Файл қосу
Атмосфералық қысым
ҚАЗАҚСТАН РЕСПУБЛИКАСЫНЫҢ БІЛІМ ЖӘНЕ ҒЫЛЫМ МИНИСТРЛІГІ
сЕМЕЙ ҚАЛАСЫНЫҢ ШӘКӘРІМ атындағы МЕМЛЕКЕТТІК УНИВЕРСИТЕТІ
Жаратылыс ғылымдар факультеті
Химия және география кафедрасы
5В011600 – География мамандығы үшін
Метеорология климатология негіздерімен пәні бойынша
ОҚУ-ӘДІСТЕМЕЛІК КЕШЕНІ
Семей,2014
Алғы сөз
1. ӘЗІРЛЕНГЕН
Құрастырушы:_____ «02»_____09___2014ж Г.К.Рахимова, аға оқытушы, химия
және география кафедрасы
2. ТАЛҚЫЛАНДЫ
2.1 «Химия және география» кафедрасы отырысында
« 02 » 09 2014ж., №1 хаттама
Кафедра меңгерушісі, п.ғ.к. Д.Р.
Онтагарова
2.2 Жаратылыс ғылымдар факультетінің оқу-әдістемелік бюросының
отырысында
«____03____» _______09_______2014 г., №1 хаттама
Төрайымы _____________________З.В.Абдишева
3. БЕКІТІЛДІ
Университететің Оқу-әдістемелік Кеңесінің отырысында басып шығаруға
мақұлданған және ұсынылған
«____11____» _____09_____2014 г., №1 хаттама
ОӘК төрайымы __________ Г.К. Искакова
4 АЛҒАШҚЫ РЕТ ЕНГІЗІЛІП ОТЫР
Глоссарий:
Абсолют максимум- көп жыл ішіндегі ең жоғарғы метеорологиялық
көрсеткіш (темпиратура, ылғалдық, т.б.)
Абсолют минимум - көп жыл ішіндегі ең төменгі метеорологиялық
көрсеткіш (темпиратура, ылғалдық, т.б.).
Антарктидалық белдеу – оңтүстік полюс төңірегіндегі географиялық
белдеу. Антарктида, материк маңындағы аралдар және мұхиттардың оңтүстік
шеттері кіреді.
Антициклон - атмосферадағы ауа қысымы жоғары аймақ
Арқтикалық белдеу – жер шарының ең солтүстігіндегі географиялық
белдеу. Солтүстік полюстен шамамен 70*с.е. дейін түседі.
Аридті ландшафт – құрғақ жылы немесе ыстық континеттік климат
жағдайында қалыптасатын ландшафт.
Атмосфера- ( грекше атмос- бу, сфера – шар) – жер шарын айнала
қоршаған ауа қабығы. Жермен қоса айналады.
Атмосфералық жауын-шашын – жер бетіне атмосферадан сұйық немесе қатты
күйіне түсетін ылғал. Бұлттан жаңбыр, қар, бұршақ, қиыршық жауады. Ауаның
жер бетіне таяу қабатынан тікелей бөлініп шық, қырау, қылау тұрады.
Атмосфералық қысым – бүкіл атмосфера қабатының жер бетіне түсіретін
қысымы.
Ауа айналымы- жер бетіндегі ауаның әр түрлі қызығуы және ондағы қысым
айыпмашылығы салаларынан пайда болатын ауа ағыстарының жүйесі.
Ауа массасы - тропосфераның темпиратурасы, ылғалдылығы, мөлдірлігі,
т.б. қасиеттері жөнінен біртектес ірі бөлігі.
Ауа ылғалдылығы – ауадан су буының мөлшері. Абсолют және салыстырмалы
ылғалдылықтар ажыратылады.
Ауа райы- атмосфераның қысқа мерзімдегі жпй-күйі.
Аэротермикалық градиент- ауа темпиратурасының белгілі бір өлшем
айырмасы байқалатын биіктік.
Бағдарлау - жергілікті жерде көкжиек тұстарын ажырату.
Барометр- ( грекше барос – салмақ, метр- өлшеу) – ауа қысымын өлшейтін
құрал.
Бедленд – эрозияның әрикеті нәтижесінде құрғақ климат жағдайында
пайда болған аласа таулы жер бедерінің күрделі түрі.
Бергштрих – ( немісше берг – тау, штрих- сызық)- ылдидың бағытын
көрсету үшін горизантальдарға қосымша берілетін косе-көлденен сызықша.
Биоклиматтық белгі- белгілі бір климатпен үйлескен биоценоздардың жай-
күйі.
Биосфера – ( грекше био- тіршілік, сфера- шар)- тірі организмдер
таралған жер қабығы.
Биіктік белдеу - тауларда биіктік белдеу бойынша бөлінетін табиғат
кешенінің бірлігі.
Бриз- ( французша бриз- самал жел) – теңіздердің , ірі көлдердің
жағасында күндіз құрлықтан суға, түнде судан құрлыққа қарай соғатын желдер.
Булану және буланушылық- Булану – судың сұйық күйден газ күйіне, яғни
буға айналып, атмосфераға таралуы. Буланушылық- су қоры шексіз болған
жағдайда булану мүмкіншілігі.
Бұлт- жер бетінің біраз биікте, атмосферада жинақталған ұсақ су
тамшылары мен мұз түйіршіктерінің шоғыры.
Географиялық қабық атмосфера, гидросфера және литосфераның тоғысып,
бір-біріне әсер етуінің және бірімен бірінің зат алмасуының нәтижесінде
түзілген ерекше қабығы. Негізінен биосфераға сәйкес келеді.
Гигрометр- (грекше гигрос ылғал, метр -өлшеу) – ауа ылғалдылығын
өлшейтін құрал.
Гидросфера- ( грекше гидро – су, сфера- шар)-Жердің су қабығы.
Гидрометриялық коэфициент – ылғал балансын жылу балансына бөлгендегі
шама. Территориялық табиғат кешенінің құрамдық бөліктерінің жетіліп
кемелденуіне қаншалықты өлшемде ылғалдың немесе жылудың жетіспейтінін,
артық екенін көрсететін өлшем.
Гляциальді-нивальді зона – көпжылдық омбы қар мен мұздық ландшафтылары
тараған жер.
Горизонтальдар- (грекше горизон – шектеуші)- картадағы абсолют
биіктіктері бірдей нүктелерді қосатын қисық сызықтар.
Гумидті ландшафт- климаты жылы және ылғалды жердегі ландшафт.
Жел- ауаның жер бетінде горизонталь бағытта қозғалуы. Бір жер мен
екінші жердегі атмосфера қысымының айырмашылықтарына байланысты пайда
болады.
Желбағдар - метеорологиялық станцияда желдің бағыты мен күшін өлшеу
үшін қолданылатын құрал.
Жел өрнегі – алынған пункттегі білгілі бір мерзімде соғатын желдердің
басым бағыттарын көрнекі түрде бейнелетін сызба.
Жер қабықтары- Жер шарын сыртынан қоршап, бір-бірінен заттық құрамы
жөнінен айырма жасайтын қабықтар. Олар атмосфера, гидросфера, биосфера және
литосферадан тұрады.
Жылу белдеулері- Жер шарында күннен келетін жылудың таралу мөлшеріне
қарай бөлінетін белдеулер.
Инсоляция- күн радиациясының жер бетіне сәуле болып түсуі.
Инсоляциялық беткей – күнгей беткей.
Каппилярлық су- топырақ пен топырақ асты жыныстарының қыл
түтікшесінен жер қызған кезде топырақ астынан жер бетіне қарай көтерілген
су.
Климат- белгілі бір жердегі ауа райының көп жылдық орташа жай-күйі.
Конденсация- Су буының сұйық күйге ауысуы.
Күн радиациясының интенсивтілігі – күн сәулесіне перпендикуляр
қойылған, абсолют қара денеден жасалған, 1 см бетке 1 минут ішінде күннен
келетін жылу мөлшері.
Күннің тік радиациясы- күннен жер бетіне тік түсетін сәуле.
Қар жиегі- таудағы қар жыл бойы ерімейтін биікті көрсететін сызық.
Қылау- қыста аязды түндерде ағаштың бұтақтарына, тартылған сымға, тағы
басқа желдің өтіндегі заттарға тұрып қалатын, қарға ұқсас, өте майда мұз
кристалдары.
Қырау- күзгі желсіз түнде, қысқа кейде күндіздің өзінде жер бетіне,
шқпке, түрлі заттардың үстіне олрардың темпиратурасы ауаның
темпиратурасынан гөрі төмендеп кеткен жағдайда тұратын ақ ұлпа кристалл
мұз қабаты.
Метеорология- ( грекше метеор- аспан құбылысы, логос – ғылым) -
атмосфералық құбылыстар жайындағы ғылым.
Муссон- (арабша –маусым) – қыста құрлықтан теңізге, жазда теңізден
құрлыққа қарай соғатын желдер бағыты.
Нивальді белдеу – таудағы мәңгі қар басқан белдеу.
Промилле- ( латынша мыңға шаққанда) - қандай болмасын шамамен мыңнан
бір бөлігі. Мұхзиттар мен теңіздерде 1000г суда неше г тұз бар екендігін
көрсетеді.
Су буының сублимациясы- ауадағы су буының төмен темпиратуралық ортада
мұз кристалдарына айналуы.
Су тасу- жыл сайын белгілі бір мерзімде өзен суының арасынан шығып
жайылуы.
Тау беткейінің инсоляциялық әрекеті – тау беткейінің ауа ағысын тосып
қалу әрикеті.
Тау беткейінің айналымдық әрекеті – тау беткейінің ауа ағысын тосып
қалу әрикеті.
Тропосфера- атмосфераның жер бетіне таяу, төменгі қабаты.
Тұман- ауаның жер бетіне іргелес қабатында өте майда су тамшыларының
жинақталуы.
Үсік- тәуліктік орташа темпиратура тұрақты оң болып тұрған кезде ауа
темпиратурасының кенет 0*С –тан төмен түсіп кетуі.
Шашыранды радиация – күн сәулесінің ауа қабатынан өткенде ауаны
құрайтын зат түйіршіктеріне шағылысып шашырауынан түзілген радиация
жиынтығы.
Шық нүктесі- ауадағы су буының су тамшысына айналатын темпиратура
шегі.
Ылғалдану коэфициенті- нақтылы жердің жылдық жауын-шашын мөлшерінің
буланушылық мөлшеріне қатынасы.
№1 дәріс Атмосфера. Атмосфераның құрамы мен құрылысы.
1. Атмосфераның құрамы.
Атмосфера — Жердің ауа қабығы, жер қабықтарының, ішіндегі ең сыртқысы.
Ол біздің планетамыздың басқа қабықтарымен үздіксіз өзара әрекеттесіп
тұрады және оған үнемі Космостың әсері, бәрінен де бұрын Күннің әсері тиіп
түрады.
Атмосфераның бүкіл массасының 50%-іне жуығы оның төменгі 5 километрлік
қабатында, 75%-і 10 километрлік қабатында, ал 90 % -і 16 километрлік
қабатында шоғырланған. 3000 км-ден жоғарыда атмосфераның тығыздығы планета
аралық кеңістіктің тығыздығынан азақ айырма жасайды, дегенмен оның ізі 10
000 км-ден артық биіктікте де байқалған.Теңіз деңгейіндегі таза және қүрғақ
ауа бірнеше газдардың механикалық қосындысынан тұрады: Олардың ішіндегі
негізгілері азот—78,09%, оттегі — 20,95%, аргон — 0,93%, көмірқышқыл газы —
0,03%. Басқа газдар: неон, гелий, метан, криптон, ксенон, сутегі, азон,
йодтың болмысы өте мардымсыз (0,1%-тен кем) 3. Атмосфераның басты қүрамдас
бөліктері — азот пен оттегінің арасалмағы тұрақты болады.
100—120 км биіктікке дейін ауа түгелдей сапырылысып
жататындықтан атмосфераның құрамы біртектес болып келеді. Бұл қабат
гомосфера, ал оның үстіндегі қабат гетереосфера деп аталады. Гетереосферада
атмосфераның құрамы биіктік бойынша өзгереді: 200—250 км биіктікке дейін
азот пен оттегі, 200—250 км-ден 500—700 км-ге дейін атомдық оттегі, одан жо-
ғарыда гелий мен сутегі басым; соның өзінде олардың басым болатын қабатының
төменгі шекарасы күн әрекеті күшіне сәйкес ауытқып отырады.
Су буы, озон және көмірқышқыл газы сияқты атмосфераның маңызды құрамдас
бөліктерінің мөлшері мерзім бойынша да, кеңістікте де кең көлемде өзгеріп
тұрады. Әсіресе, ауаның, температурасына байланысты су буы құрамының
өзгерісі көзге түседі. Полярлық аудандарда жер бетіне іргелес ауа бар
болғаны 0,2%, ал экваторлық аудандарда 3%-тей ылғал ұстайды. Ауада неғұрлым
су буы көп болса, соғұрлым басқа газдар аз болады, бірақ олардың өзара
қатынасы өзгермейді. Биіктік артқан сайын су буы мөлшері азая береді: 2 км
шамасындағы биіктікте 2 есе, 8 км биіктікте 100 есе азаяды, ал 10—15 км-ден
жоғарыда ауада су буы өте аз болады.
Атмосфераның Жер бетінен 70 км-ге дейінгі аралықтағы қабатында кәдімгі
оттегі (О2) молекулаларының ыдырауынан және оның атомдарының қайтадан
түзілуінен пайда болатын үш атомды оттегі — озон (О3) қатынасады.
Атмосфераның төменгі қабаттарында озон кездейсоқ себептердің (найзағай
ойнауы, кейбір органикалық заттардың тотығуы) әсерінен пайда болады,
неғұрлым биік қабаттарда күннің ультракүлгін радиациясының әсерімен
түзіледі де, оны сіңіріп алады. Озонның ең көп концентрациясы 22 мен 25 км
аралығындағы биіктік. Мұнда жануарлар мен өсімдіктерді құртуға жіберетін
толқын үзындығы 0,29 микронға дейін баратын ультракүлгін радиацияны жұтып
алатын озон «экраны» («фильтрі») орналасады. Бұл радиацияның озон
«экранынан» өтетін мардымсыз бөлігі көптеген микроорганизмдерді өлтіріп,
адам организміне пайдасын тигізеді. Атмосферадағы озонның жалпы мөлшері
онша көп емес: О°С температурада және жер бетіндегі дағдылы қы-сымда ол
түгелдей 3 мм қабатқа сиып кете алады. Ауадағы озон мөлшері маусымға
байланысты өзгереді: көктемде көбейеді, күз бен қыста азаяды. Ол жоғары
ендіктерде қалыптасқан ауа массаларында төмен ендіктердің ауа массаларына
қарағанда көп боладьі.
Атмосферада көмірқышцыл газы (СО2 көміртегінің қостотығы) су буы мен
озонға қарағанда анағұрлым аз. Көмір, мұнай, газ жағу және басқа адам
әрекетімен болған процестер атмосферада бұл газдың айтарлықтай көбеюіне
әкеліп соғады (XX ғ. басынан бері 0,029-дан 0,033%-ке дейін).Көмірқышқыл
газы өсімдік үшін қажет. Оның атмосферадағы мөлшерін реттестіріп отыруда
Дүние жүзілік мұхиттың мәні бар.
Газ тәріздес құрамдас бөліктерден басқа әрқашан атмосферада пайда болуы
жағынан мөлшері, формасы, химиялық құрамы және физикалық қасиеттері алуан
түрлі қалықтап жүретін майда бөлшектер (түтін, шаң, су буының
конденсациялануынан бөлінген заттар) — аэрозолдық қоспалар болады. Жайылма
беттен атмосферадағы топырақ бөлшектері, тау жыныста-рының үгінділері,
вулкандық тозаңы, теңіз түзы, түтін, органикалық бөлшектер
(микроорганизмдер, өсімдік тозаңдары) түседі. Атомдық жарылыс кезінде
радирактивтік заттары бар
аэрозолдық бөлшектер пайда болады.
Планетааралық кеңістіктен жер атмосферасына космостық шаң-тозаң да түседі.
Атмосфераның 100 км биіктікке дейінгі қабатында жер бетіне баяу қонып
жататын 28 млн. т. астам космостық шаң —тозаң бар. Аэрозолдардың жалпы
салмағы 108 т кем соқпайды, бірақ олардың саны өте тұрақсыз. Аэрозолдық
бөлшектер бірқатар атмосфералық процестердің өрбуіне қатынасады. Ең майда
конденсация ядросы — тұман мен бұлттардың түзілуі үшін қажетті. Зарядталған
аэрозолдармен атмосферадағы электр құбылыстары байланысты.
Атмосфера жақсы изолятор емес; ол ионизаторлар: Күннің ультракүлгін сәуледе
шашуының, космостық сәулелердің жер қыртысы мен атмосферадағы радиоактивтік
заттардьщ сәуле шашуының әсерінен электр өткізгіштік қасиетке ие болады.
Ионизаторлар атомдар мен молекулаларға олардың қабықтарынан электрон
бөлініп шығуға жетерліктей энергия береді, бөлінген электрон бірден басқа
атомға немесе молекулаға қосыла кетеді. Осынын нәтижесінде бірінші атом
(молекула) нейтраль жағдайдан оң зарядтыға айналады, екіншісі теріс зарядқа
ие болады. Теріс және оң зарядты майда бөлшектер— иондар осылай пайда
болады.
Ионданумен бір мезгілде нейтраль бөлшектер қалпына келеді — қайта
сарапталу жүреді; сондықтан атмосферадағы иондардың саны үздіксіз
көбейе бермейді. Зарядталған бөлшектерге ауаның молекулалары қосылып,
жеңіл ион дейтіндерді түзеді. Аэрозолдарға қосылып, оларға өздерінің
зарядтарын беру арқылы жеңіл иондар ірірек ауыр иондар түзеді. Атмосфе-
раның иондануы иондардың концентрациялануынан олардың 1 см3-дегі
мөлшеріне қарай байқалады.
Атмосфераның электр өткізгіштігі иондардың концентрация мен
қозғалғыштығына байланысты. Биіктеген сайын иондардың концентрациясы күшейе
түсетіндіктен электр өткізгіштік те арта береді де, 100—250 км биіктікте
максималдық жағдайына жетеді.
Атмосферадағы зарядтар мен жер бетіндегі зарядтардын бірге әрекет
жасауының нәтижесінде атмосфераның электр өрісі пайда болады. Жер бетімен
салыстырғанда атмосфера оң зарядталған. Атмосфера мен жер бетінің арасында
оң иондар мен (жер бетінен) теріс иондардың (жер бетіне қарай) тоқтары
пайда болады. Атмосфераның төменгі қабаттарындағы электрөрісі өте тұрақсыз
болады. Электр құрамына қарай атмосферада нейтраль құрамды қабат —
нейтросфера (80 км биіктікке дейін) және ионданған қабат — ионосфера
ажыратылады.
2. Атмосфераның құрылысы.
Температураның езгеру сипатына қарай атмосфераны –тропосфера, стратосфера,
иезосфера, термосфера, экзосфераға бөлеміз.Сфералар бір-бірімен өтпелі
қабаттар паузалармен: тропо-, страто-, мезо-, термопаузалармен бөлінген.
Бұл бөлуді 1962 ж. Дүние жүзілік
метеорологиялық ұйым беқіткен.
| |Биіктігі | |
|Сфералар | | |Өтпелі қабат (пауза) |
| |төменгі |жоғарғы | |
| |шекарасы |шекарасы (км) | |
| |(км) | | |
|Тропосфера |0 |8—17 |Тропопауза |
|Стратосфера |9—18 |50 |Стратопауза |
|Мезосфера |55 |80 |Мезопауза |
|Термосфера |85 |700—800 |Термопауза |
|(ионосфера) | | | |
|Экзосфера | |800-ден жоғары| |
Тропосфера атмосфера массасының 80%-тен астамына ие болады.
Атмосфераның су буы түгелдей дерлік тропосферада болады. Тропосфераның
жоғарғы шекарасы экваторда барынша биік (17 км), ал полюстерде 8—10 км-ге
дейін төмендейді. Коңыржай ендіктерде тропосфераның орташа биіктігі 10—12
км. Тропосфераның жоғарғы шекарасының ауытқуы температураға байланысты:
қыста бұл шекара биігірек, жазда төменірек орналасады. Бір тәулік ішіндегі
оның ауытқуы бірнеше км-ге жетуі мүмкін.
Тропосферада температура жер бетінен тропопаузаға дейін орта есеппен
әрбір 100 м-ге 0,6° төмендейді. Тропосферада ауа үнемі сапырылысып отырады,
бұлт пайда болады, жауын шашын жауады. Ауаның горизонталь алмасуында
батыстан шығысқа бағытталған қозғалысы басым орын алады.
Тропосфераның тікелей жер бетіне жанасып жатқан қабаты жер бетіне
іргелес қабат деп аталады. Бұл қабаттағы физикалық процестер жер бетінің
әсеріне байланысты ерекше өтеді. Мұнда температураның тәулік ішіндегі және
оның жыл бойындағы өзгерістері ерекше анық байқалады.
Тропопауза — тропосферадан стратосфераға қарай өтпелі қабат. Тропопаузаның
биіктігі және температурасы ендікке байланысты өзгереді. Экватордан
полюстерге қарай тропопауза аласара береді, бірақ бұл аласару бірқалыпты
жүрмейді: 30—40° с және о, е. маңында тропопаузаның тұрақты үзілісі пайда
болады. Соның нәтижесінде тропопауза тропиктік және полярлық бөліктерге
бөлініп 35—40° ендікте бірінің үстінде бірі орналасады. Неғұрлым тропопауза
биік болса, соғұрлым оның температурасы төмен болады. Тек полярлық
аудандарда ғана тропопауза әрі төмен, әрі салқын болады. Ең төмен
температура — 92°С тропопаузада байқалған.
Стратосфера тропосферадай емес ауа өте сирек, су буы мүлде жоқтың
қасы, озон біршама мол, озонның ең көп концентрациясы 22—27 км биіктік. Бұл
биіктікте майда мұз кристалдары мен ұсақ су тамшыларынан тұратын жұқа-
перламутр бұлттар байқалады. Стратосфераны кейде озоносфера деп те
атайды.Стратосфераның төменгі шекарасындағы температура экватордың үстінде
жыл бойы — 74°С маңында, полюстердің үстінде онан жоғары. Солтүстік жарты
шарда январьда — 64°С,—68°С, июльде - 42°С—43°С. Биіктеген сайын
температура жоғарылай береді де, стратдпаузаға барғанда °С, +10°С жетеді.
Температура полюстердің үстіне қарағанда экватордың үстінде әр уақытта
жоғары болады (әсіресе қысқы жарты шарда). Экваторлық және полярлық
аймақтардағы температураның айырмасы ауаның горизонталь бағытта ауысу
себебінен болады. 18—20 км-де биікте жел қыс батыс, жаз — шығыс бағытта
соғады. Конвекция дамымаған.
Мезосфера биіктіктен температураның айтарлықтай құлдилауымен
сипатталады: төменгі шекарасында О°С-тан 75—80 км биіктікте — 75°С дейін
және одан да төмен түседі, бұл биіктікте төмендеп келген температура
қайтадан жоғарылай бастайды. Жаз бұл өңірде майда мұз кристалдарынан,
мүмкін космостық шаң тозаңның өте майда шоғырларынан тұратын жұқа
жарқыраған күміс бұлттар пайда болады. Олардың араласуынан бұл биіктікте
желдің бағыты мен жылдамдығының өте құбылмалы екендігі байқалады (сағатына
50 км-ден бірнеше жүз км-ге дейін).
Термосферада температура биіктік артқан сайын қайтадан жоғарылайды да,
100 км биіктікте О°С-тан өтеді. Ол 150 км биіктікте +220—240°С-қа жетіп
үлгіреді, 200 км биіктікте +500°С маңында, 600 км биіктікте +1500°С. Күннің
күшті әрекетіне байланысты термосфераның полярлық аймақтарында тығыздығы да
(жүздеген есе), температурасы да (жүздеген градусқа) өзгеріп тұрады.
Тропосферадағы газ бөлшектерінің қозғалыс жылдамдығы орасан зор, бірақ
кеңістіктің барынша селдір болуына байланысты олар өте сирек соқтығысады.
Сондықтан жоғарғы температура сезілмейді. Термосфера ионданған өте селдір
газдың сферасы, сондықтан да оны ионосфера деп атайды. Термосферада негізгі
ионданған мынадай төрт қабат ажыратылады: Д (биіктігі80 км), Е (110 км), Ғі
(120 км) және Ғ2 (250—400 км). Бұл қабаттар күндіз айқын байқалады, түнде Е
қабаты байқалмайды деуге болады, Ғі және Ғ2 қабаттары қосылып кетеді.
Иондану қабаттары кейде секундына 40—80 км жылдамдықпен вертикаль бағытта
қозғалысқа түседі. Иондану арқылы термосфера электр өткізгіштік қасиетке ие
болады. Онда қуатты электр токтары өтіп жатады.
Термосферадағы бөлшектердің қозғалысына магнит өрісі-әсерін тигізеді.
400 км-ден биікте бұның әсері басым. Магнит күші сызықтарын бойлап созылып
жатқан зарядталған бөлшектердің бұлттары сағатына жүздеген км жылдамдықпен
ауысып жатады. Күн әрекетіне байланысты термосферада поляр шұғыласы пайда
болады.
Экзосфера — тек шартты түрде шектелген сыртқы сфера - шашырау сферасы,
одан газдар планета аралық кеңістікке
ұшып кете алады.
Ол әлі аз зерттелген. Зерттеушілердің болжауына экзосферадағы температура
2000°С-қа жетеді; бір-бірінен алшақ жатқан өте тез қозғалатын бөлшектер бір-
біріне соқтығыспайды деуге болады. Көбінесе экзосферадан оның жоғарғы -
(2000 км-ден биік) қабаттарында үстем болатын сутегі атомдары кетіп
жатады . Бұл сутегі жер тәжін құрайды.
Атмосфераның төменгі тікелей зерттеуге келетін қабаттары көбірек
зерттелген. Жоғары жатқан қабаттардың құрылысы мен құрамы ұзақ уақыт бойы
қосалқы белгілеріне қарап болжалынып келді. Мәселен, метеориттердің жануы
атмосфераның 100 км-ден биікте айтарлықтай тығыз екендігін көрсетті,
перламутр және күміс бұлттар сәйкес биіктіктерде су буы бар
екендігін болжауға мүмкіндік береді, ымырт құбылыстары,атмосферадағы
дыбыстың таралуы оның құрылысы туралы тұжырымдар үшін мәлімет береді т. т.
Тек XX ғ. 30-жылдарында ғана тұңғыш шар-зондтар (приборларды алып
үшатын резина шарлар, шар жарылғаннан кейін приборлар парашютпен түседі)
көтерілді. Қазіргі кезде Жерде 600-ден астам радиозонд станциялары жұмыс
істейді. Жерге сигнал-мәліметтер беретін радиозондтар құрылықтан
және кемеден ұшырылады. Радиолокаторлар да қолданылады. 1933 ж. бастап
адам тікелей стратосфераға өте бастады («СССР-1» стратостаты).
Атмосфераны зерттеуде ракеталардың бергені көп. Олардың көтерілу
жылдамдығы салмағы 1500 кг болғанда 8000 км/сағ. дейін жетеді.
1950 ж. бастап арнаулы метеорологиялық ракеталар үзбей жіберіліп тұрады
(150 км биіктікке дейін). Жоғары биіктіктен дерек әкелетін әрі әлденеше рет
пайдаланылатын геофизикалық ракеталар ұшырылады. 1957 ж. Жердің жасанды
спутниктері — ұшып жүретін және қозғалмайтын, жарты шардың жартысына бірдей
көз жіберуге мүмкіндік беретін ұзақ жұмыс істейтін лабораториялар «іске
қосылды» .
Телевизиялық, инфрақызыл, актинометриялық құралдармен жабдықталған
арнаулы метеспутниктер атмосфераның жоғарғы қабаттарынан деректер беруді
қамтамасыз ете алады. Бір мезгілде және үздіксіз жұмыс істейтін арнаулы
спутниктер атмосфера жағдайларының үнемі өзгеріп тұратын жалпы көрінісін
көз алдына келтіруге мүмкіндік береді. Атмосфераны зерттеу үшін бірнеше
елдер қатынасқан жер бетінен және космостық бақылаулардың тұтас жүйесі
құрылады. Біздің елімізде атмосфераны зерттеуді Гидрометеорологиялық
қызмет қамтамасыз етеді.
