Метеорология және климаталогия пәнінен дәрістер
1 «Кіріспе. Пәннің негізгі түсініктері және мақсат.міндеттері»
2 «Атмосфераның құрамы мен құрылымы»
3 «Атмосферадағы радиация және радиацияның түрлері»
4 «Атмосфераның жылулық режимі»
5 «Атмосфералық циркуляция»
6 «Атмосферадағы су. Бұлт. Жауын . шашындар»
7 «Климат және оның түрлері»
2 «Атмосфераның құрамы мен құрылымы»
3 «Атмосферадағы радиация және радиацияның түрлері»
4 «Атмосфераның жылулық режимі»
5 «Атмосфералық циркуляция»
6 «Атмосферадағы су. Бұлт. Жауын . шашындар»
7 «Климат және оның түрлері»
Метеорология - жер атмосферасы, яғни ауа қабығы жайлы ұғым. Ол физика заңдарының негізінде, географиялық қабықтың бір бөлігін зерттейді. Сонымен, метеорология атмосфераның құрамын, құрылысын, ондағы жүріп жатқан алуан түрлі процесстер мен құбылыстарды зерттеп, оларды физикалық тұрғыдан түсіндіріп, атмосфералық жағдайларды болжау және мүмкіндігінше әсер ету.
Метеорология - грек сҿзінен аударғанда: «мета» - тұстағы айнала, «эора» - кҿру, «логос» - ілім деген мағынаны білдіреді.
Климатология - жер климаты, яғни белгілі бір географиялық орынға тҽн
атмосфералық жағдайлар жиынтығы жайлы ілім. Сондықтан, климат жергілікті
жердің физикалық - географиялық сипатының маңызды бір бөлігі. Себебі, ондағы
қалыптасқан су торының режимі, топырақ, ҿсімдік жамылғысы мен жануарлар
ҽлемі, жалпы ландшафттар келбеті - ауа райы режиміне тікелей бағынышты.
Жергілікті ауа – райы мен климат халық шаруашылығына, ҽсіресе ауыл -
шаруашылық салаларының мамандануына, ҿнеркҽсіптің географиялық
орналасуына, кҿлік торының таралуына үлкен әсерін тигізеді. Жалпы, климат жайлы негізгі түсініктер география маманына қажетті екені түсінікті.
Атмосфера - Жер планетасын қоршаған газды немесе ауа қабығы. Ауа сығылмалы, сондықтан оның тығыздығы биіктікке қарай кемиді. Бірте бірте ол ғарыштық кеңістікке, белгілі бір шекарасыз, ауысады. Яғни, атмосфера таралу биіктігі орта шамамен 20 мың км-деп есептейді. Атмосфера массасының жартысына жуығы тҿменгі 5 км қабатында, 75% массасы тҿменгі 10 км, ал 90% тҿменгі 20 км ауа қабатында шоғырланған.
Ауа райы - белгілі бір сҽттегі, белгілі бір географиялық жердегі тҿменгі
атмосфераның жағдайы. Ол жағдайдың сандық және сапалық сипаттары бар.
Сандық сипаттары метеорологиялық аспап - құралдарымен ҿлшенеді де
метеорологиялық элементтер деп аталады. Мысалы, оларға ауа температурасы, күн
радиациясы, жауын-шашын мҿлшері, жел жылдамдығы мен бағыты, ауа
ылғалдылығы т.б. жатады. Ал сапалық сипаты кҿбінесе бақылаушымен кҿз
мҿлшермен анықталып, метеорологиялық құбылыстар деп атайды. Оларға мысалы,
бұрқасын, тұман, кҿктайғақ, найзағай, үсік т.б құбылыстарды жатқызуға болады.
Ауа - райын сапалы түрде зерттеу үшін тек тҿменгі атмосфераны емес, жоғарғы
атмосфераны толығымен зерттеген дұрыс. Ол үшін аэрологиялық, аэрономиялық,
космостық зерттеулер қолданылады. Міне, осындай жылу режимдері
айырмашылықтары мен байланысты екі түрлі климат түрлері туындайды: құрлықтық және мұхиттық.
Жазда мұхит терең қабаттарында кҿп жылу жинағандықтан, қыста ол құрлыққа қарағанда жылы болып тұрады. Осы айырмашылықтар себебінен мұхит тұсындағы ауа температурасы құрлыққа қарағанда жазда тҿмен, қыста, керісінше,жоғары болып қалыптасады. Нҽтижесінде-атмосфералық қысым жағдайы да екі бҿлек болып қалыптасады.
Метеорология - грек сҿзінен аударғанда: «мета» - тұстағы айнала, «эора» - кҿру, «логос» - ілім деген мағынаны білдіреді.
Климатология - жер климаты, яғни белгілі бір географиялық орынға тҽн
атмосфералық жағдайлар жиынтығы жайлы ілім. Сондықтан, климат жергілікті
жердің физикалық - географиялық сипатының маңызды бір бөлігі. Себебі, ондағы
қалыптасқан су торының режимі, топырақ, ҿсімдік жамылғысы мен жануарлар
ҽлемі, жалпы ландшафттар келбеті - ауа райы режиміне тікелей бағынышты.
Жергілікті ауа – райы мен климат халық шаруашылығына, ҽсіресе ауыл -
шаруашылық салаларының мамандануына, ҿнеркҽсіптің географиялық
орналасуына, кҿлік торының таралуына үлкен әсерін тигізеді. Жалпы, климат жайлы негізгі түсініктер география маманына қажетті екені түсінікті.
Атмосфера - Жер планетасын қоршаған газды немесе ауа қабығы. Ауа сығылмалы, сондықтан оның тығыздығы биіктікке қарай кемиді. Бірте бірте ол ғарыштық кеңістікке, белгілі бір шекарасыз, ауысады. Яғни, атмосфера таралу биіктігі орта шамамен 20 мың км-деп есептейді. Атмосфера массасының жартысына жуығы тҿменгі 5 км қабатында, 75% массасы тҿменгі 10 км, ал 90% тҿменгі 20 км ауа қабатында шоғырланған.
Ауа райы - белгілі бір сҽттегі, белгілі бір географиялық жердегі тҿменгі
атмосфераның жағдайы. Ол жағдайдың сандық және сапалық сипаттары бар.
Сандық сипаттары метеорологиялық аспап - құралдарымен ҿлшенеді де
метеорологиялық элементтер деп аталады. Мысалы, оларға ауа температурасы, күн
радиациясы, жауын-шашын мҿлшері, жел жылдамдығы мен бағыты, ауа
ылғалдылығы т.б. жатады. Ал сапалық сипаты кҿбінесе бақылаушымен кҿз
мҿлшермен анықталып, метеорологиялық құбылыстар деп атайды. Оларға мысалы,
бұрқасын, тұман, кҿктайғақ, найзағай, үсік т.б құбылыстарды жатқызуға болады.
Ауа - райын сапалы түрде зерттеу үшін тек тҿменгі атмосфераны емес, жоғарғы
атмосфераны толығымен зерттеген дұрыс. Ол үшін аэрологиялық, аэрономиялық,
космостық зерттеулер қолданылады. Міне, осындай жылу режимдері
айырмашылықтары мен байланысты екі түрлі климат түрлері туындайды: құрлықтық және мұхиттық.
Жазда мұхит терең қабаттарында кҿп жылу жинағандықтан, қыста ол құрлыққа қарағанда жылы болып тұрады. Осы айырмашылықтар себебінен мұхит тұсындағы ауа температурасы құрлыққа қарағанда жазда тҿмен, қыста, керісінше,жоғары болып қалыптасады. Нҽтижесінде-атмосфералық қысым жағдайы да екі бҿлек болып қалыптасады.
Пән: Экология, Қоршаған ортаны қорғау
Жұмыс түрі: Материал
Тегін: Антиплагиат
Көлемі: 47 бет
Таңдаулыға:
Жұмыс түрі: Материал
Тегін: Антиплагиат
Көлемі: 47 бет
Таңдаулыға:
Кіріспе. Пәннің негізгі түсініктері және мақсат-міндеттері
жоспары:
1. Метеорология және климаталогия пҽнінің негізгі мақсаты
міндеттері.
2. Метеорологияның зерттеу объектісі және зерттеу тҽсілдері.
3. Ауа - райы және климат.
4. Метеорологиялық жүйе және оның қызметі.
5. Метеорология және климатологияның даму тарихы.
Метеорология - жер атмосферасы, яғни ауа қабығы жайлы ұғым. Ол физика
заңдарының негізінде, географиялық қабықтың бір бөлігін зерттейді. Сонымен,
метеорология атмосфераның құрамын, құрылысын, ондағы жүріп жатқан алуан
түрлі процесстер мен құбылыстарды зерттеп, оларды физикалық тұрғыдан
түсіндіріп, атмосфералық жағдайларды болжау және мүмкіндігінше әсер ету.
Метеорология - грек сҿзінен аударғанда: мета - тұстағы айнала,
эора - кҿру, логос - ілім деген мағынаны білдіреді.
Климатология - жер климаты, яғни белгілі бір географиялық орынға тҽн
атмосфералық жағдайлар жиынтығы жайлы ілім. Сондықтан, климат жергілікті
жердің физикалық - географиялық сипатының маңызды бір бөлігі. Себебі,
ондағы
қалыптасқан су торының режимі, топырақ, ҿсімдік жамылғысы мен жануарлар
ҽлемі, жалпы ландшафттар келбеті - ауа райы режиміне тікелей бағынышты.
Жергілікті ауа – райы мен климат халық шаруашылығына, ҽсіресе ауыл -
шаруашылық салаларының мамандануына, ҿнеркҽсіптің географиялық
орналасуына, кҿлік торының таралуына үлкен әсерін тигізеді. Жалпы, климат
жайлы негізгі түсініктер география маманына қажетті екені түсінікті.
Атмосфера - Жер планетасын қоршаған газды немесе ауа қабығы. Ауа сығылмалы,
сондықтан оның тығыздығы биіктікке қарай кемиді. Бірте бірте ол ғарыштық
кеңістікке, белгілі бір шекарасыз, ауысады. Яғни, атмосфера таралу биіктігі
орта шамамен 20 мың км-деп есептейді. Атмосфера массасының жартысына жуығы
тҿменгі 5 км қабатында, 75% массасы тҿменгі 10 км, ал 90% тҿменгі 20 км ауа
қабатында шоғырланған.
Ауа райы - белгілі бір сҽттегі, белгілі бір географиялық жердегі тҿменгі
атмосфераның жағдайы. Ол жағдайдың сандық және сапалық сипаттары бар.
Сандық сипаттары метеорологиялық аспап - құралдарымен ҿлшенеді де
метеорологиялық элементтер деп аталады. Мысалы, оларға ауа температурасы,
күн
радиациясы, жауын-шашын мҿлшері, жел жылдамдығы мен бағыты, ауа
ылғалдылығы т.б. жатады. Ал сапалық сипаты кҿбінесе бақылаушымен кҿз
мҿлшермен анықталып, метеорологиялық құбылыстар деп атайды. Оларға мысалы,
бұрқасын, тұман, кҿктайғақ, найзағай, үсік т.б құбылыстарды жатқызуға
болады.
Ауа - райын сапалы түрде зерттеу үшін тек тҿменгі атмосфераны емес, жоғарғы
атмосфераны толығымен зерттеген дұрыс. Ол үшін аэрологиялық, аэрономиялық,
космостық зерттеулер қолданылады. Міне, осындай жылу
режимдері
айырмашылықтары мен байланысты екі түрлі климат түрлері туындайды:
құрлықтық және мұхиттық.
Жазда мұхит терең қабаттарында кҿп жылу жинағандықтан, қыста ол
құрлыққа қарағанда жылы болып тұрады. Осы айырмашылықтар себебінен мұхит
тұсындағы ауа температурасы құрлыққа қарағанда жазда тҿмен, қыста,
керісінше,
4
жоғары болып қалыптасады. Нҽтижесінде-атмосфералық қысым жағдайы да екі
бҿлек болып қалыптасады.
Климат - белгілі бір географиялық жерге тҽн, кҿп жылдар бойы
қалыптасқан ауа - райы режимі. Географиялық жер деген ұғымға тек сол жердің
координаттары, теңіз деңгейімен салыстырған биіктік емес, жер беті
жамылғысының сипаты - жер бедері, топырақ жамылғысы т.б жатады. Кҿп жылдар
бойы қалыптасқан климаттың тұрақтылығы байқалады. Сондықтан климат
жергілікті жердің физикалық -географиялық сипатының бірі болып келеді.
Метеорологияның зерттеу объектісі Жердің ауа қабығы, ал зерттеу тҽсілдері
келесі:
а) бақылау - негізгі зерттеу тҽсілі, яғни метеорологиялық элементтерді
ҿлшеу және
метеоқұбылыстарды анықтау. Бақылау арқылы тҿменгі атмосфера жағдайына
сандық және сапалық баға беріледі.
ә) эксперимент - шектеулі мҿлшерде ғана қолданылады, себебі табиғи жағдайда
атмосфералық құбылыстарды адам тҽжірибе ретінде жүргізе алмайды. Бірақ
кейбір құбылыстарға аздап әсер ете алады, мысалы бұлттардан бұршақ жаудыру,
тұманды сейілту, тайфун "шақыру" т.б.
б) теориялық тәсіл - барлық ілімдерде кеңінен қолданылады, қойылған
мақсатына
қарай метеорологияда келесі түрлері қолданылады:
- статистикалық талдау - кҿп жылдар бойы жүргізген бақылаулар
мҽліметтерін бір
жүйеге келтіру үшін, ҽсіресе климатологияда кҿп қолданылатын тҽсіл;
корреляция тҽсілі - кҿпжылдық метеорологиялық мҽліметтер ретіндегі
ауытқуларды немесе бірегейлікті сипаттайтын байланыс дҽрежесін қолдану;
эмпирикалық теңдеу тҽсілі – метеоэлементтер немесе метеоқұбылыстар
арасындағы байланыстарды теңдеулер арқылы, ал олардың коэффициенттері кҿп
жылдық салыстырмалы бақылаулар нҽтижесінде таңдалып, қолданылады;
- физика-математикалық талдау – динамикалық (теориялық) метеорологияда
атмосфералық процестердің дамуын дифференциалды теңдеулер арқылы сипаттап,
түсіндіру;
- модельдеу - яғни атмосфералық процестердің дамуын компьютер арқылы
құру.
в) картографиялық – метеорологиялық мҽліметтер жиынтығын кеңістік пен
уақыт
бойынша таралуын кҿрсету.
Қазіргі кездегі метеорология алдына кҿптеген маңызды да
күрделі міндеттер қояды:
1) атмосфераның құрамы, құрылымы мен қасиеттерін жүйелі және жан-жақты
түрде
зерттеу, ондағы жүріп жатқан алуан түрлі процестер мен құбылыстарды
анықтап,
түсіндіру;
2) халық шаруашылығының барлық салаларын керекті (сұранысы бойынша)
метеорологиялық мҽліметтер мен ақпараттармен уақытында қамтамасыз ету,
ҽсіресе
болжаулық ақпаратпен;
3) халық шарашылығына қауыпты ауа райымен күресу жолдарын, немесе алдын
алу
тҽсілдерін анықтау. Жалпы, метеорология адамзаттың ауа райына, климатқа
тҽуелділігін азайту жолдарын, оның қолданбалы сұраныстарын қамтамасыз етуге
тырысады. Мысалы ауыл шаруашылыққа қауіпты ауа райы жайлы ақпарат
тұтынушыға алдын-ала жеткізілсе, онда ауа-райынан келетін шығынды азайтуға
мүмкіндік туады. Кейбір зиянды құбылыстар, мысалы торнадо, қатты дауыл, ҿте
тҿмен немесе жоғары ауа температурасы, кҿктайғақ, қатты боран, ҿте екпінді
жел,
5
сель жүру, т.б жайлы мҽліметтер алдын ала халыққа жеткізілсе, адам ҿміріне
ауа-райынан туған қауіп –қатер де азаяр еді.
Метеорологиялық жүйе - метеорологиялық бақылауларды метеоэлементтерді
ҿлшеу және атмосфералық жағдайда бағалау деп білеміз. Бақылаулар арнайы
метеорологиялық станцияларда ҿтеді. Дүние жүзі бойынша барлық
метеорологиялық станциялар бір жүйені құрайды. Себебі, біріншіден,
атмосфералық процестер ешқандай шекарасыз дамиды, екіншіден,
метеорологиялық ақпараттар барлық елдерге жедел және оңай жетуі керек.
Сондықтан метеорологиялық бақылауларға белгілі шарттар қойылады, олар
сипаттамалы, үздіксіз, нақты, бірыңғай болуы қажет,
сонда ғана олар
салыстырмалы бола алады. Ол үшін мынадай талап қойылады:
1. Бақылаулар дүние жүзі бойынша бір сҽтте (синхронды) ҽр бір үш сағат
сайын Гринвич уақытымен жүргізілуі қажет, яғни, тҽулігіне 8 рет
жүргізіледі: сағат 00, 03, 06, 09, 12, 15, 18, 21-де.
