ретінде көкжиектің жел соғып тұрған жағы (ауа келіп тұрған жақ) есептелінеді. Мысалы жел солтүстіктен оңтүстікке қарай соқса, оның бағыты - солтүстік болып саналады. Метеорологияда желдің бағыты румбамен-горизонттың 16 нүктесі немесе азимутпен (градустық бұрыш) белгіленеді. Градустық бұрыш солтүстіктен бастап шығысқа қарай есептелінеді, солтүстік бағыт 0 0, шығыс - 90 0, оңтүстік - 180 0, батыс - 270 0 тең.
Желдің жылдамдығы мc, кейде кмсағ-пен есептелінеді. Теңізшілер жел жылдамдығын көз мөлшермен (теңіздің толқуы) анықтағанда Бофорт шкаласын қолданып балмен есептейді. Ол 12 градациядан тұрады және олардың әрқайсысының аты бар. Мысалы: 0 балл - 0 мc - штиль; 4 балл -
5-7 мс - қоңыржай жел; 7 балл- 12-15 мc - күшті жел; 9 балл - 18-24 мc - дауыл (шторм); 12 балл - 29 мc - ураган.
Атмосфераның қалың қабатын алып үлкен кеңістікте соғатын желдерді ауа ағыны деп атайды, яғни ағыны дегеніміз уақыт бойынша белгілі бір тұрақтылығы бар желдер жүйесі.
Жел алқабы уақыттың өтуімен өзгеріп отырады. Егер ауа ағынының көлденең ауданы кішірейсе желдің жылдамдығы артады, ал ұлғайса - азаяды. Ауа ағыны жел бетімен үйкелетіндіктен және оның ішкі қабаттары әртүрлі қызатындықтан онда әрқашан турбуленттілік орын алады, яғни әртүрлі бағытта бейберекет қозғалыста болатын майда ағындар болады.
Градиенттік күш. Желдің пайда болуының негізгі себепкер - жер беті үстінде (горизонталь бағытта) атмосфера қысымының әр түрлі таралуы. Бірлік қашықтықтағы ауа қысымының айырмашылығын горизонтальді қысым градиенті дейді. Қысым градиентінің күші ауа массасын қозғалтатын күш болып табылады, яғни жел тудырады. Бұл күштің арқасында ауа массасы қысымы төмен жаққа ағады.
Желдің қысымдық заңы. Жерге жақын ауа қабатында желдің бағыты, солтүстік шарда - сол жағында жатады, бұрыш 90 0-қа жақын. Егер желге арқаны беріп, желдің ағу бағытына қарап тұрсақ, сол жақта сәл алдыда төменгі қысым, оң жақта сәл артта жоғарғы қысым жатады.
Желдің биіктік бойынша өзгеруі. Жерден биіктеген сайын үйкеліс күші азаяды, сондықтан желдің жылдамдығы да өседі. Жылдамдығымен бірге желдің бағыты да өзгереді (ол изобара сызығы бағытына жақындайды). Жерге жақын ауа қабатында желдің жылдамдығы 30 метр биіктікке дейін жылдам өседі, ал бағыты өзгермейді. Ал одан жоғары, желдің бағыты солтүстік шарда оңға ауытқиды, оңтүстік шарда солға ауытқиды (градиенттік желге жеткенге дейін). Желдің градиенттік болып есептелетін биіктігі, яғни үйкеліс қабатының қалыңдығы және де әртүрлі биіктіктегі желдің вертикальді градиенті төселме беттің бүдірлігіне, атмосфера стратификациясына және желдің өзінің жылдамдығына байланысты болады. Жер беті неғұрлым бүдірлі болса үйкеліс қабаты соғұрлым биік орналасады.
Атмосфера стратификациясы тұрақсыз болса турбуленттік күшейіп, конвекция дамиды. Нәтижесінде төменгі және жоғарғы қабаттар арасында ауа алмасуы жақсы жүретіндіктен биіктік бойынша жел жылдамдығы мен бағыты баяу өзгереді, яғни жел градиенттік желге 1500 метрден де биікте айналуы мүмкін (кейде 2-3км). Ал атмосфера стратификациясы тұрақты болса төменгі және жоғарғы қабаттар арасында ауа алмасуы нашар жүреді де, жел градиенттік желге жылдам айналады. Бұндай жағдайда үйкеліс қабатының биіктігі төмен болады (300-500м).
Осылайша үйкеліс қабатында, биіктеген сайын жел оңға ауытқиды (сол.шар). Жер бетінде жел горизонтальді қысым градиентінің 60 0-қа оң жағында болса, биіктеген сайын ол бұрыш өсіп үйкеліс деңгейінде жел градиенттікке айналғанда 90 0-қа жетеді.
Жергілікті атмосфера айналымындағы желдер. Жердің рельефінің немесе төселме ... жалғасы
Сіз бұл жұмысты біздің қосымшамыз арқылы толығымен тегін көре аласыз.
Кіріспе
3
1. Әдебиетке шолу
5
1.1 Жауын - шашын
5
1.2 Жел
15
1.3 Температура
18
2. Станциялардың физико - географиялық сипаттамалары
22
2.1 Бақанас станциясы
22
2.2 Үлкен Алматы көлі станциясы
22
2.3 Верхний Горельник станциясы
23
2.4 Мыңжылқы станциясы
23
2.5 Талдықорған станциясы
24
3. Жазық және таулы станциялардағы метеожағдайлардың салыстырмалы сипаттамасы
25
Қорытынды
31
Пайдалынған әдебиеттер тізімі
35
Кіріспе
Атмосфералық жауын - шашындар деп жер бетіне атмосферадағы бұлттардан жауатын су тамшылары (жаңбыр) мен мұз кристалдарын (қар, бұршақ) айтады. Метеорологияда жауын мөлшерін миллиметр су қабатымен (мм) өлшейді. Ауданы 1 м2 беткейге жауған 1 мм су қабатының салмағы 1 кг-ға тең. Қатты күйдегі жауын - шашындар ерітіліп барып өлшенеді. Жауын - шашынның екінші маңызды сипаттамасы - оның қарқындылығы, яғни бірлік уақыт аралығында жауған жауын мөлшері мммин. Жауын - шашын қарқындылығына байланысты саябыр, орташа және қарқынды болып бөлінеді.
Арнайы интерполяция әдісі бойынша жер - шарындағы станциядағы мәліметті анықтауға болады. Бір жағынан станциялардың орналасу тығыздығының жеткіліксіз болуынан қиындықтар тууы мүмкін. Көбінде мәлімет аз жағдайда болжау мәні жоғары болады.