Сутегі төменгі термосферада су буы молекулаларының бөлінуі арқасында
түзіледі деп болжалынады. «Қозғалмайтын» спутниктердің орбитасы жер
экваторы кеңістігіне, ал олардың жерді айнала айналуының бұрыштық
жылдамдығы планетаның өз осінен айналуының бұрыштық жылдамдығына сәйкес
келеді. Мұндай спутник жарты шарды түгелдей «көреді» деуге болады.
«Қозғалмайтын» екі спутник бір мезгілде бүкіл Жерге «көз жібере» алады.
Жер үшін атмосфераның маңызы орасан зор. Ол Жерді үстіне құлайтын
метеориттерден қорғайды, күннің тіршілік біткенді құртып жіберетін ультра
күлгін сәулесін жұтып алады. Сонымен бірге атмосфера жердің шашқан ұзын
толқынды жылу сәулесін ұстап, жер бетінде тіршілікке қолайлы жылылық жағдай
жасайды. Атмосферада ылғал тасымалданады, бұлттар және жауын-шашындар пайда
болады. Атмосферасыз Жерде бізге үйреншікті түрдегі тіршілік болмас еді.
Бірақ атмосфераның құрылысы мен құрамы әрқашанда қазіргідей болған
емес. Жер алғашқы гелий — сутекті атмосферасынан қызған кезде айырылған.
Планетаны түзеген заттардан; оның қалыптасуы кезінде әр түрлі газдар
бөлінген. Бұл жағдай әсіресе тектоникалық әрекетпен, жарықтардың және
жарықшалардың пайда болуымен байланысты қарқынды өткен.
Атмосфера мен гидросфера бірден бөлінбеген болуы керек.. Жерді біраз
уақыт күн сәулелерін аз өткізетін су буымен газдардан (СО, СО2, НСІ, НҒ,
В (ОН2) Н28, ЫН3СН4) тұратын қалың қабат қоршап жатқан. Бұл қабықтың
температурасы шамамен +100°С болған. Температура төмендегенде біртұтас
қабық атмосфера мен гидросфераға бөлінген. Бұл атмосферада бос оттегі
болмаған. Ол Жердегі заттардан бөлінуге тиіс еді және су буы
молекулаларының ыдырауы нәтижесінде түзілген, бірақ тотығу процестеріне
жұмсалған. Озон болмағандықтан атмосфера Жерді күннің қысқа толқынды сәуле
шашуынан қорғай алмаған. Жердегі сутегі қосылыстарының біразы — оның
алғашқы атмосферада басым болуының нәтижесі.
Вулкандық процестер атмосфераны көмір қышқыл газымен байытты: Басқа
элементтермен реақцияға түсуден ең бастысы фотосинтез арқылы атмосферадан
көп мөлшерде көміртек алынып, карбонатты жыныстар түзілгенге дейін ұзақ
уақыт қажет болды. Палеозойдың соңында атмосфераның құрамы жалпы алғанда
қазіргіден аз-ақ айырма жасады: ол азотты-оттекке айналды. Қазіргі
атмосфераның құрамы организмдер арқылы онан әрі реттеле түсуде. Жыл бойы
олар арқылы (тыныс алу және қоректену) атмосфераның бірнеше көлеміне тең
газдардың көлемі өтеді. Атмосфера — Жердегі организмдердің тіршілік және
даму ортасы, сонымен бірге олардың тіршілік әрекетінің нәтижесі. Ол Жердің
басқа қабықтарымен зат және энергия алмаса отырып үздіксіз қарым-қатынаста
болады, сонымен бірге үнемі Космостың және бәрінен де бұрын Күннің ықпалына
ұшырап отырады.
3. Күн радиациясы.
Жер күн сәулелері тасқыны астында айналып тұрады. Оған күннің шығарған
бүкіл сәулесінің екі миллиардтан бір бөлігі ғана келгенімен, мұның өзі
жылына 1,36-1024 кал. құрайды. Күн энергиясының осындай мөлшерімен
салыстырғанда Жер бетіне келетін басқа энергияның барлық кірісі өте
мардымсыз. Мәселен, жұлдыздардың сәулелік энергиясы келетін күн энер-
гиясының жүз миллионнан бірін, космостық сәуле шашу — екі миллиардтан бірін
құрайды, Жердің ішкі жылуы оның бет жағында күн жылуының мыңнан бір үлесіне
тең.
Сонымен Күннің электромагниттік сәуле шашуы — күн радиациясы
географиялық қабықта өтетін процестер энергиясының негізгі көзі. Бұл
радиацияның 46%-і көрінерлік (толқындарының ұзындығы 0,40-тан 0,75 мк
дейін), ал 54%-і көрінбейтін, яғни көз қабылдамайтын (оның 7%-і
толқындарының ұзындығы 0,002-ден 0,4 дейінгі ультра күлгін радиация және
47%-і толқындарының ұзындығы 0,75 мк-дан артық (инфрақызыл радиация)
радиациядан тұрады. Күн радиациясының 99%-і қысқа толқынды (0,1-ден 4 мк
дейін),ұзын толқынды радиацияға (4-тен 100—120 мк дейін) 1%-тен азы тиеді.
Күн радиациясы интенсивтілігін өлшеу бірлігі ретінде күн сәулелері бағытына
перпендикуляр абсолют қара дене бетінің 1 см2-і 1 минутта жұтқан жылу
калориясының мөлшері алынады (кал/см2. мин). Күннің жер атмосферасына
келетін сәулелік энергия тасқыны өте тұрақты болып келеді. Оның
интенсивтілігін күн тұрақтылығы (Ло) деп атайды да, 1,98/см2-мин2 балап
алады.
Жыл ішінде Жерден Күнге дейінгі қашықтықтың
өзгеруіне сәйкес күн тұрақтылығы ауытқып тұрады: ол январьдың басына қарай
көбейіп, июльдің басына қарай азаяды. Күн тұрақтылығының жылдық ауытқуы
+3,5% құрайды. Егер күн сәулелері жер бетіне барлық жерге тік түссе, онда
атмосфера жоқ жағдайда, оның әрбір квадрат сантиметрі жылына 1000 ккал-дан
артық күн сәулесін қабылдаған болар еді. Бірақ Жер шар тәріздес, сондықтан
да күн сәулелері барлық жерде тік түспейді және сонымен қатар әрқашанда
Жердің тек жартысын ғана жарық қып тұрады. Сондықтан жер бетінің әрбір 1
см2-іне орта есеппен жылына шамамен 260 кал ғана келеді.
Күн радиациясы интенсивтілігінің сәулелердің түсу бұрышына
байланыстылығын қарастырайық. Радиацияның максимум мөлшерін күн
сәулелерінің бағытына перпендикуляр бет қабылдайды, өйткені бүл жағдайда
оған түсетін күн сәулелері шоғырының бүкіл энергиясы алаңда сәулелер шоғыры
қимасы — а — тең қимамен таралады. Сол сәулелер шоғыры көлбей түскенде оның
энергиясы енді үлкен алаңға (Ъ қимасы) жайылады да, беттің аудан бірлігі
оны аз мөлшерде қабылдайды.
Неғұрлым сәулелердің құлау бұрышы
аз болған сайын, соғұ-лым күн радиациясының интенсивтілігі де аз болады.
Күн сәулелерінің құлау бұрышы (Күннің биіктігі) 23°27'с. е.-тен 23°27'
о. е.-ке дейін ғана (яғни тропиктердің аралығында) 90°-қа тең бола алады.
Қалған ендіктерде ол әрқашанда 90°-тан аз болады. Сәулелердің кұлау
бұрышының азаюына сәйкес жер бетіне түсетін күн радиациясының
интенсивтілігі де азаюға тиіс. Күннің биіктігі барлық ендіктерде жыл бойы
және тәулік бойы тұрақты болып қалмайтындықтан күн жылуының мөлшері
үздіксіз өзгеріп түрады.
Үстіңгі беттің қабылдайтын күн радиациясының мөлшері оған күн
сәулелерінің жарық түсіру ұзақтығына тура байланысты болады.
Экваторлық белдеуде (атмосферадан тыс) Күн жылуының мөлшері жыл.бойы онша
көп ауытқымайды, ал биік ендіктерде бұл ауытқу өте үлкен мөлшерге жетеді.
Қыс кезінде күн жылуы кірісінің жоғарғы және төменгі ендіктер
арасындағы айырмасы өте үлкен. Жаз кезінде үздіксіз жарық жағдайда полярлық
аудандар тәуліктік күн жылуының Жердегі максимум мөлшерін қабылдайды. Бұл
мөлшер солтүстік жарты шарда жазғы күн тоқырау күні экватордағы жылудынң
тәуліктік жиынтығынан 36% асып кетеді. Дегенмен экватордағы күннің ұзақтығы
бұл кездегі полюстегідей 24 сағат емес 12 сағат болғандықтан уақыт
бірлігіне тиетін күн радиациясьшың мөлшері экваторда ең көп қалпында
қалады.
Күн теңесу және күн тоқырау күндерінде әр түрлі ендіқтердегі Күннің
талтүстегі биіктігі (градус есебімен)
|Ендік |21/Ш |22/УІ |23/1X |22/ХП |
|Солтүстік полюс |0 |23,5 |0 |- |
|Солтүстік поляр шеңбеРі| | | | |
| |23,5 66,5 |47 |23,5 66,5 |0 |
|Солтүстік тропик |90 |90 |90 |43 |
|Экватор |66,5 |66,5 |66,5 |66,5 |
|Оңтүстік тропик | |43 | |90 |
|Оңтүстік поляр шеңбері |23,5 | |23,5 | |
|Оңтүстік полюс |0 |0 |0 |47 |
| | |- | |23,5 |
Күн жылуының тәуліктік жиынтығының 40—50° ендік маңында байқалатын
жазғы максимумы бұл жерде күн едәуір биік жағдайда Күннің айтарлықтай ұзақ
(10—20° ендіктегі бұл уақыттағыға қарағанда артық) болуымен байланысты.
Экваторлық және полярлық аудандар қабылдайтын жылу мөлшерінің айырмасы
қысқа қарағанда жаз азырақ болады.
Оңтүстік жарты шарға өзінің жазғы кезеңінде жылу сәйкес кезеңде (яғни
жазда) солтүстік жарты шарға түсетін жылуға қарағанда артық түседі. Қысқы
жағдай керісінше: оңтүстік жарты шар солтүстік жарты шарға қарағанда күн
жылуын аз қабылдайды.
И ю н ь д е радиациянынң ең көп жиынтығын солтүстік жарты шар, әсіресе
континенттің түкпіріндегі тропиктік жбне субтропиктік аймақтар қабылдайды.
Солтүстік жарты шардың қоңыржай және полярлық ендіктегі қабылдайтын күн
радиациясы жиынтықтары негізінен полярлық аудандарда күннің ұзақ болуы
салдарынан бір-бірінен аз айырма жасайды. Экваторлық аймақта жиынтық
радиация мөлшерінің біршама аздығы ауаның ылғалдылығы жоғары, бұлттылықтың
мол болуынан. Жиынтық радиациянын таралуындағы зоналық солтүстік жарты
шарда континенттердің үстінде және оңтүстік жарты шарда тропиктік
ендіктерде байқалмайды. Ол солтүстік жарты шарда мұхиттың үстінде жақсы
көрінеді және оңтүстік жарты шар-дың тропиктен тыс аймақтарында анық
байқалады. Оңтүстік поляр шеңбері маңында күннің жиынтық радиациясыньщ мөл
шері 0-ге жақындайды.
Декабрьде радиацияның ең көп жиынтығы оңтүстік жарты шарға келеді.
Антарктиданың биік орналасқан мұз беті июньдегі Арктика бетіне қарағанда
ауаның өте мөлдірлігіне байланысты жиынтық анағұрлым артық қабылдайды.
Шөлдерде (Калахари, Үлкен Австралия жылу мол, бірақ оңтүстік жарты шардың
көп жерін Мұхит алып жатуынан жоғары ылғалдылық және едәуір бұлттылық)
жылудың жиынтығы солтүстік жарты шардың нақ сол ендіктеріндегі июньдегіге
қарағанда біраз кем. Солтүстік жарты шардың экваторлық және тропиктік
ендіктерінде жиынтық радиация біршама аз өзгереді және оның таралуындағы
зоналық Солтүстік тропиктен солтүстікке қарай ғана анық байқалады. Ендік
артқан сайын жиынтық радиация айтарлықтай тез азаяды, оның нольдік
изосызығы Солтүстік поляр шеңберінен сәл солтүстікке таман өтеді.
Альбедо. Күннің жиынтық радиациясы бетке түскеннен кейін, біразы кейін
қарай атмосфераға шағылысады. Беттен шағылысқан радиация мөлшерінің сол
бетке түскен радиация мөлшеріне қатынасы альбедо деп аталады.
Альбедо (а) беттің шағылыстыру мүмкіншілігін көрсетеді және бөлшек
санмен немесе процентпен өрнектеледі. I — а — сіңу коэффициенті. Жер беті
альбедосы оның қасиетіне және жай — күйіне, түсіне, ылғалдылығына, кедір-
бұдырлығына т. б. байланысты. Ең көп шағылыстыру қасиеті жаңа жауған қарға
тән — 0,90-ға дейін барады. Құмды шөл бетінің альбедосы 0,09-дан 0,34-ке
дейін (түсіне және ылғалдылығына байланысты), сазды шөл бетінде—0,30,
балғын шөпті шалғында — 0,22, шөбі қураған шалғында 0,931, жапырақты
орманда — 0,16— 0,27, қылқанды орманда 0,06—0,19, егістікте —0,07—0,10.
Атмосфераның Күннің қысқа толқынды сәуле шашуын (тура және шашыранды
радиацияны) өткізіп, Жердің ұзын толқынды жылылық сәуле шашуын ұстау
мүмкіншілігін оранжереялық (парниктік) эффект деп атайды. Оранжереялық
эффектіге байланысты жер бетінің орташа температурасы +15 ; атмосфера
болмаса ол мұнан 21—36° төмен болар еді.
Радиациялық және жылу балансы. Жер бір мезгілде күн радиациясын
қабылдайды (кіріс), әрі шығарады (шығыс). Күн радиациясының кірісі мен
шығысының арасындағы айырма радиациялық баланс немесе қалдық радиация деп
аталады. Жердің радиациялық балансы жайылма бет пен атмосфераның
радиациялық баланстарынан тұрады. Жайылма беттің радиа-циялық балансының
кіріс бөлігін жиынтық радиация, шығыс бөлігін беттің альбедосы мен онық
эффективтік сәуле шашуы құрайды.
Беттің радиациялық балансының мөлшері R= Q (1—а)—Jэф теңдігімен
анықталады, мұндағы Q — бет бірлігіне түсетін күннің жиынтық радиациясы, а
— альбедо (бөлшекпен өрнектеледі), Jэф—беттің эффективтік сәуле шашуы.
Беттің радиациялық баланс теңдігін былай да жазуға болады: R = Q—Jэф— х
мұндағы х — теңдіктің басқа мүшелеріндей бірлікпен өрнек-телген шағылысқан
радиация.
Егер кіріс шығыстан артық болса, радиациялық баланс оң, егер кіріс
шығыстан кем болса — радиациялық баланс теріс болады. Түнде барлық
ендіктерде беттің радиациялық балансы теріс, күндіз түске дейін оң (қыстағы
биік ендіктерден басқа), түстен кейін қайтадан теріс болады. Орта есеппен
тәулігінде радиациялық баланс оң да, теріс те болуы мүмкін.
Радиациялық баланстың ж ы л д ы қ жиынтықтарының картасынан олардың
Мұхитта жалпы алғанда зоналар бойынша таралғаны көрініп тұр. Тропиктік
ендіктерде радиациялық баланстың жылдық мөлшері мұхитта 140 ккал/см2-ге
жетеді (Аравия теңізі), ал қалқыма мүздықтардың шекарасы маңында 30
ккал/см2-ден аспайды. Зоналық таралудан азын-аулақ ауытқулар әр түрлі
болуымен байланысты. Мұхиттан құрылыққа өткенде радиациялық баланстың
жылдық жиынтығының изосызықтары бағытын күрт өзгертеді, өйткені бұл
жиынтықтар, әдетте құрылыққа қарағанда Мүхитта артық болады (альбедо мен
эффективтік сәуле шашудың әсері).Атмосфераның әсері күн сәулесін өткізіп
кейін тебетін жылылық сәуле шашуды ұстап қалатын шынының әсеріне ұқсас.
Жылудың артығы қалай жұмсалатынын (радиациялық оң баланс) және оның
жетімсіздігі қалай толатынын (радиациялық баланс теріс болғанда), жер беті
үшін атмосфера үшін және «жер беті - атмосфера» жүйесі үшін жылу тепе-
теңдігі қалай орнайтынын жылу балансы түсіндіреді. Б е т т і ң жылу
балансының теңдігі: Rn-LE-P-B=0,
Мұндағы Rп— радиациялық баланс (әрқашанда оң); LE— булануға жұмсалған
жылу (L-бу түзілуінің жасырын жылуы, Е-булану), Р - бет пен атмосфера
арасындағы турбуленттік жылу алмасу, В - бет пен топырақ грунттың немесе
судьщ төмен жатқан қабаттарының арасындағы жылу алмасу . Геңдіктің барлық
мүшелері өзгеруі мүмкін болатындықтан жылу балансы өте қозғалмалы болады;
ол бұзылады да қайтадан қалпына келеді. Жылдың жылы мезгілінде топырақ-
грунтты жылытуға жұмсалған жылу салқын мезгілде бетке қайтып оралады,
сондықтан орташа жылдықта Rn –LE – P = 0 есепке алмаса да болады.
Мұхит бетінің бір бөлігінің жылу балансын қарастырғанда жылудың
ағыстармен тасымалдануы есепке алынады, ал Мұхиттың бүкіл бетінің жылу
балансын қарастырғанда оны есептемеуге болады, өйткені ол — жылудың
ендіктер арасындағы қайта бөлінуі болып табылады.
Атмосфераның жылу балансы оның радиациялық балансынан Ra (әрқашанда
теріс), беттен келетін жылудан Р және ылғал конденсацияланғанда бөлінетін
жылудан LЕ (әрқашанда оң шамалар) тұрады. Атмосферадағы жылу тасымалы —
адвекцияның Аа мәні бар. Ол жылдық орта есеппен алғанда жылудың төмен
ендіктерден жоғары ендіктерге тасымалдануына, яғни бірінші жағдайда оның
шығысына, ал екінші жағдай-да кірісінше әкеліп соғады. Атмосфераның жылу
балансын тұтас алғанда адвекцияны есептемеуге болады, бірақ атмосфераның
жеке бөліктерінің жылу балансын қарастырғанда оны ескеру қажет. Көп жылдық
орта есепте атмосфераның жылу балансын мынадай теңдекпен кескіндеуге болады
Ra+ Р+LЕ = 0
Бет пен атмосфераның тұтас ретінде қоса алғандағы жылу балансы көп
жылдық орташада нольге тең болады.
№ 2 Дәріс Атмосферадағы су.
1. Атмосферадағы ылғалдылық.
Жер атмосферасында 14 000 км3-дей су буы бар. Су атмосфераға негізінен
Жер бетінен буланудың нәтижесінде барады. Ылғал атмосферада
конденсацияланады, ауа ағындарымен тасымалданады және қайтадан жер бетіне
жауады.Сөйтіп тұрақты су айналым жүріп тұрады.Ол судың үш күйде (қатты,
сұйық және бу түрінде) бола алу мүмкіншілігіне және бір күйден екінші күйге
оңай өте алуына байланысты.
Ауа ылғалдылығының сипаттамасы. Ауадағы су буының болмысы – ауаның
ылғалдылығы абсолют ылғалдылықпен, нақтылы серпімділікпен, сыбағалы
ылғалдылықпен, қанығу серпімділігімен, салыстырмалы ылғалдылықпен, ылғалдық
дефицитімен, шық нүктесімен сипатталады.
Абсолюттік ылғалдылық – атмосферада 1 м3 ауада грамм есебімен («а»
г/м3) су буының болуы.
Су буының нақтылы серпімділігі – оған сынап бағанасының миллиметрі
немесе миллибар («е» сын. бағ. мм немесе мб) есебімен түсетін қысым. «а»
мен «е»-нің сандық мәні өте жақын; ал + 16,4°С температурада бір-біріне
сәйкес келеді; сондықтан су буының нақтылы серпімділігін көп жағдайда
абсолют ылғалдылық деп атайды.
Сыбағалы ылғалдылық S – су буы массасының сондай көлемдегі ылғалды ауа
массасына қатынасы 1 кг ауадағы су буының грамм санымен белгіленеді (г/кг).
Ауаның массасы өзгермей көлемі өзгеретін адиабаттық кеңеюі және сығылуы
кезінде сыбағалы ылғалдылық өзгеріссіз қалады да, абсолют ылғалдылық
өзгеріп кетеді.
Ауаны қанықтыратын су буы серпімділігі қанығу серпімділігі, Емб,
Емм–белгілі температурада ауада су буының ұсталу шегі: Максимум ылғал
болмысы температураға тікелей байланысты, Ауаның температурасы неғұрлым
жоғары болса, ол соғүрлым су буын көбірек ұстай алады.
Ауа төмен температурада су буын өте аз мөлшерде ұстай алады.
Сондықтан ауа температурасының төмендеуі конденсация туғызуы мүмкін.
Салыстырмалы ылғалдылық г – су буының нақтылы серпімділігінің қанығу
серпімділігіне процент есебімен көрсетілген қатынасы:
г= е/Е*100. Салыстырмалы ылғалдылық ауаның су буымен қанығу дәрежесін
сипаттайды. Ауа қаныққанда Е = е; г=100-%.
Ылғалдылық дефициті Д – белгілі температурада қанығу жетімсіздігі:
Д=Е–е.
Шық нүктесі Т°– ауадағы су буы оны қанықтыру жағдайына жеткізетін
температура. г<100° жағдайда Т° әрқашанда ауаның нақтылы температурасынан
төмен болады.
Булану және буланушылық. Су буы атмосфераға төселме беттен булану
(физикалық булану) және транспирация арқылы барады. Физикалық булану
процесі дегеніміз судың шапшаң қозғалып жүрген молекулаларының жабысу
күшінен босап, олардың беттен бөлініп және атмосфераға ауысуы. Ауа су бу-
ларымен қаныққанда булану процесі тоқтайды.
Булану ылғалдылық дефицитіне және желдің жылдамдығына байланысты. Бұл,
байланыс мынадай формуламен кескінделеді: W бул ==Е–e*f (и) (Д а л ьтон з а
ңы). Мұндағы бұл – белгілі уақыт бірлігінде (сек) бет бірлігінен (см2)
буланған судың грамм есебімен мөлшері; f (u) – эмпириялық жолмен
тағайындалған «жел факторы». Әр түрлі деректер бойынша 0,5-тен 1,0-ге
дейінгі шамаға ие болады.
Булану процесі жылу жұмсалуын қажет етеді: 1 г су булануына 597 кал, 1
г мұз булануға одан 80 кал артық жылу керек. Осының нәтижесінде буланатын
беттің температурасы төмендейді.
Барлық ендіктерде де мұхиттан булану құрылықтан буланудан анағұрлым
артық. Оның мұхит үшін максимум мөлшері жылына 3000_ см-ге жетеді. Мүхит
бетінен буланудың жылдық жиынтығы тропиктік ендіктерде барынша мол және ол
жыл бойы аз өзгереді. Мұхиттан максималдық булану қоңыржай ендіктерде
қысқа, полярлық ендіктерде жазға тура келеді. Құ-' рылық бетінен максималды
булану мөлшері 1000 мм құрайды. Оның ендік бойынша өзгешеліктері радиация
балансымен ылғалдануға байланысты. Жалпы алғанда экватордан полюске қарай
температураның төмендеуіне сәйкес булану азая береді.
Буланған бетте ылғал жеткілікті мөлшерде болмаған жағдайда жоғары
температура және ылғал дефициті орасан зор болғанның өзінде булану үлкен
мөлшерге жете алмайды. Бұл жағдайда буланушылық деп аталатын – булану
мүмкіншілігі өте зор болады. Су бетінде буланумен буланушылық бір-біріне
сәйкес |келеді. Құрылық үстінде булану буланушылықтан әлдеқайда аз болуы
мүмкін. Буланушылық жеткілікті ылғалданған жағдайда құрылықтан булануы
мүмкін шаманы көрсетеді.
Ауа ылғалдылығының тәуліктік және жылдық өзгерісі. Ауаның ылғалдылығы
буланатын бет пен ауаның температурасының өзгеруіне, булану мен конденсация
процестерінің аратынасына, ылғал тасымалына сәйкес үнемі өзгеріп тұрады.
Ауаның абсолют ылғалдылығының тәуліктік өзгерісі қарапайым және қос-қосынан
болуы мүмкін. Біріншісі температура-ның тәуліктік өзгерісіне сәйкес келеді.
Бір максимум және бір минимумға ие болады. Сонымен бірге ылғал жеткілікті
жерлерге тән. Оны мұхит үстінен, ал қыс пен күзде құрылық үстінен байқауға
болады. Қос өзгеріс екі максимум мен екі минимумнан тұрады және құрылыққа
тән. Күн шығар алдындағы таңғы минимум түнгі сағаттардағы өте нашар
булануға (немесе тіпті оның болмауына) байланысты. Күннің сәуле
энергиясының кірісі артқан сайын булану өседі, абсолют ыдғалдылық
максимумына сағ. 9 шамасында жетеді.
Конвекция дамуының нәтижесінде жоғарырақ қабаттарда ылғал тасымалы –
оның ауаға буланатын беттен келіп жетуіне қарағанда тезірек жүреді,
сондықтан сағ. 16 кезінде екінші минимум пайда болады. Кешке қарай
конвекция тоқтайды, ал күндіз жылыған беттен булану әлі де айтарлықтай
интенсивті жүреді де, ауаның төменгі қабаттарында ылғал жинақталып, сағат
20–21 кезінде екінші (кешкі) максимум түзеді.
Абсолюттік ылғалдылықтың толық өзгерісі де температураның жылдық
өзгерісіне сәйкес келеді. Абсолюттік ылғалдылық жазда мейлінше мол, ал
қыста мейлінше аз.
Салыстырмалы ылғалдылықтың тәуліктік және жылдық өзгерісі барлық жерде
де дерлік температураның өзгерісіне қарама-қарсы, өйткені максималдық ылғал
болмысы температура жоғарылаған сайын абсолюттік ылғалдылықтан гөрі
жылдамырақ өседі. Салыстырмалы ылғалдылықтың тәуліктік максимумы күн шығар
алдында, минимумы – сағат 15–16-ға келеді.
Салыстырмалы ылғалдылықтың жыл бойындағы максимумы әдетте ең суық айға,
минимумы ең жылы айға тура келеді. Бұған жаз теңізден ылғалды желдер, ал
қыс материктен суық желдер соғатын аймақтар жатпайды.
Ауа ылғалдылығының таралуы. Ауадағы ылғалдылық болмысы экватордан
полюстерге қарай жалпы алғанда 18–20 мб-дан 1-–2 мб-ға дейін азаяды.
Максималды абсолют ылғалдылық (30 г/м3-тен астам) Қызыл теңіздің үстінде
және Меконг өзенінің дельтасында, ең үлкен орташа жылдық ылғалдылық (67
г/м3-ден астам) Бенгаль шығанағының үстінде, ең аз орта-ша жылдық
ылғалдылық (1 г/м3 шамасы) және абсолют минимум (0,1 г/м3-ден кем)
Антарктиданың үстінде байқалған.
Салыстырмалы ылғалдылық ендік өзгергенде біршама мардымсыз өзгереді:
мәселен, 0–10° ендіктерде ол ең көп дегенде 85%, 30–40° ендіктерде – 70%
және 60–70 ендіктерде 80% құрайды. Салыстырмалы ылғалдылықтың айтарлықтай
төмендеуі солтүстік және оңтүстік жарты шарлардағы, 30–40° ендіктерде ғана
байқалады.