2. Бақылаулар узақ уақыт және үздіксіз жүргізілуі қажет. Бұл шарт орта
кҿпжылдық климаттық мҽлімет алу үшін қажет.
3. Бақылаулар дүние жүзі бойынша біріңғай аспап - құралдар мен
тҽсілдермен жасалуы қажет.
4. Метеостанция бақылаулары репрезентативті яғни, ҿлшенген мҽліметтер
неғұрлым үлкен территорияға сҽйкес болу қажет.
Сипаттамалы бақылауға мысал келтірейік. Жел баққыш (флюгер) биік үйлер
немесе қалың биік ағаштар арасында тұрса, жел жылдамдығы кем кҿрсетіліп, ал
бағыты ауытқуы мүмкін. Тағы бір мысал: қар жамылғысы қалыңдығын ҿлшейтін
сызғыш - рейка тҿбенің ық жақ етегіндегі немесе дҽл тҿбесіне тұрса, онда
қар
қалыңдығы кҿп жылдық орта нҽтижеден артық не
кем кҿрсетіледі де,
сипаттамалық сақталмайды.
Үздіксіз бақылау деп, тҽуліктегі 8 рет жүргізілетін бақылаулар үзбей
қадалғанын жасалуы керек. Мысалы, бір рет белгіленген уақытта ауа
температурасы ҿлшенбей қалса, онда орта тҽулік
температурасы нақты
болмайды және ҿлшенбеген температураны қайтадан (уақыт ҿткен соң) ҿлшей
алмаймыз. Сонымен бірге, температурамен байланысты басқа (ылғалдылық,
қанығу жетіспеушілігі т.б.15 мҽліметтер) анықталмай қалады. Климаттық
кҿрсеткіштерді анықтау үшін, климаттық ауытқуларды айқындау үшін бақылаулар
неғұрлым ұзақ мерзім үздіксіз жүргізілуі қажет.
Нақты бақылау деп бақылаушының аспап құралдармен жүргізген ҿлшеулері жоғары
дҽлдікпен болуы және ҿз кҿзімен кҿрген, (яғни, басқа біреудің айтқанын
емес) анықтаған атмосфералық құбылыстарды айтамыз. Себебі, нақты емес
бақылаулар нҽтижелері барлық метеорологиялық ақпаратқа үлкен нұқсан ҽкеледі
Бақылаулар сонымен қоса, бірыңғай болуы қажет. Атмосфералық процестерді
зерттеу үшін метеорологиялық бақылауларды жер
шарының кҿптеген
пункттерінде жүргізу қажет. Сондықтан метеостанциялар барлық дерлік
мемлекеттерде ұйымдастырылған. Ҽр станцияның бақылаулар реті уақыт бойынша
бірыңғай болуы зерттеу сапасына әсер. Мысалы, метеостанция қала шетінде
ашық жерде 30 жыл бұрын ашылды делік, 10 жылдан соң ол станция жан-жақтан
биік үйлер, теректермен қоршалып қалды да, осы жағдайда тағы
10
6
жыл жұмыс істеді. Содан соң ол метеостанция қайтадан қаланың жаңа сыртына
көшірілді. Бү_л жағдайда соңғы он жылда жүргізілген кейбір бақылаулар
нэтижелері (жел жылдамдығы, қар жамылғысы) бүрынғы мерзімге қарағанда
төменделіп көрсетілді. Ол төмендеуі желдің уақыт бойынша тербелісі деп қате
түжырымдауға болады. Бақылаулар бірыңғайлық қасиетін жоғалтады. Міне,
сондықтан, бақылаулар, салыстырмалылық қасиеттен ешқандай айырылмау керек.
Бақылаушыға арналған метеостанцияларда арнайы ережелер, қағидалар болады,
олар мүқият орындалып, ескеріліп отырылуы шарт. Мектеп программасында ауа
-райын анықтау географиялық алаңда өтеді.
Метеостанциялар жұмыс істеу бағдарламасы бойынша 3 дэрежеге бөлінеді. Ал
жұмыс істеу бағыты (саласы) бойынша негізгі жэне арнайы деп бөлінеді. І-ші
дэрежедегі негізгі метеостанцияларда мына метеоэлементтер өлшенеді:
Ауа температурасы;
Атмосфералық қысым;
Ауа ылғалдылығы;
Желдің бағыты мен жылдамдығы;
Бүлттылық (аспанды бүлт торлау дэрежесі, бүлттар түрі,
биіктігі жэне
жылжу жылдамдығы мен бағыты);
Жауын-шашын мөлшері, түрі, қарқындылығы;
Жер бетінде пайда болатын шөгінді жауын-шашын (шық, қырау,
қылау,
көктайғақ) жэне тұман;
Горизонталды көріну қашықтығы (атмосфераның көмескілеуінен
заттар
пішіні көрінбей бастайтын қашықтық);
Күн сэулесі түсу үзақтығы;
Топырақ бетінің жэне топырақтың бірнеше қабаттарының температурасы;
Топырақ бетінің жағдайы;
Қар жамылғысының биіктігі мен тығыздығы;
Топырақ (немесе су) бетіндегі булану;
Сонымен қоса, атмосфералық құбылыстар тіркеледі. Метеөлшемдер өңделіп,
талданады. Олар бойынша ғылыми-зерттеулік жүмыстар атқарылады. Мү_ндай
станцияларды метеообсерваториялар деп атайды.
2,3 дэрежедегі станцияларда жұмыс қысқартылған бағдарламамен
жүргізіледі, эрі бірнеше метеоэлементтер ғана өлшенеді. 3-ші дэрежелі
станциялар көбінесе автоматикаланған жэне адам түрақты қоныстанбаған
аймақтарда орналасады.
Орналасқан ландшафт ерекшелігі бойынша метеостанциялар арнакйы
мамандандырылған болып бөлінеді, мысалы таулық, батпақтық, мұздық, шҿлдік
т.б. Мұхит айдындарында атмосфера жағдайын ауа райы кемелері үздіксіз
бақыылап отырады. Метеостанцияларда атмосфераның ең тҿменгі жағдайы
бақыланады. Ал 40 км биіктікке дейін шар-пилот (жел бақылайтын), радиозонд
(температура, қысым, ылғалдылық ҿлшеуге) ұшырылады. Бұл бақылауларды
аэрологиялық деп атайды. Одан жоғары атмосфера жағдайын метеорологиялық
ракеталар мен спутниктер, геофизикалық ракеталар, аэрокосмостық тҽсілдер
арқылы зертейді.
Бақылау нҽтижелері телефон, телеграф, радио, спутниктік интернет
арқылы ауа райы қызмет ұйымдарына қолма-қол жіберіледі. Онда олар
синоптикалық карталар жасауға, жалпы ауа райы жайлы мҽлімет жинауға,
талдауға, болжауға қолданылады. Бақылаулар, жоғарыда айтылғандай, ҽрбір 3
сағатта жаңартылып отырылады. Мемлекеттік метеорологиялық станциялар
жүйелері ХІХ ғасырда құрыла бастады. ХХ ғасырда олар Азия, Африка,
Антарктида, Арктиканың адам аяғы баспаған жерге орын тебе бастады. Кеңес
Одағыда ең үлкен метеорологиялық станциялар жүйесі жұмыс жасады, құрамында
негізі станциялар саны 4000-ден астам, аэрологиялық станциялар 200-ден
астам (дүние жүзінде барлығы 1000-ға жуық) болды. Метеорологиялық бақылау
гидрологиялық бақылаулармен бірге жүргізіліп, (олар гидрологиялық
станциялар мен бекеттерде) талданылады. Сондықтан қызмет орталықтарын
гидрометеорологиялық орталық деп атайды.
Олардың негізгі мақсаты - ғылыми зерттеулік жұмыстармен қоса,
халықшаруашылығын гидрометтік ақпаратпен қамтамасыз ету. Барлық
метеостанциялар территория бойынша бір ортаға қарайды. Мысалы Қазақстанда
аудандық станциялар облысқа, олар мемлекеттік метеорологиялық орталықтарға
қарайды. Мемлекеттік орталықтар аймақтық (регионалды) орталыққа бағынады.
Жер шарында барлығы 25 аймақтық орталықтар бар. Олардың 3-еуі ТМД елдер
территориясында: Москва, Новосибирск, Ташкент. Аймақтық метеорологиялық
орталықтар ҽлемдік 3 орталыққа - (Москва, Вашингтон, Мельбрунде орналасқан)
қарайды. Жалпы дүниежүзілік метеорологиялық жүйе БҰҰ қарамағында жұмыс
атқарады.
Дүние жүзі бойынша метеорологиялық қызмет міндетін Дүниежүзілік
Метеорологиялық Ұйым (ДМҰ) атқарады. Оның бірінші конгресі 1873 жылы ҿтіп,
ҽрбір жылда жиналады. Секретриаты Женева қаласында орналасқан. Мемлекеттік
метеорологиялық ұйымдар осы бүкіл ҽлемдік ұйымға кіреді. Қазір құрамында
120-дан астам мемлекеттер бар. ДМҰ планета бойынша бақылаулар жүргізілуін
метеоақпараттардың таралуын ауа райы болжамдарының бірыңғай келісілген
жобамен жасалып, уақытында таралуын қадағалайды. ДМҰ шешімімен 23-ші наурыз
Халықаралық Метеорология Күні деп аталады. Метеорологиялық жүйенің жұмыс
атқаруы келесі кҿп сатылы күрделі ақпараттық - есептегіш құрылымнан тұрады:
1. Бақылаулық ақпарат алу, яғни олар планета бетіндегі метеостанциялар
мен космостық құралдармен жасалады;
1. Ақпаратты жинау және хабарлау;
2. Ақпараттарды ҿңдеу, яғни ол метеожүйенің тҿменгі сатысынан жоғары қарай
жүргізіледі;
3. Метеорологиялық ақпараттарды тұтынушыға жеткізу;
Метеорология және климатология даму тарихы. Атмосфералық құбылыстарды
бақылауға ежелгі кездерде Қытай, Үндістан, Жерорта теңізі маңында алғашқы
қадамдар жасалған. Орта ғасырларда аса маңызды күрделі атмосфералық
құбылыстар тіркеліп отырған. Бірақ ғылыми бақылаулардан алыстау, кҿбінесе
құбылыстардың табиғатын түсінбеу, байқалған ақпараттар болды. Ал ҿлшеу
жүргізетін аспап құралдар болған жоқ. Мысалы, ежелгі Мысыр елінде ніл
ҿлшеуіш деген, су деңгейін қадағалап отыратын құрал болған екен. Бірақ, ол
кезде кҿптеген процестер мен құбылыстар түсініксіз болып, адам үрейін
қашыратын. Біздің д.д. ІҮ ғасырда ежелгі грек ғұлама ғалымы Аристотель
атмосфералық процестерді түсіндіру мақсатымен алғашқы Метеорология атты
кітап жазған.
Ұлы географиялық ашылулар кезеңінде ХҮ, ХҮІ ғасырларда жаңа ашылған
жерлердің алғашқы климаттық сипаттамалары болды. Қазіргі ғылыми
метеорология ХҮІІ ғасырда басталды. Ол кезде физика ілімінің негізі қалана
бастады. Ал метеорологияны атмосфералық физика деп түсінуге болады. Алғашқы
аспаптарды Галлиллей мен оның оқушылары жасады (термометрді 1597 жылы -
Галиллей, барометрді 1643 жылы - Торричели) Сҿйтіп инструменталды
бақылаулар жасауға мүмкіндік туды. ХҮІІ ғасырдың аяғында, ХҮІІІ ғасырдың
басында Еуропада алғашқы метеорологиялық бақылаулар жүргізіле бастайды.
Бірақ олар жүйесіз, ретсіз жүргізіледі. ХҮІІІ ғасырдың ортасында орыстың
ұлы ғалымы М.В.Ломоносов (1711-1765) метеорология дамуына елеулі үлес
қосады, ол анемометр, теңіздік барометр ойлап шығарып, найзағай табиғатын
түсіндіріп, ауа райы болжамының маңыздылығын дҽлелдейді.
Ресейде ретті метеорологиялық бақылаулар жүргізу негізін Петр І
қалайды. 1725 жылы Петербургте бақылаулар жүргізу қадағалайтын Академия
ашылды. 1849 жылы дүние жүзі бойынша алғашқы метеорологиялық ұйым - Басты
геофизикалық обсерватория ашылды. М.А.Рыкачевтің ұйымдастыруымен Ресейде
алғаш метеорологиялық күнбе-күндік бюллетень шығарыла бастады. Бірте-бірте
үлкейіп, ғылыми зерттеулік институттар, обсерваториялар
құрылады.
Динамикалық, синоптикалық метеорология негіздері қаланады. 1930 жылы орыс
ғалымы П.А.Молчанов радиозонд ашып, аэрологиялық бақылаулар жасауға
мүмкіндік туғызадыы Ресейлік ғылыми метеорологтар - Г.И.Вильд, А.И.Воейков,
П.И.Броунов, Я.Д.Захаров, Б.П.Мультановский, Б.И.Срезневский т.б. ҽлемдік
метеорология мен климаталогия дамуына үлкен еңбек сіңірді.
ХХ ғасырдың басында норвегиялық Бьеркнес мектебінің ғалымдары ауа
массалары атмосфералық фронттар жайлы ғылыми теория енгізді. Ҿз үлесін АҚШ
ғалымы Б.Феррель, неміс ғалымдары Г.Гельмгольд. В.Кеннен, австриялықтар
Ю.Ханн, М.Маргулес, швециялық К.Россби, ағылшындық В.Нэпир-Шоу т.б. сол
сияқты кҿптеген ғалымдар қазіргі метеорология мен климаталогия негіздерін
қалаушылар деуге болады.
Кеңес Одағында метеорология ілімі одан ҽрі қарқынды дами бастайды.
1921 жылы В.И.Ленин РСФСР метеорология қызметін ұйымдастыру жайлы атты
декретке қол қойды. 1929 жылы халықтық Комиссарлар Кеңесі метеорологиялық
және гидрологиялық қызметтің бірігіп, біртұтас гидрометеорологиялық қызмет
құрылуы жайлы үкім шығарды. Ол қызмет үздіксіз, жүйелі бақылаулар жүргізіп,
халық шаруашылығын керекті де маңызды ақпаратпен қамтамасыз етіп отырды.
Ұлы Отан соғысы кезінде Кеңес Армиясының жауға қарсы тұру, шабул жасау
ҽрекеттері метеорологтардың үлесісіз болған жоқ. Олардың да еңбектері
медальдар мен ордендермен белгіленді. Одан кейінгі кезеңдерде ғалымдар
О.Д.Хвольсов, С.И.Савинов, Н.Н.Калитин, В.Н.Оболенский,
Л.С.Берг,
А.А.Каминский метеорологияның түрлі қолданбалы салаларын
дамытады.
Қазақстан территориясында алғашқы метеорологиялық бақылаулар
1855жылы Семей және Қазалы қалаларында жүргізіле бастады. 1917 жылы
метеостанциялар саны 49-ға, постылар саны 123-ке жетті. 1922 жылы Орынбор
қаласында облыстық метеорологиялық бюро ашылды. Ол басты физикалық
обсерваторияға қарайды. 1931 жылы Қазақ гидрометеорологиялық комитет болып
құрылады. Оның негізінде Қазақ гидрометеорологиялық қызметінің бірыңғай
басқармасы 1933 жылы құрылады. Бұл қызметті бірінші басқарған Ораз
Жандосов.
Қазір Қазақстанда 750-ге жуық негізгі метеостанциялар, агрометеорологиялық,
гидрологиялық станциялар мен бекеттер жұмыс атқаруда. Бақылаулар нҽтижелері
Қазақ гидрометеорологиялық институтында жиналып, мониторинг
құрылып,
талданады.
Метеорология саласындағы жоғары білімді мамандарды Ҽль-Фараби атындағы
Қазақ Ұлттық университеті география факультеті Метеорология кафедрасы
даярлайды. Ол кафедраның ірге тасын қалаушысы З.П.Кҿженкова, ал үлесін
қосқандар Т.А.Есеркепова, Ю.А.Ключников, Э.Н.Гашинская т.б.
Негізгі әдебиеттер:
Аверкеев М.С. Метеорология-М.1960.
Матвеев.Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосфера Л.Гидромет 1984.
3. Алисов В.П.., Дроздов О.А., Рубинштейн
Е.С., Курс климаталогии, Л., гидрометеоиздат., 1952
4. Алисов В.П., Берлин И.А., Михель В.М. Курс климаталогии
ч.3 Л,гидрометеоиздат 1954.