Даладағы айлық жауынның статистикалық структура анализі көрсеткендей, тегіс жерлердегі станция аралықтарындағы ара қашықтық 50 км болғанда, оптимальді интерполяция айлық көрсетілімнің 20 % құрайды. Жауын - шашынды өлшеу плювиограф және осадкамер бойынша тек 200 - 500 см3 аймақта қана өлшеніледі. Ол көрсетілімдер ауданы одан да жоғары аймақтар көррсеткіштері болып табылады. Білуіміз бойынша бақылау пунктінен 25 км аралықта берілген норма бойынша интенсивтілігі асып кетуі мүмкңн. Ал таулы аудандар үшін станция арасы 25 км ден асса да интерполяция нормада асып кетуі мүмкін. Осыдан Қазақстандағы барлық таулы аймақтардағы станцияларды алсақ, керекті дәлдік кеңістіктегі дәлдік жеткілікті болмайды. Бұл онда болжанылатын өлшем айлық жауынның таралуы кеңістік бойынша біркелкі емес. Басқа сөзбен айтсақ, яғни жауынның үлкен көлемде өзгермешілігінің себебі, болжанылатын өлшем қашықтық бойынша емес, нақты мән бойынша. Осыған байланысты жағдайдың бірнеше түрлері бар, негізгі оптимальді түрі ол кеңістік бойынша жауынның орташа таралуы. Ол үшін республика аймағын керекті аудандарға бөлу қажет, сол бойынша станциялардан алынған мәліметтер бойынша жауынның болжамдар жасау қажет, мысалғы М.И. Юдиннің бастауы бойынша жауынды болжау.
Жел деп ауаның жер бетімен салыстырмалы түрде горизонтальді қозғалысын айтады. Жел атмосфераның әр жерінде қысымның біркелкі болуынан туады. Қысым вертикальді да, горизонтальді да бағытта өзгермелі келетіндіктен, ауа жерге қарай белгілі бір бұрышпен көлбеу қозғалады. Ол бұрыш өте кіші болғандықтан жел деп ауа қозғалысының тек горизонтальді құраушысын есептейді.
Жел жылдамдығымен және бағытымен сипатталады. Желдің бағыты ретінде көкжиектің жел соғып тұрған жағы (ауа келіп тұрған жақ) есептелінеді. Мысалы жел солтүстіктен оңтүстікке қарай соқса, оның бағыты - солтүстік болып саналады. Метеорологияда желдің бағыты румбамен - горизонттың 16 нүктесі немесе азимутпен (градустық бұрыш) белгіленеді. Градустық бұрыш солтүстіктен бастап шығысқа қарай есептелінеді, солтүстік бағыт 0 0, шығыс - 90 0, оңтүстік - 180 0, батыс - 270 0 тең.
Ауа температурасының кеңістіктік таралуы негізінен радиациялық факторлар мен жер бедері ерекшеліктерімен анықталады. Жылу режиміне тән жалпы ерекшелік - жыл ішінде және тәулік ішінде температура тербелісінің үлкен болуы.
Ауа температурасының кеңістіктік таралуы негізінен радиациялық факторлар мен жер бедері ерекшеліктерімен анықталады. Жылу режиміне тән жалпы ерекшелік - жыл ішінде және тәулік ішінде температура тербелісінің үлкен болуы.
Ауа температурасының режимінің негізгі көрсеткіші ретінде, оның жылдық амплитудасы, оның тербелісі, ең жылы және ең салқын айлардың орташа айлық температурасының айырмашылығы болып табылады. Сәйкес келетін мәлімет климаттың континентал деңгейін сипаттайды.
Ауа температурасының режимі жергілікті жердің биіктігіне және рельеф формасына байланысты болады. Қыстық және жаздық температура айырмашылығы тауда және жаздық жерлерде бірдей болмайды. Бұны Іле Алатауының солтүстік бөлігінен жақсы көруге болады.
1. Әдебиеттерге шолу
0.1 Жауын - шашын
Атмосфералық жауын - шашындар деп жер бетіне атмосферадағы бұлттардан жауатын су тамшылары (жаңбыр) мен мұз кристалдарын (қар, бұршақ) айтады. Метеорологияда жауын мөлшерін миллиметр су қабатымен (мм) өлшейді. Ауданы 1 м2 беткейге жауған 1 мм су қабатының салмағы 1 кг-ға тең. Қатты күйдегі жауын-шашындар ерітіліп барып өлшенеді. Жауын - шашынның екінші маңызды сипаттамасы - оның қарқындылығы, яғни бірлік уақыт аралығында жауған жауын мөлшері мммин. Жауын - шашын қарқындылығына байланысты саябыр, орташа және қарқынды болып бөлінеді.
Синоптикалық пайда болу жағдайына байланысты жауын-шашындар массаіші және шептік болып екіге бөлінеді.
Массаіші жауын - шашындар біртекті ауа массалары ішінде пайда болады. Тұрақты стратификациялы жылы ауа массасындағы қатпарлы (St) бұлттардан сіркіреуік, қалың қатпарлы - будақ (Sc) бұлтынан кейде саябыр ақ жауын жаууы мүмкін. Тұрақсыз стратификациялы салқын ауа массасы бұлттарынан нөсер жауын жауады.
Шептік жауын - шашындар атмосфералық шептердің өтуімен байланысты. Жылы шепке ақ жауын, салқын шепке нөсер жауын нөсерлеп бастап, ақ жауынға ұласады [1].
Физикалық жағдайына байланысты жауындар үшке бөлінеді:
1. Қатпарлы жаңбырлы және биік қатпарлы бұлттарынан жауады. Олар бұлттармен байланысты болады, олардан ақ жауын-шашын жауады. Бұл жауындар орта интенсивті болып келеді. Олар үлкен аумаққа және ұзақ уақытқа жауады. Көп жағдайларда жауындар ақ жауындар жауады.
2. Будақ - жауын бұлттарынан жауады, олар конвекциямен байланысты, олар қарқында жауып, аз уақытқа жауады. Олардан нөсер жауын - шашындар жауады. Суық ауа массасы ауасы жылы жерден өтіп жатқанда, жауын кейде бірнеше минутқа ғана созылады. Жазда кейде егер бұлт үлкен аумақты алып жатса, онда жауын бірнеше сағатқа созылады. АҚШ-тағы зерттеулер бойынша орташа алғанда шамамен сол бұлттан жауған жауын мөлшері 20 км2 шамасында болады. Жауынның қарқындылығы өте өзгермелі болып келеді. Мысалы бір бұлттан жауған жауын сол орынмен салыстырғанда 1 - 2 км жерде оның мәні 50 мм дейін өзгереді.