Салыстырмалы ылғалдылықтың ең үлкен орташа жылдық мөлшері (90%)
Амазонканың сағасында, ең аз мөлшері (28%) Хартумда (Шөлдің аңғары)
байқалған.
Конденсация және сублимация. Су буымен қаныққан ауада оның
температурасы шық нүктесіне дейін төмендегенде немесе ондағы су буы
мөлшерден көбейгенде конденсация жүреді – су бу күйінен сұйық күйге өтеді.
0°С темен температурада су сұйық күйге соқпай қатты күйге өтуі мүмкін. Бұл
процесс сублимация деп аталады.
Конденсация да, сублимация да ауада конденсация ядросында, жер бетінде
және әр түрлі заттардың бетінде өтуі мүмкін.
Төселме беттен салқындайтын ауаның температурасы шық нүктесіне жеткенде
одан салқын бетке шық, қырау, сұйық және қатты мұздақ, қылау түседі.
Шық – судың көбінесе бірігіп кететін майда тамшылары. Ол әдетте түнде
жылу шығарудың нәтижесінде салқындаған бетте, өсімдік жапырақтарында пайда
болады. Қоңыржай ендіктерде шық бір түнде 0,1–0,3 мм, ал жылына 10–50 мм
ылғал береді.
Қырау – қатты ақ түсті. Шық қандай жағдайда болса, сондай жағдайда,
бірақ 0°-тан төмен температурада пайда болады (сублимация). Шық түзілгенде
жасырын жылу бөлінсе, қырау түзілгенде керісінше жылу жұтылады.
Сұйық және қатты қызылсу мұзы – салқын ауа жылы ауаға ауысқанда ылғалды
әрі жылы ауаның салқындаған бетке жанасуынан вертикаль заттарға (қабырға,.
бағана т. с. с.) тұрып қалатын қатқан жұқа су немесе мүз қабыршағы.
Қылау - ылғалмен қаныққан ауадан температура 0°-тан едәуір төменде
ағашқа, сымға және үйлердің бұрышына қонып қалатын ақ борпылдақ қоным.
Жаңбырдың немесе тұманның өте салқындаған тамшыларын 0°-тан төмен
суыған бетке түскенде жер бетінде және әр түрлі заттарда пайда болатын
тығыз мұздың тұтас қабаты көк тайғақ деп аталады. Ол әдетте күзде және
көктемде 0°,–5° температурада пайда болады.
2.Тұман. Бұлттар.
Конденсация немесе сублимация өнімдерінің (су тамшылары, ұсақ мұз
кристалдары) ауаның жер бетіне таяу қабаттарында жинақталуы тұман немесе
мұнар деп аталады.
Тұман мен мұнарлар бір-бірінен тамшыларының мөлшері жөнінен айырма
жасайды және көріну дәрежесін әр түрлі төмендетеді, Тұманда көріну 1 км
және онан да төмен, мұнарда 1 км-ден артық. Тамшылары іріленген жағдайда
мұнар тұманға айналуы мүмкін. Тамшылардың бетіндегі ылғалдылық булануы
тұманды буалдырға айналдырады. Тұман пайда болу себептеріне қарай бірнеше
типтерге бөлінеді.
Радиациялық тұман (сәуле шашу тұманы) сәуле шашу арқылы жылуын
жоғалтқан беттің әсері мен ауа қабатының бірте-бірте салқындауынан түседі.
Радиациялық тұманның пайда болуына ашық, тымық немесе сәл желқом ауа райы
қолайлы, жазда түнде және таң алдында ойпаң әрі ылғалды жерде қа-лыңдығы 2
м дейін аласа радиациялық тұман түседі. Қыс пен күзде радиациялық тұман
2000 м биіктікке жетеді және бірнеше күн тұрып алады.
Адвективтік тұман (ауысу тұманы) жылы ауа салқын бетке ауысқанда пайда
болады. Бұл тұман кең алапты қамтиды және үлкен биіктікке жайылады.
Адвективтік тұманның мысалына жылдың салқын мезгілінде ауа төмен
ендіктерден жоғары ендіктерге өткенде пайда болатын тұмандар, континенттен
жылы ауаның келуінен пайда болған солтүстік теңіздердің үстіндегі жазғы
тұмандар, қыста жылы ауаның теңізден салқын бетке келуінің нәтижесі – теңіз
жағалық тұмандары т. с. с. жатады. Араласу тұманы температурасы әр түрлі,
қанығуға жақын екі ауа массасы араласқанда пайда болады.
Булану тұманы күздің сонында әлі де жылы су қоймаларының үстінде бумен
қаныққан ауада байқалады.
Егер су буының конденсациясы (немесе сублимациясы) беттен бірқатар
биіктікте жүрсе, бұлт пайда болады. Олар тұманнан атмосферадағы орнымен,
физикалық құрылымымен және формаларының алуан түрлілігімен айырма жасайды.
Бұлттың пайда болуы негізінен көтеріліп бара жатқан ауаның адиабаттық
суынуымен байланысты. Көтеріле отырып және сонымен бірге бірте-бірте суына
отырып, ауа температурасы шық нүктесіне тең болатын шекараға жетеді.
Бұл шекара конденсация деңгейі деп аталады. Бұдан жоғарыда да
конденсация ядролары болған жағдайда су буларының конденсациясы басталады
да, бұлт пайда болуы мүмкін. Сөйтіп бұлттардың төменгі шекарасы іс жүзінде
конденсация деңгейіне сәйкес келеді. Бұлттардың жоғары шекарасы ауаның
жоғары бағытталған ағындарының таралу шекарасы – конвекция деңгейімен
анықталады. Ол көбінесе кідіртпе қабат-тарымен сәйкес келеді.
Көтеріліп бара жатқан ауаның температурасы 0°-тан төмен түсетін үлкен
биіктікте бұлтта майда мұз кристалдары пайда болады. Кристалдану әдетте –
10°С,–15°С температурада жүреді. Бұлтта сұйық және қатты элементтердің
орналасуының арасында айқын шекара болмайды, қалың өтпелі қабаттар болады.
Бұлтты құрайтын ұсақ бу тамшылары мен майда мұз кристалдары жоғары
бағытталған ағындарға ілесіп көтеріледі де, салмақ күшінің әсерімен
қайтадан төмен түседі. Конденсация шекарасынан төмен түсе отырып, ұсақ
тамшылар буланып кетуі мүмкін.
Қайсыбір элементтердІң басым болуына байланысты су бұлты, мұз бұлты
және аралас бұлт ажыратылады. Су бұлты ұсақ су тамшыларынан тұрады. Теріс
температурада бұлттағы ұсақ су тамшылары өте суынып кетеді (–30°С дейін).
Ұсақ тамшылардың радиусы көбінесе 2-ден 7 мк дейін, сирек жағдайда 100 мк
дейін барады. 1 м3 су бұлтында бірнеше жүз ұсақ тамшылар болады. Мұз бұлты
майда мұз кристалдарынан тұрады. Аралас бұлтта мөлшері түрліше ұсақ су
тамшылары, әрі мұз кристалдары болады.
Жылдың жылы кезінде су бұлттары негізінен тропосфераның төменгі, аралас
бұлттар ортасында, мұз бұлттары жоғары қабаттарында пайда болады.
Бұлттардың қазіргі халықаралық классификациясының негізіне оларды
биіктігіне және сыртқы түріне қарай бөлу алынған.
Биіктігіне қарай бұлттар төрт тұқымдасқа бөлінеді:
I–6000 м биіктікте жайласқан жоғарғы ярус бүлттары (СН);
II–2000 м-ден 6000 м дейін жайласқан орта ярус бұлттары (CM);
III–2000 м-ден төмен жайласқан төменгі ярус бұлттары (CL);
IV–вертикаль дамитын бұлттар. Бұл бұлттардың негізі төменгі ярус
деңгейінде (500 м бастап), ал ұшы жоғарғы ярус бұлттарының жағдайына жетуі
мүмкін (С).
Сыртқы түріне қарай бұлттар 10 туысқа бөлінеді. Бұлттардың туыстары
тұқымдастар бойынша былай бөлінеді:
I тұқымдас (жоғарғы ярус):
1-ші туыс. Шарбы бұлттар Cirrus (С) –жеке нәзік бұлттар, талшық немесе
жіп тәріздес, «көлеңке» бермейді, әдтте ақ, көбінесе жарқыраған.
2-ші туыс. Шарбы – будақ бұлттар Cirrocumulus (Cc) – Көлеңке түспейтін
мөлдір жапалақтар мен шариктердің қабаттары мен қырқалары.
3-ші туыс. Шарбы – қатпарлы бұлттар Currostratus (Cs) – жұқа, ақ, жарық
өтіп тұратын жамылғы.
Жоғарғы яpyqтың бұлттары түгелдей мұз бұлтына жатады.
II т ү қ ы м д a c (орта ярус):
4-ші туыс. Биік будақ бұлттар Altocumulus (Ac) – ақ пластин мен
шарлардан тұратын қабаттар немесе қырқалар. Судың өте майда тамшыларынан
түрады.
5-ші туыс. Биік қатпарлы бұлттар Altostratus (A,s) – бір тегіс
немесе сәл толқынды сұр түсті жамылғы. Аралас бұлттарға жатады.
III тұқымдас (төменгі ярус):
6-ші туыс. Қатпарлы будақ булттар Stratocumulus (Sc) – сұр түсті
шоңғалдар мен жалдардан тұратын қабаттар мен қырқалар. Су тамшыларынан
тұрады.
7-ші туыс. Қатпарлы бұлттар Stratus (St) – сұрғылт бұлттар жамылғысы.
Бұл әдетте су бұлттары.
8-ші туыс. Қатпарлы жаңбыр бұлттары Nimbostratus (Ms)– пішінсіз сұр
қабат. Көпшілік жағдайда бұл бұлттарға төменгі жағынан ыдыраған жаңбыр
бұлттары ілесіп жүреді. Қатпарлы жаңбыр бұлттары аралас бұлттарға жатады.
IV тұқымдас (вертикаль дамитын бұлттар):
9-ші туыс. Будақ бүлттар Cumulus (Си) – негізі горизонталь деуге
боларлықтай тығыз бұлт будақтары мен шоғырлары. Будақ бұлттар су буларына
жатады.
Шеттері ыдыраған будақ бұлттарды ыдыраған будақ бұлттар Fractocumulus
(Fc) деп атайды.
10-ші туыс. Будақ жаңбыр бұлттары Cumulonimbus (Cb) – вертикаль бойынша
өрбіген тығыз будақтар, төменгі жағында су тамшыларынаң жоғарғы жағында мұз
кристалдарынан тұрады.
Бұлттардың сипаты мен пішіні ауаны суытып, бұлт түзілуіне апарып
соқтыратын процестермен байланысты. Әр текті бет жылығандағы өрбитін
конвекцияның нәтижесінде будақ бұлттар (IV тұқымдас) пайда болады. Олар
конвекцияның интенсивтілігіне және конденсация деңгейінің орнына байланысты
бөлінеді; неғұрлым конвекция ннтенсивті жүрсе, неғұрлым оның деңгейі жоғары
болса соғұрлым будақ бұлттар вертикалынан қалың болады.
Ауаның жылы және салқын массалары түйіскенде жылы ауа әрқашанда салқын
ауаның үстін ала өрлеуге тырысады. Ол көтерілгенде адиабаттық салқындаудың
нәтижесінде бұлт түзіледі. Егер жылы ауа жылы және салқын массаларды бөліп
тұрған сәл көлбеген (100–200 км қашықтықта 1–2 км) бетпен баяу көтерілсе
(жоғары қарай сырғу процесі), бірнеше жүз. километрге (700–900 км) жайылған
біртүтас бұлт қабаты құрылады. Кәдуілгі бұлт жүйесі пайда болады. Төменде
көбінесе ыдыраған жаңбыр бұлты (Ғп), оның үстінде – қатпарлы жаңбыр бұлты
(Ns), одан жоғары – биік қатпарлы {As), шарбы қабат (Cs) және шарбы (С)
бұлттар орналасады. Астынан еңген суық ауа жылы ауаны жоғары қарай тез
ығыстырып шығарған жағдайда басқаша бұлт жүйесі түзіледі. Салқын ауаның
жерге таяулы қабаты үйкеліс салдарынан жоғары қабаттарға қарағанда баяуырақ
қозғалатындықтан бөліс бетінің төменгі жағы күрт иіледі, жылы ауа тік
дерліктей көтеріледі және онда будақ жаңбыр бұлттар {СЬ) пайда болады. Егер
мұнан жоғарыда жылы ауа салқын ауаның үстімен жоғары қарай сырғи берсе,
бірінші жағдайдағыдай қатпарлы жаңбыр, биік қатпарлы және шарбы қабат
бұлттар өрбиді. Егер жоғары қарай сырғу тоқталса, онда бұлт түзілмейді.
Жылы ауа салқын ауаның үстімен көтерілгенде пайда болатын бұлттар
фронттық бұлттар деп аталады. Егер ауаның көтерілуі оның таулар мен
қыраттардың беткейіне тірелуімен бай-
[pic]
1- сурет. Бұлттардың жоғары көтерілуі
ланысты болса, ондай жағдайда пайда болған бұлттар орографиялық бұлттар
деп аталады.
Ауаның тығыздығы артығырақ және тығыздығы кемірек қабаттарын бөліп
тұратын инверсия қабатының төменгі шекарасында ұзындығы бірнеше жүз метр
және биіктігі 20–50 м толқындар пайда болады. Ол толқындардың ауа көтеріле
отырып салқындайтын жалдарында бұлт тузіледі; жалдардың аралықтарындағы
ойыстарда бұлт түзілу журмейді. Бұйра бұлттардың бірімен-бірі жарысқан
ұзынша өңірлері немесе жалдары осылай пайда болады. Орналасу биіктігіне
орай олар биік будақ немесе қатпарлы будақ бұлттары болады. Егер
атмосферада толқынды қозғалыс туғанға дейін бұлттар болған болса, олар
толқындардың жалында тығыздалып, ойыстардағы тығыздық азая түседі. Осының
нәтижесінде жиі байқалатын күңгіртірек және ашық бұлт жолақтары пайда
болады.
Ауа үлкен кеңістікте, мәселен, теңізден құрылыққа қарай қозғалғанда
беткі үйкелісі артуының нәтижесінде турбуленттік жолмен сапырылысқанда әр
жерінде қалыңдығы әр түрлі және тіпті үзік-үзік бұлт қабаты пайда болады.
Қыста және күзде түнгілік сәуле шығару нәтижесінде жылу жоғалуы су
булары мол ауада бұлт түзілуіне әкеліп соғады. Бұл процесс тыныш және
үздіксіз жүретіндіктен күндіз ыдырап кететін біртүтас бұлт қабаты
түзіледі..
Найзағай ойнауы (гроза). Бұлт түзілу процесімен әрқашанда электрлену
және бұлтта бос зарядтар топталуы қоса жүреді. Электрлену тіпті шағын будақ
бұлтта да байқалады, бірақ ол әсіресе вертикаль дамитын жоғарғы жағында
температурасы төмен болатын (t<–25°) қуатты будақ жаңбыр бұлттарында
интенсивті көрінеді. Мұндай бұлттың жоғарғы бөлігінде әдетте оң заряд,
негізінде теріс заряд болады (2-сурет). Бұлттардың электрлену себебі әлі
анық белгісіз. Ауаның нейтрал тамшылары оң және теріс зарядталған
бөлшектерге жіктелуіне апарып соғатын тез көтерілуінің мәні болуы мүмкін.
[pic]
2 -сурет. Аса суынған найзағай бұлттағы көзге көрінетін разрядтар мен
электр зарядтарының таралу схемасы.
Бұлттың зарядтары әр түрлі учаскелерінің арасында немесе бұлт пен
жердің арасында электр разрядтары – найзағай өтеді, оған қоса күн
күркірейді. Бұл найзағай ойнауы (гроза). Найзағай ойнауы максимумы бірнеше
сағатқа созылады. Жер үстінде сағат сайын 2000-ға жуық найзағай ойнауы өтіп
тұрады. Найзағай ойнауы үшін қолайлы жағдайлар күшті конвекция және
бұлттың мол сулы болуы. Сондықтан құрылық үстінде найзағай ойнауы тропиктік
ендіктерде жиі болып тұрады (жылына 150 күнге дейін найзағай ойнайды),
қоңыржай ендіктердегі құрылық үстінде найзағай ойнауы жылына 10–30 күн,
теңіз үстінде 5–10 күн. Полярлық аудандарда найзағай ойнауы өте сирек.
Атмосферадағы жарық құбылыстары. Жарық сәулелерінің бұлттың ұсақ
тамшылары мен майда мұз кристалдарында шағылысуы, сынуы және дифракциясы
нәтижесінде гало, тәжі, кемпірқосақ пайда болады.
Гало – бұл жоғарғы ярустың мұз бұлттарында, көбінесе шарбы қабат
бұлттарда пайда болатын түрлі түске боялған немесе түссіз шеңберлер,
доғалар, жарық дақтары (жалған күндер). Галоның түрліше болуы майда мұз
кристалдарының формасына, олардың бағдарлануына және қозғалысына
байланысты: Күннің горизонттан биіктігінің де мәні бар.
Тәжі жұқа су бұлтынан көрініп тұратын Күнді немесе Айды қоршаған сәл
боялған жарық сақина. Тәжі аспан денесіне тиіп тұрған бір (жарық көмкерме)
және аралары бөлек-бөлек бірнеше «қосымша сақиналар» түрінде көрінуі
мүмкін. Әрбір тәжінің ішкі аспан денесіне қараған жағы көгілдір, сыртды
жағы – қызыл болып келеді. Тәжінің көріну себебі – жарықтың бұлт- тамшылары
мен кристалдарының арасынан өткенде дифракцияға ұшырауы. Тәжінің мөлшері
тамшы мен кристалдардың көлеміне байланыстьі: неғұрлым тамшылар
(кристалдар) ірі болған сайын, соғұрлым тәжі кіші және керісінше. Егер
бұлттағы бұлт элементтері іріленсе, тәжі радиусы бірте-бірте қысқарады,
бұлт элементтерінің мөлшерлері кішірейгенде (булану) – тәжі радиусы
үлкейеді. Күн немесе Ай төңірегіндегі үлкен тәжілер «жалған күндер»,
бағаналар – жақсы ауа райы сақталуының белгілері.
Кемпірқосақ жаңбыр тамшылары тамып тұрған бұлтқа күн сәулесі түскенде,
соның фонында көрінеді. Ол спектр түстеріне боялған жарық доға болып
табылады; доғаның сыртқы шеті қызыл, іші сия көк түсті. Бұл доға центрі
«білік» арқылы (бір түзудің бойымен) бақылаушының көзімен және күн
дискісінің центрімен жалғасып жатқан шеңбердің бір бөлігі. Егер Күн
горизонт үстінде төмен тұрса, бақылаушы шеңбердің жартысын көреді, егер Күн
көтерілсе, доға кішірейе береді, өйткені шеңбердің центрі горизонттың
астына түсіп кетеді. Күн биікті гі>42° жағдайда кемпірқосақ көрінбейді.
Самолеттен кемпірқосақты толық дөңгелекке жақын түрде бақылауға болады.
Негізгі кемпірқосақтан басқа екінші солғын бояулы кемпірқосақтар да болады.
Кемпірқосақ күн сәулелері ұсақ су тамшыларында сынып және шағылысқанда
пайда болады (3-сурет). Тамшыларға түскен сәулелер тамшылардан шашыраған
сияқты, түрлі түсті күйде шығады, оларды бақылаушы тап осындай түрінде
көреді.
Сәулелер жаңбыр тамшысында екі рет сынғанда екінші кемпірқосақ пайда
болады. Кемпірқосақтың бояуы, оның ені, екінші доғалардың түрі тамшылардың
мөлшеріне байланысты. Ірі тамшылар жіңішкерек, бірақ бояуы қанығырақ
кемпірқосақ береді; тамшылар кішірейген сайын кемпірқосақ жалпая түседі,
түсі солғынданады; тамшылар өте ұсақ болғанда ол бозғылт рең алады.
¥сақ тамшылар мен майда кристалдардың әсерінен жарық сәуленің өзгеруіне
байланысты пайда болатын атмосферадағы жарық құбылыстары бұлттардың
құрылысы мен жай-күйін білуге мүмкіндік береді және оларды ауа райын
болжауға пайдалануға болады.
[pic]
Бұлттылық, бұлттардың тәуліктік және жылдық өзгерісі, таралуы.
Бұлттылық аспанды бұлт торлау дәрежесі: 0 – ашық аспан, 10 – тұтас
бұлттылық, 5 – аспанның жартысы бұлтпен жабылған, 1 – бұлт аспанның 1/10 –
бөлігін жапқан т. с. с. Орташа бұлттылықты есептегенде бірліктің оңнан бір
бөлігі де қолданылады, мәселен: 0, 5, 5, 0, 8, 7 т. с. с.
Құрылық үстіндегі бұлттылықтың тәуліктік өзгерісінде таңертең ерте және
түс ауа екі максимум байқалады. Таңертең температураның төмендеуі және
салыстырмалы ылғалдылықтың артуы қабат бұлттардың түзілуіне жағдай жасайды,
түс ауа конвекцияның дамуына сәйкес будақ бұлттар пайда болады. Жазда
күндізгі максимум таңертеңгі максимумға қарағанда өте айқын көрінеді. Қыста
қатпарлы бұлттар басым болады және бұлттылық максимумы ертеңгі және түнгі
сағаттарға тура келеді. Мұхит үстіндегі бұлттылықтың тәуліктік өзгерісі
оның – құрылық үстіндегі өзгерісіне керісінше: бұлттылық максимумы түнге,
минимумы күндізге келеді.
Бүлттылықтың жылдық өзгерісі түрліше. Төмен ендіктерде бұлттылық жыл
бойы айтарлықтай өзгермейді. Континенттер үстіндегі конвекция бұлттарының
максималды дамуы жазға келеді. Бұлттылықтың жазғы максимумы муссондық
аймақтарда, сондай-ақ биік ендіктерде Мұхит үстінде байқалады.
Жалпы алғанда Жер бетінде бұлттылықтық таралуында зоналық байқалады, ол
зоналық бәрінен ауаның басым қозғалысымен оның көтерілуімен немесе төмен
түсуімен байланысты. Экваторда ылғалды ауаның қуатты жоғары бағытталған
қозғалысына байланысты және 60–70° с. және о. е. үстінде қоңыржай
ендіктерде үстем болатын циклондарда ауаның көтері-луіне байланысты екі
максимум байқалады. Құрылық үстінде Мұхиттың үстіне қарағанда бұлттылық кем
және оның зоналылығы да азырақ байқалады. Бұлттылық минимумы 20–30° о. және
с. е. және полюстерге тура келеді; ол ауаның төмен түсуіне байланысты.
Бүкіл Жер үшін орташа жылдық бұлттылық 5,4; құрылық үстінде 4,9; Мұхит
үстінде 5,8. Минималды орташа жылдық бұлттылық Асуанда (Египет) 0,5
белгіленген; СССР-де ең аз бүлттылық Термезде (Орта Азия) – 1,6. Максималды
орташа жылдық бұлттылық (8,8) – Ақ теңізде байқалған: Атлант және Тынық
мұхиттардың солтүстік аудандары мен Антарктида жағалары бұлттылықтың жоғары
болуымен ерекше көзге түседі.
Географиялық қабықта бұлттар өте маңызды орын алады. Олар ылғал
тасымалдайды,олармен жауын-шашын байланысты. Бұлт жамылғысы күн радиациясын
шағылыстырады және шашыратады, сонымен бірге жер бетінің жылылық сәуле
шашуын тежейді, сөйтіп ауаның төменгі қабаттарының температурасын реттеп
тұрады: бұлтсыз ауа температурасының ауытқу-. лары өте күрт сипат алар еді.
3. Атмосфералық жауын-шашын.
Атмосфералық жауын-шашын деп жер бетіне атмосферадан жаңбыр,
сіркіреуік, қиыршық, қар, бұршак түрінде түсетін суды айтады.
Жауын-шашын негізінен бұлттан түседі, бірақ бұлттардың бәрі бірдей
жауын-шашын бере бермейді. Бұлттағы ұсақ су тамшылары мен майда мұз
кристалдары өте кішкентай, оларды ауа оңай ұстап тұрады, тіпті әлсіз жоғары
бағытталған ағындардың өзі де оларды көтеріп әкетеді. Жауын-шашын түзілу
үшін бұлттың элементтері жоғары бағытталған ағындар мен ауаның тежеуін
жеңетіндей болып іріленуі керек. Бүлттардың бір элементтерінің іріленуі
екінші элементтерінің есебінен жүреді: біріншіден, ұсақ тамшылардың
қосылуының және кристалдардың бірігуінің нәтижесінде, екіншіден, және бұл
бастысы бұлттың бір элементтері буланып, диффузиялық тасымалдануының және
су буларының екінші "элементтерге конденсациялануның нәтижесінде іріленеді.
Тамшылардың немесе кристалдардың соқтығысуы ретсіз (турбуленттік)
қозғалыс үстінде немесе олардың әр түрлі жылдамдықпен құлауы кезінде
жүреді. Қосылу процесіне соқтығысқан ұсақ тамшыларды кейін қарай секіруге
мәжбүр ететін ұсақ тамшылардың бетіндегі ауа пленкасы, сонымен бірге аттас
электр зарядтары кедергі жасайды. Су буларының диффузиялық тасымалдануы
арқылы бұлттың бір элементтерінің екінші элементтердің есебінен өсуі
әсіресе аралас бұлттарда интенсивті жүреді. Мұзға қарағанда судың үстінде
максималды ылғал ұстау артық болатындықтан бұлттағы мұз кристалдары үшін су
буы кеңістікті қанықтыра алады, ал сол кезде үсақ су тамшылары үшін қанығу
болмайды. Соның нәтижесінде ұсақ тамшылар булана бастайды, ал кристалдар
олардың бетіне конденсация жүруінің есебінен тез өсе бастайды.
Су бұлтында үлкендігі әр түрлі ұсақ тамшылар болған жағдайда су буы
ірірек тамшыларға ауыса бастайды да, олар өсе береді. Бірақ бұл процесс өте
баяу жүретіндіктен су бұлттарынан (қатпарлы, қатпарлы-будақ) өте ұсақ
(диаметрі 0,05–0,5 мм) тамшылар түседі.
Құрылымы біртектес бұлттар әдетте жауын-шашын бермейді. Жауын-шашын
түзілуі үшін вертикаль дамитын бұлттарда жағдай өте қолайлы. Мұндай бұлттың
төменгі бөлігінде су тамшылары, жоғарғы жағында майда мұз кристалдары,
аралық зонада – салқындаған тамшылар мен майда кристалдар орналасады.
Бұлттың «жауын болып түсуіне» көмектесуге болады. Ол үшін қалың
бұлттардың жоғарғы –6°, –8°-қа дейін салқындаған бөлігіне мап-майда
кристалдар шашады, онда конденсация жүре бастайды. Әдетте йодты қорғасын
мен йодты күміс, тропиктік ендіктердің жылы ( + 10°С) бұлттарында хлорлы
натрий қолданылады. Бұлтқа түскен майда кристалдар оларға судың
конденсациялануы есебінен өседі, ауырлайды және өсе отырып құлай бастайды.
Жауын-шашын бермейтін бұлттардан жаңбырды қолдан осылай шақырады. Бұршақпен
күресу әдістері де іс жүзінде қолданыла бастады. Бұршақ қаупі бар бұлттарды
арнаулы – зеңбіріктерден «атады», йонда бұршақтың орнына жаңбыр жауады.
Жаз ауа қызғанда және ылғалдылық дефициті үлкен болғанда бұлттан түскен
жауын-шашын түсіп келе жатқан бойы буланып кетіп, жер бетіне жетпеуі
мүмкін. Түсіп келе жатқан бойы ұп-ұсақ тамшылар да буланып кетеді. Сирек
жағдайда өте ылғалды ауада конденсация ядросы өте көп мөлшерде болғанда
бұлтсыз-ақ жаңбырдың жеке тамшыларының түсуін бай-қауға болады.