Хромов С.П. Метеорология и климаталогия для геогр.факультетов Л.1974.
Қосымша әдебиеттер:
Кондратьев К.Я.Актинометрия. Л., Гидрометеоиздат, 1965.
Берг Л.С. Основы климаталогии .Л.Учпедгиз,1938.
Будыко М.И. Климат и жизнь. Л.,Гидрометеоиздат. 1971.
Хригон А.Х. Физика атмосферы Л.гидрометеоиздат.1,2, 1978.
Атмосфераның құрамы мен құрылымы
жоспары:
Атмосфера туралы жалпы түсінік.
Атмосфераның құрамы.
Атмосфераның құрылымы.
Ауа массалары мен атмосфералық фронттар.
Атмосфера - Жер планетасын қоршаған газды немесе ауа қабығы. Ауа
сығылмалы, сондықтан оның тығыздығы биіктікке қарай кемиді. Бірте бірте ол
ғарыштық кеңістікке, белгілі бір шекарасыз, ауысады. Яғни, атмосфера таралу
биіктігі орта шамамен 20 мың км-деп есептейді. Атмосфера массасының
жартысына жуығы тҿменгі 5 км қабатында, 75% массасы тҿменгі 10 км, ал 90%
тҿменгі 20 км ауа қабатында шоғырланған.
Атмосфераның құрамы. Жер атмосферасы кҿптеген газдардың қоспасынан
тұрады және оны ауа деп білеміз. Орта шамамен 25 км биіктікке дейін құрғақ
ауаның құрамы жер шарының барлық тұсында ҿзгермейді. Кҿлемі бойынша 78,09%
азоттан, 20,95% оттегіден, 0,93% аргоннан тұрады. Қалған үлес түрлі
газдарға – гелий, неон, криптон, ксенон, сутек т.б тиеді. Сонымен қоса, жер
қыртысы жарықтарынан шығатын радиоактивті элементтердің бөлінуінен пайда
болатын газдар радон, торон, актинон атмосфераға сіңіп, тағы да
бҿлшектенеді. Олардың қалдықтары атмосферадағы түрлі қатты, аэрозольді
қоспаларға қосылып, атмосфераға таьиғи радиоактивтілік сипат береді.Жер
бетіне олар висмут, қорғасын сияқты ауыр металдар түрінде шҿгеді. Аталған
тұрақты қоспалардан басқа, ауаның ҿзгермелі қоспаларын атауға болады, ол
ылғи да, бірақ ҽр түрлі мҿлшерде болатын су буы, кҿмір қышқыл газы, озон,
аммиак, метан, азот тотықтары т.б.
Жер бетінен атмосфераға су буынан басқа түрлі сұйық және қатты
бҿлшектер кҿтеріліп қосылады. Жаратылуы бойынша олар табиғи (шаң-тозаң,
жанартау күлі мен газдары, теңіз тұзы, ҿсімдік шаң-тозаңы мен
микроорганизмдер, ҿрт түтіні т.б) және антропогендік (ҿнеркҽсіптік
қалдықтар, жыртылған жерлердің топырағы, егін шаруашылығында қолданылатын
химикаттар, автокҿлік қалдықтары ҽскери және космостық полигон қалдықтары
т.б) Ғарыштан да шаң-тозаң келіп түседі.
Атмосфераның құрамы бірнеше жүз миллион жыл бұрын қалыптасқан. Оның
тұрақты құрамы табиғаттағы заттар айналымы арқасында сақталған. Бірақ ХХ
ғасырда адамзаттың белсенді ҽрекеті әсерінен, яғни отын ҿнеркҽсібі,
энергетика, химия ҿнеркҽсібі т.б шаруашылық салаларынан атмосфераның құрамы
күрделі ҿзгерістерге ұшырауда. Мысалы ауада кейбір газдардың (SO2, СО)
кҿбейгені анықталған.
Су буы. Атмосферадағы су буының маңызы ҿте зор. Оның кҿлемі 0,1%-тен
(полюсте), 4%-ке дейін (экваторда) ҿзгереді. Оның кҿлеміне ауа
температурасы, жер бетінің жамылғысы, ауа массаларының қозғалысы әсер
етеді. Атмосфераға су буы жер бетінен (су, қар, мұз, топырақ, ҿсімдік)
булану нҽтижесінде кҿтеріледі. Сонымен қоса, тірі ағзалар тыныс алғанда,
жанартаулар атқылағанда, кейбір ҿнеркҽсіптік процестерде де бөлінеді.
Турбуленттік араласу нҽтижесінде су буы жоғары кҿтеріліп, жан-жаққа
тарайды. Бірақ ең кҿп үлесі атмосфераның тҿменгі қабатында болады,
биіктеген сайын кемиді. Атмосферадағы су буы бұлт түзуге, содан жауын-
шашын түсуге тікелей әсерін тигізеді. Сонымен қоса, су буы
жер
11
бетінен таралған ұзын толқынды радиациясын жақсы сіңіріп, жер бетін қатты
суынудан сақтайды.
Көмір қышқыл газ. СО2 атмосфераға жанартаулар атқылағанда, органикалық
заттар шіруыдырау процестерінде, отын жанғанда, тірі ағзалар тыныс алғанда
-бөлінеді. Жұмсалуы - кҿбінесе ҿсімдіктердің тыныс алу процесінде болады.
Орта шамамен атмосферадағы СО2 кҿлемі 0,033% құрайды. Ол ұзын толқынды
радиацияны жақсы сіңіріп, жақсы шашады. Ауадағы кҿмір қышқыл газдың үлесі
жер ендігіне, тҽулік пен жыл мерзіміне, жергілікті жағдайға байланысты
ҿзгеріп отырады. Мысалы рота ендіктерге қарағанда, жоғары ендіктерде аз,
құрлыққа қарағанда мұхит тұсында аз, түнге қарағанда күндіз аз байқалады.
Мұхит суында ол еріген түрде болады, және оның мҿлшері атмосферадағы
мҿлшерге қарағанда 100 есе кҿп. Сондықтан, мұхит СО2 концентрациясының
негізгі реттеушісі болып келеді. Тҿменгі тропосферада СО2 концентрациясының
жоғары мҽні кҿктемде, тҿмен мҽні күзде байқалады.
Озон. О3 немесе оттегінің үш атомдық молекуласын біз озон газы деп
білеміз. Бұл газдың маңызы ҿте зор. Озон тҿменгі атмосферада кҿбінесе
найзағай процестерінде пайда болады, ал жоғарғы атмосферада күн сҽулесінің
ұзындығы 0,1мк қысқа радиациясының оттегі молекулаларына әсер етуінен пайда
болады. Сонымен қатар озон ұзындығы 0,28мк кем ультра күлгін радиацияны
сіңіреді. Ал ультра күлгін радиациясы жер бетіндегі барлық тіршілік
түрлеріне ҿте зиян екені мҽлім. Егер жерге келген барлық ультра күлгін
радиация атмосферадан ҿтіп, жер бетіне түссе, онда ең қарапайым микро
ағзаларда ҿмір сүре алмас еді. Себебі ультра күлгін радиацияның биологиялық
белсенділігі ҿте жоғары. Озонның атмосферадағы концентрациясы ҿте аз.
Мысалы атмосферадағы барлық озонды теңіз деңгейіндегі атмосфералық
қысымға дейін сығып келтірсек (0° С ауа температурасында) онда оның
қалыңдығы не бары 2-3 мм ғана болар еді. Тҿменгі атмосферада озон
концентрациясы ҿте тҿмен, биіктік ҿскен сайын оның концентрациясы ҿседі де,
ең жоғарғы мҿлшері 25-30км биіктікте байқалады. Ал одан жоғары қарай
концентрациясы қайта тҿмендейді, яғни 60км биіктікте мүлдем байқалмайды
деуге болады, себебі бұл қабаттарда озон молекулары оңай бұзылады.
Қазір озон қабатының жағдайы үлкен алаңдатушылық туғызуда. Себебі,
соңғы зерттеулердің нҽтижелері бойынша - озон қабатында уақыт және кеңістік
бойынша үлкен ауытқулар байқалатыны аңғарылған. Поляр аймақтарында, ҽсіресе
Антарктида тұсында озон тесігі байқалған. Оның орналасуы, кҿлемі ҿзгеріп
отырады. Бақылаулар бойынша, озон молекуларын бұзатын ұшақтардан бөлінетін
азот тотықтары, антропогенді фреон (мұздатқыштарда, парфюмерия
ҿнеркҽсібінде т.б қолданылады). Сонымен қоса, жер қыртысы жарықтарынан
бөлінетін кейбір газ қоспалары да озон қабатының концентрациясының
ҿзгеруіне ҽкеледі.
Аэрозольдер. Атмосферада ҿте жеңіл, сондықтан қалқыған жағдайда
болатын, қатты және сұйық күйдегі заттарды аэрозольдер деп атайды. Олардың
атмосферадағы үлесі үлкен мҿлшерде уақыт, кеңістік бойынша ҿзгеріп отырады.
Аэрозольдер ылғалды атмосферада конденсация ҿзегі деп атайды. Аэрозольдер
де жаратылуы бойынша табиғи және антропогенді түрлеріне бөлінеді. Түтін мен
ҿте ылғалды ауа (тұман) қосындысы смог деп аталады. Смогтың ҿте зиянды
әсерлері байқалған: адам денсаулығы күрт тҿмендейді, ҿсімдік және
12
жануарлар ҽлемі жапа шегеді, топырақ жамылғысының жағдайы нашарлайды,
мҽрмҽр, бетон ғимараттары мүжіледі.
Атмосфера құрылымы. Атмосфера биіктік бойы кҿптеген
қабаттарға бөлінеді. Бҿлу принциптері келесі ұстанымдар бойынша жүреді.
атмосфера температурасының биіктік бойы таралуы;
атмосфера құрамының ҿзгеруі
атмосфера тҿсеніш жер бетінің әсері;
атмосфераның ғарыштық аппараттарға әсері;
Ауа температурасының таралуы бойынша, атмосферада келесі қабаттарға
бөлінеді: 1. Тропосфера - атмосфераның ең тҿмен, 12-15 км
биіктікке таралатын қабаты. Экватор маңында биіктігі 18 км-
ге, полюстерде 9 км-ге дейін таралады. Ауа температурасы
ҽр 100 м биіктікте 0,65°С тҿмендеп отырады. Бұл
шаманы ауа температурасының биіктік градиенті деп атайды.
γ=-0,65°100м
Ал температураның тҿмендеу себебі - бұл қабат жер бетінен қызады, сондықтан
биіктік ҿскен сайын ауа температурасы тропосферада кеміп отырады. Барлық
атмосфералық құбылыстар - бұлттардың, жауын-шашынның пайда болуы, найзағай,
дауыл т.б осы қабатта байқалады. Белсенді турбуленттік араласу, ірі
кҿлемдегі ауа массаларының араласуы үнемі жүріп отырады. Жалпы, атмосфера
салмағының 45 бөлігі, су буының барлығы осы тропосферада шоғырланған. Бұл
қабаттың үстінде байқалатын температура экватор тұсында -70°С,полюсте-60°С.
2. Стратосфера - тропосферадан жоғары қарай, 50-55 км биіктікке дейін
таралған
қабат. Екеуінің арасында қалыңдығы 1-2 км, ҿтпелі тропопауза қабаты
орналасқан.
Тропопаузада ауа температурасы биіктік бойынша кемуін тоқтатады.
(γ=0,немесе +
белгіге ауысады.) және мұнда ҿте екпінді,150-300кмсағ жылдамдықпен
соғатын,
струялық ағыстар деп аталатын желдер байқалады. Стратосферада ауа
температурасы 20-25км биіктіктен бастап ҿседі, яғни
50км биіктікте ауа
температурасы +10°С, +30°С дейін кҿтеріледі. Мұндай құбылыстың негізгі
себебі -озоносфера, яғни озон қабатының күннен келген ультракүлгін
радиациясын қарқынды сіңіруінен болады.
3. Мезосфера - стратосферадан жоғары, 80-85км биіктікке дейін таралатын
ауа
қабаты. Мұнда биіктік бойы ауа температурасы қайтадан кемиді. (-50,70°С
дейін)
Сондықтан мезосферада турбуленттік араласу ҿте қарқынды. 75-90км биіктікте
сирек байқалатын күміс бұлттарды аңғаруға болады. Олар мұз кристалдарынан
тұрады. Осы биіктіктегі атмосфералық қысым жер бетіндегі қысымға қарағанда
200есе кем. Жоғары аталған үш қабатта атмосфераның 99,5% массасы
шоғырланған.
4. Термосфера - мезосферадан жоғары қарай, бірте-бірте ғарышқа ауысатын
атмосфера бөлігі. Термосфераның тҿменгі 1000км қабатын ионосфера деп
атайды.
Мұнда ауа ҿте жоғары дҽрежеде иондалған-иондар зарядталған оттегі атомдары,
азот тотығы молекулалары және еркін молекулалар ретінде байқалалды. Иондану
атмосфераға электр ҿткізгіштік қасиет береді. Ионосферадан жоғары қарай
орналасқан, яғни Жер атмосферасының ең сыртқы қабаты - экзосфера, немесе
сейілу сферасы деп аталады.
13
Мұнда кейбір атмосфера бҿлшектері ғарышқа мүлдем шашырап, ұшып кетуі
мүмкін. Зерттеулер бойынша экзосфераның шекарасы шамамен 20 мың км
биіктікте орналасқан.
Гомосфера - жер бетінен 100км биіктікке дейін орналасқан. Мұнда атмосфера
газдарының проценттік құрамы бірыңғай, ауаның молекулярлық массасы
ҿзгермейді.
Гетеросфера - 100км-ден жоғары қарай орналасқан атмосфера қабаты. Мұнда
оттегі мен азот атомды жағдайда, ауаның проценттік құрамы ҿзгере бастайды
және ауаның молекулярлық массасы кеми береді. Газдар тығыздығы бойынша
қабаттарға бөліне бастайды. Шамамен 200км биіктікке дейін атмосфера
құрамында азот басымдылығы сақталады, одан жоғары қарай атомды жағдайдағы
оттегі басым. Ал 100км-ден жоғары қарай – атмосфера зарядталған гелий,сутек
атомдарынан тұрады. Жер бетімен әсерлесуі бойынша атмосфера:
шекаралық қабат - биіктігі жер бетінен 1-1,5 км дейін таралған ауа қабаты;
2) еркін атмосфера - шекаралық қабаттан жоғары қарай орналасқан қабат;
Шекаралық қабатта қозғалмалы ауа қабаты мен жер беті
арасында үйкеліс күші
әсер етеді, және метеорологиялық элементтердің тҽуліктік тербелісі
байқалады. Еркін атмосфераға жер бетінің әсері
бҽсеңдейді, үйкеліс күші әсер етпейді. Шекаралық қабаттың
ең тҿменгі 50-100 қабатын жер бетінің қосарлама қабаты деп аталады. Мұнда
жылу мен ылғалдың турбуленттік ағындары биіктік бойынша аз
ҿзгереді.
Ауа массалары мен атмосфералық фронттар. Ауа
массаларының негізгі сипаттарына температура, ылғалдылық,
тұнықтық жатады. Бұл қасиеттер ауа массаларының қалыптасқан
аймағына, яғни Жер беті бөлігінің қасиеттеріне, тікелей байланысты болады.
Климатологтар мынадай негізгі ауа массалар түрлерін анықтаған:
арктикалық (антарктикалық –оңтүстік жарты шарда)
қоңыржай;
тропиктік;
экваторлық.
Ауа массалары жылжи отырып, келген жердің ауа райын ҿзгертуге тікелей
ықпалын тигізеді. Температуралық қасиеті бойынша ауа массалары суық (егер
де жылы жер бетіне жоғары ендіктерден суық ауа келсе,) және жылы (егер суық
жер бетіне тҿмен ендіктерден жылы ауа келсе) деп бөлінеді. Бір аймаққа
белгілі бір ауа массалары маусым бойынша тҽн болса, онда ол сол жердің
климаттық режимін қалыптастырады. Кейде жергілікті ауа массалары деп бір
жерде ұзақ уақыт бойы қалыптасып, ерекше қасиеттері бар ауаны айтады. Екі
түрлі ауа массалары түйіскен жіңішке ауыспалы зонаны атмосфералық фронт
(кейде шеп) деп атайды.
Негізгі әдебиеттер:
1. Аверкеев М.С. Метеорология-М.1960.
2. Матвеев.Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосфера Л.Гидромет
1984.
3. Алисов В.П.., Дроздов О.А., Рубинштейн Е.С., Курс
климаталогии, Л., гидрометеоиздат., 1952
4. Тверский А.Х. Физика атмосферы. Л.гидрометеоиздат 1962.