3. Будақ және ақ жауындардан басқа тағы бір түрі сіркіреуік жауындары жауады. Бұл массаіші жауындары болып табылады, олар қатпарлы және қатпарлы - будақ бұлттарынан жауады, жылы және тұрақты ауа массаларынан жауады. Бұл бұлттардың вертикальді таралуы үлкен емес болғандықтан жылы кездерде жауындар тек тамшылардың бірігуінен ғана пайда болады. Түсетін сұйық жауын сіркіреуік, ол өте майда тамшылардан тұрады. Қысқы кездері температура төмен болған жағдайда көрсетілген бұлттарда кристалл болуы мүмкін. Сонда сіркіреуікпен бірге майда қарлар түсуі мүмкін, оларды қар жармасы деп атайды [2].
Жауынның келесідей түрлері анықталады:
Сіркіреуік - біртекті жауындар, өте ұсақ майда тамшылардан тұрады (радиустары 0,25 мм кіші болғанда) және олар бір қалыпты жүрмей, тек ауада қалқып жүрген секілді көрінеді. Сіркіреуік қатпарлы (St) және қатпарлы будақ (Sc) бұлттарынан жауады, тағы тұмандардың таралуынан пайда болады. Сіркіреуіктің мөлшері 0,25 ммсағ аспайды, ал қарқындылығы 0,3 мс аз болады.
Жаңбыр - сұйық сулы жауын, оның тамшысының мөлшері 0,25 мм асады. Зерттеулер жүргізгенде радиустары 2,5 - 3,2 мм тамшылар кездеспейді, олар бір біріне қосылып ауада, майда тамшыларға бөлініп кетеді.
Қар - кристалл түріндегі қатты жауындар. Қарлар әр түрлі формада кездеседі. Көп кездесетіні ине тәрізді, баған және пластинка тәрізді. Одан да басқа қарлардың күрделенген түрлері кездеседі: ине жұлдыздары; пластинка жұлдыздары; бірнеше бағандардан тұратын; бағандар пластинкалармен біріккен. Одан да басқа тағы 12 жұлдызды кездеседі.
Жарма - ол мұздан немесе қатқан қардан тұратын жауын. Ол жаңбырдың немесе қардың еруінен пайда болады. Оның көлемі 7,5 мм дейін болады. Оның құрылу жағдайына байланысты қар жармасы және мұзды жармасы болып бөлінеді.
Бұршақ - шар тәріздес болып келген мұз. Оның радиусы шамамен 1 мм-ден 25 мм-ге дейін. Үлкен көлемдегі бөлшектер қатпарлы болып келеді. Оның ортасында ядро бар, ол ақ дәнге ұқсас болады. Ядроны мөлдір мұз қаптаған. Бұршақтар қатпарлы - жауындардан жауады. Аспандағы салқындаған су тамшыларымен және мұз жармаларының қатуынан пайда болады. Өте үлкен жармалар майда бұршақтарының қатуынан пайда болады [3].
Физикалық құрылу жағдайына және жауу сипатына байланысты жауын-шашындар сіркіреуік, ақ жауын және нөсер болып бөлінеді.
1) Сіркіреуік-жауын кіші өлшемді 0,05 - 0,5 мм тамшылардан немесе қар қиыршығынан тұрады, қарқындылығы саябырлы болады. Олар қатпарлы (St) және кейде қатпарлы - будақ (Sc) бұлттарынан жауады;
2) Ақ жауынның қарқындылығы орташа, ұзақ уақыт үлкен территорияға жауады. Ақ жауын көбіне шептік бұлттар жүйесіндегі қатпарлы - жаңбыр және қыста биік-қатпарлы, кейде қатпарлы-будақ бұлттарынан жауады;
3) Нөсер жауынның қарқындылығы өте күшті (1 ммминуттан жоғары) болады және қысқа уақытта, кішкентай аймаққа жауады. Нөсер жауын будақ-жаңбыр бұлтынан жауады. Жазда кейде бұршақ араласып жауады, күн күркірейді. Қыстың күні ірі қар үлпегінен тұратын қалың жауған қарды нөсерлі деп атайды.
Егер бұлт тамшылары (кристалдары) белгілі себептермен іріленіп, салмақтары өсіп, ауаның жоғары бағытталған қозғалысы оларды қалқытып ұстап тұра алмайтын болса, онда ол бұлттан жауын жауады.
Бұлт тамшылары конденсациялык, сублимациялық және каогуляциялық жолдармен іріленеді. Тамшылар жауын болып түсетін размерге дейін конденсациялық жолмен ірілене алмайды. Ондай жолмен тек майда тамшылар пайда болады. Конденсация нәтижесінде тамшы үстіне су косылып размері 0,1 мм-ге дейін жылдам өседі, ал одан ірі тамшылар пайда болу үшін өте ұзақ уақыт қажет. Майда және ірі тамшылардың үстінде қанығу қысымы әртүрлі болатындықтан размерлері әртүрлі тамшылардан тұратын бұлттарда конденсациялык ірілену процесі қарқындырақ жүреді. Майда тамшы үстіндегі ауадағы су буының қанығу қысымы ірі тамшы үстіңдегіден үлкенірек болады. Су буының белгілі бір нақты парциальді қысымы кезінде кіші тамшы үшін ондай ауа қанықпаған, ал ipj тамшы үшін қанығып кеткен болып шығады. Сондықтан майда тамшы буланады да, су буы ірі тамшы ұстіне конденсацияланып қонады, яғни су кіші тамшыдан ірі тамшыға тасымалданады.
Бұлт элементтері жауын размеріне дейін сублимациялық және коагуляциялық жолдармен іріленеді.
Коагуляциялық ірілену - тамшылардың бір-біріне қосылуы арқасында іріленуі. Оның гравитациялық, турбуленттік, броундық және электростатикалық каогуляция түрлері ажыратылады. Гравитациялық каогуляция - ауырлық күші алқабында әртүрлі жылдамдықпен құлайтын әртүрлі размерлі тамшылардың бір-бірімен соқтығысып бірігуі. Турбуленттік каогуляция - ауадағы турбуленттік қозғалыстар арқасында тамшылардың бір - бірімен соқтығысып бірігуі. Броундық каогуляция - молекулалық - жылулық (броундық) қозғалыстар арқасында тамшылардың бірігуі. Электростатикалық каогуляция - қарсы таңбалы зарядталған тамшылардың бір - бірін тартып бірігуі. Бұлардың жауын құру үшін маңыздылары алғашқы екі түрі болып табылады. Каогуляциялық ірілену арқасында сіркіреуік пен қаркындылығы төмен, саябыр жауындар жауады.