Жаңбыр тамшыларының диаметрі 0,05-тен 7 мм-ге дейін (орташа 1,5 мм),
одан ірірек тамшылар ауада бөлшектеніп кетеді. Диаметрі 0,5 мм дейінгі
тамшылар сіркіреуік жауын түрінде жауады. Сіркіреуік жауын тамшыларының
түсуі көзге байқалмайды. Ауаның түсіп бара жатқан тамшылары басым жоғары
бағытталған ағындары неғұрлым күшті болса, соғүрлым нағыз жаңбыр ірі
болады.
Көтеріліп бара жатқан ауаның жылдамдығы 4 м/сек-те, жер бетіне диаметрі
1 мм-ден кіші болмайтын тамшылар түседі; 8 м/сек жылдамдықпен көтеріліп
бара жатқан ағынды тіпті ең ірі тамшылардың өзі де жеңіп түсе алмайды.
Түсетін жаңбыр тамшыларының температурасы әрқашанда ауаның
температурасынан біраз төмен болады.
Егер бұлттан түскен майда мұз кристалдары ауада еріп кетпесе, жер
бетіне қатты жауын-шашын (қар, қиыршық, бұршақ) түседі. Қар ұлпалары
сублимация кезінде қалыптасқан сәулелері сақталған алты қырлы мұз
кристалдары болып табылады. Ылғалды ұлпалар бір-біріне жабысқанда қар
жапалақтап жауада. Қар қиыршығы – жоғары салыстырмалы ылғалдылык (100%
артық) жағдайында мұз кристалдары қалай болса солай ретсіз өскенде
түзілетін сферокристалдар. Егер қар қиыршығы жұқа мұз қабығымен жабылса,
онда ол мұз қиыршығына айналады.
Бұршақ жылдың жылы кезіңде қалың будақ жаңбыр бұлтынан (СЪ) жауады.
Әдетте бұршақтың жаууы ұзаққа созылмайды. Бұршақтар мұз қиыршығының бұлт
ішінде әлденеше қайтара төмен түсіп, жоғары көтерілуінің нәтижесінде пайда
болады. Қиыршықтар төмен құлағанда судың өте салқындап кеткен зонасына
килігеді де, мөлдір мұз қабығымен жабылады, одан кейін олар қайтадан мұз
кристалдары зонасына көтеріледі де, олардың үстіне өте майда кристалдан
тұратын күңгірт қабат орнайды. Бұршақ қар ядросынан және кезектесіп
қабатталған бірнеше мөлдір күңгірт, мұз қабықтарынан тұрады. Қабықтардың
саны мен бұршақтардың үлкендігі оның бұлт ішінде неше peт көтеріліп, төмен
түскеніне байланысты. Көбінесе диаметрі 6–20 мм бұршақтар жауады, кейде
онан анағұрлым ірілері де кездеседі. Әдетте бұршақ қоңыржай ендіктерде
жауады, көбіне бұршақтың түсуі тропиктерде күшті болады. Полярлық
аудандарда бұршақ жаумайды.
Жауын-щашынның мөлшері горизонталь бетке түсіп, булану және топыраққа
сіңу болмаған жағдайда түзілуі мүмкін су қабатының миллиметр есебімен
алғандағы қалыңдығымен өлшеніледі. Интенсивтілігі бойынша (1 минуттағы
жауын-шашын миллиметрі мөлшерінде) жауын-шашын саябыр, орташа және күшті
болып бөлінеді.
Жауын-шашынның жаууы сипаты олардың түзілу жағдайына байланысты.
Бірқалыпты және ұзақ жауатын ақ жауындар әдетте жаңбыр түрінде қатпарлы-
жаңбыр бұлтынан жауады. Нөсер жауындар интенсивтілігінің тез өзгеруімен
және қысқа уақытта өтуімен сипатталады. Ол будақ қатпарлы бұлттан жаңбыр,
қар, кейде жаңбыр мен бұршақ түрінде жауады. Ин-тенсивтілігі 21,5 мм/мин
дейін баратын жеке нөсерлер байқалған (Гавай аралдары).
Сіркіреуік жауындар қатпарлы және қатпарлы будақ бұлттан жауады. Оларды
құрайтын тамшылар (салқын уақытта – өте майда кристалдар) әрең байқалады
және аспанда қалықтап тұрған сияқты болып көрінеді. Жауын-шашынның
тәуліктік өзгерісі бұлттылықтың тәуліктік өзгерісіне сәйкес келеді. Жауын-
шашынның тәуліктік өзгерісінің екі тип – континенталды жә-не теңіздік
(жағалық) типтері ажыратылады. Континенталды типтің екі максимумы (ертеңгі
сағаттарда және түстен кейін) және екі минимумы (түнде және түс қарсаңында)
болады. Теңіздік типте – бір максимум (түнде) және бір минимум (күндіз)
болады.
Жауын-шашынның жылдық өзгерісі әр түрлі зоналарда және бір зонаның әр
бөліктерінде әр түрлі. Ол жылу мөлшеріне, термикалық режимге, ауа
қозғалысына, су мен құрылықтың таралуына және айтарлықтай дәрежеде рельефке
байланысты. Жауын-шашынның жылдық өзгерісінің сан алуан түрін бірнеше типке
сыйдыру қиын, бірақ оның әр түрлі ендіктер үшін сипат-ты ерекшеліктерін
атап өтуге болады, бұл оның зоналылығын көрсетеді.
Экваторлық ендіктер үшін екі құрғақ маусыммен бөлінген екі жаңбырлы
маусым (күн теңелулерден кейін) сипатты. Тропиктерге қарай жүргенде жауын-
шашынның жылдық режиміне өзгеріс енеді – ылғалды маусымдар жақындап,
тропиктер маңында мол жаңбыры жылына 4 айға созылатын бір маусымға
бірігеді. Субтропиктік ендіктерде (35–40°) бір жаңбырлы маусым болады,
бірақ ол қыс кезіне келеді.
Қоңыржай ендіктердегі жауын-шашынның жылдық өзгерісі Мұхит үстінде,
материктердің ішкі бөліктерінде және жағалауларда бір-бірінен айырма
жасайды. Мұхит үстінде қысқы, құрылық үстінде жазғы жауын-шашын басым.
Жазғы жауын-шашын полярлық ендіктерге де тән әрбір жағдайдағы жауьш-
шашынның жылдық өзгерісін тек атмосфера циркуляциясын есепке ала отырып
қана түсіндіруге болады.
Жауын-шашынның жер бетінде таралуы туралы изогиет картасы көрнекі үғым
береді. Ең мол жауын-шашын экваторлық ендіктерде жауады, онда жылдық жауын-
шашынның мөлшері 1000–2000 мм ден асады. Тынық мұхиттың экваторлық
аралдарында жылына 4000–5000 мм-ге дейін, ал тро-пиктік аралдардағы жел жоқ
беткейлерінде 10 000 мм-ге дейін түседі. Мол жауын-шашын түсуінің себебі
өте ылғалды ауаның қуатты конвективтік ағындары экваторлық ендіктерден
солтүстікке және оңтүстікке қарай жауын-шашын мөлшері азаяды да, 25–35°
параллельдер маңында минимумына жетеді, онда жауын-шашынның орташа жылдық
мөлшері 500 мм-ден аспай-ды. Континенттердің ішкі бөліктерінде және батыс
жағалауларында кей кездерде жаңбыр бірнеше жыл бойы жаумайды. Қоңыржай
ендіктерде жауын-шашын мөлшері қайтадан өседі және орта есеппен жылына 800
мм құрайды; континенттердің ішкі бөліктерінде одан аз (жылына 500, 400
тіпті 250 мм); Мүхит жағаларында одан көп (жылына 1000 мм-ге дейін). Биік
ендіктерде төмен температура және ауада ылғал аз жағдайда жауын-шашынның
жылдық мөлшері мардымсыз болады.
Максималдық орташа жылдық жауын-шашын Черрапун-джиде (Индия) жауады –
12 270 мм. Ондағы жауын-шашынның ең көп жылдық жиынтығы 23 000 мм
шамасында, ең азы – 7000 мм-ден астам. Минималдық орташа жылдық жауын-шашын
мөлшері – Асуанда байқалған (0). СССР-де ең көп жылдық жауын-шашын Бас
Кавказ. жотасының оңтүстік беткейінде (Ачишхо – 3220 мм) және Кавказдың
Қара теңіз жағалауыида Батуми– 2400 мм).
Изогиеттер–картадағы жауын-шашын мөлшері бірдей нүктелерді қосатын
сызықтар.
Жауын-шашынның орташа жылдық мөлшерінің (мм) ендік бойынша таралуы
|Ендік |0-10 |10-20|20-30|30-40 |40-50 |50-60 |60-70 |70–80 |
|Солтүстік |1677 |763 |513 |501 |561 |510 |340 |194 |
|жарты шар | | | | | | | | |
|Оңтүстік жарты|1872 |1110 |607 |564 |868 |976 |- |- |
|шар | | | | | | | | |
Жер бетіне түсетін жауын-шашынның жалпы мөлшері оның үстінде қалыңдығы
1000 мм дейін баратын тұтас қабат құрай алады.
Қар жамылғысы. Қар жамылғысы қар жер бетіне оның сақталуы үшін
температура жеткілікті мөлшерде төмен болған жағдайда түскенде пайда
болады. Ол қалыңдығы және тығыздығымен сипатталады. Сантиметрмен
есептелінетін қар жамылғысы қалыңдығы бет бірлігіне түскен қардың
мөлшеріне, қардың тығыздығына, жергілікті жердің рельефіне, есімдік
жамылғысына, сондай-ақ қарды қуалайтын желге байланысты. Қоңыржай
ендіктердегі қар жамылғысының әдеттегі қалыңдығы 30–50 см. Ол тауларда
бірнеше метрге жетуі мүмкін. Қар жамылғысы тығыздығы (массаның көлемге
қатынасы) өте әр түрлі (0,04 г/см3-ден 0,7 г/см3 дейін), орта есеппен
0,20025 г/см3. Қардың тығыздығына оның жылу өткізгіштігі байланысты (орта
есеппен 0,00027 кал/см сек. град.) Ауаны көп ұстайтындықтан қар жамылғысы
топырақты терең қатудан сақтайды: неғүрлым қар жамылғысы қалың болса,
соғұрлым топырақ жылуды аз жоғалтады.
Альбедосы үлкен болғандықтан және сәулені кеп шашатындықтан қара
жамылғысы ауаның жер бетіне жақын қабатының температурасының төмендеуіне
жағдай жасайды, әсіресе ауа райы ашық болғанда көп төмендейді. Қар
жамылғысы үстінде ауаның минималдық және максималдық температурасы сондай
жағдайда, бірақ қар жамылғысы жоқ болғандықтан төмен болады.
Полярлық және биік таулы аудандарда қар жамылғысы тұрақты жатады.
Қоңыржай ендіктерде оның жату уақытының ұзақтығы климаттық жағдайларға
байланысты.
Ай бойы сақталатын қар жамылғысы тұрақты деп аталады.
Ылғалдану. Беттің ылғалдану жағдайын тағайындау үшін жауын-шашынның
жиынтығын біліп қана қою мүлде жеткіліксіз. Жауын-шашын мөлшері бірдей,
бірақ буланушылық әр түрлі болғанда ылғалдану жағдайы өте әр түрлі болуы
мүмкін. Ылғалдану жағдайын сипаттау үшін ылғалдану коэффициентін (К)
қолданады. Ылғалдану коэффициенті дегеніміз жауын-шашын жиынтығының (г) сол
кездегі буланушылыққа (Ем) қатынасы. К= r /Ем * 100. Ылғалдану әдетте
процентпен өрнектеледі, бірақ оны бөлшекпен де өрнектеуге болады.
Егер жауын-шашын жиынтығы буланушылықтан кем, яғни К 100%-тен кем
(немесе К 1-ден кем) болса, онда ылғалдану жеткіліксіз. К 100%-тен артық
жағдайда ылғалдану артық болуы мүмкін, К = 100% болғанда ылғалдану қалыпты.
Егер К= 10% (0,1) немесе 10%-тен кем болса, ылғалдану мардымсыз дегсн сөз.
Шөлейтте К<30%, құрғақ далада >30%, бірақ <60%.орманды далада 100%,
тундрада, қоңыржай ендік ормандарында, экватор ормандарында > 100%
(100–150%). Ылғалдану сонымен бірге құрғақтықтың радиациялық индексімен (К)
сипатталады. Ол беттің жылдық радиациялық балансының (К) жылдық жауын-
шашынды (г) буландыруға қажетті жылу жиынтығына қатынасы K= R/Lr ( L – бy
түзілуінің жасырын жылуы).
Құрғақтықтың радиациялық индексі қалдық радиацияның қаншалықты үлесі
булануға жұмсалатынын көрсетеді. Егер жылу жауын-шашынның жылдық жиынтығын
буландыруға қажетті мөлшерден аз болса, ылғалдану жеткіліксіз бола алмайды.
К <0,45 жағдайда ылғалдану артық; К 0,45-тен 1,00 дейін ылғалдану
жеткілікті; К 1,00-ден 3,00 дейін ылғалдану жеткіліксіз.
Жылына жер бетіне орта есеппен 511 мың км3 жауын-шашын жауады, оның
108 мың км3 (21%) құрылыққа, қалғаны Мұхитқа түседі. Барлық жауын-шашынньщ
жартысына жуығы 20° с. е. пен 20° о. е. аралығында түседі. Полярлық
облыстарда жауын-шашынның не бары 4%-і келеді. Жер бетінен жылына орта
есеппен оған қанша су түссе, сонша су буланады. Атмосферадағы ылғалдың
негізгі «көзі» субтропиктік ендіктегі мұхит, онда бет қызғанда сол
температурада максималды булануға жағдай жасалады. Сол ендіктердегі
құрылықта буланушылық үлкен, ал буланатын ешнәрсе болмағандықтан ағынсыз
облыстармен шөлдер пайда болады. Тұтас алғанда су балансы Мұхит үшін теріс
(булану жауын-шашыннан артық), құрылықта оң (булану жауын-шашыннан кем).
Жалпы баланс «артық» судың құрылықтан Мұхитқа ағуы арқасында теңеледі.
№ 3.Атмосфералық қысым мен жел.
1. Атмосфералық қысым.
Атмосфераның салмағы жердің салмағынан миллион есе аз, бірақ оның
жер бетіне түсіретін қысымы айтарлықтай және Мұхит деңгейінде беттің әрбір
квадрат сантиметріне 1033,3 г (1 м2-ге 10 333 кг) келеді. Бұл қысым сол
деңгейде 45° ендікте 0°-та қимасы 1 см2 биіктігі 760 мм сынап бағанасы
қысымымен теңдеседі. Сынап бағанасының 760 мм қысымы қалыпты атмо-сфералық
қысым деп есептелінеді. Атмосфера қысымын динамен кескіндеуге болады.
Қалыпты қысым 1013 250 дин/см2 тең. 1 см2-ге 1000 000 дин қысым – 1 бар,
0,001 бар–1 миллибар, 1 013 250 дин/см2–- 1013,25 миллибар. 1000 мб 750 мм
сын. бағ. сәйкес келеді; 1 мб = 0,75, немесе т-мм сын. бағ; 1 мм сын. бағ.
= 1,33 мб.СИ системасында қысым өлшеу бірлігі – паскаль (Па). 1 мм сым.
бағ.= 133,322 Па, 1 бар –105 Па, 1 мб=100 Па. Қалыпты қысым – 101 325 Па.
Биіктеген сайын атмосфера қысымы азая береді, өйткені атмосфераның жоғары
жатқан қабатының қалыңдығы жұқара береді. Атмосфера қысымы 1 мб-ға өзгеруі
үшін көтерілу немесе төмен түсу қажет болатын метр есебімен алынған
қашықтық бар сатысы деп аталынады. Бар сатысы биіктеген сайын өсе береді.
|Биіктік (мың. м) |0–1 |1–2 |2–3 |3–4 |4–5 |5–6 |
|Бар сатысы (мм) |10,5 |11,9 |13,5 |15,2 |17,3 |19,6 |
Бар сатысының мөлшері температураға байланысты; температура 10
көтерілгенде ол 0,4% өседі. Жылы ауада бар сатысы үлкенірек, салқын ауада –
кішірек, сондықтан атмосфераның биік қабаттардағы жылы облыстарында салқын
облыстарға қарағанда қысым артық болады.
Атмосфера қысымы жалпы алғанда биіктеген сайын заңды түрде азая береді:
ол теңіз деңгейіне қарағанда 5 км биіктікте 2 есе, 10 км биіктікте 4 есе,
15 км-де – 8 есе, 20 км-де – 18 есе аз.
Атмосфера қысымынын, өзгеруі барлық жерде үздіксіз және айтарлықтай
үлкен мөлшерде жүреді. Теңіз деңгейіне келтірілген ең жоғары қысым
Барнаулда (1900 ж.) – 1087,3 мб, ең төмен қысым – 877 мб– 1918 ж. Азияның
оңтүстік шығыс жағаларында «Ида» тайфуны өткен кезде тіркелінген. Бір
жердегі қысым ауытқуының амплитудасы үлкен болуы мүмкін. Мысалы, Москвада
(теңіз деңгейінен 156 м) 944 мб және 1037 мб қысым тіркелінген. Европада
теңіз деңгейіндегі көп жылдық орташа қысым 1014 м.
Қысымиың таралуы. Атмосферада қысымның таралуын қысымы бірдей нүктелер
арқылы жүргізілген және изобарлық деп аталатын беттердің көмегімен көрнекі
көрсетуге болады.
Егер Мұхит деңгейіндегі атмосфера қысымы барлық жерде бірдей болса және
биіктеген сайын бірқалыпты өзгеріп отырса, изобарлық беттер горизонталь
және бір-біріне параллель орналасқан болар еді.
Шынында қысымның таралуы өте күрделі сондықтан да изобарлық беттер оған
сәйкес әр түрлі системалар түзеді. Мәселен, жоғарғы қысымды облыста дөңес
жағы жоғары қараған изобарлық беттер системасын көруге болады. Төменгі
қысымды облыста изобарлық беттер керісінше төмен қарай иілгеи.
Изобар беттері иіле отырып әр түрлі деңгейдегі беттерді, соның ішінде
теңіз деңгейіндегі бетті де өте аз бұрыш жасап қиып өтеді.
Изобар беттерінің теңіз деңгейі бетімен (немесе кез келген басқа бір
деңгейдін, бетімен) қиылысуынан пайда болған сызықтар изобарлар деп аталады
(1-сур.). Изобарлар қысымы бірдей нүктелерді қосады. Изобарлық беттердің әр
түрлі формаларына изобарлардың белгілі бір формалары сәйкес келеді. Түзу
сызықты изобарлар деңгейдің бетін бір-біріне параллель изобарлық беттердің
қиюынан шығады. Тұйық изобарлар деңгейдің бетін дөңес немесе ойыс тостаған
тәріздес изобарлық беттердің қиюынан пайда болады.
Центрінде қысымы төмен тұйық изобарлар системасы (Н) бар минимумы
(циклондық изобарлар) деп ата-лынады. Центрінде қысымы көтеріңкі тұйық
изобарлар (В) системасы бар максимумы (антициклондық изобарлар) деп
аталынады. Төменгі қысымның ұзынша созылған тіліне сәйкес келетін
тұйықталмаған изобарлар системасы бар қолаты. Көтеріңкі қысымның ұзынша
созылған тіліне сәйкес
[pic]
келетін тұйықталмаған изобарлар системасы бар қырқасы. Екі бар
максимумның және екі минимумның аралығыңда айқасып орналасқан қайқаң деп
аталынатын тұйықталмаған изобарлар системасы түзіледі.
Изобарлардың орналасу тығыздығы қысымның қашықтық бірлігіне өзгеруіне
байланысты. Қысымның горизонталь бағытта өзгеруі бар градиентімен
сипатталады.
Бар градиенті – қысымның қысым азаю жағына қарай, изобарларға
перпендикуляр бағытта қашықтық бірлігіне өзгеруі. Қашықтық бірлігіне 100 км
алынады. Неғұрлым бар градиенті үлкен болса, соғұрлым изобарлар тығыз
болады.
Бір деңгейге (әдетте теңіз деңгейіне) келтірілген қысым мөлшерін
пайдалана отырып, белгілі бір сәтте немесе уақыт кезеңінде қысымның жер
бетіне таралуының картасы – изобарлар картасын жасайды.
Қысымның январьда көп жылдық орташа таралуы картасында экватордағы
төменгі қысым зонасы (экваторлық депрессия) көрінеді, оның ішінде
материктердің үстінде әсіресе оңтүстік жарты шарда, қысымы 1010 мб төмен
тұйық облыстар оқшауланып тұр. Экваторлық депрессиядан солтүстікке және
оңтүстікке таман жоғары қысым зоналары орналасады. Зоналар әсіресе оңтүстік
жарты шардағы мұхиттардың үстінде жақсы көрінетін тұйық облыстарға (бар
максимумдеріне) бөлінеді (оңтүстік Үнді, оңтүстік Тынық мұхит, оңтүстік
Атлант максимумдері). Оларды қызған_материктердің үстінде пайда болатын
төменгі қысымды облыстар бөліп түрады. Солтүстік жарты шарда бар
максимумдері мұхиттардың үстінде қалыптасады (Солтүстік Атланттық, Азов,
Гавай максимумдері). Олар Азияның үстіндегі тропиктік, субтропиктік,
қоңыржай және субпо-лярлық ендіктерге таралатын зор көлемді максимуммен
(Азия максимумы) және Солтүстік Америка үстіндегі максимуммен (Қанада
максимумы) жоғары қысымның біртұтас зонасына бірігеді. Солтүстік жарты
шардың қоңыржай және субполярлық ендіктерінде мұхиттардын, үстінде бар
минимумдері (Исландия және Алеут) орналасады, Материктер үстінде – жоғарыда
аталған жоғары қысым облыстары (Азия және Канада макси-, мумдері).
Арктикалық үстінде қысым көтеріңкі, бірақ көтеріңкі қысымның (1016 мб)
тұйық облысы Гренландияның үстінде ғана оқшауланады. Оңтүстік жарты шардың
қоңыржай және субполярлық ендіктерінде – төмен қысымның тұтас зонасы
Антарктида үстінде – тұрақты, бар максимумы.
Июльде экваторлық депрессия солтүстік жарты шарға қарай біраз ығысады.
Материктердің үстінде төмен қысым солтүстікке алысқа солтүстік жарты шардың
тропиктік және қоңыржай ендіктерінде таралып, центрлері 30° с. е. маңында
жайласқан кең көлемді жазғы депрессиялар түзеді (Оңтүстік Азия және Мексика
депрессиялары). Азор және Гавай максимумдері де солтүстікке қарай ығысады
да және күшейеді. Солтүстік жарты шардың қоңыржай және субполярлық
ендіктеріндегі мұхит үстіндегі айтарлықтай әлсіреп бара жатқан депрессиялар
(Исландия және Алеут депрессиялары) материктердің үстіндегі депрессиялармен
төмен қысымның тұтас зонасына бірігеді, одан солтүстікке қарай қысым өте
мардымсыз жоғарылайды.
Оңтүстік жарты шарда субтропиктік және тропиктік ендіктерде жоғары
қысым мұхит үстіндегі үш максимуммен шектелмей, салқындап бара жатқан
материктерге де тарайды да жоғары қысым зонасын қүрайды. Оңтүстік жарты
шардың қоңыржай және субтропиктік ендіктерінде – январьдағыдай төмен қысым
зонасы. Антарктиданың үстінде – жоғары қысым.
Январь және июль изобарлар картасын талдау қысымның таралуында анық
зоналықты байқауға мүмкіндік береді, зоналық әсіресе Мұхит үстінде айқын
көрінеді. Жыл бойы экватор үстінде басынқы қысым зонасы – экваторлық
депрессия орын алады. Субтропиктік ендіктерде жыл бойы жоғары қысым зонасы
сақталады, ол мұхиттардың үстінде (әсіресе солтүстік жарты шарда) жеке
максимумдерге бөлініп кетеді. Қоңыржай «ендіктерде басыңқы қысым зонасы
(оңтүстік жарты шарда тұтас, ал солтүстік жарты шарда минимумдерге
бөлінетін) және Антарктиданың үстінде жоғары қысым облысы айқын көрінеді..
Маусымға байланысты Мұхит үстінде жоғары және төмен қысым зоналары
солтүстікке және оңтүстікке қарай ауысып отырады. Материктер үстінде олар
ауысып қана қоймайды, маусым бойынша белгісін кері таңбаға ауыстырады, бар
максимумы орнына бар минимумдері пайда болады және керісінше. Мысалы,
Азияның үстіндегі қысқы максимум қысымның жазғы минимумына ауысады.
Атмосфераның төселме бетке түсіретін орташа көп жылдық қысым
карталарында кескінделген бар максимумдері мен минимумдері атмосфера
әрекеті центрлері деп аталынып, перманенттік (тұрақты) және маусымдық
центрлері ажыратылады. Біріншісіне – экваторлық депрессия мұхит үстіндегі
субтропиктік максимумдер мен субполярлық депрессиялар, полярлық
максимумдер, екіншісіне – қоңыржай ендіктердегі материктер үстіндегі қысқы
максимумдер мен жазғы минимумдер жатады. Атмосфера әрекеті центрлері ауа
ағындарына, ауа райына және климатқа орасан зор әсерін тигізеді. Айталық,
мысалға, Европаның үстіндегі атмосфералық процестердің дамуы тұрақты Азор
мен маусымдық Азия максимумдері, тұрақты Исландия және маусымдық Азия
минимумдері сияқты центрлердің ықпалына байланысты. Бар максимумдері мен
минимумдері еш жерде тұрақты сақталмайды, қысым үнемі өзгеріп отырады,
сондықтан да оның орташа көп жылдық таралуының карталары жоғары немесе
төмен қысымының қайсы бір жерде шешуші түрде таралуын куәлендіреді.
Изобарлар картасының көмегімен Мұхит деңгейінен кез келген биіктіктегі,
мысалға 1, 3, 5 км биіктіктегі қысымның таралуын көрсетуге болады.
Іс жүзінде биіктіктегі қысымды бейнелеу үшін көбінесе изобарлар
картасының орнына бар топографиясы (бар рельефі) карталары пайдаланылады.
Олар қандай болмасын изобар бетінің мәселен 300 мб, 500 мб, 700 мб бетінің
кеңістіктегі орнын көрсетеді. Изобар бетінің әрбір нүктесі Мұхит деңгейінен
белгілі бір биіктікте жайғасады және сол беттің рельефін жер бетінің
рельефі сияқты бірдей биіктіктердің – изогипстердің көмегімен бейнелеуге
болады.
Бар топографиясы карталарындағы изогипстердің биіктігі геопотенциалдық
метрмен немесе декаметрмен (1 гп дека-метр = 10 гпм) өрнектеледі және
геопотенциалдық немесе динамикалық биіктік деп аталынады. Ол сан жағынан
метр есебімен алынған биіктіктен өте аз (макс. 0,5%-ке) айырма жасайды, ал
980 см/сек2 шапшаңдықта олар бір-біріне сәйкес келеді.
Изобарлық беттің теңіз деңгейі үстіндегі орны көрсетілген бар
топография картасы абсолюттік топография картасы деп аталынады және AT
индексімен белгіленеді, мысалы АТ300 – 300 мб беттің абсолют топографиясы
картасының белгісі.
Сонымен бірге салыстырмалы топография картасы – СТ жасалынады. Оларға
мұхит деңгейінің емес (AT карталарындағы сияқты) басқа, төменірек жатқан
изобарлық беттен есепте-лінген изобарлық беттің биіктігі, яғни бір
изобарлық беттің екіншісінен салыстырмалы биіктігі түсіріледі.
Абсолюттік және салыстырмалы топография карталарының әр түрлі
атмосфералық процестердің дамуын зерттеу үшін өте үлкен мәні бар және ауа
райын болжауда кеңінен пайдаланылады.
Қысымның теңіз деңгейінде таралу карталарын абсолюттік топография
карталарымен салыстыру қысымының таралуының жер бетінде байқалатын әр
түрлілігі биіктеген сайын бірте- бірте азая беретінін көрсетеді, жоғары
және төмен қысым белдеулерінің кезектесуі жоғалады экваторлық депрессия
жоғары қысым белдеуімен ауысады, полюстерге қарай қысым азая береді де, ең
аз мөлшеріне жетеді.