5. Хромов С.П. Метеорология и климаталогия для геогр.факультетов
Л.1974.
Қосымша әдебиеттер:
1. Кондратьев К.Я.Актинометрия. Л., Гидрометеоиздат, 1965.
2. Берг Л.С. Основы климаталогии .Л.Учпедгиз,1938.
3. Будыко М.И. Климат и жизнь. Л.,Гидрометеоиздат. 1971.
4. Хригон А.Х. Физика атмосферы Л.гидрометеоиздат.1,2, 1978.
Атмосферадағы радиация және радиацияның түрлері
жоспары:
Радиация туралы жалпы түсінік.
Атмосферадағы радиацияның түрлері.
Тура, шашыранды және жиынтық радиацияның заңдылықтары.
Альбедо. Сҽулелену түрлері
Радиациялық баланс және радиацияны ҿлшейтін құралдар.
Радиация – күннен келетін сҽулелердің қуаты. Жер бетіндегі және
атмосферадағы барлық табиғи процестердің негізгі энергия кҿзі - Күннен
келетін сҽулелік радиация. Ол радиация 300 000 кмс жылдамдықпен
электромагниттік толқын ретінде Күннен жан-жаққа таралады. Толқын
ұзындықтары бойынша күн радиациясы ультракүлгін λ -0,002-0,4 микрометр
(мкм), кҿзге кҿрінетін -0,4-0,75 мкм, инфрақызыл - 0,75-бірнеше жүз мкм –ге
дейін болып жіктеледі. Күн радиациясының ұзындықтары бойынша жіктелуін
спектр деп білеміз. Қысқа толқынды радиацияға ұзындығы 0,1-4 мкм, ал ұзын
толқынды радиацияға ұзындығы 4-120 мкм сҽулелер жатады. Кҿзге кҿрінетін
сҽулелер жеті түстерге жіктеледі; қызыл, қызғылт сары, сары, жасыл,
кҿгілдір, кҿк, күлгін. Барлығының қосындысы ақ түсті береді.
Жер бетіне келген радиацияның құрамы:
1. 46% - кҿзге кҿрінетін;
2. 47% - инфрақызыл;
3. 7% - ультракүлгін радиациядан тұрады.
Күн дискісінен жер бетіне келген радиацияны тура немесе тік радиация
дейді. Атмосферадан ҿткенде радиация кҿптеген ҿзгерістерге ұшырайды.
Атмосфера молекулалары күн радиациясын жан - жаққа шашыратады, осылай
шашыранды радиация пайда болады. Тура және шашыранды радиацияларының
қосындысына жиынтық немесе қосынды радиация деп атайды.
Атмосфераның үстіңгі қабатына келген радиацияның (яғни ҿзгерістерге
ұшырамаған) интенсивтігін күн тұрақтысы деп атайды.
Күн радиациясы атмосферадан ҿткенде атмосфера молекулаларымен
жұтылады. Атмосферадағы сіңіру ҽр-түрлі. Мысалы, азот, оттегі - ҿте аз
мҿлшерде ультракүлгін
радиацияны, озон - ультракүлгін радиацияны кҿп мҿлшерде сіңіреді. Кҿмір
қышқыл газ, су буы, аэрозольдер, шаң-тозаң негізінен инфрақызыл радиацияны
жұтады. (ҽсіресе су буы) Орта есеппен Күннен келген радиацияның15-20%
атмосфераға сіңіріледі. Бір бағытта келе жатқан тура радиация атмосферамен
шашырап,бағыты жан-жақты болып ҿзгереді. Жалпы, Күннен келген радиацияның
25% жуығы атмосферада шашырандыға айналады.
Күн радиациясы жер бетіне түскенде оның бір шамасы жер бетіне сіңіріліп,
жұтылады, бір шамасы шағылысып,жұтылмай кері қайтады. Осы радиацияны
шағылысқан (R) деп атайды. Оның мҿлшері күн түскен беттің шағылыстыру
қасиетіне, немесе а льбедога (А)байланысты:
R А=―
Q
Мұнда А - альбедо, R - шағылысқан радиация, Q - жиынтық
радиация. Альбедо
бірлігі - пайыз %. Жер бетінің альбедосы оның кҿптеген қасиеттері мен
жағдайына
байланысты: түсі, ылғалдылығы, тегістік сипаты, ҿсімдік жамылғысы т.б.
Табиғатта радиацияны ең кҿп шағылыстыратын жер беті-қар
мен мұз беті.
Антарктидада альбедо – 90% дан жоғары болады, бұлттардың үстіңгі қабатының
альбедосы - 80% жуық, суда -10-15%, топырақ бетінде 10-30%, шамасында
болады. Жалпы, жер беті келген радиацияның 13 бөлігін кері ғарышқа
шағылысқан радиация ретінде қайтарады, демек, планетарлық альбедо орта
шамамен 35% құрайды
Тура, шашыранды және жиынтық радиацияның заңдылықтары.
Енді тұжырымдай келе ҽр түрлі радиация мҿлшеріне әсер ететін факторларды
қарастырайық:
күн биіктігі Һ, яғни күн түсу бұрышы ҿскен сайын тура радиация да ҿседі;
атмосфера тұнықтығы, яғни ол жоғары болса, тура радиация мҿлшері кҿп
болады, себебі сҽулені ҽлсірететін атмосферада қоспалар аз болады;
теңіз деңгейімен салыстырғандағы біктік ҿскен сайын, тура радиация мҿлшері
де ҿседі, себебі сҽуле ҿтетін ауа қабаты жұқарады;
бұлттылық, яғни аласа, бүкіл аспанды торлаған қалың бұлттар, тура
радиацияны мүлдем ҿткізбейді. Онда жер бетіне тек шашыранды радиация
келеді.
Шашыранды радиация, жоғарыда айтылғандай, бүкіл аспан күмбезінен келеді. Ал
оның мҿлшері келесі себептерге байланысты:
1) күн биіктігі ҿскен сайын шашыранды радиацияның қарқыны ҿседі;
2) атмосфераның кҿмескісі ҿскен сайын, яғни тұнықтығы тҿмендеген сайын,
жиынтық радиацияның құрамында шашыранды радиацияның үлесі ҿседі;
бұлттылық – аспанда неғұлым жұқалтың, ашық бұлттар кҿп болса, соғұрлым
шашыранды радиация да кҿп болады. Мысалы, ашық бұлтсыз күндерге қарағанда,
мұндай бұлттылықта шашыранды радиация мҿлшері 8-10 есе артады;
тҿсеніш беттің шағылыстыру қабілеті неғұрлым ол жоғары болса, соғұрлым
шашыранды радиацияның мҿлшері ҿседі;
5) теңіз деңгейімен салыстырғандағы биіктік – ол ҿскен сайын, шашыранды
радиация ашық, бұлтсыз күні азаяды, себебі шашыратушы атмосфера қабаты
биіктеген сайын жұқарады. Бұлтты күні шашыранды радиация бұлт астындағы
атмосфера қабатында биіктеген сайын, керісінше, ҿседі.
Шашыранды радиацияың тҽуліктік және жылдық жүрісі тура
сҽуленің тҽуліктік,
жылдық жүрісімен бірдей болады.
Жиынтық радиацияның түсуінде мынандай ерекшеліктерді анықтауға болады:
Таң атар алдында және таң сҽріде (һкіші болғанда) жиынтық радиация
шашырындыдан тұрады. Күн биіктігі ҿскен сайын жиынтық радиациядағы
шашырандының үлесі азайып, тура радииацияның үлесі ҿсе бастайды. Мысалы:
ашық ауа – райы жағдайында һ=8о болса, D=50%, ал һ=50о болғанда, шамасында.
Атмосфера тұнық болған сайын жиынтық радиацияда шашырандының үлесі азайып
отырады.
Қалың, аласа бұлттар бүкіл аспанды торлағанда Q=D, ал биік жұқа бұлттар
болғанда жиынтық радиация мҿлшері ашық күнге қарағанда артық болады, себебі
оның құрамындағы D кҿбейеді.
Жиынтық радиацияның тҽуліктік және жылдық жүрісі күн биіктігіне,
географиялық ендікке (ендік азайған сайын - ҿседі), бұлттылыққа, атмосфера
тұнықтығына байланысты. Антарктидадағы үздіксіз бақылаулар мынадай қызық
нҽтижелер кҿрсетті. Онда ең жылы айлық (желтоқсанда) жиынтық радиация мҽні
Арктиканың сол ендіктеріндегі радиацияға қарағанда бір жарым есе артық,
және ол Кырым мен Ташкенттегі ең жылы айдағы жиынтық радиацияға тең. Ал
жылдық жиынтық радиация Санк –Петербургтегі жылдық радиациямен тең. Мұндай
ерекшелік кҿптеген себептерге байланысты – теңіз деңгейімен салыстырғандағы
биіктік – материктің орта биіктігі планетадағы ең жоғары -2040 м (мұз
жамылғысымен), жоғары атмосфера тұнықтығы (су буы, шаң-тозаң ҿте аз),
жоғары альбедо – шағылысқан және шашыранды радиация мҿлшерлері қар, мұз
жамылғысы арқасында ҿседі.
Сәулелену түрлері
Күндіз күннен қызған жер, су беттері түнде ҿздері ұзын тоқынды
радиация шашырата бастайды. Ол радиация жер бетінен жоғары қарай
бағытталған және оны жер бетінің ҿзіндік сҽулеленуі (Еж) деп атайды.
Жоғарыда айтылғандай атмосферада күн радиациясының бір шамасы (15%) сіңіріп
қызады. Ал атмосфераның негізгі қызуы жер бетінен болады. Суыған кезде
атмосфера ұзын толқынды радиация шығара бастайды, оның кҿп бөлігі (70%) жер
бетіне бағытталса, қалғаны ғарышқа бағытталған. Жер бетіне бағытталған
раиацияны қарсы сҽулелену (Е) деп атайды. Бұл радиацияның барлығын жер беті
сіңіреді, сондықтан ол жер беті үшін қосымша жылулық энергия кҿзі болып
табылады. Бұлттылық ҿскенде қарсы сҽулеленуде ҿседі, себебі су буы күн
радиациясын жақсы сіңіріп, жақсы қарсы сҽулелену жібереді. Ҽйтсе де, түнде,
жер бетінің суынуы Еж қарсы сҽулеленуге Е қарағанда жоғары болады. Олардың
айырмасын эффективті сҽулелену (Еэф) дейді.
Еэф=Еж- Е
Бұл жер бетінің түнде суығандағы таза жоғалтқан жылулық энергиясы. Ашық
түндері оның мҽндері орта ендіктерде 0,10-0,15кал\см2 мин –жазықтарда, 0,20
кал\см2 мин таулы аймақтарда байқалған. Бұлттылық ҿскенде эффективтік
сҽулелену азаяды, себебі онда қарсы сҽулелену ҿседі. Орта есеппен, орта
ендіктерде жер беті сіңірген радиацияның тең жартысын осы эффективті
сҽулелену ретінде жоғалтады.
Жер бетінің радиациялық балансы
Жер бетіне келген және жер бетінен кеткен барлық
радиациялардың арасындағы айырмашылықтары радиациялық баланс деп аталады.
B=Q-R-Eэф немесе В=(Ι sin һ + D)(l - A) - Еэф
Е = сҽулелену
R=шағылысқан радиация
Q=жиынтық радиация
Радиациялық баланс негізгі климат түзуші фактор деуге болады, себебі
ол жер беті мен атмосфера жылу режиміне тікелей әсерін тигізеді. Сонымен
қоса ол булануға, ауа массаларының қалыптасып жылжуына, топырақ пен ҿсімдік
жамылғысына, адамға үлкен әсерін тигізеді. Радиациялық баланстың мағынасын
жер бетінде қалған радиация деп түсінуге болады. Егер келген радиация
сҽулеленуге жұмсалған радиацияданартық болса, онда В (+) белгіде, ал
кеткени радиация келгеннен артық болса (мысалы,түнде, қыста), онда В(-),
белгіде болады. Күндіз күн биіктігі һ˃ˍ 10-15о болғанда, жер беті қыза
бастап, В(+) белгіге ауысады. Кешке, һ азая бастағанда, яғни күн батар
алдында қайта (-) белгіге ауысып, түнімен, таң атқанша, осы белгіде болады,
яғни жер беті суи береді. Қыста, қар жамылғысының әсерінен, радиациялық
баланс (+) белгіге күн биіктігі һ˃ˍ20-25о болғанда байқалады (себебі қардың
альбедосы жоғары болғандықтан, жер беті кҿп радиация сіңіре алмайды).
Климаттық карталардың бірі - радиациялық баланстың географиялық
таралуы. Радиациялық баланстың орта жылдық мҿлшері жер шарының кҿп
бөлігінде (+), тек жыл бойы қар, мұз жамылғысымен басылып жатқан аймақтарда
(Антарктида, Грендландия) В(-) болады. Жер шарының 400 о.е. - тек
оңтүстікке қарай қысқы айлардың радиациялық балансы (-) белгіде байқалады.
Жалпы жер мен атмосфераны бірге алғанда, жоғалған (сҽулелену)
радиацияның мҿлшері келген радиациямен теңесіп отырады. Сондықтан, кҿп
жылдық мерзімді алғанда, планетамыз не қызып кетпейді, не суып кетпейді.
Яғни Жер сҽулелік (радиациялық) тепе- теңдікте.
Күн радиациясын өлшеу
Күн радиациясын (интенсивтілігін) ҿлшеу тҽсілдері оның жұтылып,
жылулық энергияға, электрлік энергияға айналуы ескеріліп, қолданылады.
Актинометрияда келесі аспап-құралдар қолданылады:
9. пиргелиометр мен актинометр күннің тура радиациясын ҿлшеуге;
10. пиранометр - шашыранды радиацияны ҿлшеуге;
11. пиргеометр - эффективті сҽулеленуді ҿлшеуге;
12. балансомер - радиациялық балансты ҿлшеуге;
13. гелиограф - күн ұзақтығын жазып отыратын құрал.
Жалпы аспаптардың құрылысы, жұмыс жасау принциптерімен арнайы
зертханалық жұмыстарға арналған оқу құралдарынан танысуға болады. Күн
радиациясы жайлы мҽліметтер халық шаруашылығының кҿптеген салаларында
қолданылады:
1. Ауыл шаруашылығындағы жұмыстарды тиімді жүргізуге - себебі вегетатциялық
және басқа мерзімдердегі радиация мҿлшері агротехникалық шараларды тиімді
жобалап, жүргізуге мүмкіндік туғызады.
Күн радиациясының емдеулік қасиеті бар екені белгілі. Бірақ шектен тыс
артық болса, денсаулыққа зиян ҽкеледі. Сондықтан курортологияда радиацияның
тҽуліктік, айлық жүрісі, қосынды, ең жоғары, ең тҿмен мҽндері жайлы
ақпараттар қолданылады. Ол үшін кейбір курорттарда арнайы актинометриялық
станциялар жұмыс атқарады.
Қалаларды, ондағы кҿшелердің, ғимараттар мен үйлердің орналасуын, түс –
бояулары мен құрлыста қолданылатын материалдар жобалағанда есепке күн
радиациясының түсуі, балансы ескеріледі. Ондай заңдылықты ерте заманнан -
ақ ҽр елдің халықтары қолдана білген. Мысалы, Орта Азия және басқа да ыстық
аймақтар елдері үйлерін аласа, тҿбесін тегіс қылып саздан салған, ал үйлер
арасындағы кҿшелер жіңішке, ҽрі лабиринт сияқты орналастырылған. Ондай
эффект альбедоны күшейтіп, үйлерді қыздырмауға ықпалын тигізеді.
Эскимостардың мұздан қалаған үйлері (иглу) күннің қысқа толқынды
ультракүлгін және атмосфераның шашыранды радиациясын еркін ҿткізіп, ұзын
толқынды инфрақызыл радиациясын ұстап қалады. Сҿйтіп, иглудің ішіндегі
температура сыртқы температурадан ҽлдеқайда жоғары болады. Қазақтың киіз
үйі де қыста суықтан, жазда ыстықтан сақтаған (киіздің жылу ҿткізгіштігі
ҿте тҿмен).
4. Күн энергиясын қолдану балама (альтернативті) энергия түріне жатады.
Ол
ҽзірше қымбат болғанымен, келешекте отын энергетикалық қор сарқылғанда,
адамзат үшін маңызы зор болады, сонымен қоса ол экологиялық таза, ҽрі
сарқылмайды.
Негізгі әдебиеттер:
Аверкеев М.С. Метеорология-М.1960.
2. Аверкиев М.С. Рассеянная радиация безоблачного небе.
Метерология и гидрология, 1956.
Гаврилова М.К. Радиоционный климат Арктики. Л., Гидрометеоиздат, 1963.
Кондратьев К.Я. Лучистая энергия солнца. Л., Гидрометеоиздат, 1954.