Мол жауын жауу үшін бұлттар аралас болуы керек, яғни бұлт қатты салқындаған тамшылар мен мұз кристалдарынан тұруы тиіс. Мысалы, биік қатпарлы, қатпарлы-жаңбыр және будақ-жаңбыр бұлттары, Аралас бұлттардағы тамшылар мен мұз кристалдары үстіндегі қанығу қысымдарының айырмашылығы үлкенірек болатындықтан су буының тамшыдан кристалға тасымалдануы жылдамырақ жүреді, яғни кристалдар өсіп, сублимациялық ірілену орын алады. Тамшы үстіндегі ауадағы су буының қанығу қысымы мұз кристалы үстіндегіден үлкенірек болады. Су буының белгілі бір нақты қысымы кезінде тамшы үшін ондай ауа қанықпаған, ал мұз кристалы үшін қанығып кеткен болып шығады. Сондықтан тамшы буланады, мұз кристалы өседі. Тамшыдан кристалға судың тасымалдану жылдамдығы минус 12 °С-та ең жоғарғы қарқындылығына жетеді, себебі ондай температурада қанығу қысымдарының айырмашьшығы максимальді болады.
Егер бұлттың ішінде немесе оның астында ауа температурасы теріс таңбалы болса қатты жауын (қар), оң таңбалы болса мұз кристалдары еріп сұйық жауын (жаңбыр) жауады.
Жауындардың тәуліктік жүрісі қиындау. Бірнеше жылдық жағдайларда да қиындау болып келеді. Құрлықта жауындардың тәуліктік жүрісінің екі түрін ажыратылады, олар - континентальді және жағалаулық.
Континентальді түрінде жауынның тәуліктік негізгі максимумы күннің екінші жартысында байқалады және әлсіз қосымша максимум азанғы уақытта. Негізгі минимум түн жарымынан кейін, ал қосымша минимум күннің екінші жартысына дейін. Негізгі максимум - күндізгі конвекцияның өсуімен байланысты, қосымша - түнгі қатпарлы бұлттардың құрылуымен байланысты. Жазда негізгі максимум қысқы максимумға қарағанда азырақ, ол конвекцияның жылдық жүрісімен байланысты. Жауынның тәуліктік жүрісіндегі бұл түр тропиктік аумақтарға тән, себебі мұнда күндізгі конвекция дамуы тез болады, ал фронтальді бұлттардың қайталануы аздау. Жағалаулық түрінде жауынның жалғыз максимумы түнде және таңертең, ал минимумы - түс ауғаннан кейінгі уақыттарда. Бұл түрде жауын жүрісі қысқа қарағанда жазда жақсырақ. Кей жағажайларда бұл түр жазда күндізгі уақыттарда аз бұлттылығымен және жауын аздығымен ерекшеленеді. Оның себебі теңізден ауаның ыстық құрлыққа енуі күндізгі уақыттарда салыстырмалы ылғалдылық төмендеп және бұлттардың құрылуы қиындайды. Ары материкке енгеннен кейін бұлттар мен жауындар артып, осыдан тұрақсыздық стратификация артады.
Кей аймақтарда жауынның тәуліктік жүрісі қыста жағалаулық түріне жатса, ал жазда континентальді түріне жатады (мысалы Париж).
Жауындардың тәуліктік жүрісінің қайталануы құрлықта жауын мөлшерінің тәуліктік жүрісімен тура келеді. Құрлықта жауынның қарқындылығы түске дейін аз, ал түстен кейін және түнде жоғары болып келеді. Потсдамда орташа есеппен жауын азанда 1,13 ммсағ, ал түстен кейін - 2,54 ммсағ. Орта ендіктерде максимальді жауындардың қарқындылығы 14 - 16, ал минимумы 4-6 сағаттарда байқалады [5].
Жауындардың жылдық жүрісінде бірнеше түрлерін ажыратады. Экватор зонасында жауындардың жылдық жүрісі ауа температурасына бағынышты, екі минимум және екі максимум. Максимум мәндері наурыздың соңы мен қыркүйектің соңы. Ол кезде күн биіктігі талтүсте максимум мәніне жетеді. Минимум мәндері мамырдың аяғы мен желтоқсанның аяғы. Осыған сәйкес жауынның ең көп жауатын мөлшері сәуір мен қараша айлары, ал ең аз жауатын кезі шілде мен қаңтар айлары.
Тропиктік ендіктерде ұзақтығы төрт айға созылатын жылына, бір рет периодты түрде жауын жауады. Бұл жауындар экваториальді муссондардың келуімен байланысты.
Субтропикті ендіктерде көбінде жауындар аз түседі, көбінде жаз айларында. Бұл ендіктерде көбінде материкте үлкен аумақта сусыз құмдар алып жатыр. Материктердің шығыс жағалауларда көп жауын жауады. Мысалы Флоридада 1000 мм жылына.
Жоғарғы ендіктерде жауынның максимум мәні қыста бақыланады, ал батыс жағалауларда көбінде күзде. Материктің ішкі аумақтарында жауынның көп мөлшері жазда түседі, аз мөлшері қыста. Бұл жаздық жауындар теңіздердің булануынан пайда болады.
Жерорта теңізінің аумағында және шығыс аумақтарда (Иранда, Иракта және орталық Азияда) күн суық кезде жауын мөлшері көп болады, ал жазда құрғақ болады.
Жауындардың жер бетінде таралуы негізінен атмосфера циркуляциясына, рельефқа бағынышты. Орташа есеппен жауынның жер шарында таралуы 1-ші суретте көрсетілген (сурет 1).
Ең көп жауын мөлшері экваториальді аумақта, шамамен 1000 ... 2000 мм, кей жерлерде 10000 мм жылына түседі. Экватордың екі жағынан субтропикті аумақтарда жауын мөлшері экватормен салыстырғанда азырақ, шамамен 250 мм және одан да аз. Қоңыржай ендіктерде жауындардың жылдық мөлшері өседі, көбінде материктердің батыс аумақтарында, онда теңіз желдері ылғалды ауа массасын алып келеді. Бұл жағалауларда шамамен 1000 мм және одан да көп. Континент орталықтарына қарай жауын мөлшері азаяды. Поляр ендіктерде өте аз түседі шамамен 250 мм және одан аз. Оның себебі температураның төмендігі, буланушылықтың аз болуы және ауада су буының аз болуы.