Төселме беттің атмосфера қысымының таралуына әсері биіктеген сайын азая
береді. Бірақ 9 км биіктікте де изогипстер бір біріне параллель емес және
бағыты женінен параллельдерге сәйкес келмейді – олар бірде жақындасып,
бірде алшақтап толқын құрайды.
Салыстырмалы топография картасын талдау биіктеген сайын қысымның
өзгеруі ауаның температурасына байланысты екенін көрсетеді. Неғүрлым
температура жоғары болса, соғұрлым изобарлық беттердің ара қашықтығы үлкен
болады.
Атмосфера қысымының өзгеру себептері. Қысым ауаның орын ауыстыруының –
бір жерден ағып шығып, екінші жерге келіп құйылуының нәтижесінде өзгереді.
Бұл ауысу ауаның жайылма беттен біртегіс жылынбауынан тығыздығының әр түрлі
болуымен байланысты. Бірыңғай жылынған беттің үстіндегі ауа қабатын көз
алдыңызға келтіріңіз. Бұл қабатта қысым изобарлық бетте бір-біріне және
жайылма бетке параллель орналаса-тындай болып биіктеген сайын бірте-бірте
төмендейді де барлық жерде қысым бірдей түседі. Енді беттің қайсы бір
учаскесі көршілес учаскелерден көрі көбірек жылынады делік. Ауаның жоғары
бағытталған қозғалысы пайда болады, яғни бөлшектер қабаттың төмен жатқан
бөліктерінен жоғары жатқан бөліктеріне тасымалданады, ондағы ауа массасының
өзгеруінсіз қабат кеңиді. Егер ауа массасы өзгермесе, оның теселме бетке
қысымы да өзгермейді. Бірақ ауа қабатының өзінде жоғары бағытталған
қозғалыс жағдайында қысымның таралуына өзгеріс енгізеді: ол бөлшектердің
төменнен алып кетілуінің нәтижесінде өседі де, қызбаған көрші учаскелердің
үстіндегіге қарағанда сол деңгейде жоғары бола бастайды. Жылы учаскенің
үстіндегі изобарлық беттер көтеріледі, олардың ара қашықтығы өседі. Осының
нәти-жесінде жоғарыда ауа көршілес учаскелерге қарай аға бастайды да,
қызған учаскенің бетіне түсетін қысым азая бастайды. Осы кезде жоғарыда
көрші учаскелерге ауаның келіп құйылуы олардың бетіне түсетін қысымды
жоғарылатады. Атмосфераның қарастырылып отырған қабатының төменгі бөлігінде
изобарлық беттер төмен қарай иіледі. Биіктеген сайын олардың иіні бірте-
бірте азая береді. Қайсы бір биіктікте олар теңеледі де, одан кейін, біздің
байқағанымыздай, иіні жоғары қарайтын болады.
[pic]
Қысымның таралуына сәйкес беттің үстінде ауаның жылынған учаскеге қарай
бағытталған қозғалысы пайда болады. Қысымы жоғарырақ жерлерден кеткен
ауаның орны оның төмен түсуінің нәтижесінде толады. Сөйтіп беттің біртегіс
жылынбауы ауаның қозғалысын, оның циркуляциясын: жылынған учаскенің үстінде
көтерілуін, біршама биіктікте жан-жағына ағуын, көр-шілес азырақ жылынған
учаскелердің үстінде төмендеуін және жер бетінде жылынған учаскеге қарай
қозғалуын тудырады.
Ауаның қозғалысы сонымен бірге беттің әр қилы салқындауынан да болуы
мүмкін. Бірақ бұл жағдайда салқындаған учаскенің үстіндегі ауа сығылады да,
бірқатар биіктікте сол деңгейдегі көршілес, мұнан жылырақ учаскелердің
үстіндегіге қарағанда қысым төмен бола бастайды. Жоғарыда салқын учаскеге
қарай ауа қозғалысы туады да, оған қоса оның үстіндегі қысым өсе түседі
оған сәйкес көршілес учаскелердің үстінде қысым төмендейді. Жер бетінде ауа
қысымы көтеріңкі облыстан қысымы төмен облыстарға яғни салқын учаскеден жан-
жағына қарай тарай бастайды. Кеткен ауаның орнын жоғарыдан түскен ауа
толтырады.
Ауаның төселме беттен жылынуы және салқындауы оған қоса ауа ауыспаса
қысымның өзгеруіне әкеліп соқпайтыны түсінікті. Атап айтқанда жылынған
учаскеден жоғарыда ауаның ағып шығуы және оның салқындаған учаскеге келіп
құйылуы бетке түсетін қысымның өзгеруін тудырады. Сөйтіп, термикалык
себептер (температураның өзгеруі) қысымның өзгеруінің дина-микалық
себептеріне (учаскенің үстіндегі ауа массасының азаюына немесе көбеюіне)
әкеліп соғады.
2. Атмосфералық жел.
Горизонталь бағыттағы ауаның қозғалысын жел деп атайды. Жел жылдамдығы,
күші және бағыты арқылы сипатталады.
Жел жылдамдығы секундына метрмен (м/сек), кейде сағатына километрмен
(км/сағ), баллмен (Бофорт шкаласы 0 ден 12 баллға дейін) және халықаралық
код бойынша узелмен (узел 0,5 м/сек-қа тең) өлшенеді. Жер бетіндегі желдің
орташа жылдамдығы 5–10 м/сек.
Жел күші қозғалатын ауаның нәрсеге жасайтын қысымымен анықталады да
квадрат метрге килограммен өлшенеді (кг/м2). Желдің күші оның жылдамдығына
байланысты: Р – = 0,25- V2 кг/м2, мұнда Р – күш, V – жылдамдық, 0,25
коэффициент.
Желдің жылдамдығы бар градиентінің шамасына байланысты: бар градиенті
өскен сайын жылдамдық артады. Ауаның қозғалысын орта есеппен 1000 м
биіктікке дейін төменгі бетпен болатын үйкеліс баяулатады. Желдің
жылдамдығына ауаның тығыздығы әсер етеді: тығыздық азайған сайың жылдамдық
артады. Жоғары көтерілген сайын үйкеліс пен ауа тығыздығының азаюы
нәтижесінде жел күшейеді.
Жерге таяу қабатта желдің секундына жазда 100 м, қыста 50 м болып
соғатын максималь жылдамдығы 13–14 сағаттарда, ал минималь жылдамдығы –
түнгі уақытта байқалады. Атмосфераның жоғарырақ қабаттарында жел
жылдамдығының тәуліктік жүрісі керісінше. Мұндай жағдай тәулік бойы
атмосферада вертикаль алмасу интенсивтілігінің өзгерісімен түсіндіріледі.
Күндіз жер бетінде дамитын интенсивті вертикаль алмасу жоғарырақ қабаттарды
да қамтып олардың горизонталь бағыттағы ығысуын кідіртеді. Түнде интенсивті
алмасу болмаған кезде ауаның жерге жақын қабатының тежеу әсері жоғары
қабаттардағы қозғалыстарға тимейді және олар бар градиентінің шамасына
сәйкес жылдамдықпен орын алмастырады.
Желдің қалыпты тәуліктік соғуын әрдайым атмосфера аласапыраны бұзып
отырады.
Желдің ең үлкен орташа жылдық жылдамдығы (22 м/сек) Антарктида
жағасында байқалды. Мұнда желдің орташа тәуліктік жылдамдығы кейде 44 м/сек-
қа жетеді, ал кейбір кездерде 90 м/сек болады. Ямайкада кейбір кездерде
жылдамдығы 84 м/сек-қа жеткен дауылды жел байқалған.
1000 м биіктікке дейінгі атмосфера қабаты үйкеліс қабаты деп аталады.
[pic]
Желдің бағыты жел соғып түрған горизонт нүктесінің жағдайымен
анықталады. Желдің бағытын белгілеу үшін практикада горизонтты 16 румбыға
бөледі. Румб дегеніміз дүние жүзі елдеріне қатысты көрінетін горизонт
нүктесіне қарайғы бағыт. Басты румбылар: солтүстік (С, N), оңтүстік (Ю, S),
шығыс (В, Е),батыс (3, W).
Желдің бағытын азимутпен, яғни сол жердегі меридиан мен жел бағыты
арасындағы бұрышпен көрсетуге болады. Азимут солтүстік нүктеден шығысқа
қарай есептеледі (0-ден 360°-қа дейін).
Желдің бағыты бар градиентінің бағытына, Жер айналуының ауытқу әсеріне,
үйкеліске ал қисық сызықты изобара бойынша қозғалғанда центрден тепкіш
күшке тәуелді Жер бетінен 1000 м-ден жоғары биіктіктерде қозғалатын жел екі
күштің әсеріне, яғни бар градиенті (қысымдардың айырмасы) мен Жер
айналуының ауытқу әсеріне бағынады. Соның нәтижесінде оның қозғалысының
бағыты изобардың бағытымен дәл келеді. Мұның неге бұлай болатынын
қарастырайық. Солтүстік жарты шарда ауа бөлшегі а0 нүктесінен (Г) бар
градиентінің күші әсерінен қозғала бастайды. Қозғалыс пайда болысымен-ақ
қозғалыс бағытында перпендикуляр және солтүстік жарты шарда одан оңға қарай
бағытталған Жер (А) айналуының ауытқу күшінің әсері білінеді. Бөлшек бар
градиентінің бағытынан а нүктесінде оң жаққа ауытқиды. Г күші бөлшек
қозғалысын барған сайын тездетеді. Сонымен бірге А1 (А2, А3, А4) күші де
өседі. А4 нүктесінде бөлшек қозғалысының бағыты изобара бағытымен дәл
келеді, Г және А4 күштері бір-біріне теңеседі (геострофиялық тепе-теңдік)
және бөлшектің қозғалысы изобараның бойымен инерциясы арқылы ғана жалғаса
береді. Ауаның үйкеліссіз түзу сызықты бір қалыпты қозғалысы геострофиялық
жел деп аталады.
Ауа бөлшектері қисық сызықты изобара бойымен қозғалғанда траектория
центрінен әрқашанда қисықтық радиусы бойынша бағытталған центрден тепкіш
күш пайда болады. Соның нәтижесінде үш күш (бар градиенті, центрден тепкіш
және Кориолис күштері) өзара әрекеттеседі, бұл жағдайда да изобараның
бойымен ауа қозғалысы орнығады. Ауаның үйкеліссіз айналма траектория
бойынша бір қалыпты қозғалысы градиенттік жел деп аталады.
Бар минимумында (изобаралардың циклондық системасы) бар градиенті
системаның центріне (изобараларға перпендикуляр, төменгі қысым жаққа) қарай
бағытталған және бағыттары қарама-қарсы центрден тепкіш күшпен Кориолис
күші теңеседі. Ауа солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы және оңтүстік
жарты шарда (желдің циклондық системасы) сағат тілі бойынша изобараның
бойымен қозғалады.
Бар максимумында (изобаралардың антициклондық системасы) бар градиенті
мен центрден тепкіш күш центрден шетке, ал Кориолис күші, керісінше,
центрге қарай бағытталған. Осы күштердің жинақ әсерінің нәтижесінде
солтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша және оңтүстік жарты шарда (желдің
антициклондық системасы) сағат тіліне қарсы изобараның бойымен ауа
қозғалысы пайда болады.
Атмосфераның төменгі қабатында (үйкеліс қабатында) желдің бар градиенті
бағытынан ауытқуы жалпы алғанда ауа қозғалысының бағытына қарама-қарсы
жаққа қарай бағытталған және сол қозғалыстың жылдамдығына пропорционал
үйкеліс күшімен азаяды. Нәтижесінде беттегі жел бар градиентінен құрылықта
45–50° және су үстінде 70–80°-қа ауытқиды. Бар минимумында солтүстік жарты
шарда сағат тіліне қарсы және оңтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша,
центрге қарай ауытқи отырып, ауа қозғалысы пайда болады. Ауа бар
максимумында керісінше шетке қарай ауытқи отырып, солтүстік жарты шарда
сағат тіліне қарсы, ал оңтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша қозғалады.
Бірінші жағдайда барлық жақтан ағып келген ауа центрде топталып жоғары
қарай көтеріледі, екінші жағдайда ауа центрден жан-жаққа тарап төмен қарай
түседі.
Ауаның кезігуі (конвергенция) мен оның қоса-қабат көтерілуі төменге
қысым аймақтарында, ал таралуы (дивергенция) мен қоса-қабат төмен қарай
түсуі жоғары қысым аймақтарында болады.
Желдің туу заңдылықтарын біле отырып, оның бағыты бойынша төменгі қысым
және жоғары қысым аймақтарының орналасуы туралы пайымдауға болады. Бұл үшін
желдің барикалық заңын (Бюйс-Балло заңы) пайдалануға болады: «Егер де желге
арқаңды тосып тұрсаң сонда солтүстік жарты шарда неғүрлым төменгі қысым сол
жақта және біршама алдымызда, ал ең жоғарғысы оң жақта және біршама артта
болып шығады».
[pic]
Көп жылдар, бір жыл, маусым, ай ішіндегі желдің режимі туралы көрнекі
түсініктер жел розалары деп аталатын диаграммаларды береді. Диаграмма
орталығында дөңгелекше бұдан негізгі румбылар бағытында сызықтар (сәулелер)
тарайды. Сәулелердің ұзындығы желдің сәйкес бағыттарымен қайталануына
пропорционал (егер сол немесе басқа бағыттағы жел болмаса, сәуле де
болмайды). Сәуле үштарын қосуға болады, бірақ бұл шарт емес. Диаграмма
орталығындағы дөңгелекшеде цифрмен желдің қайталануы көрсетіледі: егер бұл
ескерілмесе, дөңгелекшені нүктемен ауыстырады: егер әр бағыттағы желдің
орташа жылдамдығын оның қайталану санына көбейтсек, әр түрлі бағыттағы жел
әкелген ауаның (шартты бірліктерде) мөлшерін білеміз. Осы деректер бойынша
да жел розасын құрайды. Жел әр түрлі бағытта болғанда температураның жауын-
шашын мөлшерінің және т. б. көрсеткіштерімен де жел розаларын құрауға
болады.
Желдің бағытын, оның режимін территорияны пайдалануға жоспарлағанда
(қала, елді мекен өнеркәсіп орындары және т. б„ құрылыстарды) білу қажет.
Желдің энергиясы болады, ол табиғатта үйкеліске, бөлшектерді көшіруге
жұмсалады, буға беріледі (толқу, жел ағысы), Кейде жел тіпті жағымсыз
құбылыстарды (топырақтың жел эрозиясы, су тасқыны) тудырады. Жел энергиясын
пайдалану, энергияның басқа түрлерін пайдалануға болмаған жағдайларда
маңызды. Жел двигательдері егістік пен жайылымға су беретін насостарды іске
қосады. Жел электр станциялары шет аудандарда клубтарға, мектептерге,
ауруханаларға және т. б. жарық беруге мүмкіндік жасайды. Экспедицияларда
барлау партияларында өте жиі пайдаланылады, ішінара жел энергиясы СП
дреифтеуші станцияларына, поляр метеорологиялық станцияларына қызмет етеді.
Жердің бетіндегі басым желдің зоналылығы қысымның зоналық
бөлінуіне байланысты. Поляр ендіктеріндегі жоғары қысым облысынан және
субтропиктерде ауа төменгі қысымды белдеулерге яғни экваторға және қоңыржай
ендіктерге қарай қозғалады. Субтропиктер мен қоңыржай ендіктердің
арасындағы белдеуде үстемдік ететін желдің бағыты солтүстік жарты шарда.
оңтүстік батыс, батыс және оңтүстікте солтүстік батыс пен батыс болады. Бұл
жалпы тропосферада үстемдік ететін батыс тасымалымен үйлеседі. Мұның
есесіне қоңыржай ендіктерге полярлық облыстардан және субтропиктерден
экваторға соғатын желдер солтүстік жарты шарда солтүстік шығыс, ал
оңтүстікте оңтүстік шығыс бағыттары батыс тасымалын айқын бұзу болып
келеді.
Тропосферада батыс тасымалылының ең күшті бұзылуы пассаттармен
байланысты. Пассаттар – субтропиктік ендіктерден экваторға қарай соғатын
желдер. Дәлірек айтсақ, бұл субтропиктік антициклондардың экваторға қараған
бөліктеріндегі желдер. Олар солтүстік жарты шарда тек солтүстік шығыстық,
оңтүстікте тек оңтүстік шығыстық желдер бола алмайтындығы айқын. Бұл
олардың басым бағыттары. Антициклондардың шығыс және батыс бөліктерінде
пассаттар тиісінше экваторға қарай және содан соғады. Антициклондағы ауа
үйкеліс қабатынан жоғары изобара бойынша қозғалатын болғандықтан үйкеліс
қабатынан тыс пассаттар қозғалысының басым бағыты – шығыс. Пассаттар
тропиктік ауаны әкеледі.
Пассаттар қоңыржай ендіктерден келетін субтропиктік ан-тициклондармен
байланысты болғандықтаң, қоңыржай ендіктерде болып жатқан процестерге
пассаттардың тәуелді екендігі байқалады.
Экваторға қарай пассаттардың вертикаль қалыңдығы арта түседі: егер 25°
ендікте бұл не бары 1–2 км биіктікке жетсе, экваторға жақын бүкіл
тропосфераны қамтиды. Пассаттардың жылдамдығы-5–8 м/сек-қа жетеді.
Пассаттар экваторға қарай Мұхит үстінде азырақ қызған беттен қаттырақ
қызған бетке орын ауыстырады, сондықтан да бұларда күшті конвекция туады.
Бірақ бұл тек төменгі қабатта дамиды, өйткені 1200–2000 м биіктікте
қалыңдығы бірнеше жүз метр инверсия қабаты жатыр. Пассат инверсиясы
дегеніміз пассаттармен байланысты болып келетін антициклондарға тән сығылу
инверсиясы (ауаның шөгу нәтижесі). Инверсиялық қабат бұлттардың вертикаль
дамуына кедергі жасайды,
[pic]
сондықтан да пассаттар үшін жазық будақ бұлт және жауын-шашынның аз
мөлшері тән болып келеді.
Қарама-қарсы жарты шарлардың пассаттары біріне-бірі қарсы бағыттала
отырып, экваторға жақын бірігеді. Олардың кезігу облысында (конвергенцияның
ішкі тропиктік зонасы) ауаның күшті өрмеле ағысы туады. Қуатты будақ және
будақты-жаңбыр бұлттары түзіледі, мол нөсер жаңбырлар жауады. Бұл зона
желсіз зона (бұрын саналғанындай) болып саналмайды. Мұнда күшті
болмағанымен үдере желдер соғады. Конвергенцияньщ ішкі тропиктік зонасында
кей жерлерде батыс желдері соғады, бұлардың кейбіреулерінің туу себептері
әлі айқын емес.
Тропосфераның жалпы ауа циркуляциясында схемалық түрде әр жарты шарда
өзара байланысты және атмосфераның жоғарыда жатқан қабаттарынан бөлінбеген
үш-үштен_тұйықталмаған: поляр, қоңыржай және тропиктік звеноға бөлуге
болады.
Полярлық (биік ендік) звено 65° ендікпен шектеледі. Мұнда үстінде
төменгі қысым жаққа біраз ауытқуы бар (яғни полюске қарай) батыс тасымалы,
екі километр биіктікке дейін күшті шығыс желі басым болады. Қоңыржай
(орташа ендік) звено 65° пен 25°–30° ендіктер арасында орналасқан.
Биіктеген сайын күшейе түсетін батыс тасымал басым болады. Ендіктер аралық
тасымал циклондар мен антициклондар арқылы жүзеге асады. Тропиктік (төменгі
ендік) звено 25°–30° пен экватор аралығында болады. Тропиктерде 1–2 км
биіктікке дейін және экваторда тропосфераның жоғарғы шегіне дейін ауа
қозғалысының жалпы бағыты шығыстан батысқа қарай болады. Пассаттар үстемдік
етеді. Пассаттар үстінде, ерекше, пассаттарға қарама-қарсы – антипассаттық
ауа ағыстары байқалмайды. Тропосфераның жоғарғы шегіне пассаттар жетпеген
жерде – батыс тасымал бар. Батыс желдердің меридиандық құраушысы үлкен
емес, бірақ экватордан ауаның біраз ағып шығуын олар бәрібір қамтамасыз
етеді. Материктер мен мұхиттардың қызуы мен суынуының әр түртүлілігіне
муссондардың пайда болуы байланысты. Муссондар дегеніміз жылына екі рет
бағытын мүлде дерлік қарама-қарсы өзгертіп отыратын (қыстан жазға және
жаздан қысқа қарай) ауа ағыстары. Жаз бен қыста бұлар өте орнықты келеді,
өтпелі маусымдарда муссондардың орнықтылығы бұзылады.
[pic]
Муссондар қысым айырмашылығы ерекше зор материктер мен мұхиттар
аралығындағы алқапта пайда болады. Қыста материк үстіндегі қысым Мұхит
үстіндегіге қарағанда едәуір жоғары және ауа бар градиентінің бағытымен
сәйкес кұрылықтан Мұхитқа (қысқы муссон) қарай қозғалады. Жазда керісінше,
материк үстінде қысым өте төмен болғанда, ауа козғалысының бағыты Мұхиттан
құрылыққа (жазғы муссон) қарай болады.
Муссондардың атмосферадағы циклондық және антициклондық әрекетімен
байланысы жақсы көрінеді. Бұлар циклондар мен антициклондар орнықты болған
және бірінен бірінің маусымдык басымдылығы бар жерде байқалады. Қысқы
орнықты антициклондар мен жазғы циклондар қоңыржай ендіктерде материктердің
шығыс бөлігі үстінде орнауының арқасында муссондар материктердің шығыс
шеткі аймақтарында дамыған.
Мусссондар тропосфераның тек төменгі километрлік қабатын қамтиды,
бұлардың үстінде ауаның қарсы ағыстары болмайды (антимуссон). Қыста муссон
құрылықтан соққанда ол батыс тасымалымен сай келеді, жазда ол, төменде,
тропосферада мұның үстінде үстемдік ететін батыс тасымалын бұзады.
Муссондардың тарауы қоңыржай ендіктермен шектелмейді.Олар тропиктік
ендіктерде де жақсы білінеді.
Троггиктік муссондардың туу себебі – маусымға қарай жарты шарлардың
түрліше қызуы және осыған байланысты қоңыржай ендіктерде құрылық үстінде
орналасқан күшті қысқы антициклондар мен жазғы циклондардың ықпалымен
күшейтілген экваторлық депрессиямен субтропиктік антициклондардың маусымдық
ығысуы.
[pic]
Июльде экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткері
солтүстікке таралады. Пассаттардың таралу облысы солтүстікке қарай
ығысады.Осы кезде оңтүстіктен экваторлық депрессияға қарай іргелес алқапта
(оның январлық және орташа жағдайлары арасында) пассаттар орнын бағыты
қарама-қарсыға жақын желдер алады, өйткені ауа экватордан солтүстікке
ығысатын экваторлық депрессияға қарай бағытталады. Январьға қарай оңтүстік
бірте-бірте ығыса отырып, экваторлық депрессия мен субтропиктік
антициклондар шеткергі оңтүстік жағдайды алады (мұнда депрессия кей
жерлерде ғана экватордан оңтүстікке байқарлықтай енеді). Солтүстік жарты
шардағы пассаттар экваторлық алқапта июльдегі экватордан соғатын үстемдік
еткен желдерді ауыстыра отырып экваторға дейін жетеді. Сонымен маусым
бойынша қарама-қарсы жел алмасу облысы (қыста басым шығыстық, жазда басым
батыстыққа) тропиктік (экваторлық) муссондар облысы пайда болады.
Экватордан соғатын жазғы муссон жаңбырлы ауа райын әкеледі. Қысқы муссон
дегеніміз тиісті жарты шардың пассаты, ол жауын-шашынды өте аз әкеледі.
Пассаттар мен экватордан соғатын оларға қарама-қарсы желдер бар жерде
біресе солтүстікке, біресе оңтүстікке (маусымына қарай) үздіксіз алмасып
отыратын тропиктік фронт орналасады.
Мұхит үстінде, құрылық ықпалынан тыс, экваторлық депрессия мен жоғары
қысымды субтропиктік облысының маусымдық ығысуы онша байқалмайды. Құрылық
үстінде жыл бойындағы қысым өзгерістері бұл ығысулардың масштабын едәуір
арттыра түседі де, нәтижесінде тропиктік муссондардың таралу облысы үлкен
кеңістікті қамтиды. Үнді мүхиты бассейнінде жоғары қысым облыстарының
ығысуына және тропиктік муссондардың пайда болуына Евразия мен Африканың
ықпалы ерекше күшті көрінеді.
Тропосфераның муссондық циркуляциясы дегеніміз бүған әр текті төселме
беттің ықпалын көрсететін жалпы атмосфера циркуляциясының маңызды бөлімі.
Атмосфераның жалпы циркуляциясының фонында жергілікті себептермен шағын
көлемдегі циркуляция туады, олардың ішінде бастысы рельеф ықпалы.
Жергілікті циркуляцияларға бриздер, тау аңғары желдері, фендар, боралар
жатады. Бұларды да жергілікті желдер деп атайды.
Бриздер теңіздердің, үлкен көлдердің және кейбір ірі өзендердің
жағаларында туады да тәулік ішінде жел бағытының шұғыл ауысуымен
сипатталады.
Күндіз суға қарағанда құрылық күштірек қызғанда, оның үстінде ауаның
өрлей қозғалысы пайда болады да, жоғарыда суқоймасы жаққа ағады. Жерге таяу
қабаттарда жел теңізден, құрылыққа таңертеңгі сағат.8–10-нан соғады. Бұл
теңіз бризі.
Құрылық жаққа кеткен ауаның орны, оның теніз үстіне төмен түсуімен
толықтырылады.
Жағалық бриз күн батқаннан кейін пайда болады да, құрылық судан гөрі
күштірек суынғанда түнде соғады. Ауаның циркуляциясы күндізге қарама-қарсы.
Бүл жоғары өрлей аққанда (күндіз құрылықта, түнде су үстінде) бұлттар
түзіледі, төмен қарай аққанда аспан бұлтсыз болады.
Күндіз құрылық пен су арасындағы температураның айырмашылығы түнге
қарағанда көп болатындықтан, теңіз бриздері жағалық бриздерге қарағанда
күштірек көрінеді; олардың жылдамдығы (7 м/сек-қа дейін) артық, қуаттылығы
едәуір (1000 м-ге дейін), таралу алқабы кең (100 км-ге дейін).
Температураның тәуліктік тербелістері үлкен жерде бриздер -ерекше
дамыған болады. Сондықтан да тропиктік ендіктерде олар жыл бойы, қоңыржай
және биіктік ендіктерде тек жазда, әсіресе ашық ауа кезінде байқалады.
Бриздер мұхиттар, теңіздер, үлкен көлдер, ең мол сулы өзендер
жағаларында, ал кейде батпақ шеттерінде, орман батпақтарында пайда болады,
бірақ мұнда бұлар нашар білінеді.
Бриздер сияқты тау-аңғарлық желдердің 24 сағаттық кезеңділігі болады.
Бұл өзара байланысты екі бөлімнен: беткей желдері мен өзіндік тау-аңғарлық
желдерінен тұратын жергілікті циркуляция. Беткей желдері дегеніміз бір
деңгейдегі беткей бетінде және еркін атмосферада ауаның әр түрлі қызуы мен
суынуының нәтижесі. Күндіз бұлт аз ауа райында беткей бетіңдегі ауа сол
деңгейдегі, бірақ бұл беткейден біраз аралықтағы ауаға, яғни еркін
атмосфераға, қарағанда күштірек қызады. Қысымдағы айырмашылық нәтижесінде
беткей бойлап, оның жоғары қарай, ал жоғарыда аңғар жаққа қарай қозғалысы
пайда болады. Аңғар үстінде ауа төмен түседі де беткейге қарай қозғалады.
Түнде көрініс керісінше, ауа беткеймен төмен, төменде аңғарға қарай
қозғалады, анғар үстінде бұл көтеріледі де беткейге қарай кетеді.