5. Кондратьев К.Я. Солнечная постаянная. Метеорология и
гидрология, 1971,
№3.
Қосымша әдебиеттер:
Будыко М.И. Климат и жизнь. Л., Гидрометеоиздат. 1971.
Кондратьев К.Я. Актинометрия. Л., Гидрометеоиздат, 1965.
3. Полтараус Б.В. Зональные и сезонные особенности в
приходе рассеянной солнечной радиации Метеорология и гидрология,
1972, №10
Атмосфераның жылулық режимі
жоспары:
1. Жер бетінің жылу балансы.
2. Топырақ беті температурасының тҽуліктік және жылдық жүрісі.
3. Ауа температурасы.
4. Ауа температурасының географиялық таралуы.
Ауа температурасының атмосферадағы таралуын және ҿзгеруін
атмосфераның жылулық режимі деп аталады. Жылулық режим – климаттың маңызды
сипатының бірі, себебі ол табиғат кешенінің барлық бөліктеріне әсер етеді:
топырақ, ҿсімдік жамылғысы, жануарлар ҽлемі, ландшафт ерекшелігі, адам
шаруашылығы – барлығы осы климаттық сипатқа тығыз байланысты дамиды.
Алдыңғы тарауда айтылғандай, атмосфера негізінен жер бетінен қызады, ал
суығанда жылу энергиясын ғарышқа жібереді. Атмосфераның жылулық режимі жылу
алмасу заңдарымен байланысты. Енді мектепте алған білімдеріңе сүйене
отырып, атмосфера мен оны қоршаған орта арасындағы жылу алмасу жолдарын
қарастырайық: 1) радиациялық жылу ҿткізгіштік – атмосфераның күннің ҿзінен
қызуы, бірақ бұл қызу мардымды емес, орта ендіктерде ол күндіз 0,50 ғана
қызады;
молекулаларлы жылу ҿткізгіштік – атмосфера мен тҿсеніш жер беті арасындағы
жылу алмасу, бірақ ол ҿте жұқа ауа қабатында ғана байқалады;
турбуленттік араласу – атмосфера ішіндегі жылу алмасу жолы, яғни тез арада
және үлкен ауа массалары арасында байқалатын ауқымды процесс;
булану және конденсация процестері – жер беті мен атмосфера арасында
байқалатын процестер, жылулық энергия жұмсау (булану) немесе бҿлу
(конденсация) нҽтижесінде жылу алмасады;
адиабаттық – жылу алмасуынсыз, яғни қысым ҿзгеруімен байланысты ауа
температурасының ҿзгеруі. Бұл процесс жылулық конвекцияда, жер бетінен
жылыған ауа массаларын жоғары кҿтерілуінде байқалады.
Осы процестердің ішіндегі ең қарқынды жылу алмасу жолы – турбуленттік
араласу мен турбуленттік жылу ҿткізгіштік болып табылады. Турбуленттік
араласу нҽтижесінде температура ҿзгерудің бір түрі – адвекциялық ҿзгеру,
яғни белгілі бір географиялық орынға Жер шарының басқа аймақтарынан ауа
массаларының келуі. Суық адвекция деп жылы тҿсеніш жер бетіне суық ауа
массалар келсе, жылы адвекция – суық тҿсеніш бетке жылы ауа масса келгенін
айтады.
Жер бетінің жылулық баланысы. Тропосферадағы ауа массалары жер бетінен
қызғандықтан, жер беті жылу режимін қарастырайық. Жер бетіне келіп, оны
қыздыратын радиация түрлері – жиынтық –Q және қарсы сҽулелену Е, ал жер
беті суығанда, ҿзі жылулық радияция Еж шашыратын, жоғалтып отырады. Жер
беті атмосферамен де әсерлесіп(адвекция арқылы), содан жылып немесе сууы
мүмкін – ол жылу ҿткізгіштік, булану мен конденсатцияр арқылы жүреді.Жалпы,
жер беті үшін энергия сақталу ... жалғасы
Сіз бұл жұмысты біздің қосымшамыз арқылы толығымен тегін көре аласыз.
жоспары:
1. Метеорология және климаталогия пҽнінің негізгі мақсаты
міндеттері.
2. Метеорологияның зерттеу объектісі және зерттеу тҽсілдері.
3. Ауа - райы және климат.
4. Метеорологиялық жүйе және оның қызметі.
5. Метеорология және климатологияның даму тарихы.
Метеорология - жер атмосферасы, яғни ауа қабығы жайлы ұғым. Ол физика
заңдарының негізінде, географиялық қабықтың бір бөлігін зерттейді. Сонымен,
метеорология атмосфераның құрамын, құрылысын, ондағы жүріп жатқан алуан
түрлі процесстер мен құбылыстарды зерттеп, оларды физикалық тұрғыдан
түсіндіріп, атмосфералық жағдайларды болжау және мүмкіндігінше әсер ету.
Метеорология - грек сҿзінен аударғанда: мета - тұстағы айнала,
эора - кҿру, логос - ілім деген мағынаны білдіреді.
Климатология - жер климаты, яғни белгілі бір географиялық орынға тҽн
атмосфералық жағдайлар жиынтығы жайлы ілім. Сондықтан, климат жергілікті
жердің физикалық - географиялық сипатының маңызды бір бөлігі. Себебі,
ондағы
қалыптасқан су торының режимі, топырақ, ҿсімдік жамылғысы мен жануарлар
ҽлемі, жалпы ландшафттар келбеті - ауа райы режиміне тікелей бағынышты.
Жергілікті ауа – райы мен климат халық шаруашылығына, ҽсіресе ауыл -
шаруашылық салаларының мамандануына, ҿнеркҽсіптің географиялық
орналасуына, кҿлік торының таралуына үлкен әсерін тигізеді. Жалпы, климат
жайлы негізгі түсініктер география маманына қажетті екені түсінікті.
Атмосфера - Жер планетасын қоршаған газды немесе ауа қабығы. Ауа сығылмалы,
сондықтан оның тығыздығы биіктікке қарай кемиді. Бірте бірте ол ғарыштық
кеңістікке, белгілі бір шекарасыз, ауысады. Яғни, атмосфера таралу биіктігі
орта шамамен 20 мың км-деп есептейді. Атмосфера массасының жартысына жуығы
тҿменгі 5 км қабатында, 75% массасы тҿменгі 10 км, ал 90% тҿменгі 20 км ауа
қабатында шоғырланған.
Ауа райы - белгілі бір сҽттегі, белгілі бір географиялық жердегі тҿменгі
атмосфераның жағдайы. Ол жағдайдың сандық және сапалық сипаттары бар.
Сандық сипаттары метеорологиялық аспап - құралдарымен ҿлшенеді де
метеорологиялық элементтер деп аталады. Мысалы, оларға ауа температурасы,
күн
радиациясы, жауын-шашын мҿлшері, жел жылдамдығы мен бағыты, ауа
ылғалдылығы т.б. жатады. Ал сапалық сипаты кҿбінесе бақылаушымен кҿз
мҿлшермен анықталып, метеорологиялық құбылыстар деп атайды. Оларға мысалы,
бұрқасын, тұман, кҿктайғақ, найзағай, үсік т.б құбылыстарды жатқызуға
болады.
Ауа - райын сапалы түрде зерттеу үшін тек тҿменгі атмосфераны емес, жоғарғы
атмосфераны толығымен зерттеген дұрыс. Ол үшін аэрологиялық, аэрономиялық,
космостық зерттеулер қолданылады. Міне, осындай жылу
режимдері
айырмашылықтары мен байланысты екі түрлі климат түрлері туындайды:
құрлықтық және мұхиттық.
Жазда мұхит терең қабаттарында кҿп жылу жинағандықтан, қыста ол
құрлыққа қарағанда жылы болып тұрады. Осы айырмашылықтар себебінен мұхит
тұсындағы ауа температурасы құрлыққа қарағанда жазда тҿмен, қыста,
керісінше,
4
жоғары болып қалыптасады. Нҽтижесінде-атмосфералық қысым жағдайы да екі
бҿлек болып қалыптасады.
Климат - белгілі бір географиялық жерге тҽн, кҿп жылдар бойы
қалыптасқан ауа - райы режимі. Географиялық жер деген ұғымға тек сол жердің
координаттары, теңіз деңгейімен салыстырған биіктік емес, жер беті
жамылғысының сипаты - жер бедері, топырақ жамылғысы т.б жатады. Кҿп жылдар
бойы қалыптасқан климаттың тұрақтылығы байқалады. Сондықтан климат
жергілікті жердің физикалық -географиялық сипатының бірі болып келеді.
Метеорологияның зерттеу объектісі Жердің ауа қабығы, ал зерттеу тҽсілдері
келесі:
а) бақылау - негізгі зерттеу тҽсілі, яғни метеорологиялық элементтерді
ҿлшеу және
метеоқұбылыстарды анықтау. Бақылау арқылы тҿменгі атмосфера жағдайына
сандық және сапалық баға беріледі.
ә) эксперимент - шектеулі мҿлшерде ғана қолданылады, себебі табиғи жағдайда
атмосфералық құбылыстарды адам тҽжірибе ретінде жүргізе алмайды. Бірақ
кейбір құбылыстарға аздап әсер ете алады, мысалы бұлттардан бұршақ жаудыру,
тұманды сейілту, тайфун "шақыру" т.б.
б) теориялық тәсіл - барлық ілімдерде кеңінен қолданылады, қойылған
мақсатына
қарай метеорологияда келесі түрлері қолданылады:
- статистикалық талдау - кҿп жылдар бойы жүргізген бақылаулар
мҽліметтерін бір
жүйеге келтіру үшін, ҽсіресе климатологияда кҿп қолданылатын тҽсіл;
корреляция тҽсілі - кҿпжылдық метеорологиялық мҽліметтер ретіндегі
ауытқуларды немесе бірегейлікті сипаттайтын байланыс дҽрежесін қолдану;
эмпирикалық теңдеу тҽсілі – метеоэлементтер немесе метеоқұбылыстар
арасындағы байланыстарды теңдеулер арқылы, ал олардың коэффициенттері кҿп
жылдық салыстырмалы бақылаулар нҽтижесінде таңдалып, қолданылады;
- физика-математикалық талдау – динамикалық (теориялық) метеорологияда
атмосфералық процестердің дамуын дифференциалды теңдеулер арқылы сипаттап,
түсіндіру;
- модельдеу - яғни атмосфералық процестердің дамуын компьютер арқылы
құру.
в) картографиялық – метеорологиялық мҽліметтер жиынтығын кеңістік пен
уақыт
бойынша таралуын кҿрсету.
Қазіргі кездегі метеорология алдына кҿптеген маңызды да
күрделі міндеттер қояды:
1) атмосфераның құрамы, құрылымы мен қасиеттерін жүйелі және жан-жақты
түрде
зерттеу, ондағы жүріп жатқан алуан түрлі процестер мен құбылыстарды
анықтап,
түсіндіру;
2) халық шаруашылығының барлық салаларын керекті (сұранысы бойынша)
метеорологиялық мҽліметтер мен ақпараттармен уақытында қамтамасыз ету,
ҽсіресе
болжаулық ақпаратпен;
3) халық шарашылығына қауыпты ауа райымен күресу жолдарын, немесе алдын
алу
тҽсілдерін анықтау. Жалпы, метеорология адамзаттың ауа райына, климатқа
тҽуелділігін азайту жолдарын, оның қолданбалы сұраныстарын қамтамасыз етуге
тырысады. Мысалы ауыл шаруашылыққа қауіпты ауа райы жайлы ақпарат
тұтынушыға алдын-ала жеткізілсе, онда ауа-райынан келетін шығынды азайтуға
мүмкіндік туады. Кейбір зиянды құбылыстар, мысалы торнадо, қатты дауыл, ҿте
тҿмен немесе жоғары ауа температурасы, кҿктайғақ, қатты боран, ҿте екпінді
жел,
5
сель жүру, т.б жайлы мҽліметтер алдын ала халыққа жеткізілсе, адам ҿміріне
ауа-райынан туған қауіп –қатер де азаяр еді.
Метеорологиялық жүйе - метеорологиялық бақылауларды метеоэлементтерді
ҿлшеу және атмосфералық жағдайда бағалау деп білеміз. Бақылаулар арнайы
метеорологиялық станцияларда ҿтеді. Дүние жүзі бойынша барлық
метеорологиялық станциялар бір жүйені құрайды. Себебі, біріншіден,
атмосфералық процестер ешқандай шекарасыз дамиды, екіншіден,
метеорологиялық ақпараттар барлық елдерге жедел және оңай жетуі керек.
Сондықтан метеорологиялық бақылауларға белгілі шарттар қойылады, олар
сипаттамалы, үздіксіз, нақты, бірыңғай болуы қажет,
сонда ғана олар
салыстырмалы бола алады. Ол үшін мынадай талап қойылады:
1. Бақылаулар дүние жүзі бойынша бір сҽтте (синхронды) ҽр бір үш сағат
сайын Гринвич уақытымен жүргізілуі қажет, яғни, тҽулігіне 8 рет
жүргізіледі: сағат 00, 03, 06, 09, 12, 15, 18, 21-де.
2. Бақылаулар узақ уақыт және үздіксіз жүргізілуі қажет. Бұл шарт орта
кҿпжылдық климаттық мҽлімет алу үшін қажет.
3. Бақылаулар дүние жүзі бойынша біріңғай аспап - құралдар мен
тҽсілдермен жасалуы қажет.
4. Метеостанция бақылаулары репрезентативті яғни, ҿлшенген мҽліметтер
неғұрлым үлкен территорияға сҽйкес болу қажет.
Сипаттамалы бақылауға мысал келтірейік. Жел баққыш (флюгер) биік үйлер
немесе қалың биік ағаштар арасында тұрса, жел жылдамдығы кем кҿрсетіліп, ал
бағыты ауытқуы мүмкін. Тағы бір мысал: қар жамылғысы қалыңдығын ҿлшейтін
сызғыш - рейка тҿбенің ық жақ етегіндегі немесе дҽл тҿбесіне тұрса, онда
қар
қалыңдығы кҿп жылдық орта нҽтижеден артық не
кем кҿрсетіледі де,
сипаттамалық сақталмайды.
Үздіксіз бақылау деп, тҽуліктегі 8 рет жүргізілетін бақылаулар үзбей
қадалғанын жасалуы керек. Мысалы, бір рет белгіленген уақытта ауа
температурасы ҿлшенбей қалса, онда орта тҽулік
температурасы нақты
болмайды және ҿлшенбеген температураны қайтадан (уақыт ҿткен соң) ҿлшей
алмаймыз. Сонымен бірге, температурамен байланысты басқа (ылғалдылық,
қанығу жетіспеушілігі т.б.15 мҽліметтер) анықталмай қалады. Климаттық
кҿрсеткіштерді анықтау үшін, климаттық ауытқуларды айқындау үшін бақылаулар
неғұрлым ұзақ мерзім үздіксіз жүргізілуі қажет.
Нақты бақылау деп бақылаушының аспап құралдармен жүргізген ҿлшеулері жоғары
дҽлдікпен болуы және ҿз кҿзімен кҿрген, (яғни, басқа біреудің айтқанын
емес) анықтаған атмосфералық құбылыстарды айтамыз. Себебі, нақты емес
бақылаулар нҽтижелері барлық метеорологиялық ақпаратқа үлкен нұқсан ҽкеледі
Бақылаулар сонымен қоса, бірыңғай болуы қажет. Атмосфералық процестерді
зерттеу үшін метеорологиялық бақылауларды жер
шарының кҿптеген
пункттерінде жүргізу қажет. Сондықтан метеостанциялар барлық дерлік
мемлекеттерде ұйымдастырылған. Ҽр станцияның бақылаулар реті уақыт бойынша
бірыңғай болуы зерттеу сапасына әсер. Мысалы, метеостанция қала шетінде
ашық жерде 30 жыл бұрын ашылды делік, 10 жылдан соң ол станция жан-жақтан
биік үйлер, теректермен қоршалып қалды да, осы жағдайда тағы
10
6
жыл жұмыс істеді. Содан соң ол метеостанция қайтадан қаланың жаңа сыртына
көшірілді. Бү_л жағдайда соңғы он жылда жүргізілген кейбір бақылаулар
нэтижелері (жел жылдамдығы, қар жамылғысы) бүрынғы мерзімге қарағанда
төменделіп көрсетілді. Ол төмендеуі желдің уақыт бойынша тербелісі деп қате
түжырымдауға болады. Бақылаулар бірыңғайлық қасиетін жоғалтады. Міне,
сондықтан, бақылаулар, салыстырмалылық қасиеттен ешқандай айырылмау керек.