Ең ылғалды жер, жылы жер секілді, 10 0с.е-те. Жер шарында жауынның орташа мәні шамамен 1000 мм жылына.
Жауынның ең аз мөлшері шөлдерде жауады. Атакама шөлінде және Нила (Асуан, Вади-Хальфа) жазығында кей жылдарда мүлдем жауын жаумайды. Атакама шөлінде осы уақытқа дейін жауын жаумаған. Сахараның көп бөлігінде жылына 50 мм ден аз жауады.
Жауындардың таралуы жер шарының біркелкі еместігіне байланысты. Тауда жауынның мөлшері өседі. Таудың жылы етектерінде жауын мөлшері көптеп жауады. Оның себебі ауа массалары мен фронттардың жүруіне байланысты. Олармен соқтығысқан ауа қосымша су буының конденсациясына әкеп соғады, сондықтан жауын мөлшері көп.
Жауынға көп теңіз ағыстары әсер етеді. Жылы ағысты жағалауларда жауын мөлшері көп. Материктердің батыс жағалауларында тропикті және субтропикті ендіктерде суық ағыстар, онда жауын мөлшері аз, бірақ көп тұмандар болады. Оның себебі жылы ағыстардағы ауада су буының мөлшері көп. Жылы ағыстар суық ауа орнына келгенде су буының конденсациясы болады. Осыдан жылы ағысты жағалауларда жауын мөлшері көп. Суық аумаққа суық ағыс барғанда ауа жылынып су буы пары болмайды. Осыдан суық ағысы бар материк жағалауларында (мысалғы, Оңтүстік Африка, Оңтүстік Америка), жауын аз түседі, және осы жағалаулар құмды болып келеді.
Жауындар жер бетіне түсіп, одан қайта буланады. Буланған сулар жел арқылы теңіздер мен мұхиттарға барады, одан қайта буланып жауын болып түседі. Осымен жер шарында су айналымы периодты түрде айналып тұрады. К. И. Кашин, Х. П. Погосян, О. А. Дроздов және М. И. Будыко зерттеулерінде жауынның пайда болуына көп мөлшерде су буы атқарады. Олар ауа ағыстары арқылы келеді. Бірақ көп мөлшердегі бу сол жердегі булануға байланысты.
Айлық және жылдық жауын мөлшерінің өзгермелілігі континентальді климатта жоғары (сурет 1). Жауынның жылдық мөлшерінің өзгермелілігі (пайызбен, нормадан ауытқуы) Евразия және Солтүстік Американың біршама бөліктерінде шамамент 10 - 20 %, екі материктердің солтүстіктерінде 20 - 30 %, ал құмдарда 30 % жоғары.
Сурет 1. Жауын - шашынның өзгерулері (жылдық орта мәннен ауытқуы %)
Еуропа жағалауында көп мөлшерді жылда жауын 1,5 - 2 есе көп жауады, Орта Еуропада - 3 есе, Ресейде 2,5 - 3, Италияда - 4 есе көп.
Орта Еуропада айлық өзгерулер шамамен норманың 25 %-ын құрайды, Оңтүстік Еуропада - 50-60, Ресейдің Еуропалық бөлігінде және Сібірде 40-50, Ресейдің оңтүстігінде - 50-70 %, Астраханда мамыр айында - 90 %, Сан-Сальвадорда (Орталық Америкада) 1954 жылы сәуір айында 510 мм жауын түскен, 1955 жылы сәуірде тек 30 мм түскен.
Еуразияда жауынның жылдық өзгерісі көп. Өзгерулер жаз айларында жоғары. Кей жылдарда құрғақшылықтың болуы әсер етеді. Кейде бұл аймақта жауынсыз күндер 60 - 70 күнге созылады. Жазда жауынның ұзақ уақыт болмауы және температураның жоғары болуынан өсімдіктердің дұрыс өсуіне кері әсер етеді [6].
Таулы аймақтарын алмағанда, Қазақстан жауын аз түсетін аймаққа жатады. Оның бірден - бір себебі Қазақстанның Еуразияның орталығында орналасуы, атлантикалық ылғалды ауа массаларының аздап келуінен. Осының себептерінен құрғақшылыққа алып келеді. Құрғақшылық Орталық Азиядағы және оңтүстік Қазақстандағы шөлдердің болуынан да артады. Күн жылы кездегі жауындар ыстық күн әсерінен ылғалдылығы төмендейді, көбінде мұндай жағдай шөлдерде көптеп кездеседі
Жауын - шашынның жылдық және мезгілдік жүрісі. Қазақстанның орографиялық және климаттық жағдайы әртүрлі болғандықтан жауынның аймақ бойынша таралуы біркелкі емес. Жауынның бірнеше жылдық орташа мөлшері көбінде 100 мм-ден 1000 мм аралығында өзгереді.
Қазақстанның далалы зонасында орташа есеппен жылына 250 - 300 мм жауын түседі. Далалы зонаның ішінде жіңішке жолақтармен орманды дала және солтүстік жарты шарлар ерекшелінеді. Бұл жолақтар солтүстіктен оңтүстікке қарай бағытталған, оның орталықтары Петропавл, Астана және Қарқалы бойынша өтеді. Далалы аумақтың оңтүстігінде жауын мөлшерінің артуының себебі циклондар мен фронттардың шұғыл келуінен. Далалы зонаның оңтүстігінде жауын мөлшері жайлап азаяды. Орталық Қазақстанның жауын-мөлшері шамамен жылына 125 - 300 мм.
Сурет 2. Жылдың суық кезеңіндегі (11 - 3) жауын мөлшері (мм).
Алдыңғы суретте жылдың суық кезеңінде (қазан - наурыз) далалы зонада жауын мөлшері аз және шамамен орташа есеппен 50-ден 100 мм аралығында өзгереді (сурет 2). Ал жауын мөлшері 50 мм-ден төмен аймақтар: Қазақстанның оңтүстік-батысындағы шөлдер (Үстірт, Арал маңы және Қызылқұмның бір бөлігі) және Балхаш, Зайсан, Жаркент, Атырау маңы.