Өзіндік тау-аңғарлық желдер сол биіктіктегіге көршілес жазық үстіндегі
ауаға қарағанда тау аңғарындағы ауаның күштірек қызып, әрі суынатындығынан
туған, сондықтан күндіз ол аңғардың табанын бойлап жоғары көтеріледі (аңғар
желі) түнде төмен ағады (тау желі). Беткей желдері мен өзіндік тау-аңғарлық
жел бірігіп жергілікті циркуляцияның күрделі системасын құрайды.
Фен мен бора дегеніміз ауа ағысына рельеф ықпалымен туатын бей-берекет
желдер.
Фен дегеніміз көбінесе қар мен мұздықтар бүркеген таудай соғатын жылы,
құрғақ және ұйтқып соғатын жел. Бұл тау жотасынын, екі жағында
-атмосфералық қысымның айырмашылығы үлкен болғанда туады. Қысымы төмен
жаққа жота арқылы асып түсіп ауа жел жақ беткейде салқындайды (конденсация
шегіне дейін 100 м-де 1°-қа және конденсация шегінен жоғарыда 100 м-де
0,5–0,6°-қа) және ылғалын жоғалтады (бұлт түзіледі, жауын-шашын жауады).
Асу биіктігінде бастапқы көтерілуге қарағанда барынша төмен температурасы
және сол температурадағы максимальды ылғал мөлшеріне сәйкес абсолюттік
ылғалдылығы болады.
Желдің ық жақ беткейінде төмен түсе отырып, ауа адиабаттық түрде қызады
және фенге тән сипатқа (салыстырмалы жоғары температураға және салыстырмалы
аз ылғалдылыққа) ие бола отырып қанығу нүктесінен алыстайды.
Фен көбінесе қыста және көктемде соғады. Ауа ылғалдылығының дефициті
кезінде, ол қардың тез еріп, булануын тудырады (фенді қар жегіш деп
атайды), ал көктемде өсімдіктің құрғауына әсер етеді. Феннің ұзақтығы
бірнеше сағаттан бірнеше тәулікке дейін болады. Жел жылдамдығы тымықтықтан
– 20 км/сек-қа дейін жетеді. Фен кеңінен тараған. Фенге туыстас желдер –
чинук – Скалистый тауларында, фен тәрізді желдер пуэльче –Чили Андтарында,
зонда – Аргентина Кордильерлерінде, бохарок – Суматрада, гибли – Ливияда,
чили– Туиисте, сарат –Мароккода т. б. Фен тәрізді желдерге сирокконы да
жатқызуға болады (Жерорта теңізінің оңтүстігі), өйткені ол жотадан асып
соғады. Фен қыздыруы Ауғанстаннан Ту-ран ойпатына афганец түскенде де
байқалады.
Бора дегеніміз биік емес (1000 м-ге дейін) жағалық таулардан теңіз
жаққа соғатын суық, күшті жел.
Бора құрылық үстіндегі суық жел, су үстіндегі жылы желден биік емес
жота арқылы бөлінген жағдайда туады. Суық ауа жота алдында бірте-бірте
жиналады да сол арқылы асып түсіп, үлкен жылдамдықпен төмен, теңізге қарай
жылжиды. Төмен түсе отырып ауа адиабаттық түрде қызады, бірақ суық және
жылы ауа температураларының айырмасы бәрібір үлкен болып қала береді.
Нәтижесінде жағалықтағы температура бірден төмендейді.
Новороссийск борасы жақсы зерттелген. Варда жотасында құрылық жақтан
Қара теңізге қарай Мархот асуынан асып (450 м) суық ауаның массасы жылжиды.
Желдің жылдамдығы 40 м/сек, жеке жағдайларда 60 м/сек-қа жетеді. Теңіз
жағасындағы температура кейде – 20–25° С-қа дейін төмендейді. Жел тудырған
судың шашырандылары қатып қалады да, қалыңдығы 4 м-ге дейінгі мұз қабаты
жағаларды тез жабады. Сондай-ақ жағадағы түрлі заттарды және теңіздегі
кемелерді жабады. Bopa теңізде жағадан көп дегенде 3–5 км аймақта пайда
болатындықтан, кемелер бухталардан кетуге асығады.
Бора Байкалдьің батыс жағында (сарма), Жаңа Жерде (таулық), Далмат
жағалауында (далмат борасы), Прованста (мистраль), Техаста (норзер),
Антарктида жағасында және тағы басқа жерлерде байқалады.
Суық ауа өзінің салмағымен төмен түсетін жерде ағын желдері де болады.
Бұған, ең алдымен тәулік уақытына тәуелсіз соғатын мұздық желдерді
жатқызуға болады. Бұлар Антарктикалық мұзды үстіртке өте тән больш келеді.
№ 4. Ауа райы мен оны болжау.
1. Ауа райы туралы ұғым.
«Ауа райы» мен «климат» ұғымдарын бөле-жара қарауға болмайды, өйткені
бүлардың екеуі де атмосфераның күйіне жатады.
Ауа райы дегеніміз осы сәттегі немесе қысқа уақыт аралығындағы, мысалы,
тәулік ішіндегі (тәулік ауа райы) белгілі бір жердегі атмосфераның күйі.
«Тәуліктер ауа райы» үғымы өте маңызды, өйткені тәуліктер дегеніміз
атмосфера күйінің заңды өзгерістерінің ең қысқа табиғи кезеңі. Бұл
өзгерістерді – ауа райы элементтерінің: ауаның температурасы мен ылғалды-
лығының, бұлттылықтың, жауын-шашынның, атмосфера қысымының, желдің
тәуліктік барысын бақылай отырып, қадағалауға болады.
Климат дегеніміз де атмосфераның күйі, бірақ белгілі бір кеңістікке
немесе түгелдей алғанда Жерге тән күйі. Атмосфераның осындай күйі туралы
түсінікті оның алмасуларының заңдылықтарын, яғни ауа райы режимін анықтауға
мүмкіндік беретін ауа райы туралы көп жылдық мәліметтердің негізінде ғана
алуға болады.
Сонымен ауа райы мен климат өзара байланысты. Климат ауа райы арқылы
қабылданады, ол ауа райынан қалыптасқандай болады. Ауа райы болса, белгілі
бір климаттың фонында алып қаралады.
Атмосфераның күйі жеке алынған элементтер, мысалы, температура
немесе жауын-шашын арқылы емес, олардың комплексімен сипатталады. Бұл
комплексте ауа райының барлық элементтері өзара байланысты, әрі бұлардың
біреуінің өзгерістері бүкіл комплекске әсер етеді. Біз ауа райы жеке
элементтері бойынша емес, тұтас қабылдаймыз, мұнда элементтердің қайсысы
болсын ең маңызды болып көріне алады. Организмдер, мысалы, бірдей ыстық ауа
райын, бірақ бір жағдайда ылғалды, екіншісінде, құрғақ, желдің немесе
желсіз т. б. ауа райын түрліше қабыл алады.
Ауа райын жүйелі түрде бақылап отыру, оны зерттеу бір тәуліктік ауа
райының комплекстік типтерін бөлуге мүмкіндік береді. Әр тәуліктің ауа
райын қайсыбір типке жатқызуға болады. Ауа райының типтерін үш улкен топқа;
аязды 0° арқылы ауыспалы және аязсыз ауа райларына біріктіреді. Әрбір топта
ауа райы бірнеше кластарға бөлінеді.
Аязсыз ауа райының тек орташа тәуліктік қана емес, сондай-ақ
минимальды, 0°-тан жоғары ауа температурасы болады. Бұлар оң радиациялық
баланс шарттарына (сирегірек нейтральды) сай келеді.
Аязсыз ауа райының кластары:
I. Құрғақты қуаңшылық (t 0сс >22°, гсс <40%) 2.
II. Қоңыржай құрғақшылық (t0cc >22°, гсс40-тер 60%-ке дейін).
III. Шамалы бұлтты.
Алғашқы үш кластың ауа райы тұрақты антициклонмен байланысты.
IV. Күндіз бұлтты. Күндіз фронт өткенде немесе жылы беттен ауа қызғанда
пайда болады.
V. Түнде бұлтты. Фронт түнде өткенде немесе теңіздің беті қүрылықпен
салыстырғанда жылы болғанда пайда болады.
VI. Жауын-шашынсыз бұлыңғыр.
VII. Жауын-шашынды бұлыңғыр (жаңбырлы).
VI және VII кластардың ауа райыңың шыққан тегі фронтальдық.
VIII. Ылғалды тропиктік (t °сс >22°, гсс >80%). Жылу мен ылғалдың
молшылық жағдайларына тән.
0° арқылы өтпелі ауа райлары. Егер орташа тәуліктік температура оң
болса, онда минимумды температурада теріс; егер орташа тәуліктік
температура теріс болса, минимумды температура оң болады. Мұндай ауа райы
әдетте өтпелі маусымдарда болады.
0° арқылы өтпелі ауа райының кластары.
IX. Күндіз бұлтты. Бұл ауа райы желді және жауын-шашынды фронттар
өткенде жиі болады.
X. Күндіз ашық. Бұл жоғарғы қысым кезінде пайда болады. Біздің
еліміздің оңтүстік аудандарында бұл жылдың суық кезінде болуы мүмкін.
А я з д ы а у а р а й ы. Бұлар үшін тіпті 0°-тан төмен максимумды
температура тән болып келеді. Аязды ауа райы теріс рациональды баланс
жағдайларына, кебінесе жоғарылаған атмосфералық қысым кезіне сай келеді.
Аязды ауа райының кластары.
X және XI. Әлсіз және шыңылтыр аяздар (t°cc 0°-тан– 12°, 4-қа дейін).
Күн радиациясының шағын теріс балансының жағдайларына сай келеді..
XII. Едәуір аязды (t °сс – 12°, 5-тан – 22°, 4-қа дейін).
XIII. Күшті аязды (t cc – 22,5-тан – 32°,4-қа дейін).
XIV. Үскірік аязды (t°cc –32°, 5-тан – 42°, 4-қа дейін).
XV. Өте-мөте аязды (t°cc –42°, 5-тан төмен) .
Ауа райының қарастырылған классификациясы адамдардың өмірі мен
қызметіне бұлардың ықпалын ескере отырып жүргізілген және практикада
пайдаланылып жүр.
Классификациядан ауа райын радңациялық балансқа қарай ғана емес, сондай-
ақ қандай атмосфералық процестер – фронттың немесе ішкі массалық, яғни бір
ауа массасымен байланысты процестердің басымдылығына қарай ажыратқан жөн
болады (бұлар циклондарда да антициклондарда да болуы мүмкін, бір-ақ фронт
бойынша емес).
Ішкі массалық процестер төселме беттен ауаның қызуымен немесе суынуымен
байланысты. Бірінші жағдайда температура жоғарылайды, конвекция туады,
будақ бұлттар түзіледі. Екіншісінде ауаның температурасы төмендейді,
конвекция жерге таяу қабатта ғана болуы мүмкін. Фронт бойьшша ауаның
көтерілуінен туған фронттық процестер барлық жағдайларда бұлттардың
түзілуімен, жауын-шашын, желмен қоса-қабат болады, бірақ жылы және суық
фронттардың ауа райы әр түрлі. Жылы фронт үшін қатпарлы бұлттардың басым
болуы, ақ жауын, әлсіз желдер; суық фронт үшін будақ жаңбырлы бұлт, нөсерлі
жаңбыр, ұйтқыма желдер тән болып келеді. Жалпы әсіресе, фронт сызығы өткен
кезде, фронттық ауа райы өте күрделі және өзгергіш келеді.
Циклондар мен антициклондардың үнемі орын ауыстырып тұруы қоңыржай
ендіктердегі атмосфера циркуляциясыньщ ерекшелігі, ауа-райынын,
өзгергіштігінің себебі. Циклонның жақындап келе жатқандығы туралы қысымның
төмендеуі мен тез қозғалатын шарбы бұлттардың, бірте-бірте шарбы-қатпарлы
бұлттарға ауысатын жылы фронт бұлттарының пайда болуы паш етеді. Циклонның
алдыңғы бөлігі ақ жауын беретін қатпарлы-жаңбырлы бұлттардан, артқы жағы
нөсерлі жаңбыр жауатын будақ-жаңбырлы бұлттардан құралған. Жел циклон
өткенде бақылау орнынан циклонның қайсы белігімен өтетіндігіне қарай,
оңтүстік бөлігінде оңтүстіктен оңтүстік батысқа және солтүстік батысқа,
солтүстік бөлігінде оңтүстік шығыстан шығысқа және солтүстікке өзгеріп
отырады. Желдердің ауысуы температураның тиісті ауысуын тудырады.
Антициклондар үшін ауаның төмен түсу қозғалысы, температура инверсиясы
тән болады, сондықтан антициклондағы ауа райы аз бұлтты да құрғақ, жазда
ыстық, қыста суық. Жылдың жылы кезінде инверсия қабаты астында жадағай
будақ бұлттар пайда бола алды, тәулік пен жылдың суық уақытында тұмандар
мен қатпарлы бұлттардың түзілуі мүмкін (ауаның суынуы). Инверсия қабатының
үстінде толқынды бұлттар болуы мүмкін. Антициклонның ішкі жағында желдер
әлсіз (кебіне толық желсіз) және шет-шетінде әр түрлі күште болады.
Ауа райының өзгерістері барлық ендіктерде байқалады. Алайда, егер
қоңыржай ендіктердегі ауа райы өте өзгергіш болса, онда экваторлық
ендіктерде циклон әлі дами қоймаған бұл біршама тұрақтылығымен көзге
түседі. Тәулік ішінде беттің және оның үстінде тұратын ылғал ауаның
(конвекцияның дамуы, бұлттардың түзілуі, бұлардан нөсерлі жаңбырдың жаууы)
тәуліктің бір бөлігінде қызуымен және екінші бөлігінде олардың күшті
салқындауымен байланысты атмосфера күйінің ауық-ауық өзгерістері болады.
Экваторлық ендіктерде ауа райының жылдық режимі біркелкі келеді. Түрлі
ендіктердегі ауа райының айырмашылығы радиация балансының әр қилылығы мен
атмосфера циркуляциясы арқылы түсіндірілді.
Ауа райын болжау. Ауа райын зерттеудің практикалық маңызы орасан зор.
Оны болжау халық шаруашылығының барлық салаларына керек. Ауа райын
болжаумен синоптикалық метеорология деп аталатын метеорология бөлімі
шүғылданады.
Ауа райының алдын ала айтылуы метеорологиялық және аэрологиялық
станциялардың кең жүйесі бір мезетте жүргізетін жүйелі бақылаулардың
негізінде ғана мүмкін болады. Ауа райы туралы мәліметтерді алу мен
болжауларды жасау және бұларды мүдделі ұйымдар мен халыққа хабардар етіп
жеткізумен шүғылданатын мекемелер ауа райы Қызметі ұйымына бірі-геді. Ауа
райы Қызметі барлық елдерде дерлік бар. СССР-де СССР Министрлер Советі
жанындағы Мемлекеттік гидрометеорологиялық қызмет құрамына енеді, Ауа райы
Қызметінің Орта-ық ғылыми-зерттеу және методикалық органы
Гидрометеорологиялық орталық болып табылады. Республикалық, өлкелік және
облыстық орталықтарда Гидрометеоқызметтің жергілікті басқармасына
бағындырылған ауа райы Бюролары ұйымдас-тырылған. Ауа райы Қызметіне бірден-
бір программа бойынша тәулігіне 00, 03, 0,6 т. б. сағаттарда Гринвич уақыты
бойынша бір мезетте сегіз рет бақылау жүргізетін бірнеше метеорологиялық
станциялар (синоптикалық метеорологиялық станциялар) енгізілген.
Әдеттегі метеостанциялардан басқа жолы қиын аудандарда (таулар, шөлдер
т. б.) автоматикалық метеостанциялар жұмыс істейді. Атмосфераның күйі
туралы мәліметтерді сондай-ақ корабльдерден, самолеттерден, ракеталардан,
метеорологиялық спутниктерден береді.
Цифрлық телеграммалар түрінде гидрометеорологиялық орталыққа келіп
түсетін орасан көп түпкі информациялар (бұлар күніне бірнеше жүз мың болып
түседі) электрондық есептеу машиналарында өңделеді, бұл енді атмосфера
қысымының нақты және болжау өрістерінің сызылған карталарын береді. Бұл
карталар фотоаппараттардың көмегімен республикалар, облыс-тар т. б. ауа
райының карталары (синоптикалық карталар) мен оның болжауын жасау үшін
негіз ретінде жергілікті болжау жүйелеріне беріледі.
Синоптикалық картаға радио немесе телеграф арқылы кодыланған
метеотелеграммамен берілген өзінің бақылау пункттеріндегі ауа райы туралы
деректер шартты таңбалармен және цифрлармен (Бүкіл дүние жүзілік
метеорологиялық ұйым қабылдаған схема бойьшша) түсіріліп отырылады.
Ауа райының жерге таяу және биіктік карталары жасалады. Жерге таяу
синоптикалық карталарда изобаралар, циклондар мен антициклондар, атмосфера
фронттары, түрлі ауа массалары, жауын-шашынды облыстар көрсетілген. Негізгі
синоптикалық карталарда үлкен кеңістікке арналғдн ауа райы туралы барлық
мәліметтер дерлік болады. Қосымшалары жеке
[pic]
элементтер бойынша деректермен шектеледі. Бұдан басқа аэрологиялық,
диаграммалар, графиктер (мысалы, жоғарылаған сайын температураның
өзгерістері) жасалады т. б.
Ауа райының биіктік карталары абсолюттік және салыстырмалы топография
карталары циклондар мен антициклондардың фронттық зоналар мен фронттардың
құрылымдық ерекшеліктерін анықтауға мүмкіндік береді. Бұлар процестердің
даму сипатын, қысым өрістерінің өзгеріс себептерін, тропосферадағы
температура мен желді анықтау үшін қажет.
Ауа райы карталары – оны алдын ала болжауға арналған негіз. Ауа райын
болжаудың синоптикалық методы бірден-бір болмағанымен әзірге әлі бастысы
болып отыр. Болжаудың сандық методтары, мысалы, атмосфералық процестер
гидродинамикасы теңдеулерін интегралдау жолымен оның өзгерістерін алдын ала
айту барған сайын зор маңызға ие болып отыр. Бас-тапқы шарттар – ауа
райының элементтерін: температураны, ауа ылғалдылығын және қысымды т. б.
бақылау деректері.
Ауа райын болжау мейлінше күрделі, өйткені бұлардың тұрақты дамуында
өзара әрекет жасайтын факторлардың бүкіл комлпексін есепке алу қиынға
түседі.
Қысқа мерзімді, болжауларды жасау үшін (1–3 тәулікке) атмосфера
процестерінің дамуына алдын ала жағдай жасаған себептер ашылады. Содан соң
теориядан белгілі заңдылықтар мен қолда бар деректер негізінде таяудағы
уақыт ішіндегі олардың дамуының ең ықтимал бағытын анықтайды.
Атмосфера процестерінің дамуында тез өзгерістер болмаған жағдайларда
болжауларды жасау біршама жеңіл және олар мейлінше дұрыс болып шығады. Ауа
райының сәтсіз болжалуы көбіне көп синоптикалық процестердің тез қайта
құрылуын анықтаудың қиыншылықтарымен, атмосфера объектілерінің жылдамдығы
мен бағыты өзгерістеріне байланысты. Қысқа мерзімді болжаулардың орташа
алғанда дәл келулігі 80%-тен аспайды. Арнайы болжаулар үлкен дәлдігімен
(авиация, флот, ауыл шаруашылығы т. б. үшін), жалпы болжаулар дәлдігінің
аздығымен көзге түседі. Болжау мерзімі неғұрлым көп болса, оның дәлдігі
соғүрлым аз болады.
Ауа райының ұзақ мерзімдік болжаулары шағын алдын ала (8–4 тәулікке)
және үлкен алдын ала (ай, маусым) болжаулар болып бөлінеді. Бұларда тек ауа
райының жалпы сипаттамасы мен оның шұғыл өзгерістерінің шамаланған
мезгілдері көрсетіледі. Ауа райының ұзақ мерзімді болжауын жасау мәселесі
бұдан да гөрі күрделірек және бұлардың дәлдігі қысқа мерзімді болжау
дәлдігінен едәуір аз.
Ұзақ мерзімді болжауларды жүйелі түрде жасау СССР-де Б. П.
Мультановский ұсынған және басқа ғалымдар дамытқан методы бойынша 1922 жылы
басталды. Ұзақ кезеңдегі синоптикалық карталарды зерттеу негізінде 4–8
тәулік ішінде (табиғи синоптикалық кезең) біршама үлкен территорияда жалпы
тұрғыда қысым ерісінің негізгі жүйелері мен ауа массаларының үстемдік
ететін тасымалы сақталатындығы анықталған, сондықтан ауа райының жалпы
сипаты сақталады да күтпеген өзгерістер болмайды. Кезең басындағы атмосфера
процестері дамуының бағытын біле отырып, оның қалған күндеріндегі ауа райы
туралы пайымдауға болады.
Траекториялар және циклондар мен антициклондар қайталауларының
көпжылдық байқаулары негізіңде жасалған карталар олардың атмосфера
әрекеттері орталықтарымен: Азор максимумымен, Исландия минимумымен т. б.
байланысын көрсетеді. Циклондар мен антициклондардың «жақсы көретін»
қозғалыс бағыттары бар екендігі және атмосфера әрекеті орта-лықтарынан
осьтер бойынша (Нордкап, венгрия, кара және т. б.) орын ауыстыратыны
табылды. Ұзына бойында белгілі осьтер үйлесуі сақталатын «синоптикалық
маусымдар» бөлінді. Метеорологтар жылдың осындай 6 «маусымы» бар деп
санайды: көктемгі (12 марттан), жаздың алғашқы жартысы (7 майдан), жаздың
екінші жартысы (30 июньнен) күзгі (22 августан), қыс алды (15 октябрьден)
және қысқы (21 декабрьден). Синопти-калық «маусымдардың» басталу мезгілі
етіп көпжылдық байқаулардың орташасы алынған. Нақтылы жылда 20–40 күнге
ауытқу болуы мүмкін.
Ауа райының айлық, маусымдық болжамын жасай отырып, мұның алдындағы
айлардың (сол жылғы) және бірқатар өткен жылдардың синоптикалық жағдайларын
мұқият зерттейді, процестер ұқсас дамиды деп жобалай отырып, ұқсас
синоптикалық жағдайларды іріктеп алады (карта – аналогтер), ауа райын
болжап айтады. Әр айдың метеорологиялық процестерінің жылдың басқа
айларының арасында аналогтері бар екендігі статистикалық тәсілмен табылып
отыр. Мәселен, октябрьдің атмосфералық процестерінің 73% жағдайлары январь
процестеріне ұқсайды. Ауа райын болжағанда да осы тәуелділік пайдаланылады.
Түпкілікті болжау болжап айтудың түрлі тәсілдерінің қаншалықты ақталатынын
есепке ала отырып бүтін бір қатар-жеке болжамдар негізінде жасалады.
Ұзақ мерзімді болжамдардың дәл келуі әлі онша емес. Мәселен, айға
арналған болжамның дәлдігі 70%-тен аспайды. Төтенше ұзақ мерзімді болжамдар
туралы айтуға болады, бірақ бұл шешілуі әлі қашық климат болжамдарының
проблемасы болады.
Ауа райын болжаудың методтарын жетілдіре түсу кептеген ғалымдар мен
мамандардың: синоптиктердің, климатологтердің, океанологтердің,
физиктердің, математиктердің, есептеу-техникасы жөніндегі, метеорологиялық
спутниктер системасы жөніндегі мамандардың күш-жігерін біріктіруді талап
етеді. Соңғы екі онжылдық ішінде жасанды спутниктер мен ЭВМ ауа райы-
қызметінің дамуына орасан зор ықпал етті. ЭВМ орасан көп метеоинформацияны
(болжамды есептеп шығаруды қоса алғанда) өңдеуге мүмкіндік берді. Жасанды
спутниктер бүкіл Жер бетіндегі ауа райы туралы мәлімет алуға жол ашты.
Бұларда Жердің кескінін және планетаның жарық түсіп түрған жағының
бүлттылығын беретін телевизиялық аппаратура бар, Инфрақызыл аппаратура
Жердің түндік жағын қарап көруге жол ашады. Актинометриялық аппаратура
Жердің жылулық балансы туралы мәлімет алу үшін қызмет етеді.
Спутниктер түрлі орбиталардан Жерді түрлі жағынан «қарап», жарты шарды
түгелдей бірден (бір спутниктен), «көре» алады. «Метеор» метеорологиялық
спутниктердің системасын ұйымдастыру олардың үздіксіз жұмысын, планетадағы
атмосфераның күйі туралы үздіксіз информацияны қамтамасыз етеді. Қазірдің
өзінде-ақ ғылымның ерекше тармағы, спутниктік метеорология қалыптасқан, бұл
адамға тәуелсіз қалыптасатын ауа райын болжауларда ғана емес, сөзсіз жалпы
үлкен роль атқарады. Ауа райына белсенді ықпал етудің алғашқы әрекеттері де
жасалған (жасанды жауын-шашын, бұршақпен күрес т. б.).
Ауа райын ғылыми басқару проблемасы тұр. Мұның шешілуі адамзаттың әл-
ауқатының жақсара түсуіне де әсер етер еді.. Шек дегенді білмейтін
атмосфераға қатысты мәселе болғанда халықаралық ыктымақтың қажеттілігі
ерекше сезіледі. Бұл Бүкіл дүние жүзілік метеорологиялық ұйым (ВМО) арқылы
жүзеге асырылады. – Көп нәрсе Мельбурндағы, Вашингтондағы және Москвадағы
үш дүние жүзілік Гидрометеорологиялық орталық бастап отырған ВМО жанындағы
ауа райының Бүкіл дүние жүзілік қызметіне (ВСП) байланысты болады.
2. Ауа райының жергілікті белгілері.
Біздің уақытымызда ауа райы болжамын радио арқылы күніне бірнеше
естіп, газеттерден оқуға болады. Бірақ болжамдар әдетте үлкен ауданға
арналып беріледі. Нақтылы жерде бұларды анықтау үшін ауа райының жергілікті
белгілерін пайдаланған тиімді. Бұл белгілер әсіресе, ауыл шаруашылығымен
шұғылданатын адамдарға жақсы таныс және көптеген ұрпақтардың тәжірибесінен
алынған. Бұлардың физикалық негізі бар және оңайлығы жағынан құнды келеді.
Мәселен, жазда аз бұлтты, жауын-шашынсыз (жақсы) ауа райы белгілерінің
сақталуы: таңертең нашар және күндіз күшейе түсетін, әрі кешке қарай
қайтадан тынатын жел, кешке қарай тарап кететін будақ бұлттардың таңертең
(сағат 10-да) шағын мөлшерінің пайда «болуы, Күн шығуымен сейілетін
ойыстардағы түнгі тұман мен шық, жақсы білінетін бриздер, қыста «жалған»
күн көзі, бағаналар, үлкен радиусты ақ тәждер кешкі қызыл шапақ, мұржадан
жоғары көтерілген түтін т. б. Жауын шашынды бұлыңғыр ауа райына ауысу
белгілері: батыстан тез қозғалатын шарбы бұлттар, гало мен тәждің пайда
болуы, жұлдыздар жыпылықтауының күшейюі т. б. «Жалпы жер тану бойынша
лаборато-риялық сабақтарда» ауа райы белгілерінің таблицасы беріледі, мұнда
олардың атмосфера күйімен байланысты екендігі көрінеді.
Жергілікті белгілер бойынша ауа райын болжап айтқанда төмендегідей
ережені пайдаланады. Егер бүгінгі ауа райы кешегідей болса, оның өзгеру
белгілері болмаса, онда ертең де шамамен бүгінгідей болады. Егер ауа
райының өзгеру белгілері байқалса, бұлардың жиынтығын пайдаланады.
Ауа райының жергілікті белгілерін бақылау табиғаттағы құбылыс
байланыстарын көріп мұндағы болып жатқан процестерді түсінуге мүмкіндік
береді. Сондықтан мектепте мұндай бақылауларды ұйымдастырудың маңызы өте
зор.