Бақылаушыға арналған метеостанцияларда арнайы ережелер, қағидалар болады,
олар мүқият орындалып, ескеріліп отырылуы шарт. Мектеп программасында ауа
-райын анықтау географиялық алаңда өтеді.
Метеостанциялар жұмыс істеу бағдарламасы бойынша 3 дэрежеге бөлінеді. Ал
жұмыс істеу бағыты (саласы) бойынша негізгі жэне арнайы деп бөлінеді. І-ші
дэрежедегі негізгі метеостанцияларда мына метеоэлементтер өлшенеді:
Ауа температурасы;
Атмосфералық қысым;
Ауа ылғалдылығы;
Желдің бағыты мен жылдамдығы;
Бүлттылық (аспанды бүлт торлау дэрежесі, бүлттар түрі,
биіктігі жэне
жылжу жылдамдығы мен бағыты);
Жауын-шашын мөлшері, түрі, қарқындылығы;
Жер бетінде пайда болатын шөгінді жауын-шашын (шық, қырау,
қылау,
көктайғақ) жэне тұман;
Горизонталды көріну қашықтығы (атмосфераның көмескілеуінен
заттар
пішіні көрінбей бастайтын қашықтық);
Күн сэулесі түсу үзақтығы;
Топырақ бетінің жэне топырақтың бірнеше қабаттарының температурасы;
Топырақ бетінің жағдайы;
Қар жамылғысының биіктігі мен тығыздығы;
Топырақ (немесе су) бетіндегі булану;
Сонымен қоса, атмосфералық құбылыстар тіркеледі. Метеөлшемдер өңделіп,
талданады. Олар бойынша ғылыми-зерттеулік жүмыстар атқарылады. Мү_ндай
станцияларды метеообсерваториялар деп атайды.
2,3 дэрежедегі станцияларда жұмыс қысқартылған бағдарламамен
жүргізіледі, эрі бірнеше метеоэлементтер ғана өлшенеді. 3-ші дэрежелі
станциялар көбінесе автоматикаланған жэне адам түрақты қоныстанбаған
аймақтарда орналасады.
Орналасқан ландшафт ерекшелігі бойынша метеостанциялар арнакйы
мамандандырылған болып бөлінеді, мысалы таулық, батпақтық, мұздық, шҿлдік
т.б. Мұхит айдындарында атмосфера жағдайын ауа райы кемелері үздіксіз
бақыылап отырады. Метеостанцияларда атмосфераның ең тҿменгі жағдайы
бақыланады. Ал 40 км биіктікке дейін шар-пилот (жел бақылайтын), радиозонд
(температура, қысым, ылғалдылық ҿлшеуге) ұшырылады. Бұл бақылауларды
аэрологиялық деп атайды. Одан жоғары атмосфера жағдайын метеорологиялық
ракеталар мен спутниктер, геофизикалық ракеталар, аэрокосмостық тҽсілдер
арқылы зертейді.
Бақылау нҽтижелері телефон, телеграф, радио, спутниктік интернет
арқылы ауа райы қызмет ұйымдарына қолма-қол жіберіледі. Онда олар
синоптикалық карталар жасауға, жалпы ауа райы жайлы мҽлімет жинауға,
талдауға, болжауға қолданылады. Бақылаулар, жоғарыда айтылғандай, ҽрбір 3
сағатта жаңартылып отырылады. Мемлекеттік метеорологиялық станциялар
жүйелері ХІХ ғасырда құрыла бастады. ХХ ғасырда олар Азия, Африка,
Антарктида, Арктиканың адам аяғы баспаған жерге орын тебе бастады. Кеңес
Одағыда ең үлкен метеорологиялық станциялар жүйесі жұмыс жасады, құрамында
негізі станциялар саны 4000-ден астам, аэрологиялық станциялар 200-ден
астам (дүние жүзінде барлығы 1000-ға жуық) болды. Метеорологиялық бақылау
гидрологиялық бақылаулармен бірге жүргізіліп, (олар гидрологиялық
станциялар мен бекеттерде) талданылады. Сондықтан қызмет орталықтарын
гидрометеорологиялық орталық деп атайды.
Олардың негізгі мақсаты - ғылыми зерттеулік жұмыстармен қоса,
халықшаруашылығын гидрометтік ақпаратпен қамтамасыз ету. Барлық
метеостанциялар территория бойынша бір ортаға қарайды. Мысалы Қазақстанда
аудандық станциялар облысқа, олар мемлекеттік метеорологиялық орталықтарға
қарайды. Мемлекеттік орталықтар аймақтық (регионалды) орталыққа бағынады.
Жер шарында барлығы 25 аймақтық орталықтар бар. Олардың 3-еуі ТМД елдер
территориясында: Москва, Новосибирск, Ташкент. Аймақтық метеорологиялық
орталықтар ҽлемдік 3 орталыққа - (Москва, Вашингтон, Мельбрунде орналасқан)
қарайды. Жалпы дүниежүзілік метеорологиялық жүйе БҰҰ қарамағында жұмыс
атқарады.
Дүние жүзі бойынша метеорологиялық қызмет міндетін Дүниежүзілік
Метеорологиялық Ұйым (ДМҰ) атқарады. Оның бірінші конгресі 1873 жылы ҿтіп,
ҽрбір жылда жиналады. Секретриаты Женева қаласында орналасқан. Мемлекеттік
метеорологиялық ұйымдар осы бүкіл ҽлемдік ұйымға кіреді. Қазір құрамында
120-дан астам мемлекеттер бар. ДМҰ планета бойынша бақылаулар жүргізілуін
метеоақпараттардың таралуын ауа райы болжамдарының бірыңғай келісілген
жобамен жасалып, уақытында таралуын қадағалайды. ДМҰ шешімімен 23-ші наурыз
Халықаралық Метеорология Күні деп аталады. Метеорологиялық жүйенің жұмыс
атқаруы келесі кҿп сатылы күрделі ақпараттық - есептегіш құрылымнан тұрады:
1. Бақылаулық ақпарат алу, яғни олар планета бетіндегі метеостанциялар
мен космостық құралдармен жасалады;
1. Ақпаратты жинау және хабарлау;
2. Ақпараттарды ҿңдеу, яғни ол метеожүйенің тҿменгі сатысынан жоғары қарай
жүргізіледі;
3. Метеорологиялық ақпараттарды тұтынушыға жеткізу;
Метеорология және климатология даму тарихы. Атмосфералық құбылыстарды
бақылауға ежелгі кездерде Қытай, Үндістан, Жерорта теңізі маңында алғашқы
қадамдар жасалған. Орта ғасырларда аса маңызды күрделі атмосфералық
құбылыстар тіркеліп отырған. Бірақ ғылыми бақылаулардан алыстау, кҿбінесе
құбылыстардың табиғатын түсінбеу, байқалған ақпараттар болды. Ал ҿлшеу
жүргізетін аспап құралдар болған жоқ. Мысалы, ежелгі Мысыр елінде ніл
ҿлшеуіш деген, су деңгейін қадағалап отыратын құрал болған екен. Бірақ, ол
кезде кҿптеген процестер мен құбылыстар түсініксіз болып, адам үрейін
қашыратын. Біздің д.д. ІҮ ғасырда ежелгі грек ғұлама ғалымы Аристотель
атмосфералық процестерді түсіндіру мақсатымен алғашқы Метеорология атты
кітап жазған.
Ұлы географиялық ашылулар кезеңінде ХҮ, ХҮІ ғасырларда жаңа ашылған
жерлердің алғашқы климаттық сипаттамалары болды. Қазіргі ғылыми
метеорология ХҮІІ ғасырда басталды. Ол кезде физика ілімінің негізі қалана
бастады. Ал метеорологияны атмосфералық физика деп түсінуге болады. Алғашқы
аспаптарды Галлиллей мен оның оқушылары жасады (термометрді 1597 жылы -
Галиллей, барометрді 1643 жылы - Торричели) Сҿйтіп инструменталды
бақылаулар жасауға мүмкіндік туды. ХҮІІ ғасырдың аяғында, ХҮІІІ ғасырдың
басында Еуропада алғашқы метеорологиялық бақылаулар жүргізіле бастайды.
Бірақ олар жүйесіз, ретсіз жүргізіледі. ХҮІІІ ғасырдың ортасында орыстың
ұлы ғалымы М.В.Ломоносов (1711-1765) метеорология дамуына елеулі үлес
қосады, ол анемометр, теңіздік барометр ойлап шығарып, найзағай табиғатын
түсіндіріп, ауа райы болжамының маңыздылығын дҽлелдейді.
Ресейде ретті метеорологиялық бақылаулар жүргізу негізін Петр І
қалайды. 1725 жылы Петербургте бақылаулар жүргізу қадағалайтын Академия
ашылды. 1849 жылы дүние жүзі бойынша алғашқы метеорологиялық ұйым - Басты
геофизикалық обсерватория ашылды. М.А.Рыкачевтің ұйымдастыруымен Ресейде
алғаш метеорологиялық күнбе-күндік бюллетень шығарыла бастады. Бірте-бірте
үлкейіп, ғылыми зерттеулік институттар, обсерваториялар
құрылады.
Динамикалық, синоптикалық метеорология негіздері қаланады. 1930 жылы орыс
ғалымы П.А.Молчанов радиозонд ашып, аэрологиялық бақылаулар жасауға
мүмкіндік туғызадыы Ресейлік ғылыми метеорологтар - Г.И.Вильд, А.И.Воейков,
П.И.Броунов, Я.Д.Захаров, Б.П.Мультановский, Б.И.Срезневский т.б. ҽлемдік
метеорология мен климаталогия дамуына үлкен еңбек сіңірді.
ХХ ғасырдың басында норвегиялық Бьеркнес мектебінің ғалымдары ауа
массалары атмосфералық фронттар жайлы ғылыми теория енгізді. Ҿз үлесін АҚШ
ғалымы Б.Феррель, неміс ғалымдары Г.Гельмгольд. В.Кеннен, австриялықтар
Ю.Ханн, М.Маргулес, швециялық К.Россби, ағылшындық В.Нэпир-Шоу т.б. сол
сияқты кҿптеген ғалымдар қазіргі метеорология мен климаталогия негіздерін
қалаушылар деуге болады.
Кеңес Одағында метеорология ілімі одан ҽрі қарқынды дами бастайды.
1921 жылы В.И.Ленин РСФСР метеорология қызметін ұйымдастыру жайлы атты
декретке қол қойды. 1929 жылы халықтық Комиссарлар Кеңесі метеорологиялық
және гидрологиялық қызметтің бірігіп, біртұтас гидрометеорологиялық қызмет
құрылуы жайлы үкім шығарды. Ол қызмет үздіксіз, жүйелі бақылаулар жүргізіп,
халық шаруашылығын керекті де маңызды ақпаратпен қамтамасыз етіп отырды.
Ұлы Отан соғысы кезінде Кеңес Армиясының жауға қарсы тұру, шабул жасау
ҽрекеттері метеорологтардың үлесісіз болған жоқ. Олардың да еңбектері
медальдар мен ордендермен белгіленді. Одан кейінгі кезеңдерде ғалымдар
О.Д.Хвольсов, С.И.Савинов, Н.Н.Калитин, В.Н.Оболенский,
Л.С.Берг,
А.А.Каминский метеорологияның түрлі қолданбалы салаларын
дамытады.
Қазақстан территориясында алғашқы метеорологиялық бақылаулар
1855жылы Семей және Қазалы қалаларында жүргізіле бастады. 1917 жылы
метеостанциялар саны 49-ға, постылар саны 123-ке жетті. 1922 жылы Орынбор
қаласында облыстық метеорологиялық бюро ашылды. Ол басты физикалық
обсерваторияға қарайды. 1931 жылы Қазақ гидрометеорологиялық комитет болып
құрылады. Оның негізінде Қазақ гидрометеорологиялық қызметінің бірыңғай
басқармасы 1933 жылы құрылады. Бұл қызметті бірінші басқарған Ораз
Жандосов.
Қазір Қазақстанда 750-ге жуық негізгі метеостанциялар, агрометеорологиялық,
гидрологиялық станциялар мен бекеттер жұмыс атқаруда. Бақылаулар нҽтижелері
Қазақ гидрометеорологиялық институтында жиналып, мониторинг
құрылып,
талданады.
Метеорология саласындағы жоғары білімді мамандарды Ҽль-Фараби атындағы
Қазақ Ұлттық университеті география факультеті Метеорология кафедрасы
даярлайды. Ол кафедраның ірге тасын қалаушысы З.П.Кҿженкова, ал үлесін
қосқандар Т.А.Есеркепова, Ю.А.Ключников, Э.Н.Гашинская т.б.
Негізгі әдебиеттер:
Аверкеев М.С. Метеорология-М.1960.
Матвеев.Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосфера Л.Гидромет 1984.
3. Алисов В.П.., Дроздов О.А., Рубинштейн
Е.С., Курс климаталогии, Л., гидрометеоиздат., 1952
4. Алисов В.П., Берлин И.А., Михель В.М. Курс климаталогии
ч.3 Л,гидрометеоиздат 1954.
Хромов С.П. Метеорология и климаталогия для геогр.факультетов Л.1974.
Қосымша әдебиеттер:
Кондратьев К.Я.Актинометрия. Л., Гидрометеоиздат, 1965.
Берг Л.С. Основы климаталогии .Л.Учпедгиз,1938.
Будыко М.И. Климат и жизнь. Л.,Гидрометеоиздат. 1971.
Хригон А.Х. Физика атмосферы Л.гидрометеоиздат.1,2, 1978.
Атмосфераның құрамы мен құрылымы
жоспары:
Атмосфера туралы жалпы түсінік.
Атмосфераның құрамы.
Атмосфераның құрылымы.
Ауа массалары мен атмосфералық фронттар.
Атмосфера - Жер планетасын қоршаған газды немесе ауа қабығы. Ауа
сығылмалы, сондықтан оның тығыздығы биіктікке қарай кемиді. Бірте бірте ол
ғарыштық кеңістікке, белгілі бір шекарасыз, ауысады. Яғни, атмосфера таралу
биіктігі орта шамамен 20 мың км-деп есептейді. Атмосфера массасының
жартысына жуығы тҿменгі 5 км қабатында, 75% массасы тҿменгі 10 км, ал 90%
тҿменгі 20 км ауа қабатында шоғырланған.
Атмосфераның құрамы. Жер атмосферасы кҿптеген газдардың қоспасынан
тұрады және оны ауа деп білеміз. Орта шамамен 25 км биіктікке дейін құрғақ
ауаның құрамы жер шарының барлық тұсында ҿзгермейді. Кҿлемі бойынша 78,09%
азоттан, 20,95% оттегіден, 0,93% аргоннан тұрады. Қалған үлес түрлі
газдарға – гелий, неон, криптон, ксенон, сутек т.б тиеді. Сонымен қоса, жер
қыртысы жарықтарынан шығатын радиоактивті элементтердің бөлінуінен пайда
болатын газдар радон, торон, актинон атмосфераға сіңіп, тағы да
бҿлшектенеді. Олардың қалдықтары атмосферадағы түрлі қатты, аэрозольді
қоспаларға қосылып, атмосфераға таьиғи радиоактивтілік сипат береді.Жер
бетіне олар висмут, қорғасын сияқты ауыр металдар түрінде шҿгеді. Аталған
тұрақты қоспалардан басқа, ауаның ҿзгермелі қоспаларын атауға болады, ол
ылғи да, бірақ ҽр түрлі мҿлшерде болатын су буы, кҿмір қышқыл газы, озон,
аммиак, метан, азот тотықтары т.б.
Жер бетінен атмосфераға су буынан басқа түрлі сұйық және қатты
бҿлшектер кҿтеріліп қосылады. Жаратылуы бойынша олар табиғи (шаң-тозаң,
жанартау күлі мен газдары, теңіз тұзы, ҿсімдік шаң-тозаңы мен
микроорганизмдер, ҿрт түтіні т.б) және антропогендік (ҿнеркҽсіптік
қалдықтар, жыртылған жерлердің топырағы, егін шаруашылығында қолданылатын
химикаттар, автокҿлік қалдықтары ҽскери және космостық полигон қалдықтары
т.б) Ғарыштан да шаң-тозаң келіп түседі.
Атмосфераның құрамы бірнеше жүз миллион жыл бұрын қалыптасқан. Оның
тұрақты құрамы табиғаттағы заттар айналымы арқасында сақталған. Бірақ ХХ
ғасырда адамзаттың белсенді ҽрекеті әсерінен, яғни отын ҿнеркҽсібі,
энергетика, химия ҿнеркҽсібі т.б шаруашылық салаларынан атмосфераның құрамы
күрделі ҿзгерістерге ұшырауда. Мысалы ауада кейбір газдардың (SO2, СО)
кҿбейгені анықталған.