Үлкен сулы аймақтарда (Каспий теңізі және Арал теңіздері, Балхаш көлі және т.б) қоршап тұрған шөлдер шектеулі. Каспий теңізінің шығыс жағалауында жауын - шашын мөлшері аз. Таулы аумақтарда жауын - шашын мөлшері күрт өседі. Қазақстанның шығыс және оңтүстік - шығыс аумағы өзінің жоғары ылғалдылығымен ерекшеленіледі. Орташа есеппен жауын мөлшері шамамен 400 - 1000 мм, ал Алтайдың батыс аймағында шамамен 1500 мм-ге дейін. Алтайдың шығыс аймақтарында керісінше жауын аз жауады. Алтайдың орталығы және Зайсан көлі аймаында жылына 150 мм.
Қазақстанның оңтүстік - шығыс аймақтарында түсетін жауын - шашынның жылдық мөлшері 10 мм.
Сурет 3. Жылдың жылы кезеңіндегі (4 - 10) жауын мөлшері (мм).
Жылдың жылы кезеңінде Қазақстан жазығының солтүстік аймақтарында шамамен жауын жылына 200 - 275 мм жауады. Солтүстіктен оңтүстікке қарай жауын мөлшері азаяды, минимумы оңтүстік Қазақстанда байқалады. Таулы және тау маңында жауындар 400 - 600 мм құрайды.
Қазақстандағы жауынның орташа мөлшерінің таралуы. Қазақстандағы жауынның айлық таралуы әркелкі болып келеді. Жауынның таралуы солтүстіктен оңтүстікке қарай өзгерген.
Іле Алатауында 1,5 - 3 км биіктікте жылдың жылы кезеңінде 650 - 700 мм құрайды, ал Алтайда 800 - 1000 мм. Республиканың солтүстігінде күн жылы кезеңдерде (сәуір - қазан) жылдық жауынның 60 - 80 %, суық кезеңде 20 - 40 % түседі. Оңтүстікке қарай бұл мән өзгерді. Оңтүстік Қазақстанда жылдық мөлшердің суық кезеңде 60 - 65 %, ал жылы кезеңде 35 - 40 %.
Жауынның айдық таралуының келесідей үш түрі бар:
1) Жаздық жауынның басым болуы, максимум мәндері шілдеде, көктемде күзге қарағанда жауын мөлшері аз (орманды дала және дала зонасы).
2) Салыстырмалы түрде жауынның таралуы біркелкі, максимумы көктемде байқалды (орталық шөл зонасы).
3) Минимумы жазда және екі максимумы бар, олар негізгі көктемде және қосымша күзде (оңтүстіктегі шөл зонасы және оңтүстік, оңтүстік шығыс Қазақстан).
Қыста жаңбырдың түсуін тек оңтүстікте ғана емес солтүстікте де бақыланады, Орталық Азияның жылы ауа массаларының келуімен байланысты.
Қысты күндері солтүстік Қазақстанда қарлы күндер (бір айға) 5-6 күннен 13-ге дейін. Кей жылдары оның мөлшері айына оңтүстікте 12-15, солтүстік Қазақстанда 20-25 күнге дейін. Қар мөлшері оңтүстіктен солтүстікке қарай артады.
Жауынның тәуліктік жүрісі және ұзақтығы. Жауын ұзақтығының көп мөлшері республиканың солтүстік аймақтарында байқалады, онда шамамен жылына 800-900 сағат, орташа есеппен жыл уақытының 10 %-ын алады. Оңтүстікке жақындай келе жауынның жылдық жүрісі 200-300 сағатқа дейін төмендейді, жылдық уақыттың 2-3 % құрайды. Таулы аймақтарда өсіп, 600-800 сағатқа жетеді.
Күн жылы кезеңде жауын ұзақтығы Солтүстік Қазақстанда шамамен 300-400 сағат. Аз ылғалданған аймақтарда 5-6 есеге дейін төмендейді, 50 сағаттан 100 сағатқа дейін. Жауын аз түсетін аймақтарда қыста максимумы, ал жазда минимумы байқалады.
Таулы, тауға жақын және Оңтүстік-шығыс Қазақстанда жауынның жылдық ұзақтығы екі минимумы (негізгі көктемде және қосымшасы күзде) және екі максимумы (жазда және қыста) байқалады
Жауынның бір күндік ұзақтығы егер қыстың күндері болса 6-8 сағат, жазда 3-5 сағат, ал шөлді зоналарда 1-3 сағат [7].
Айлық ауа райын болжаудағы қиындықтар өзекті қиындықтар болып табылады. Барлық ауа райын болжау жүргізгенде төменгі дәрежеде болады. Бір мәлімет бойынша ол деңгейді асып кете алмайды, тек 5-7 %. Айлық ауа райын болжаудағы өзектілігін Э.И. Монокрович көрсеткендей, олардың анықталуы 70 % ақтаулығында және ұлттық шаруашылықта мәні зор болуы. Осыған байланыты болжаулардың жасалынуы керекті және өзекті мәселе болып табылады. Академик Г.И. Марчук ұзақ уақытқа бақылау жасауды "өте негізгі және өзекті мәселе" деп айтқан.
Жауын - шашынның айлық болжауын жасаудағы жетістігі метеорологиялық далаға байланысты болады, болжаулар жасағанда предиктор және предиктант қолданылуы. Қазіргі жағдайда ақтпарат алмасулар өте тиімді болып табылады. Өте ұзақ болжамдар жасалынылуы үшін тек сол метеоаймақ қана емес, сонымен қатар басқа да метеоаймақтардың жауыш - шашын туралы мәліметтерін білу қажет. Бұл мәліметттерді экстрополяция және интерполяция әдістерімен жақын маңдағы станциялардың мәліметтерін алуға болады. Өзіміз білетіндей метеоэлементтің кеңістік және уақыт бойынша өзгерулері ауа райын болжаудағы тығыз желілердің болуы.
Арнайы интерполяция әдісі бойынша жер-шарындағы станциядағы мәліметті анықтауға болады. Бір жағынан станциялардың орналасу тығыздығының жеткіліксіз болуынан қиындықтар тууы мүмкін. Көбінде мәлімет аз жағдайда болжау мәні жоғары болады.
Көбінде жұмыстар жауапты аудандарда жүргізіледі, спецификалық ерекшеліктері бойынша халық шаруашылығына аса қажетті болжамдар жасалынады. Орташа жауынның мөлшері туралы мәліметтер көптеген теориялық сұрақтар мен есептеулерге жауап береді. Бірақ аудандар өте үлкен қашықтықта орналаспауы қажет, кері жағдайда болжау мәліметтері күшін жояды.