Ауа райын зерттеу – бұл бір мезетте климатты зерттеу, өйткені атмосфера
күйі зерттеледі.
№ 5 дәріс Климат түзуші факторлар.
1. Күн радиациясы климат түзуші фактор ретінде.
Жер күн сәулелері тасқыны астында айналып тұрады. Оған күннің
шығарған бүкіл сәулесінің екі миллиардтан бір бөлігі ғана келгенімен, мұның
өзі жылына 1,36-1024 кал. құрайды. Күн энергиясының осындай мөлшерімен
салыстырғанда Жер бетіне келетін басқа энергияның барлық кірісі өте
мардымсыз. Мәселен, жұлдыздардың сәулелік энергиясы келетін күн энер-
гиясының жүз миллионнан бірін, космостық сәуле шашу — екі миллиардтан бірін
құрайды, Жердің ішкі жылуы оның бет жағында күн жылуының мыңнан бір үлесіне
тең.
Сонымен Күннің электромагниттік сәуле шашуы — күн радиациясы
географиялық қабықта өтетін процестер энергиясының негізгі көзі. Бұл
радиацияның 46%-і көрінерлік (толқындарының ұзындығы 0,40-тан 0,75 мк
дейін), ал 54%-і көрінбейтін, яғни көз қабылдамайтын (оның 7%-і
толқындарының ұзындығы 0,002-ден 0,4 дейінгі ультра күлгін радиация және
47%-і толқындарының ұзындығы 0,75 мк-дан артық (инфрақызыл радиация)
радиациядан тұрады. Күн радиациясының 99%-і қысқа толқынды (0,1-ден 4 мк
дейін),ұзын толқынды радиацияға (4-тен 100—120 мк дейін) 1%-тен азы тиеді.
Күн радиациясы интенсивтілігін өлшеу бірлігі ретінде күн сәулелері бағытына
перпендикуляр абсолют қара дене бетінің 1 см2-і 1 минутта жұтқан жылу
калориясының мөлшері алынады (кал/см2. мин). Күннің жер атмосферасына
келетін сәулелік энергия тасқыны өте тұрақты болып келеді. Оның
интенсивтілігін күн тұрақтылығы (Ло) деп атайды да, 1,98/см2-мин2 балап
алады.
Жыл ішінде Жерден Күнге дейінгі қашықтықтың
өзгеруіне сәйкес күн тұрақтылығы ауытқып тұрады: ол январьдың басына қарай
көбейіп, июльдің басына қарай азаяды. Күн тұрақтылығының жылдық ауытқуы
+3,5% құрайды. Егер күн сәулелері жер бетіне барлық жерге тік түссе, онда
атмосфера жоқ жағдайда, оның әрбір квадрат сантиметрі жылына 1000 ккал-дан
артық күн сәулесін қабылдаған болар еді. Бірақ Жер шар тәріздес, сондықтан
да күн сәулелері барлық жерде тік түспейді және сонымен қатар әрқашанда
Жердің тек жартысын ғана жарық қып тұрады. Сондықтан жер бетінің әрбір 1
см2-іне орта есеппен жылына шамамен 260 кал ғана келеді.
Күн радиациясы интенсивтілігінің сәулелердің түсу бұрышына
байланыстылығын қарастырайық. Радиацияның максимум мөлшерін күн
сәулелерінің бағытына перпендикуляр бет қабылдайды, өйткені бүл жағдайда
оған түсетін күн сәулелері шоғырының бүкіл энергиясы алаңда сәулелер шоғыры
қимасы — а — тең қимамен таралады. Сол сәулелер шоғыры көлбей түскенде оның
энергиясы енді үлкен алаңға (Ъ қимасы) жайылады да, беттің аудан бірлігі
оны аз мөлшерде қабылдайды.
Неғұрлым сәулелердің құлау бұрышы
аз болған сайын, соғұ-лым күн радиациясының интенсивтілігі де аз болады.
Күн сәулелерінің құлау бұрышы (Күннің биіктігі) 23°27'с. е.-тен 23°27'
о. е.-ке дейін ғана (яғни тропиктердің аралығында) 90°-қа тең бола алады.
Қалған ендіктерде ол әрқашанда 90°-тан аз болады. Сәулелердің кұлау
бұрышының азаюына сәйкес жер бетіне түсетін күн радиациясының
интенсивтілігі де азаюға тиіс. Күннің биіктігі барлық ендіктерде жыл бойы
және тәулік бойы тұрақты болып қалмайтындықтан күн жылуының мөлшері
үздіксіз өзгеріп түрады.
Үстіңгі беттің қабылдайтын күн радиациясының мөлшері оған күн
сәулелерінің жарық түсіру ұзақтығына тура байланысты болады.
Экваторлық белдеуде (атмосферадан тыс) Күн жылуының мөлшері жыл.бойы онша
көп ауытқымайды, ал биік ендіктерде бұл ауытқу өте үлкен мөлшерге жетеді.
Қыс кезінде күн жылуы кірісінің жоғарғы және төменгі ендіктер
арасындағы айырмасы өте үлкен. Жаз кезінде үздіксіз жарық жағдайда полярлық
аудандар тәуліктік күн жылуының Жердегі максимум мөлшерін қабылдайды. Бұл
мөлшер солтүстік жарты шарда жазғы күн тоқырау күні экватордағы жылудынң
тәуліктік жиынтығынан 36% асып кетеді. Дегенмен экватордағы күннің ұзақтығы
бұл кездегі полюстегідей 24 сағат емес 12 сағат болғандықтан уақыт
бірлігіне тиетін күн радиациясьшың мөлшері экваторда ең көп қалпында
қалады.
Күн теңесу және күн тоқырау күндерінде әр түрлі ендіқтердегі Күннің
талтүстегі биіктігі (градус есебімен)
|Ендік |21/Ш |22/УІ |23/1X |22/ХП |
|Солтүстік полюс |0 |23,5 |0 |- |
|Солтүстік поляр шеңбеРі| | | | |
| |23,5 66,5 |47 |23,5 66,5 |0 |
|Солтүстік тропик |90 |90 |90 |43 |
|Экватор |66,5 |66,5 |66,5 |66,5 |
|Оңтүстік тропик | |43 | |90 |
|Оңтүстік поляр шеңбері |23,5 | |23,5 | |
|Оңтүстік полюс |0 |0 |0 |47 |
| | |- | |23,5 |
Күн жылуының тәуліктік жиынтығының 40—50° ендік маңында байқалатын
жазғы максимумы бұл жерде күн едәуір биік жағдайда Күннің айтарлықтай ұзақ
(10—20° ендіктегі бұл уақыттағыға қарағанда артық) болуымен байланысты.
Экваторлық және полярлық аудандар қабылдайтын жылу мөлшерінің айырмасы
қысқа қарағанда жаз азырақ болады.
Оңтүстік жарты шарға өзінің жазғы кезеңінде жылу сәйкес кезеңде (яғни
жазда) солтүстік жарты шарға түсетін жылуға қарағанда артық түседі. Қысқы
жағдай керісінше: оңтүстік жарты шар солтүстік жарты шарға қарағанда күн
жылуын аз қабылдайды.
И ю н ь д е радиациянынң ең көп жиынтығын солтүстік жарты шар, әсіресе
континенттің түкпіріндегі тропиктік жбне субтропиктік аймақтар қабылдайды.
Солтүстік жарты шардың қоңыржай және полярлық ендіктегі қабылдайтын күн
радиациясы жиынтықтары негізінен полярлық аудандарда күннің ұзақ болуы
салдарынан бір-бірінен аз айырма жасайды. Экваторлық аймақта жиынтық
радиация мөлшерінің біршама аздығы ауаның ылғалдылығы жоғары, бұлттылықтың
мол болуынан. Жиынтық радиациянын таралуындағы зоналық солтүстік жарты
шарда континенттердің үстінде және оңтүстік жарты шарда тропиктік
ендіктерде байқалмайды. Ол солтүстік жарты шарда мұхиттың үстінде жақсы
көрінеді және оңтүстік жарты шар-дың тропиктен тыс аймақтарында анық
байқалады. Оңтүстік поляр шеңбері маңында күннің жиынтық радиациясыньщ мөл
шері 0-ге жақындайды.
Декабрьде радиацияның ең көп жиынтығы оңтүстік жарты шарға келеді.
Антарктиданың биік орналасқан мұз беті июньдегі Арктика бетіне қарағанда
ауаның өте мөлдірлігіне байланысты жиынтық анағұрлым артық қабылдайды.
Шөлдерде (Калахари, Үлкен Австралия жылу мол, бірақ оңтүстік жарты шардың
көп жерін Мұхит алып жатуынан жоғары ылғалдылық және едәуір бұлттылық)
жылудың жиынтығы солтүстік жарты шардың нақ сол ендіктеріндегі июньдегіге
қарағанда біраз кем. Солтүстік жарты шардың экваторлық және тропиктік
ендіктерінде жиынтық радиация біршама аз өзгереді және оның таралуындағы
зоналық Солтүстік тропиктен солтүстікке қарай ғана анық байқалады. Ендік
артқан сайын жиынтық радиация айтарлықтай тез азаяды, оның нольдік
изосызығы Солтүстік поляр шеңберінен сәл солтүстікке таман өтеді.
Альбедо. Күннің жиынтық радиациясы бетке түскеннен кейін, біразы кейін
қарай атмосфераға шағылысады. Беттен шағылысқан радиация мөлшерінің сол
бетке түскен радиация мөлшеріне қатынасы альбедо деп аталады.
Альбедо (а) беттің шағылыстыру мүмкіншілігін көрсетеді және бөлшек
санмен немесе процентпен өрнектеледі. I — а — сіңу коэффициенті. Жер беті
альбедосы оның қасиетіне және жай — күйіне, түсіне, ылғалдылығына, кедір-
бұдырлығына т. б. байланысты. Ең көп шағылыстыру қасиеті жаңа жауған қарға
тән — 0,90-ға дейін барады. Құмды шөл бетінің альбедосы 0,09-дан 0,34-ке
дейін (түсіне және ылғалдылығына байланысты), сазды шөл бетінде—0,30,
балғын шөпті шалғында — 0,22, шөбі қураған шалғында 0,931, жапырақты
орманда — 0,16— 0,27, қылқанды орманда 0,06—0,19, егістікте —0,07—0,10.
Атмосфераның Күннің қысқа толқынды сәуле шашуын (тура және шашыранды
радиацияны) өткізіп, Жердің ұзын толқынды жылылық сәуле шашуын ұстау
мүмкіншілігін оранжереялық (парниктік) эффект деп атайды. Оранжереялық
эффектіге байланысты жер бетінің орташа температурасы +15 ; атмосфера
болмаса ол мұнан 21—36° төмен болар еді.
Радиациялық және жылу балансы. Жер бір мезгілде күн радиациясын
қабылдайды (кіріс), әрі шығарады (шығыс). Күн радиациясының кірісі мен
шығысының арасындағы айырма радиациялық баланс немесе қалдық радиация деп
аталады. Жердің радиациялық балансы жайылма бет пен атмосфераның
радиациялық баланстарынан тұрады. Жайылма беттің радиа-циялық балансының
кіріс бөлігін жиынтық радиация, шығыс бөлігін беттің альбедосы мен онық
эффективтік сәуле шашуы құрайды.
Беттің радиациялық балансының мөлшері R= Q (1—а)—Jэф теңдігімен
анықталады, мұндағы Q — бет бірлігіне түсетін күннің жиынтық радиациясы, а
— альбедо (бөлшекпен өрнектеледі), Jэф—беттің эффективтік сәуле шашуы.
Беттің радиациялық баланс теңдігін былай да жазуға болады: R = Q—Jэф— х
мұндағы х — теңдіктің басқа мүшелеріндей бірлікпен өрнек-телген шағылысқан
радиация.
Егер кіріс шығыстан артық болса, радиациялық баланс оң, егер кіріс
шығыстан кем болса — радиациялық баланс теріс болады. Түнде барлық
ендіктерде беттің радиациялық балансы теріс, күндіз түске дейін оң (қыстағы
биік ендіктерден басқа), түстен кейін қайтадан теріс болады. Орта есеппен
тәулігінде радиациялық баланс оң да, теріс те болуы мүмкін.
Радиациялық баланстың ж ы л д ы қ жиынтықтарының картасынан олардың
Мұхитта жалпы алғанда зоналар бойынша таралғаны көрініп тұр. Тропиктік
ендіктерде радиациялық баланстың жылдық мөлшері мұхитта 140 ккал/см2-ге
жетеді (Аравия теңізі), ал қалқыма мүздықтардың шекарасы маңында 30
ккал/см2-ден аспайды. Зоналық таралудан азын-аулақ ауытқулар әр түрлі
болуымен байланысты. Мұхиттан құрылыққа өткенде радиациялық баланстың
жылдық жиынтығының изосызықтары бағытын күрт өзгертеді, өйткені бұл
жиынтықтар, әдетте құрылыққа қарағанда Мүхитта артық болады (альбедо мен
эффективтік сәуле шашудың әсері).Атмосфераның әсері күн сәулесін өткізіп
кейін тебетін жылылық сәуле шашуды ұстап қалатын шынының әсеріне ұқсас.
Жылудың артығы қалай жұмсалатынын (радиациялық оң баланс) және оның
жетімсіздігі қалай толатынын (радиациялық баланс теріс болғанда), жер беті
үшін атмосфера үшін және «жер беті - атмосфера» жүйесі үшін жылу тепе-
теңдігі қалай орнайтынын жылу балансы түсіндіреді. Б е т т і ң жылу
балансының теңдігі: Rn-LE-P-B=0,
Мұндағы Rп— радиациялық баланс (әрқашанда оң); LE— булануға жұмсалған
жылу (L-бу түзілуінің жасырын жылуы, Е-булану), Р - бет пен атмосфера
арасындағы турбуленттік жылу алмасу, В - бет пен топырақ грунттың немесе
судьщ төмен жатқан қабаттарының арасындағы жылу алмасу . Геңдіктің барлық
мүшелері өзгеруі мүмкін болатындықтан жылу балансы өте қозғалмалы болады;
ол бұзылады да қайтадан қалпына келеді. Жылдың жылы мезгілінде топырақ-
грунтты жылытуға жұмсалған жылу салқын мезгілде бетке қайтып оралады,
сондықтан орташа жылдықта Rn –LE – P = 0 есепке алмаса да болады.
Мұхит бетінің бір бөлігінің жылу балансын қарастырғанда жылудың
ағыстармен тасымалдануы есепке алынады, ал Мұхиттың бүкіл бетінің жылу
балансын қарастырғанда оны есептемеуге болады, өйткені ол — жылудың
ендіктер арасындағы қайта бөлінуі болып табылады.
Атмосфераның жылу балансы оның радиациялық балансынан Ra (әрқашанда
теріс), беттен келетін жылудан Р және ылғал конденсацияланғанда бөлінетін
жылудан LЕ (әрқашанда оң шамалар) тұрады. Атмосферадағы жылу тасымалы —
адвекцияның Аа мәні бар. Ол жылдық орта есеппен алғанда жылудың төмен
ендіктерден жоғары ендіктерге тасымалдануына, яғни бірінші жағдайда оның
шығысына, ал екінші жағдай-да кірісінше әкеліп соғады. Атмосфераның жылу
балансын тұтас алғанда адвекцияны есептемеуге болады, бірақ атмосфераның
жеке бөліктерінің жылу балансын қарастырғанда оны ескеру қажет. Көп жылдық
орта есепте атмосфераның жылу балансын мынадай теңдекпен кескіндеуге болады
Ra+ Р+LЕ = 0
Бет пен атмосфераның тұтас ретінде қоса алғандағы жылу балансы көп
жылдық орташада нольге тең болады.
2. Атмосфера циркуляциясы.
Атмосфера сипаты барлық жерде бірдей емес үздіксіз қозғалыста болып
тұрады. Атмосфераның үш төменгі қабаты - тропосфера, стратосфера және
мезосфера – ауаның жалпы циркуляциясымен біріккен ауа ағымдарының жиынтығы.
Жоғарыда жатқан қабаттар – термосфера мен экзосфера-төменгі қабаттармен
байланысы болғанымен – күшті сиреген ауа қозғалысының үлкен ерекшеліктеріне
ие болады. Бұл атмосфераның жалпы циркуляциясы әзірге әлі өте аз
зерттелген. Атмосфераның жер бетіндегі табиғатқа ықпалы жағынан анағұрлым
маңызды бүкіл осы қабатын қамтитын ауа ағымдарының күрделі системасы болып
келетін тропосфера циркуля-цаясы барлығынан жақсы мәлім. Тропосфераның
жалпы циркуляциясы -бүкіл атмосфераның жалпы циркуляциясының негізгі
бөлігі. Соны біз негізінен алғанда қарастыратын да боламыз. Беті біртекті,
шар тәрізді Жер өзінің енкектігі жоқ осімен айналмайды, ал оның жан-жағынан
жарқырап күн түсіп тұр. Мұндай жағдайларда тропосфера ауасының жалпы
циркуляцисы өте қарапайым болуға тиіс. Экватор үстінде қанығу салдарынан
ауа көтеріледі де, жоғарыда жоғары қысым аймағының пайда болуына әкеп
соғады. Полюстердің үстінде жоғарыда төменгі қысым аймағы (ауаның беттен,
суу нәтижесі) пайда болады. Тропосферада изобара беттер полюстер жағына
еңкейген болады. Осы бағытта ауа қозғалысы туады. Ауаның экватордан жоғары
ығысуы жер бетінде экваторлық депрессияның пайда болуына әкеп соғады.
Полюске қарай жоғарыда ауаның қосымша мөлшерінің ағуы жерге жақын аймақта
қысымның көтерілуіне әкеп соғады. Тропосфераның төменгі қабатында қысымның
бөлінуіне сәйкес ауа полюстерден экваторға қарай қозғала бастайды, яғни
оның меридиональдық та-
СЬІ1ПЛьшІшдДаЬда экватор үстінен 10 км жоғары және полюстер мен
тропиктер арасынан 2-4 км жоғарыдағы атмосфера қабатында қысым экватордан
полюске қарай жалпы бірте-бірте төмендейді. Изобаралар параллельдерге қарай
жақын орналасады бар градиенті меридианды бойлап полюске қарай бағытталған
бұл бағытта ауа қозғалуға тиіс. Бірақ, егер әзірше төселме беттің
біртектілігі туралы болжауды сақтай отырьш, Жер айналуын ескеретін болсақ,
ауа градиент бағытынан бірте-бірте ауытқи отырып солтүстік жарты шарда –
оңға, оңтүстікте – солға изобаралардың бойымен батыстан шығысқа
(геострофиялық жел) қарай қозғалады. Әрбір жарты шарда жоғарыда полюстер
айналасында ауаның қозғалысы, яғни полюстер үстінде ортасында төменгі қысым
болған екі циклондық система пайда болады. Төменде, керісінше, полюстерде
ортасында жоғары қысым болған екі антициклондық система болуға тиіс.
Егер төселме беттің біртекті еместігін, әсіресе қоңыржай ендіктерде
әркелкі қызып суынатынын еске алсақ, алынған циркуляция схемасына оны
күрделендіре түсетін өзгерістер енгізуге тура келеді.
Қызған бет үстінде ауа көтеріледі, сондықтан да жоғарылаған сайың қысым
артады, суық бет үстінде кері процесс болады. Нәтижесінде изоба-ралар батыс-
шығыс бағытынан ауытқиды. Жоғары қысым аймағында бұлар полюс (жал) жаққа,
төменгі қысым аймағында экватор (шұңқыр) жаққа қарай иіледі. Өйткені жалдар
төменгі қысым жаққа қарағандықтан изобаралар мұн-да бір-бірінен үлкен
аралықта қалып қояды. Ал жоғары қысым жаққа қараған шұңқырларда керісінше
изобаралар иіле отырып, тропосфераның жалпы қозғалысында батыстан шығысқа
орын ауыстыратын орасан зор (Жер айналасындағы бүкіл кеңістікте олар
алтыдан аспайды) «жатқан» толқындар түзеді. Изобара бойынша үйкеліс
қабатынан тыс орын ауыстыратын ауа өзінің қозғалысында изобаралардың иілуін
қайталайтын ауа тасқындарын түзеді. Температура өзгерістері (қысым да)
қысқа аралықта аса үлкен фронтальдық зоналарда мұндай ағындар түзілу үшін
жағдай мейлінше қолайлы болып келеді. Мұнда орасан зор атмосфералық
құйындардың циклондар мен аитициклондардың түзілуіне жағдай жасайтын
энергияның үлкен запастары шоғырланады. Бұлардың тууы жоғарыда ауа ағынында
болып жататын процестермен тікелей байланысты. Қозғалыс шамалы болғанда
ағын жалдар мен шұңқырлардай оралып өтеді немесе олармен бірге қозғалады.
Тез қозғалатын ауа ағыны жылдамдығын сақтай отырып, инерциясымен изобаралар
таралатын толқын бөлігінде жайылады да, изобаралар жақындасатын бөлігінде
қысылады.
ЦИКЛОНДАР МЕН АНТИЦИКЛОНДАР
Жоғарыдағы ауа ағынында болатын өзгерістер жер бетінде қысым
өзгерістерін туғызады. Ауаның жайылатын аймағы астында қысым күрт
төмендейді, қысылатын аймағы астында керісінше, күрт көтеріледі. Соның
нәтижесінде жер бетінде қысымның жоғарғы және төменгі аймақтары пайда
болады, оларда циклондар мен антициклондар қалыптаса алады.
Циклондар дегеніміз желдері аймақтың шетінен ортасына қарай (солтүстік
жарты шарда сағат тіліне қарсы) ескен циклондық системасы бар төменгі
қысымды тұйық аймақта (бара минимумы). Жер бетінде болатын еңкіш осьті
жоғары өршігіш атмосфера құйындары.
Антициклондар дегеніміз желдері аймақтың ортасынан шетіне қарай
(солтүстік жарты шарда сағат тілі бағытымен) ескен антициклондық системасы
бар Жер бетінде жоғарғы қысымды, тұйық аймақта (бара максимумы) болатын
еңкіш осьті төмендей соққан атмосфера құйындары.
Бұл құйындар мейлінше жадағай келеді, өйткені олардың горизонталь
өлшемдері вертикаль өлшемдерінен 100–150 есе үлкен (диаметрі 1500–3000 км,
биіктігі 2–4 км, максимумы 15–20 км).
Тропиктен тыс циклондар. Циклонда төселме бетте ауа төменгі қысым
аймағының орталығына қарай аға бастайды. Циклон фронтальдық зонада
түзілетін болғандықтан, ол пайда болған жерде жылы және суық ауа түйіседі.
Ауаның орталыққа: қарай ағуы жылы және суық ауаның жақындасуына әкеп соғады
да циклон ішінде фронтты сақтап, дамыту үшін жағдай жасайды. Мұндай
циклонды жер бетінің жергілікті қызуынан туған (термиялық циклон) 1
циклоннан фронттық құрылымы ажыратады. Циклондардың кейбір жағдайда болмаса
фронттық құрылымы болуға тиіс екендігі айқын.
68-суретте фронттық циклонның даму схемасы көрсетілген. Суреттің үш
горизонталь бөлігінің жоғарғысынан (а) қысымның бөлінуі мен Жер бетінен 4–6
км биіктіктегі ауа ағыны толқындарыньщ бөлімі көрінеді. Суреттің орта
бөлімінде (б) жел қысымының, ауа массасының тиісті бөлінуін және Жер бетіне-
жақын оларды бөліп тұрған фронттарды көруге болады. Суреттің төменгі бөлімі
(в) циклон дамитын аймақ арқылы A – A сызығы бойынша вертикаль қиынды.
Суреттің бес вертикаль бөлімдерінің біріншісінде (1) біз жерге таяу
циклонның пайда болуы алдындағы жағдайды көреміз. Жоғары жағында –
тарамдалған тасқынды толқын бөлімі, Жер бетінде суық және жылы ауаны бөліп
тұратын стационар фронт. Фронттық жазықтық суық ауа жаққа еңқейген. (1, в)
суретте суық ауаның жылы ауа астында ағатындығы көрсетілген. Жоғарыда ауа
ағыны тарайтын аймақ астында жерге таяу циклонның пайда болуы (2) енді
циклон орталығына қарай бағытталған (2, б )жоғарыда ауаның жерге таяу
қозғалысындағы өзгерісті тудырады. Нәтижесінде фронт иіледі, мұнда иілу
жоғарғы ауа ағыны қозғалысының бағытында фронт сызығын бойлап орын ауыстыра
бастайды. Иілудің (толқынның) алдыңғы бөліміндегі фронт учаскесі жылы фронт
(ол суық ауа жағына-қарай орын ауыстырады), тыл бөлімінде – суық фронт
(жылы.ауа жағына қарай орын ауыстырады) бола түседі. Суық фронттың жылыға
ауысуы циклон орталығына дәл келеді. Бұл жағдай в суретінде бейнеленген.
Бастапқы (толқынды) стадиясында циклонның дамуы жер бетінде бір
изобарамен «бейнеленеді». Бұдан арғы жерде циклоннын, кеңеюі, оның алып
жатқан ауданының артуы, әрі циклон дамуыньщ екінші стадиясында 2–3 км-ге
дейінгі жоғары қабаттарды циклондық айналу қозғалысына тарту жүріп жатады.
Кәдуілгі жас циклонның бұл стадиясы (68 а, б, в) циклон орталығында
фронттың жылы және суық учаскелері сүйір бұрыш жасай бірігіп шектелген
жақсы көрінетін жылы сектормен сипатталады. Суық фронттың неғұрлым тез
қозғалысының (суық фронт жылы фронтты қуып жетеді) нәтижесінде жылы және
суық фронттардың бірте-бірте жақындасуы болады, Келесі стадияда (4, а, б,
в) – окклюзия стадиясында бірте-бірте толтырыла бастауы алдында циклон
максимал даму дәрежесіне жетеді. Жоғарыда, жерге таяу орталыққа қарағанда,
суық ауа жаққа қарай біраз ауытқыған төменгі қысым орталығы қалыптасады.
Суық фронт жылы фронтқа жақындай түседі де, ақырында окклюзияның күрделі
фронтын түзіп онымен (4, в) бірігіп кетеді.
[pic]
Бұл процесс орталықтан басталады да жылы сектор бірте-бірте тартылады.
Суық ауамен жоғары қарай «сығылған» жылы ауа енді бетпен жанаспайды. Циклон
түгелдей суық болып шығады (термиялық симметрия орнайды). Окклюзвядан кейін
біраз уақыт ол әлі де тереңдей алады, ал сонан соң тола түседі. Соңғы
стадияда ескі циклонды толықтыратын стадияда циклон атмосфераның едәуір
қалыңдығын 2–6 км-гс дейін және одан да көп қамтитын суық түзіліске
айналады. Көбінесе циклондық циркуляция жиі тропосфераның барлық биіктігіне
таралады. Жоғарыда ауаның лықсуы тоқталады, төменде қысымның азаюы
тоқтайды, сөйтіп, циклон жойылып кетеді.
Циклондар көбінесе батыстан шығысқа қарай қозғалып, солтүстікке қарай
біраз ығыса отырып, әдетте бірнеше тәулік өмір сүреді. Циклондардың
жылдамдығы сан алуан, әдетте 20– 40 км/сағ (тәулігіне 700 км-дей), жеке
жағдайларда тәулігіне 2000 км-ден асады. Даму басында циклон тезірек
қозғалады, сонан соң қозғалысы баяулайды да, ол аз қозғалатын болады.
Кейде дамудың барлық стадияларын өткен циклон, түпкілікті толтырылмайды
ол жаңадан тереңдей түседі (регенерацияланады). Бұл, егер ескі циклон
облысына күрт температуралық өзгерістер жасап суық немесе жылы ауаның жаңа
порциялары енген жағдайда болады. Әсіресе жылы және суық ауаның қарама-
қарсы қозғалысы қолайлы келеді. Суық фронт учаскесіндегі толтырылып жатқан
ескі циклондардың шет-шетінде алғашқы циклонның бағытымен бағыттас орын
ауыстыратын, бірақ тек біраз оңтүстікке ығысқан жаңа циклондар (жеке
делінетіндер) жиі пайда болады. Жаңа циклон да алғашқы циклонның өткен даму
стадияларынан өтеді, бірақ, әрине одан қалып қояды, өйткені анағүрлым жас
болып келеді. Осы циклонның суық фронтында, оң жағын ала орналасқан тағы да
бір жеке циклон пайда бола алады. Сөйтіп, бір жалпы фронтта бірінен кейін
бірі үш-төрт циклонға дейін туады. Осындай өзара байланысты және бірінен
кейін бірі дамитын циклондар тобын циклондардың сериясы немесе семья тобы
деп атайды. Циклондық сериялардың өтуі орта есеппен 5–6 тәулік алады, бірақ
жеке жағдайларда едәуір ұзағырақ созыла алады (12 тәулікке дейін).