Су буы. Атмосферадағы су буының маңызы ҿте зор. Оның кҿлемі 0,1%-тен
(полюсте), 4%-ке дейін (экваторда) ҿзгереді. Оның кҿлеміне ауа
температурасы, жер бетінің жамылғысы, ауа массаларының қозғалысы әсер
етеді. Атмосфераға су буы жер бетінен (су, қар, мұз, топырақ, ҿсімдік)
булану нҽтижесінде кҿтеріледі. Сонымен қоса, тірі ағзалар тыныс алғанда,
жанартаулар атқылағанда, кейбір ҿнеркҽсіптік процестерде де бөлінеді.
Турбуленттік араласу нҽтижесінде су буы жоғары кҿтеріліп, жан-жаққа
тарайды. Бірақ ең кҿп үлесі атмосфераның тҿменгі қабатында болады,
биіктеген сайын кемиді. Атмосферадағы су буы бұлт түзуге, содан жауын-
шашын түсуге тікелей әсерін тигізеді. Сонымен қоса, су буы
жер
11
бетінен таралған ұзын толқынды радиациясын жақсы сіңіріп, жер бетін қатты
суынудан сақтайды.
Көмір қышқыл газ. СО2 атмосфераға жанартаулар атқылағанда, органикалық
заттар шіруыдырау процестерінде, отын жанғанда, тірі ағзалар тыныс алғанда
-бөлінеді. Жұмсалуы - кҿбінесе ҿсімдіктердің тыныс алу процесінде болады.
Орта шамамен атмосферадағы СО2 кҿлемі 0,033% құрайды. Ол ұзын толқынды
радиацияны жақсы сіңіріп, жақсы шашады. Ауадағы кҿмір қышқыл газдың үлесі
жер ендігіне, тҽулік пен жыл мерзіміне, жергілікті жағдайға байланысты
ҿзгеріп отырады. Мысалы рота ендіктерге қарағанда, жоғары ендіктерде аз,
құрлыққа қарағанда мұхит тұсында аз, түнге қарағанда күндіз аз байқалады.
Мұхит суында ол еріген түрде болады, және оның мҿлшері атмосферадағы
мҿлшерге қарағанда 100 есе кҿп. Сондықтан, мұхит СО2 концентрациясының
негізгі реттеушісі болып келеді. Тҿменгі тропосферада СО2 концентрациясының
жоғары мҽні кҿктемде, тҿмен мҽні күзде байқалады.
Озон. О3 немесе оттегінің үш атомдық молекуласын біз озон газы деп
білеміз. Бұл газдың маңызы ҿте зор. Озон тҿменгі атмосферада кҿбінесе
найзағай процестерінде пайда болады, ал жоғарғы атмосферада күн сҽулесінің
ұзындығы 0,1мк қысқа радиациясының оттегі молекулаларына әсер етуінен пайда
болады. Сонымен қатар озон ұзындығы 0,28мк кем ультра күлгін радиацияны
сіңіреді. Ал ультра күлгін радиациясы жер бетіндегі барлық тіршілік
түрлеріне ҿте зиян екені мҽлім. Егер жерге келген барлық ультра күлгін
радиация атмосферадан ҿтіп, жер бетіне түссе, онда ең қарапайым микро
ағзаларда ҿмір сүре алмас еді. Себебі ультра күлгін радиацияның биологиялық
белсенділігі ҿте жоғары. Озонның атмосферадағы концентрациясы ҿте аз.
Мысалы атмосферадағы барлық озонды теңіз деңгейіндегі атмосфералық
қысымға дейін сығып келтірсек (0° С ауа температурасында) онда оның
қалыңдығы не бары 2-3 мм ғана болар еді. Тҿменгі атмосферада озон
концентрациясы ҿте тҿмен, биіктік ҿскен сайын оның концентрациясы ҿседі де,
ең жоғарғы мҿлшері 25-30км биіктікте байқалады. Ал одан жоғары қарай
концентрациясы қайта тҿмендейді, яғни 60км биіктікте мүлдем байқалмайды
деуге болады, себебі бұл қабаттарда озон молекулары оңай бұзылады.
Қазір озон қабатының жағдайы үлкен алаңдатушылық туғызуда. Себебі,
соңғы зерттеулердің нҽтижелері бойынша - озон қабатында уақыт және кеңістік
бойынша үлкен ауытқулар байқалатыны аңғарылған. Поляр аймақтарында, ҽсіресе
Антарктида тұсында озон тесігі байқалған. Оның орналасуы, кҿлемі ҿзгеріп
отырады. Бақылаулар бойынша, озон молекуларын бұзатын ұшақтардан бөлінетін
азот тотықтары, антропогенді фреон (мұздатқыштарда, парфюмерия
ҿнеркҽсібінде т.б қолданылады). Сонымен қоса, жер қыртысы жарықтарынан
бөлінетін кейбір газ қоспалары да озон қабатының концентрациясының
ҿзгеруіне ҽкеледі.
Аэрозольдер. Атмосферада ҿте жеңіл, сондықтан қалқыған жағдайда
болатын, қатты және сұйық күйдегі заттарды аэрозольдер деп атайды. Олардың
атмосферадағы үлесі үлкен мҿлшерде уақыт, кеңістік бойынша ҿзгеріп отырады.
Аэрозольдер ылғалды атмосферада конденсация ҿзегі деп атайды. Аэрозольдер
де жаратылуы бойынша табиғи және антропогенді түрлеріне бөлінеді. Түтін мен
ҿте ылғалды ауа (тұман) қосындысы смог деп аталады. Смогтың ҿте зиянды
әсерлері байқалған: адам денсаулығы күрт тҿмендейді, ҿсімдік және
12
жануарлар ҽлемі жапа шегеді, топырақ жамылғысының жағдайы нашарлайды,
мҽрмҽр, бетон ғимараттары мүжіледі.
Атмосфера құрылымы. Атмосфера биіктік бойы кҿптеген
қабаттарға бөлінеді. Бҿлу принциптері келесі ұстанымдар бойынша жүреді.
атмосфера температурасының биіктік бойы таралуы;
атмосфера құрамының ҿзгеруі
атмосфера тҿсеніш жер бетінің әсері;
атмосфераның ғарыштық аппараттарға әсері;
Ауа температурасының таралуы бойынша, атмосферада келесі қабаттарға
бөлінеді: 1. Тропосфера - атмосфераның ең тҿмен, 12-15 км
биіктікке таралатын қабаты. Экватор маңында биіктігі 18 км-
ге, полюстерде 9 км-ге дейін таралады. Ауа температурасы
ҽр 100 м биіктікте 0,65°С тҿмендеп отырады. Бұл
шаманы ауа температурасының биіктік градиенті деп атайды.
γ=-0,65°100м
Ал температураның тҿмендеу себебі - бұл қабат жер бетінен қызады, сондықтан
биіктік ҿскен сайын ауа температурасы тропосферада кеміп отырады. Барлық
атмосфералық құбылыстар - бұлттардың, жауын-шашынның пайда болуы, найзағай,
дауыл т.б осы қабатта байқалады. Белсенді турбуленттік араласу, ірі
кҿлемдегі ауа массаларының араласуы үнемі жүріп отырады. Жалпы, атмосфера
салмағының 45 бөлігі, су буының барлығы осы тропосферада шоғырланған. Бұл
қабаттың үстінде байқалатын температура экватор тұсында -70°С,полюсте-60°С.
2. Стратосфера - тропосферадан жоғары қарай, 50-55 км биіктікке дейін
таралған
қабат. Екеуінің арасында қалыңдығы 1-2 км, ҿтпелі тропопауза қабаты
орналасқан.
Тропопаузада ауа температурасы биіктік бойынша кемуін тоқтатады.
(γ=0,немесе +
белгіге ауысады.) және мұнда ҿте екпінді,150-300кмсағ жылдамдықпен
соғатын,
струялық ағыстар деп аталатын желдер байқалады. Стратосферада ауа
температурасы 20-25км биіктіктен бастап ҿседі, яғни
50км биіктікте ауа
температурасы +10°С, +30°С дейін кҿтеріледі. Мұндай құбылыстың негізгі
себебі -озоносфера, яғни озон қабатының күннен келген ультракүлгін
радиациясын қарқынды сіңіруінен болады.
3. Мезосфера - стратосферадан жоғары, 80-85км биіктікке дейін таралатын
ауа
қабаты. Мұнда биіктік бойы ауа температурасы қайтадан кемиді. (-50,70°С
дейін)
Сондықтан мезосферада турбуленттік араласу ҿте қарқынды. 75-90км биіктікте
сирек байқалатын күміс бұлттарды аңғаруға болады. Олар мұз кристалдарынан
тұрады. Осы биіктіктегі атмосфералық қысым жер бетіндегі қысымға қарағанда
200есе кем. Жоғары аталған үш қабатта атмосфераның 99,5% массасы
шоғырланған.
4. Термосфера - мезосферадан жоғары қарай, бірте-бірте ғарышқа ауысатын
атмосфера бөлігі. Термосфераның тҿменгі 1000км қабатын ионосфера деп
атайды.
Мұнда ауа ҿте жоғары дҽрежеде иондалған-иондар зарядталған оттегі атомдары,
азот тотығы молекулалары және еркін молекулалар ретінде байқалалды. Иондану
атмосфераға электр ҿткізгіштік қасиет береді. Ионосферадан жоғары қарай
орналасқан, яғни Жер атмосферасының ең сыртқы қабаты - экзосфера, немесе
сейілу сферасы деп аталады.
13
Мұнда кейбір атмосфера бҿлшектері ғарышқа мүлдем шашырап, ұшып кетуі
мүмкін. Зерттеулер бойынша экзосфераның шекарасы шамамен 20 мың км
биіктікте орналасқан.
Гомосфера - жер бетінен 100км биіктікке дейін орналасқан. Мұнда атмосфера
газдарының проценттік құрамы бірыңғай, ауаның молекулярлық массасы
ҿзгермейді.
Гетеросфера - 100км-ден жоғары қарай орналасқан атмосфера қабаты. Мұнда
оттегі мен азот атомды жағдайда, ауаның проценттік құрамы ҿзгере бастайды
және ауаның молекулярлық массасы кеми береді. Газдар тығыздығы бойынша
қабаттарға бөліне бастайды. Шамамен 200км биіктікке дейін атмосфера
құрамында азот басымдылығы сақталады, одан жоғары қарай атомды жағдайдағы
оттегі басым. Ал 100км-ден жоғары қарай – атмосфера зарядталған гелий,сутек
атомдарынан тұрады. Жер бетімен әсерлесуі бойынша атмосфера:
шекаралық қабат - биіктігі жер бетінен 1-1,5 км дейін таралған ауа қабаты;
2) еркін атмосфера - шекаралық қабаттан жоғары қарай орналасқан қабат;
Шекаралық қабатта қозғалмалы ауа қабаты мен жер беті
арасында үйкеліс күші
әсер етеді, және метеорологиялық элементтердің тҽуліктік тербелісі
байқалады. Еркін атмосфераға жер бетінің әсері
бҽсеңдейді, үйкеліс күші әсер етпейді. Шекаралық қабаттың
ең тҿменгі 50-100 қабатын жер бетінің қосарлама қабаты деп аталады. Мұнда
жылу мен ылғалдың турбуленттік ағындары биіктік бойынша аз
ҿзгереді.
Ауа массалары мен атмосфералық фронттар. Ауа
массаларының негізгі сипаттарына температура, ылғалдылық,
тұнықтық жатады. Бұл қасиеттер ауа массаларының қалыптасқан
аймағына, яғни Жер беті бөлігінің қасиеттеріне, тікелей байланысты болады.
Климатологтар мынадай негізгі ауа массалар түрлерін анықтаған:
арктикалық (антарктикалық –оңтүстік жарты шарда)
қоңыржай;
тропиктік;
экваторлық.
Ауа массалары жылжи отырып, келген жердің ауа райын ҿзгертуге тікелей
ықпалын тигізеді. Температуралық қасиеті бойынша ауа массалары суық (егер
де жылы жер бетіне жоғары ендіктерден суық ауа келсе,) және жылы (егер суық
жер бетіне тҿмен ендіктерден жылы ауа келсе) деп бөлінеді. Бір аймаққа
белгілі бір ауа массалары маусым бойынша тҽн болса, онда ол сол жердің
климаттық режимін қалыптастырады. Кейде жергілікті ауа массалары деп бір
жерде ұзақ уақыт бойы қалыптасып, ерекше қасиеттері бар ауаны айтады. Екі
түрлі ауа массалары түйіскен жіңішке ауыспалы зонаны атмосфералық фронт
(кейде шеп) деп атайды.
Негізгі әдебиеттер:
1. Аверкеев М.С. Метеорология-М.1960.
2. Матвеев.Л.Т. Курс общей метеорологии. Физика атмосфера Л.Гидромет
1984.
3. Алисов В.П.., Дроздов О.А., Рубинштейн Е.С., Курс
климаталогии, Л., гидрометеоиздат., 1952
4. Тверский А.Х. Физика атмосферы. Л.гидрометеоиздат 1962.
5. Хромов С.П. Метеорология и климаталогия для геогр.факультетов
Л.1974.
Қосымша әдебиеттер:
1. Кондратьев К.Я.Актинометрия. Л., Гидрометеоиздат, 1965.
2. Берг Л.С. Основы климаталогии .Л.Учпедгиз,1938.
3. Будыко М.И. Климат и жизнь. Л.,Гидрометеоиздат. 1971.
4. Хригон А.Х. Физика атмосферы Л.гидрометеоиздат.1,2, 1978.
Атмосферадағы радиация және радиацияның түрлері
жоспары:
Радиация туралы жалпы түсінік.
Атмосферадағы радиацияның түрлері.
Тура, шашыранды және жиынтық радиацияның заңдылықтары.
Альбедо. Сҽулелену түрлері
Радиациялық баланс және радиацияны ҿлшейтін құралдар.
Радиация – күннен келетін сҽулелердің қуаты. Жер бетіндегі және
атмосферадағы барлық табиғи процестердің негізгі энергия кҿзі - Күннен
келетін сҽулелік радиация. Ол радиация 300 000 кмс жылдамдықпен
электромагниттік толқын ретінде Күннен жан-жаққа таралады. Толқын
ұзындықтары бойынша күн радиациясы ультракүлгін λ -0,002-0,4 микрометр
(мкм), кҿзге кҿрінетін -0,4-0,75 мкм, инфрақызыл - 0,75-бірнеше жүз мкм –ге
дейін болып жіктеледі. Күн радиациясының ұзындықтары бойынша жіктелуін
спектр деп білеміз. Қысқа толқынды радиацияға ұзындығы 0,1-4 мкм, ал ұзын
толқынды радиацияға ұзындығы 4-120 мкм сҽулелер жатады. Кҿзге кҿрінетін
сҽулелер жеті түстерге жіктеледі; қызыл, қызғылт сары, сары, жасыл,
кҿгілдір, кҿк, күлгін. Барлығының қосындысы ақ түсті береді.
Жер бетіне келген радиацияның құрамы:
1. 46% - кҿзге кҿрінетін;
2. 47% - инфрақызыл;
3. 7% - ультракүлгін радиациядан тұрады.
Күн дискісінен жер бетіне келген радиацияны тура немесе тік радиация
дейді. Атмосферадан ҿткенде радиация кҿптеген ҿзгерістерге ұшырайды.
Атмосфера молекулалары күн радиациясын жан - жаққа шашыратады, осылай
шашыранды радиация пайда болады. Тура және шашыранды радиацияларының
қосындысына жиынтық немесе қосынды радиация деп атайды.
Атмосфераның үстіңгі қабатына келген радиацияның (яғни ҿзгерістерге
ұшырамаған) интенсивтігін күн тұрақтысы деп атайды.
Күн радиациясы атмосферадан ҿткенде атмосфера молекулаларымен
жұтылады. Атмосферадағы сіңіру ҽр-түрлі. Мысалы, азот, оттегі - ҿте аз
мҿлшерде ультракүлгін
радиацияны, озон - ультракүлгін радиацияны кҿп мҿлшерде сіңіреді. Кҿмір
қышқыл газ, су буы, аэрозольдер, шаң-тозаң негізінен инфрақызыл радиацияны
жұтады. (ҽсіресе су буы) Орта есеппен Күннен келген радиацияның15-20%
атмосфераға сіңіріледі. Бір бағытта келе жатқан тура радиация атмосферамен
шашырап,бағыты жан-жақты болып ҿзгереді. Жалпы, Күннен келген радиацияның
25% жуығы атмосферада шашырандыға айналады.
Күн радиациясы жер бетіне түскенде оның бір шамасы жер бетіне сіңіріліп,
жұтылады, бір шамасы шағылысып,жұтылмай кері қайтады. Осы радиацияны
шағылысқан (R) деп атайды. Оның мҿлшері күн түскен беттің шағылыстыру
қасиетіне, немесе а льбедога (А)байланысты:
R А=―
Q
Мұнда А - альбедо, R - шағылысқан радиация, Q - жиынтық
радиация. Альбедо
бірлігі - пайыз %. Жер бетінің альбедосы оның кҿптеген қасиеттері мен
жағдайына
байланысты: түсі, ылғалдылығы, тегістік сипаты, ҿсімдік жамылғысы т.б.