Солтүстік Қазақстан бойынша 1947 - 1970 жылдар арасы бойынша айлық жауын мәліметтері алынды. Солтүстік Қазақстанда облыстар бойынша есептеулер жүргізілді. Жердің біркелкі таралмауына байланысты келесі аудандар бойынша: Ақтөбе, Атырау, Қарағанды, Көкшетау, Қостанай, Павлодар, Семей, СҚО, Орал және Ақмола облысы алынды. Жасалынатын міндет бойынша қарапайым орташалау қолданылды. Бұл әдістің қарапайымдылығына қарамастан, ол жеткілікті мәлімет алуға септігі жоғары, басқа есептеулерге қарғанда нақтырақ келеді.
Мақсатқа лайықты туынды бойынша тор тығыздығы, осы жағдайда корреляция коэффиценті қарлы аудандарда 0,70-ке жетті. Бұл есептеулер көп қалаларда жасалынды.
Жауын - шашындар метеорологиялық құбылыстардың өте қиын түрі болып табылады, ол өзінің өзгешелігімен және ұзақ уақытқа болжанылуымен өзгешеленіледі. Жауын - шашынға болжау жасау үшін негізгі үш бағытта іске асырылады: синоптикалық, статистикалық және гидродинамикалық. Синоптикалық және статистикалық әдістерге жауын - шашынға болжаулар бірнеше есеге жеңілденеді, сол үшін соңғы кездері синоптика - статистика бағыты қарқындырық.
Айлық жауын - шашын ауытқуларының айлық таралулары синхронды уақыттарда атмосфера циркуляциясының ерекшелігіне байланысты, ол суық және жылы адвекция бойынша ауа циркуляциясы жоғары фронталды аумақ бойынша қарастыруға болады, ендігі бойынша және синоптикалық аудан бойынша. ЖФА бірінші және екінші айлардағы мәні бастапқыдай деп ойлаған. Ауытқулары сақталынып, таралады деп қабылданған.
Тексеру үшін жорамалды орташа айлық дала бойынша Н500 классификациясы қажет, ЖФА бойынша есеп жүргізу. Бұл классификация 1948 - 1976 жылдар аралығында жүргізілді және 1977 - 1980 жылдар аралығында. Оның ішкі мазмұны орташа айлық дала Н500 ЖФА бойынша зоналды (З) және меридионалды (М) түрге бөлінді. ОЛ үшін орташа квадраттық ауытқу есептелінді ендік мәні, фронтальді зона бақыланған аймақ бойынша. Егер σ=3,0 болса, онда зональді процеске жатады, ал егер σ3,0, онда мередиональді түрге жатады.
Карта талдаулары бойынша әр түрлі түрдегі даладағы жауындар бір бірінен айырмашылығы жоғары. Тапшылық ауданы - (80 %), жеткілікті жағдай - (80-120 %), артықшылық жағдай - (120 %) ерекшелінеді.
Меридионалдық процесс жағдайларында таралулар біркелкі емес: қоңыржай әр түрлілігі ЖФА-тың оңтүстік және солтүстік жарты шардағы қайталанушылығы бірдей.
Қорытындылай келе болжаулар үшін қолданылған әдістер жауын шашынның тарлуының ауытқуларында Қазақстанда болашақта жетіле түсуі анық [9].
Атмосфералық жауындардың жыл ішіндегі таралулары климаттық индекс болуы мүмкін. Климаттың бір көрсеткіштері ретінде жылдық тарлымдарымен байланыстылылығы, барлық метеоэлементтердің жылдық амплитудасы қарастырылады. Бірақ климатты қарастырғанда тек ауа температурасын ғана амплитудасын алады. Басқа метеошамалардың көбісінің жылдық жүрістері дерлік қарастырылмайды. Сонымен қатар жауынның жылдық амплитудасы да қызықтырақ болып табылады. Бірінші жағдайда генезис анализі жауындардың әр түрлі типтегі жылдық жүрісі болып табылса, екінші жағынан оның жер бетіне әсері болып табылады, мысалғы өсімдіктер мен топырақ күй әсеріне.
Жылдық жауын шашын амплитудасының көрсеткіштерін айлық карталар қолданылады, ол картада макро және мезоклиматтық заңдылық бойынша жауынның таралуы. Карта масштабы 1:7500000, карта координаталық сеткалары 1 о болатын ендігі және бойлығы бойынша. Одан әр торап жауындардың әртүрлілігі есептелінген, ай аралық максимумдар мен минимумдар түсуі.
ССРО-ның көп жерлерінде жауынның жылдық амплитудалары 40 мм шамадан асады. Кей аймақтарда 50 мм құрайды. Солтүстік және оңтүстік аудандарда керісінше 40 мм ге төмен. Орта мән бойынша Сібірде 60 ос.е жылдық амплитуда орташа 10 мм көбейеді, 50 мм-ге дейін жетіп, кей аудандарда одан да жоғары болады.
Ең үлкен мәні 100-125 мм жетеді, ол Байкал және Теңізге жақын аймақтарда, тағы Кавказда және Орталық Азия елдерінде байқалады. Жылдық амплитуданың ең аз өзгеру көрсеткіштері 15-20 мм, көбінде Қазақстан аймақтарына тән болып келеді.
Атмосфералық жауындардың жылдық амплитудалары абсалютті мәндері мезгіл бойынша жауынның түсуінің деңгейін қайталамайды. Өте үлкен жаңбырлы аудандарда жауындардың жылдық тербелістерінде амплитуданың анағұрлым жоғары мәндері беріледі.
Жер шарында кей аудандарда жылдық амплитуданың қосымша максимумы және минимумы кездеседі. Жылдық амплитудасының негіздісі мезгіл бойынша жауынның түсуі болып табылады.
3.1 Жел
Жел деп ауаның жер бетімен салыстырмалы түрде горизонтальді қозғалысын айтады. Жел атмосфераның әр жерінде қысымның біркелкі болуынан туады. Қысым вертикальді да, горизонтальді да бағытта өзгермелі келетіндіктен, ауа жерге қарай белгілі бір бұрышпен көлбеу қозғалады. Ол бұрыш өте кіші болғандықтан жел деп ауа қозғалысының тек горизонтальді құраушысын есептейді.