Табиғатта радиацияны ең кҿп шағылыстыратын жер беті-қар
мен мұз беті.
Антарктидада альбедо – 90% дан жоғары болады, бұлттардың үстіңгі қабатының
альбедосы - 80% жуық, суда -10-15%, топырақ бетінде 10-30%, шамасында
болады. Жалпы, жер беті келген радиацияның 13 бөлігін кері ғарышқа
шағылысқан радиация ретінде қайтарады, демек, планетарлық альбедо орта
шамамен 35% құрайды
Тура, шашыранды және жиынтық радиацияның заңдылықтары.
Енді тұжырымдай келе ҽр түрлі радиация мҿлшеріне әсер ететін факторларды
қарастырайық:
күн биіктігі Һ, яғни күн түсу бұрышы ҿскен сайын тура радиация да ҿседі;
атмосфера тұнықтығы, яғни ол жоғары болса, тура радиация мҿлшері кҿп
болады, себебі сҽулені ҽлсірететін атмосферада қоспалар аз болады;
теңіз деңгейімен салыстырғандағы біктік ҿскен сайын, тура радиация мҿлшері
де ҿседі, себебі сҽуле ҿтетін ауа қабаты жұқарады;
бұлттылық, яғни аласа, бүкіл аспанды торлаған қалың бұлттар, тура
радиацияны мүлдем ҿткізбейді. Онда жер бетіне тек шашыранды радиация
келеді.
Шашыранды радиация, жоғарыда айтылғандай, бүкіл аспан күмбезінен келеді. Ал
оның мҿлшері келесі себептерге байланысты:
1) күн биіктігі ҿскен сайын шашыранды радиацияның қарқыны ҿседі;
2) атмосфераның кҿмескісі ҿскен сайын, яғни тұнықтығы тҿмендеген сайын,
жиынтық радиацияның құрамында шашыранды радиацияның үлесі ҿседі;
бұлттылық – аспанда неғұлым жұқалтың, ашық бұлттар кҿп болса, соғұрлым
шашыранды радиация да кҿп болады. Мысалы, ашық бұлтсыз күндерге қарағанда,
мұндай бұлттылықта шашыранды радиация мҿлшері 8-10 есе артады;
тҿсеніш беттің шағылыстыру қабілеті неғұрлым ол жоғары болса, соғұрлым
шашыранды радиацияның мҿлшері ҿседі;
5) теңіз деңгейімен салыстырғандағы биіктік – ол ҿскен сайын, шашыранды
радиация ашық, бұлтсыз күні азаяды, себебі шашыратушы атмосфера қабаты
биіктеген сайын жұқарады. Бұлтты күні шашыранды радиация бұлт астындағы
атмосфера қабатында биіктеген сайын, керісінше, ҿседі.
Шашыранды радиацияың тҽуліктік және жылдық жүрісі тура
сҽуленің тҽуліктік,
жылдық жүрісімен бірдей болады.
Жиынтық радиацияның түсуінде мынандай ерекшеліктерді анықтауға болады:
Таң атар алдында және таң сҽріде (һкіші болғанда) жиынтық радиация
шашырындыдан тұрады. Күн биіктігі ҿскен сайын жиынтық радиациядағы
шашырандының үлесі азайып, тура радииацияның үлесі ҿсе бастайды. Мысалы:
ашық ауа – райы жағдайында һ=8о болса, D=50%, ал һ=50о болғанда, шамасында.
Атмосфера тұнық болған сайын жиынтық радиацияда шашырандының үлесі азайып
отырады.
Қалың, аласа бұлттар бүкіл аспанды торлағанда Q=D, ал биік жұқа бұлттар
болғанда жиынтық радиация мҿлшері ашық күнге қарағанда артық болады, себебі
оның құрамындағы D кҿбейеді.
Жиынтық радиацияның тҽуліктік және жылдық жүрісі күн биіктігіне,
географиялық ендікке (ендік азайған сайын - ҿседі), бұлттылыққа, атмосфера
тұнықтығына байланысты. Антарктидадағы үздіксіз бақылаулар мынадай қызық
нҽтижелер кҿрсетті. Онда ең жылы айлық (желтоқсанда) жиынтық радиация мҽні
Арктиканың сол ендіктеріндегі радиацияға қарағанда бір жарым есе артық,
және ол Кырым мен Ташкенттегі ең жылы айдағы жиынтық радиацияға тең. Ал
жылдық жиынтық радиация Санк –Петербургтегі жылдық радиациямен тең. Мұндай
ерекшелік кҿптеген себептерге байланысты – теңіз деңгейімен салыстырғандағы
биіктік – материктің орта биіктігі планетадағы ең жоғары -2040 м (мұз
жамылғысымен), жоғары атмосфера тұнықтығы (су буы, шаң-тозаң ҿте аз),
жоғары альбедо – шағылысқан және шашыранды радиация мҿлшерлері қар, мұз
жамылғысы арқасында ҿседі.
Сәулелену түрлері
Күндіз күннен қызған жер, су беттері түнде ҿздері ұзын тоқынды
радиация шашырата бастайды. Ол радиация жер бетінен жоғары қарай
бағытталған және оны жер бетінің ҿзіндік сҽулеленуі (Еж) деп атайды.
Жоғарыда айтылғандай атмосферада күн радиациясының бір шамасы (15%) сіңіріп
қызады. Ал атмосфераның негізгі қызуы жер бетінен болады. Суыған кезде
атмосфера ұзын толқынды радиация шығара бастайды, оның кҿп бөлігі (70%) жер
бетіне бағытталса, қалғаны ғарышқа бағытталған. Жер бетіне бағытталған
раиацияны қарсы сҽулелену (Е) деп атайды. Бұл радиацияның барлығын жер беті
сіңіреді, сондықтан ол жер беті үшін қосымша жылулық энергия кҿзі болып
табылады. Бұлттылық ҿскенде қарсы сҽулеленуде ҿседі, себебі су буы күн
радиациясын жақсы сіңіріп, жақсы қарсы сҽулелену жібереді. Ҽйтсе де, түнде,
жер бетінің суынуы Еж қарсы сҽулеленуге Е қарағанда жоғары болады. Олардың
айырмасын эффективті сҽулелену (Еэф) дейді.
Еэф=Еж- Е
Бұл жер бетінің түнде суығандағы таза жоғалтқан жылулық энергиясы. Ашық
түндері оның мҽндері орта ендіктерде 0,10-0,15кал\см2 мин –жазықтарда, 0,20
кал\см2 мин таулы аймақтарда байқалған. Бұлттылық ҿскенде эффективтік
сҽулелену азаяды, себебі онда қарсы сҽулелену ҿседі. Орта есеппен, орта
ендіктерде жер беті сіңірген радиацияның тең жартысын осы эффективті
сҽулелену ретінде жоғалтады.
Жер бетінің радиациялық балансы
Жер бетіне келген және жер бетінен кеткен барлық
радиациялардың арасындағы айырмашылықтары радиациялық баланс деп аталады.
B=Q-R-Eэф немесе В=(Ι sin һ + D)(l - A) - Еэф
Е = сҽулелену
R=шағылысқан радиация
Q=жиынтық радиация
Радиациялық баланс негізгі климат түзуші фактор деуге болады, себебі
ол жер беті мен атмосфера жылу режиміне тікелей әсерін тигізеді. Сонымен
қоса ол булануға, ауа массаларының қалыптасып жылжуына, топырақ пен ҿсімдік
жамылғысына, адамға үлкен әсерін тигізеді. Радиациялық баланстың мағынасын
жер бетінде қалған радиация деп түсінуге болады. Егер келген радиация
сҽулеленуге жұмсалған радиацияданартық болса, онда В (+) белгіде, ал
кеткени радиация келгеннен артық болса (мысалы,түнде, қыста), онда В(-),
белгіде болады. Күндіз күн биіктігі һ˃ˍ 10-15о болғанда, жер беті қыза
бастап, В(+) белгіге ауысады. Кешке, һ азая бастағанда, яғни күн батар
алдында қайта (-) белгіге ауысып, түнімен, таң атқанша, осы белгіде болады,
яғни жер беті суи береді. Қыста, қар жамылғысының әсерінен, радиациялық
баланс (+) белгіге күн биіктігі һ˃ˍ20-25о болғанда байқалады (себебі қардың
альбедосы жоғары болғандықтан, жер беті кҿп радиация сіңіре алмайды).
Климаттық карталардың бірі - радиациялық баланстың географиялық
таралуы. Радиациялық баланстың орта жылдық мҿлшері жер шарының кҿп
бөлігінде (+), тек жыл бойы қар, мұз жамылғысымен басылып жатқан аймақтарда
(Антарктида, Грендландия) В(-) болады. Жер шарының 400 о.е. - тек
оңтүстікке қарай қысқы айлардың радиациялық балансы (-) белгіде байқалады.
Жалпы жер мен атмосфераны бірге алғанда, жоғалған (сҽулелену)
радиацияның мҿлшері келген радиациямен теңесіп отырады. Сондықтан, кҿп
жылдық мерзімді алғанда, планетамыз не қызып кетпейді, не суып кетпейді.
Яғни Жер сҽулелік (радиациялық) тепе- теңдікте.
Күн радиациясын өлшеу
Күн радиациясын (интенсивтілігін) ҿлшеу тҽсілдері оның жұтылып,
жылулық энергияға, электрлік энергияға айналуы ескеріліп, қолданылады.
Актинометрияда келесі аспап-құралдар қолданылады:
9. пиргелиометр мен актинометр күннің тура радиациясын ҿлшеуге;
10. пиранометр - шашыранды радиацияны ҿлшеуге;
11. пиргеометр - эффективті сҽулеленуді ҿлшеуге;
12. балансомер - радиациялық балансты ҿлшеуге;
13. гелиограф - күн ұзақтығын жазып отыратын құрал.
Жалпы аспаптардың құрылысы, жұмыс жасау принциптерімен арнайы
зертханалық жұмыстарға арналған оқу құралдарынан танысуға болады. Күн
радиациясы жайлы мҽліметтер халық шаруашылығының кҿптеген салаларында
қолданылады:
1. Ауыл шаруашылығындағы жұмыстарды тиімді жүргізуге - себебі вегетатциялық
және басқа мерзімдердегі радиация мҿлшері агротехникалық шараларды тиімді
жобалап, жүргізуге мүмкіндік туғызады.
Күн радиациясының емдеулік қасиеті бар екені белгілі. Бірақ шектен тыс
артық болса, денсаулыққа зиян ҽкеледі. Сондықтан курортологияда радиацияның
тҽуліктік, айлық жүрісі, қосынды, ең жоғары, ең тҿмен мҽндері жайлы
ақпараттар қолданылады. Ол үшін кейбір курорттарда арнайы актинометриялық
станциялар жұмыс атқарады.
Қалаларды, ондағы кҿшелердің, ғимараттар мен үйлердің орналасуын, түс –
бояулары мен құрлыста қолданылатын материалдар жобалағанда есепке күн
радиациясының түсуі, балансы ескеріледі. Ондай заңдылықты ерте заманнан -
ақ ҽр елдің халықтары қолдана білген. Мысалы, Орта Азия және басқа да ыстық
аймақтар елдері үйлерін аласа, тҿбесін тегіс қылып саздан салған, ал үйлер
арасындағы кҿшелер жіңішке, ҽрі лабиринт сияқты орналастырылған. Ондай
эффект альбедоны күшейтіп, үйлерді қыздырмауға ықпалын тигізеді.
Эскимостардың мұздан қалаған үйлері (иглу) күннің қысқа толқынды
ультракүлгін және атмосфераның шашыранды радиациясын еркін ҿткізіп, ұзын
толқынды инфрақызыл радиациясын ұстап қалады. Сҿйтіп, иглудің ішіндегі
температура сыртқы температурадан ҽлдеқайда жоғары болады. Қазақтың киіз
үйі де қыста суықтан, жазда ыстықтан сақтаған (киіздің жылу ҿткізгіштігі
ҿте тҿмен).
4. Күн энергиясын қолдану балама (альтернативті) энергия түріне жатады.
Ол
ҽзірше қымбат болғанымен, келешекте отын энергетикалық қор сарқылғанда,
адамзат үшін маңызы зор болады, сонымен қоса ол экологиялық таза, ҽрі
сарқылмайды.
Негізгі әдебиеттер:
Аверкеев М.С. Метеорология-М.1960.
2. Аверкиев М.С. Рассеянная радиация безоблачного небе.
Метерология и гидрология, 1956.
Гаврилова М.К. Радиоционный климат Арктики. Л., Гидрометеоиздат, 1963.
Кондратьев К.Я. Лучистая энергия солнца. Л., Гидрометеоиздат, 1954.
5. Кондратьев К.Я. Солнечная постаянная. Метеорология и
гидрология, 1971,
№3.
Қосымша әдебиеттер:
Будыко М.И. Климат и жизнь. Л., Гидрометеоиздат. 1971.
Кондратьев К.Я. Актинометрия. Л., Гидрометеоиздат, 1965.
3. Полтараус Б.В. Зональные и сезонные особенности в
приходе рассеянной солнечной радиации Метеорология и гидрология,
1972, №10
Атмосфераның жылулық режимі
жоспары:
1. Жер бетінің жылу балансы.
2. Топырақ беті температурасының тҽуліктік және жылдық жүрісі.
3. Ауа температурасы.
4. Ауа температурасының географиялық таралуы.
Ауа температурасының атмосферадағы таралуын және ҿзгеруін
атмосфераның жылулық режимі деп аталады. Жылулық режим – климаттың маңызды
сипатының бірі, себебі ол табиғат кешенінің барлық бөліктеріне әсер етеді:
топырақ, ҿсімдік жамылғысы, жануарлар ҽлемі, ландшафт ерекшелігі, адам
шаруашылығы – барлығы осы климаттық сипатқа тығыз байланысты дамиды.
Алдыңғы тарауда айтылғандай, атмосфера негізінен жер бетінен қызады, ал
суығанда жылу энергиясын ғарышқа жібереді. Атмосфераның жылулық режимі жылу
алмасу заңдарымен байланысты. Енді мектепте алған білімдеріңе сүйене
отырып, атмосфера мен оны қоршаған орта арасындағы жылу алмасу жолдарын
қарастырайық: 1) радиациялық жылу ҿткізгіштік – атмосфераның күннің ҿзінен
қызуы, бірақ бұл қызу мардымды емес, орта ендіктерде ол күндіз 0,50 ғана
қызады;
молекулаларлы жылу ҿткізгіштік – атмосфера мен тҿсеніш жер беті арасындағы
жылу алмасу, бірақ ол ҿте жұқа ауа қабатында ғана байқалады;
турбуленттік араласу – атмосфера ішіндегі жылу алмасу жолы, яғни тез арада
және үлкен ауа массалары арасында байқалатын ауқымды процесс;
булану және конденсация процестері – жер беті мен атмосфера арасында
байқалатын процестер, жылулық энергия жұмсау (булану) немесе бҿлу
(конденсация) нҽтижесінде жылу алмасады;
адиабаттық – жылу алмасуынсыз, яғни қысым ҿзгеруімен байланысты ауа
температурасының ҿзгеруі. Бұл процесс жылулық конвекцияда, жер бетінен
жылыған ауа массаларын жоғары кҿтерілуінде байқалады.
Осы процестердің ішіндегі ең қарқынды жылу алмасу жолы – турбуленттік
араласу мен турбуленттік жылу ҿткізгіштік болып табылады. Турбуленттік
араласу нҽтижесінде температура ҿзгерудің бір түрі – адвекциялық ҿзгеру,
яғни белгілі бір географиялық орынға Жер шарының басқа аймақтарынан ауа
массаларының келуі. Суық адвекция деп жылы тҿсеніш жер бетіне суық ауа
массалар келсе, жылы адвекция – суық тҿсеніш бетке жылы ауа масса келгенін
айтады.
Жер бетінің жылулық баланысы. Тропосферадағы ауа массалары жер бетінен
қызғандықтан, жер беті жылу режимін қарастырайық. Жер бетіне келіп, оны
қыздыратын радиация түрлері – жиынтық –Q және қарсы сҽулелену Е, ал жер
беті суығанда, ҿзі жылулық радияция Еж шашыратын, жоғалтып отырады. Жер
беті атмосферамен де әсерлесіп(адвекция арқылы), содан жылып немесе сууы
мүмкін – ол жылу ҿткізгіштік, булану мен конденсатцияр арқылы жүреді.Жалпы,
жер беті үшін энергия сақталу ... 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