Жел жылдамдығымен және бағытымен сипатталады. Желдің бағыты ретінде көкжиектің жел соғып тұрған жағы (ауа келіп тұрған жақ) есептелінеді. Мысалы жел солтүстіктен оңтүстікке қарай соқса, оның бағыты - солтүстік болып саналады. Метеорологияда желдің бағыты румбамен-горизонттың 16 нүктесі немесе азимутпен (градустық бұрыш) белгіленеді. Градустық бұрыш солтүстіктен бастап шығысқа қарай есептелінеді, солтүстік бағыт 0 0, шығыс - 90 0, оңтүстік - 180 0, батыс - 270 0 тең.
Желдің жылдамдығы мc, кейде кмсағ-пен есептелінеді. Теңізшілер жел жылдамдығын көз мөлшермен (теңіздің толқуы) анықтағанда Бофорт шкаласын қолданып балмен есептейді. Ол 12 градациядан тұрады және олардың әрқайсысының аты бар. Мысалы: 0 балл - 0 мc - штиль; 4 балл -
5-7 мс - қоңыржай жел; 7 балл- 12-15 мc - күшті жел; 9 балл - 18-24 мc - дауыл (шторм); 12 балл - 29 мc - ураган.
Атмосфераның қалың қабатын алып үлкен кеңістікте соғатын желдерді ауа ағыны деп атайды, яғни ағыны дегеніміз уақыт бойынша белгілі бір тұрақтылығы бар желдер жүйесі.
Жел алқабы уақыттың өтуімен өзгеріп отырады. Егер ауа ағынының көлденең ауданы кішірейсе желдің жылдамдығы артады, ал ұлғайса - азаяды. Ауа ағыны жел бетімен үйкелетіндіктен және оның ішкі қабаттары әртүрлі қызатындықтан онда әрқашан турбуленттілік орын алады, яғни әртүрлі бағытта бейберекет қозғалыста болатын майда ағындар болады.
Градиенттік күш. Желдің пайда болуының негізгі себепкер - жер беті үстінде (горизонталь бағытта) атмосфера қысымының әр түрлі таралуы. Бірлік қашықтықтағы ауа қысымының айырмашылығын горизонтальді қысым градиенті дейді. Қысым градиентінің күші ауа массасын қозғалтатын күш болып табылады, яғни жел тудырады. Бұл күштің арқасында ауа массасы қысымы төмен жаққа ағады.
Желдің қысымдық заңы. Жерге жақын ауа қабатында желдің бағыты, солтүстік шарда - сол жағында жатады, бұрыш 90 0-қа жақын. Егер желге арқаны беріп, желдің ағу бағытына қарап тұрсақ, сол жақта сәл алдыда төменгі қысым, оң жақта сәл артта жоғарғы қысым жатады.
Желдің биіктік бойынша өзгеруі. Жерден биіктеген сайын үйкеліс күші азаяды, сондықтан желдің жылдамдығы да өседі. Жылдамдығымен бірге желдің бағыты да өзгереді (ол изобара сызығы бағытына жақындайды). Жерге жақын ауа қабатында желдің жылдамдығы 30 метр биіктікке дейін жылдам өседі, ал бағыты өзгермейді. Ал одан жоғары, желдің бағыты солтүстік шарда оңға ауытқиды, оңтүстік шарда солға ауытқиды (градиенттік желге жеткенге дейін). Желдің градиенттік болып есептелетін биіктігі, яғни үйкеліс қабатының қалыңдығы және де әртүрлі биіктіктегі желдің вертикальді градиенті төселме беттің бүдірлігіне, атмосфера стратификациясына және желдің өзінің жылдамдығына байланысты болады. Жер беті неғұрлым бүдірлі болса үйкеліс қабаты соғұрлым биік орналасады.
Атмосфера стратификациясы тұрақсыз болса турбуленттік күшейіп, конвекция дамиды. Нәтижесінде төменгі және жоғарғы қабаттар арасында ауа алмасуы жақсы жүретіндіктен биіктік бойынша жел жылдамдығы мен бағыты баяу өзгереді, яғни жел градиенттік желге 1500 метрден де биікте айналуы мүмкін (кейде 2-3км). Ал атмосфера стратификациясы тұрақты болса төменгі және жоғарғы қабаттар арасында ауа алмасуы нашар жүреді де, жел градиенттік желге жылдам айналады. Бұндай жағдайда үйкеліс қабатының биіктігі төмен болады (300-500м).
Осылайша үйкеліс қабатында, биіктеген сайын жел оңға ауытқиды (сол.шар). Жер бетінде жел горизонтальді қысым градиентінің 60 0-қа оң жағында болса, биіктеген сайын ол бұрыш өсіп үйкеліс деңгейінде жел градиенттікке айналғанда 90 0-қа жетеді.
Жергілікті атмосфера айналымындағы желдер. Жердің рельефінің немесе төселме ... жалғасы
Сіз бұл жұмысты біздің қосымшамыз арқылы толығымен тегін көре аласыз.
Ұқсас жұмыстар
Пәндер
- Іс жүргізу
- Автоматтандыру, Техника
- Алғашқы әскери дайындық
- Астрономия
- Ауыл шаруашылығы
- Банк ісі
- Бизнесті бағалау
- Биология
- Бухгалтерлік іс
- Валеология
- Ветеринария
- География
- Геология, Геофизика, Геодезия
- Дін
- Ет, сүт, шарап өнімдері
- Жалпы тарих
- Жер кадастрі, Жылжымайтын мүлік
- Журналистика
- Информатика
- Кеден ісі
- Маркетинг
- Математика, Геометрия
- Медицина
- Мемлекеттік басқару
- Менеджмент
- Мұнай, Газ
- Мұрағат ісі
- Мәдениеттану
- ОБЖ (Основы безопасности жизнедеятельности)
- Педагогика
- Полиграфия
- Психология
- Салық
- Саясаттану
- Сақтандыру
- Сертификаттау, стандарттау
- Социология, Демография
- Спорт
- Статистика
- Тілтану, Филология
- Тарихи тұлғалар
- Тау-кен ісі
- Транспорт
- Туризм
- Физика
- Философия
- Халықаралық қатынастар
- Химия
- Экология, Қоршаған ортаны қорғау
- Экономика
- Экономикалық география
- Электротехника
- Қазақстан тарихы
- Қаржы
- Құрылыс
- Құқық, Криминалистика
- Әдебиет
- Өнер, музыка
- Өнеркәсіп, Өндіріс
Қазақ тілінде жазылған рефераттар, курстық жұмыстар, дипломдық жұмыстар бойынша біздің қор #1 болып табылады.
Ақпарат
Қосымша
Email: info@stud.kz