Бір мезетте әр жарты шарда тропиктік ендіктерден тыс ауа райына орасан
ықпал етіп жүздеген фронтальдық циклондар өмір сүреді. Көтерілетін ауада
бұлттар түзіліп, жауын-шашын жауады. Мұнда бүұл процестер әр түрлі
атмосфералық фронт жағдайларында, демек циклондардың әр түрлі бөліктерінде
әркелкі өтеді.
Тропиктік циклондар. Атмосфералық дауылдардың қалыптасуында Кориолис
күші үлкен роль атқаратындықтан экваторлық ендіктерде (5° с. және 5° о. е.)
мұндай дауылдар тіпті түзілмейді. Тропиктік ендіктерде циклондық та,
антициклондық та құйындар туады,бірақ соңғысы – сирек те аз байқалатын
құбылыс. Тропиктік циклондар кейбіреулерінің жойқын күші болатындықтан
кеңінен танымал болып отыр. Қоңыржай ендіктердің циклондарынан тропиктік
циклондардың айырмашылығы мөлшері шағын (олардың көлденеңі 1000 км-ден
сирек асады), қысым градиенті үлкен, әрі тиісінше жел жылдамдығы үлкен (100
м/сек-қа дейін), нөсер жаңбыры мол, күшті найзағайлы келеді.
Мұхиттың жылы ( + 27° С-тан төмен емес) бетінде көбінесе 5 және 20°
ендік арасында әр жарты шарда тропиктік циклондар түзіледі. Спутниктердің
көмегімен жүргізілген байқаулар бұл құйындар тропиктік және пассат
фронттарында және фронттардан тыс көп мөлшерде туатын осал депрессиялардаи
дами алады. Бұларда желдің жылдамдығы 17 м/сек-тан асқан жағдайларда
осындай депрессиялардын, біразы ғана (шамамен оннан бірі) тропиктік
циклондарға айналады. Желдің жылдамдығы 17-ден 32 м/сек-қа дейінгі
тропиктік циклондар, тропиктік штормдар, желінің жылдамдығы 32 м/сек-тан
артық болғандары тропиктік дауылдар деп аталады. Тропиктік «Ида» дауылында
желдің ең көп тіркелген жылдамдығы 113 м/сек. Тропиктік циклондардың орын
ауыстыру жылдамдығының желдің жылдамдығынан айырмашылығы не бары 10–12
км/сағ.
Тропиктік циклонның дамуы ылғалдың конденсацияланып, орасан зор жылу
мөлшерінің бөлінумен қосарланатын жылы және ылғалды ауаның (атмосфераның
тұрақсыз стратификациясы салдарынан) интенсивті көтерілуі арқылы
түсіндіріледі. Тропиктік циклонның ерекшелігі – дауыл көздері – диаметрі
төменгі бөлігінде 30 км-ден және жоғарыға қарай бірнеше жүз километрге
дейін ұлғая беретін (10–12 км биіктікте) құйын орталығындағы тыныштық
облысы. Дауыл көздерінің түзілуі бар градиенті, центрден тепкіш және
Кориолис күштерінің циклоннық осы бөлімдерінде теңеліп, ауа мүлде дерлік
қозғалмай қалатындығымен байланыстырылады. Бар градиентінің күші центрден
тепкіш және Қориолис күштерінен артық болатын жерде шекара «қабырға» туады,
осы арқылы ауа орталыққа қарай қозғалу мүмкіндігі болмай тез көтеріле
бастайды, нақ осы жерде желдің жылдамдығы мейлінше үлкен болады, Дауыл көзі
орталығында ауаның өрлей қозғалысы байқалады, сондықтан да аспан ашық,
бұлтсыз, осы кезде айналада нөсер жаңбырлы және нажағайлы қалық будақ
бұлттар байқалады.
1956 жылдан 1965 жылға дейінгі деректер бойынша Жер бетінде жыл сайын
орта есеппен 70 тей тропиктік циклон туады, мұнда оңтүстіктегіден солтүстік
жарты шарда көп болады. Тропиктік циклондардың ең жиі туатын бірнеше
орталығы бар. Тропиктік циклондардың мөлшері жағынан бірінші орын алатын
Тынық мұхитында бұл, Сары теңіз, Филиппин аралдары мен шығыстан соған
жапсарлас аудан (мұнда бұларды тайфундар мен бегвазалар деп атайды), ал
сондай-ақ Мексикадан батысқа қарай акватория мен Жаңа Гвинеядан шығысқа
қарайғы Самоа аралына дейінгі акватория. Екінші орын алатын Атлант
мұхитында, тропиктік циклондар түзілетін ошақтар (жергілікті атаулары –
дауылдар): Мексика бұғаздары, Кариб теңізі, Щщі Антиль аралдарының
аудандары. Тропиктік циклондар Аравия теңізі, Бенгаль бұғазы үстінде.
Мадагаскар мен Маскарен аралдары арасындағы Австралияның солтүстік-батыс
жағалаулары мен Кокосов аралдары арасындағы аудандарда (жергілікті
атауы–горкандар мен вилли – вилли) өрістей отырып, Үнді мұхитына бәрінен
сирегірек барады. Түзілу ошақтарынан тропиктік құйындар субтропиктік
антициклондарды айнальш, солтүстік жарты шарда солтүстік батысқа,
оңтүстікте оңтүстік батысқа қарай қозғалады. Егер тропиктік циклон қоңыржай
ендіктерге жететін болса, оның бағыты осы ендіктерде ауаның батыстан
соғуына сәйкес (солтүстік жарты шарда оңтүстік батысқа) өзгереді, қоңыржай
ендіктерге жақындай келіп, тропиктік циклон өзінің арнайы қасиеттерін бірте-
бірте жоғалтады: кеңейе түседі, жел жылдамдығы азаяды, дауыл көадері
жоғалады. Ол сөнеді немесе қоңыржай ендіктердің циклонына (тропиктіктен
тыс) айналады. Мұхит үстіндегі өзі сорып алатый ауада сонщама көп ылғал
болмай (циклон энергияны аз алады), ал төменгі бетпен үйкеліске энергия
шығыны артып, құрылыққа тап болған тропиктік циклон ерекше тез сөнеді.
Тррпиктік цик|-лондар энергияның көп мөлшерін төменгі ендіктерден неғүрлым
жоғарғы ендіктерге апарады, бірақ әзірге олардың атмосферада өтетін
процестерге ықпалы жеткілікті зерттелмеген, өйткені олардың түзілу
механизмі әлі жеткілікті анық емес.
Тропиктік циклондар керемет апаттар тудырады. Олар құрылыстарды
қиратады, заттарды үлкен қашықтықтарға алып кетеді (мысалы, мебельді ені 80
км бүғаздың арғы бетіне лақтырып тастағаны белгілі), сел, жылжымалар,
көшкін, егістік жердің су басуын тудыратын жоғарыдан су тасқындарын
құлатады. Бірақ, ең қорқыныштысы, өз жолындағының бәрін жуып-шайып кететін
биіктігі он этажды үйдей (20–30 м) толқындар. 1970 жылы ноябрьде Бенгалгг
жағасына лап қойған дауылдар және аралдар мен құрылықтың кең алқабын басып
кетіп қосарланған толқындар 300 мыңнан астам адамды құртты, (толық емес
деректер бойынша) елді мекендерді, порт құрылыстарын, темір жолдарды,
дамбыларды, кепірлерді т. б. қиратты. Тропикалық дауылдар – стихиялық
күйзелістер, әзірге бұлармен күресу мүмкін емес, бірақ тиісті шаралар
қолдану үшін оны алдын ала болжап айтуға болады. Бұл үшін тропикалық
циклондар «келетін» елдерде олардың қозғалысы мен дамуын қадағалайтын
арнаулы қызмет ұйымдастырылған.
Шағын құйындар. Атмосферада түрлі масштабтағы құйын қозғалыстары үнемі
байқалады. Жоғарыда қаралған циклондар өте ірі құйындар: ала құйындар,
томболо – шағын, кіші масштабты құйындар. Олардың диаметрі бірнеше ондаған
метрден (су үстінде) бірнеше жүздеген метрге дейін (құрылық үстінде)
болады. Шағын құйындарға ауа тез айналады (50–200 м/сек жылдамдықпен) да,
бүкіл құйын бір мезетте 10–20 м/сек-қа жуық жылдамдықпен араласады.
Құйын теңіз үстінде – ала құйын болып та, құрылықта – тромб болып та
(Солтустік Америкада бұларды торнадо деп атайды) түзіле алады. Келе жатқан
суық ауаның алдында қызып кеткен бет үстінде атмосфераның орнықсыз
вертикаль тепе-теңдігінде ала құйындар (тромбылар) туады, нәтижеде жылы ауа
бірден көтеріледі, жер бетінен біраз биіктікте қысым қатты төмендейді.
Қысымы өте төмен сиреген облысқа ауа тез көтерілгенде жоғарыдан – бұлт,
төменнен– су, тозаң т. б. сорылады. Атмосферада беттің біраз биіктігінде,
құйын орталығындағы қысым өте төмен тар ұштармен қосылған екі воронка
көрінеді.
Шағын масштабты құйындар күшті қиратқыш келеді. Тромбылардағы желдің
жылдамдығы тайфундардағыға қарағанда едәуір көп болады (200 м/сек-қа
дейін). Бұлар ағаштарды тамырымен жұлып, үйлерді қирата алады. Лап етіп
соққан құйын өзінің бүкіл «тіршілігімен» бірте су қоймасын «сорып» алады,
ал содан кейін су балдырынан, балықтардан, бақалардан бір жерде ғажап
«жауын-шашын» жауады. Құйын өткенде қысымның тез төмендейтіні соншалықты
үйлердің әйнектері ұшып кетеді. Осындай кезде үйлердің жарылған жағдайлары
да мәлім.
Тромбылар (торнадо) Солтүстік Америкада өте жиі болатын құбылыс. АҚШ-та
1915 жылдан 1950 жылға дейін «476 млн. доллар тұратын және 7961 адамды
қазаға ұшыратқан» 5204 торнадо тіркелген. Европада тромбылар біршама сирек
болады.
Антициклондар. Қоңыржай ендіктерде циклондар арасында қозғалмалы
аніициклондар пайда болады. Бұлардың қайсысы болсын жетёкші ағынның
бағытында, яғни ^батыстан шығысқа қарай 30–40,км/сағ жылдамдықпен орын
ауыстырады. Цик-лонның қозғалысы қызған бет үстінде, ал антициклонның қозға-
лысы суынғаа бетте.баяулайды да, олар азды-көпті тұрақты, бола алады.
Антициклондар жеңілдеу тұрақтайды. Қейде суық бет үстінде жергілікті суық
антициклон пайда болады.
Антициклонның дамуы, әдетте тропосфераның жоғарырақ қабаттарында
кезігетін ағындар облысы астында жоғарғы қысымды облыстың түзілуінен
басталады. Максимум ортасынан ауаның лықсуы пайда болады; оның орны
кезігетін ағындар облысынан түскенмен толтырылады.
Дамудың бірінші стадиясында жас антициклон 2–3 км биіктікке дейін
байқалатын біршама шағын төмендейтІн құйын болып келеді. Екінші стадияда
максимал дамитын стадиясында – антициклондық қозғалысқа барған сайын жоғары
қабаттар 8–-12 км биіктікке дейін қосылады.
[pic]
Үшінші стадияда –талқандалу стадиясында антициклон аз қозғалатын
болады, ауаның жоғарыдан келіп, оның антициклон орталығына түсуі
тоқтатылады.
Мұндай антициклон фронттық зонада түзілгенімен, мұнда фронт
болмайды; орталықтан бағытталған ауа ағыстары фронтты шетіне әкетеді.
Әдетте фронт антициклонды үш жағынан дерлік көмкереді (б9л екі циқлон
арасында жатқан антициклон үшін тән). Фронттық бетті антициклонның орталық
бөлігінен біраз биіктікте байқауға болады.
Антициклонда ауаның төмен қарай қозғалысымен қосарланатын адиабаттық
қызуы антициклондарға тәи сығу инверсиясының түзілуіне әкеп соғады, оның
пайда болуы неғұрлым жоғары деңгейде ауаның төмендеу жылдамдығы
антициклонның төменгі бөлігіне қарағанда аз болудан және мұнда ауаның
төмендеуі ғана емес, сондай-ақ жан жағына таралу салда-рынан.
71-суретте инверсиялық қабаттың түзілуін көрсететін биіктікпен
температураның сандық мәні берілген. Қабаттың жоғары шегі ах төменгі
шегінен тезірек төмендейді. Төмен түсу нәтижесінде бұл шектер а2 және Ь2
жағдайын алғанда қабаттың қуаты Ярден Я2-ге дейін азаяды. а{ шегі төмен
қарай 2300 м қашықтыққа орын ауыстырады, бұл кезде температура 23° (Г/ЮО м)
көтеріледі, Ь\ шегі тек 1500 м-ге орын ауыстырады да тиісінше температура
15° жоғары болады. Егер афх қабатында әрбір 100м биіктікте, 0,5°-қа тең
температура өзгерісі байқалатын болса, онда a2b2 қабатында вертикаль
температуралық градиент енді 1,5°құрайды да ол төмен жатқан атмосфера
қабатынан жылырақ болып шығады.
Сығылу салдарынан түзілген инверсиялық қабат конвективті бұлттардың
түзілуіне бөгет жасайды. Нақ сондықтан да ан-
[pic]
тициклонда бұлттар мен жауын-шашындардың түзілуі сирек болатын құбылыс.
Беттің салқындауымен байланысты жыл мен тәуліктің суық кезінде төменгі
қабатта ғана тұман мен төмен қатпарлы бұлттардың тууы мүмкін, кейде
инверсия қабаты астында толқынды бұлттар пайда болады.
Жер бетіндегі антициклон орталығына тымық ауа тән, бірақ шет-шетінде
едәуір күші бар жел болуы мүмкін.
Циклондар мен антициклондардың дамуын талдаудаң тропосфераның жерге
таяу қабатында пайда болған циклондар мен антиңиклондар, жоғарыда
изобараның таралатын облысынан ауаның ағып кетуі және кезігу облысына
ауаның ағып келу процестері төмендегі құйындар орталықтарындағы ауаның ағып
кетуі мен ағып келу процестерінен интенсивтірек больш шыққанда оларды толық
компенсациялайтын жағдайда өмір сүре беретіндері белгілі.
Жоғарғы қысым жалдарының дамуы олардың оқшаулануына, жоғары қысымның
тұйық облысына айналуына әкеп соға алады, жылы биіктік антициклон туады.
Төменгі қысымды қолаттың дамуы нәтижесінде олардың орнына суық биіктік
циклондар қалыптаса алады. Биіктік циклондар мен антициклондардың
қалыптасуына полюстер жағынан шұңқырларға суық ауаның және экватор жағынан
жалдарға 2 жылы ауаның ағып келуі жол ашады.
Биіктегіге қарама-қарсы жерге таяу, циклондар экватор жағынан келген
(жал осінің батысынан) ауаның жайылу облысы
[pic]
астында орналасып жылы больш шығады, ал жерге таяу антициклондар
полюстерден келетін (қолат осінің батысын ала) ауаның кезігу тасқындары
облысының астында орналасып суық болып шығады. Ауаның жетекші тасқьшымен
шығысқа ауыса отырып биіктік циклондар мен антициклондар жерге
таяудағылардан тезірек қозғалып, олармен ұласып кетеді де тропосфера бір
жерлерде жоғалып кететін, екінші жерлерде қалыптасатын бірнеше орасан зор
құйындарға бөлінген болып шығады.
Шығысқа қозғалғанда циклондар полюске қарай антициклондар-экваторға
қарай ауытқитын болады (72-сурет). Циклондар мен антициклондардың мұндай
«бет алыстарының» себебі – ендіктіқ артуымен арта түсетін жердің осьтік
айналуынын. ауытқу әрекеті. Сөйтіп циклондарда да, антидиклондарда да
құйынның полюске жақын бөлігінде ауытқу күші көп болады Бірақ мұнда
циклондарда бұл орталықтан бағытталғандықтан (бар градиентше қарама-қарсы)
циклон шығысқа орын ауыстырумен бір мезетте солтүстікке қарай бірте-бірте
ығысады Солтүстік және оңтүстік жарты шарлардағы 65° ендіктің маңында
Циклондар, төменгі қысымды зона жасап, полюстік аудандардағы жоғары
қысымның ықпалымен кідірістейді.
Антициклондарда орталықтан бар градиенті бағытталғанда Жер айналуының
ауытқу күші, керісінше, орталыққа қарай бағытталған, сондықтан
антициклондар экваторға қарай орын ауыстырады, Төменгі ендіктерде ауытқу
күшінің әлсіреуі нәтижесінде 25 –30° ендік маңында әр жарты шарда жоғарғы
қысымның үздіксіз зонасын жасап, антициклондар жинақталады Бұлар, ендік
бойынша күшті созылған субтропиктік максимум-дар дегенді түзіп, Мұхит
үстінде ерекше шоғырланады.
Поляр шеңберіне жақын биіктік суық циклондардың жиналған облысы мен
қоңыржай ендіктердегі субтропиктер маңында
жЫ™™ циклондар пайда болады, орын ауыстырады, жоғалады, бірақ көп
оладыр ТЗ еСеППеН Ж0ҒарЫ ҚЫШМ м¥хиттаР Үсті ме« субтропикада басым биіктік
жылы антициклондардың жиналған облысы арасында температура мен қысымнынң
ерекше күрт өзгеретін зонасы – орасан зор энергия қоры бар биіктік фронттық
зона құралады. Мұнда ағыңды ағыстар пайда болады, атмосфералық фронттар
қалыптасады, циклондар мен антициклондардың көпшілігі түзіледі.
[pic]
Атмосфераның жалпы циркуляциясындағы циклондар мен антициклондардың
ролі орасан зор. Жер айналуының ығысу әрекеті меридиандық ауа ағындарын
ендікке айналдыра отырып, ендіқтер арасындағы ауа алмасуына кедергі
жасайды. Төменгі ендіктерден жоғарыларға ауаның ауысуы, ал демек жылу
алмасу да, негізінен алғанда циклондар мен антициклондар арқылы жүзеге
асырылады. Бұл әсіресе тропиктен тыс ендіктерде байқалады. Егер интенсивті,
биіктік және аз қозғалатын циклондар мен антициклондар қатар орналасса, бұл
жағдайда, циклонның артқы жағындағы ауа жоғарғы ендіктерден төменгі, ан-
тициклонның алдыңғы жағындағысы, керісінше, қоңыржай ендіктерден жоғары
ендіктерге ауысады. Қоңыржай ендіктердегі атмосфера циркуляциясының мұндай
типі - меридиандық деп аталады. Ол батыс тасымалы жақсы көрінетін, ал
циклондардың артқы жақтарындағы ауаның басып кіруі өте мардымсыз зоналық
типтен өзгеше. Қоңыржай ендіктердегі атмосфера циркуляциясының бұл екі типі
жыл бойында бірін-бірі алмастыра-ды. Олар ауысқанда ауа райы біреуінің
басым түсуіне байланысты.
Егер экватордағы төменгі қысым мен поляр облыстарындағы жоғарғы қысым
те-миялық себептермен байланысты болса (бірінші жағдайда жер бетінен ауаның
қызуы, екіншісінде суынуы), онда қоңыржай ендіктердегі төменгі қысым, ал
субтропиктік ендіктердегі жоғары қысым дегеніміз – бірінші жағдайда
циклондардың, екінші жағдайда антициклондардың жиналу нәтижесі болады.
Атмосфераның төселме бетпен өзара күрделі әрекеттесуінің нәтижесінде
климат қалыптасады. Климаттың қалыптасуындағы басты роль Күн радиациясына –
барлық атмосфералық процестер энергиясының көзіне тиісті.
Жер бетінде Күн радиациясының бөлінуі планетаның шар тәрізді пішінімен
анықталады – бұл климаттағы ендіктерге байланысты айырмашылықтарды
түсіндіреді. Жердің орбитаға қатысты оның осінің еңіс жағдайында қозғалысы
жыл бойында Жер бетіндегі Күн жылуының әр түрлі бөлінуін, климаттың
маусымдылығын, әр түрлі ендікте климаттың бірдей еместігін анықтайды.
Жылулық белдеулердің – Жер климатының зоналылық негізінің пайда болуы осы
арқылы түсіндіріледі. Климаттағы бұл айырмашылықтар Жер бетіне Күн жылуының
түсуіне байланысты және төселме беттің сипатына тәуелді емес. Егер де Жер
беті мүлде біркелкі болса, экватордан полюске қарай климаттың заңды
өзгерісін анықтай отырып, олар да осындай орын алған болар еді.
Әр текті төселме беттің ықпалы Күн жылуының атмосфераға әркелкі
қабылданып, берілуі, атмосфераға ылғал беріп отыруы, ауа қозғалысына ықпалы
бір жылу белдеуі шегінде, түрлі климаттардың қалыптасуын анықтайды. Жарық
түсу шектерімен климат белдеулері шектерінің дәл келмеуін түсіндіреді.
Төселме бет дегеніміз климат қалыптасуының екі аса
маңызды факторларының екіншісі.
Су беті мен құрылық бетінің ықпалы әр түрлі болғандықтан климаттар
теңіздік және континенттік болып қалыптасады.
Континенттік климат Мұхиттың жұмсартатын ықпалынан айырылған. Теніз
климатынан оның басты айырмашылығы – континенттіктің өсуімен арта түсетін,
температура тербелістерінің үлкен, жылдық және тәуліктік амплитудалары.
Континенттік климатта ауа ылғалдылығы теңіздіктен аз, бұлттылық, жауьш-
шашын, жел жылдамдығы азаяды.
Мұхит үстіндегі және оған жапсарлас континенттердің бөлігі үстіндегі
климаттың қалыптасуына мүхит ағыстары зор ықпал етеді. Олар жылу мен суықты
тасымалдайды. Суық ағыстар атмосфераның тұрақсыздығын азайтады. Ауаның
вертикальды қозғалысын және жылу мен ылғал алмасуын әлсіретеді. Суық
ағыстар үстінде булану жылы ағыстардағыдан гөрі аз интенсивті келеді.
Бұлардың үстінде және олардың жылы ағыстарымен шекарасында тұман жиі пайда
болады.
Мұхит ағыстарының ықпалымен бір ендіктердегі батыс және шығыс
жағалаулардың климаттары түрліше болып шығады. Бұл айырмашылықтардың пайда
болу заңдылығын Дүние жүзілік мұхит ағыстарының схемасы түсіндіреді.
Экватордан шығатын ағым жылу әкелетін, ал экваторға қарай аратын ағым суық
әкелетін болғандықтан, материктердің батыс жағаларының климаты шығысқа
қарағанда қоңыржай ендіктерде жылырақ, тропиктік ендіктерде керісінше
болуға тиіс.
Орографияның ықпалы (Жер бетіндегі биіктіктер мен әр келкіліктің өзара
орналасуы) әсіресе таулы жерлерде ерекше болып келеді. Жоғарылаған сайын
Күн радкациясының келуі арта түседі, бірақ сәуле шығару да арта түседі,
сондықтан температура төмендейді. Кейде қыста кері құбыбысты, жоталар
арасындағы шұңқырға суық ауаның келуінен туған температура инверсиясын
байқауға болады. Жауын-шашынның мөлшері биіктікке қарай белгілі бір шекке
дейін артады да одан жоғары да кемиді. Бұл шек сан алуан, өйткені ол ауа
ылғалдылығы мен көтерілу кезінде ылғалдың бөліну интенсивтігіне байланысты
(Гималай 1000–1500 м, Орталық Кавказ – 2500 м). Жауын-шашын қатты түрде
жауып, еріп үлгере алмайтын жерде, тауларда климатқа ықпал ететін мүздықтар
пайда болады. Таулардағы климат айырмашылығына беткейлердің түрлі
экспозициясы, үстемдік ететін желдерге қарағанда олардың әркелкі орналасуы
жол ашады. Ауа шағын қабатпен жайылғанда, әсіресе суық ауа ағыстарын тежеп
қалатын барьер ретінде таулар климатқа елеулі ықпал етеді.
Тауларда ауаның жергілікті циркуляциясы өте жиі пайда «болады.
Таулардың атмосфера күйіне жасайтын ықпалына, горизонталь климаттық
зоналылықты күрделендіре түсетін, климаттардың вертикаль белдеулілігі
байланысты.
Төселме беттің климатқа ықпалын қарастыра отырып, поляр аудандарында
едәуір алаңды алып жатқан қазіргі мұз басуға көңіл аудару қажет.
Мұз бен қардың шағылыстыру қабілетінің үлкен екені белгілі (альбедо 0,9-
ға дейін). Егер де мұздар Жерді тұтас жабатын болса, оның бетінде ауаның
орташа температурасы шамамен 100°С-қа төмендейтіні (қазір бұл 15° С)
есептеп шығарылған. Поляр аудандарында мұздың басуы жоғарғы және төменгі
ендіктер арасындағы температура контрастарын арттыра отырып, ауа
температурасын қатты төмендететіні айқын. Бұлардың ықпалымен климат
зональдылығы күшейе түседі.
Маусымдық шар басуы, өсімдік басуы және төселме беттің көптеген басқа
ерекшеліктері климатқа ықпал етеді.
Төселме беттің климатқа ықпалының масштабы мейлінше сан алуан: бір
жағдайда бұл материктер мен мұхиттардың, екіншісінде жеке тау жоталарының,
үшіншісінде орман массивтерінің т. б. ықпалы. Бұл ықпалдар біріне-бір
«үстемеленеді», сондықтан әрбір неғүрлым «ұсақ» климатта «үстемеленген»
климаттың сипаттары болуға тиіс. Бір климаттық белдіктің барлық
климаттарының горизонт үстіндегі Күн биіктігіне, күн мен түннің ұзақтығына,
ауаның жалпы үстемдік етуші қозғалысына бағынышты міндетті түрде ортақ
ерекшеліктері болады.
Атмосфераның циркуляциясы жоғарғы және төменгі ендіктерде Күн сәулелері
әр келкі қыздырған Жердің біртекті төменгі беттерінде де болар еді, бірақ
айтарлықтай күрделі болмас еді. Әртекті төселме бетті ықпалы атмосфера
циркуляциясын күрделі ете түседі (мысалы муссондар, жергілікті желдер) және
осы арқылы климаттың әр түрлілігі артады.
Дүние жүзілік ылғал айналымы системасында су бетінен құрылыққа ауа
ағыстарының ылғал тасуының зор маңызы бар.
№9 дәріс Метеорологиялық приборлар мен бақылау әдістері.
1. Температураны өлшеу
Термометр негізінен сынап резервуарынан тұратыны барлығымызға белгілі. Оған
бірден ұласа капеляярлы трубка орналасқан. Аяғы бос болып келеді. Сынап тек
қана резервуарда ғана емес, капелярлы трубкада да болады.кпелярлы бос болып
келетін жағында ауа болмайды.Капелярлы трубка жанында әйнек бар.Оны сүтті
әйнек деп атайды.Осы әйнекте бөлінулер орналасқан Ұзын қаралары әдетте
бүтін градустарды, ал кішкентайлары ондықтарды көрсетіп 0,2-05 арасында
белгіленеді.ал әрбір 5-10 аралығында сандар жазылады. Градустық бөлулер
әртүрлі болады.Ол термотрдің бөлінуіне байланысты.
Термометрды толтыру үшін тек қана сынап емес, сонымен қатар спирт пен
толуол қолданады. Оның қайнау және суу нүктелері келесідей.
|Сұйықтық |Температура |
| |сууы |қайнауы |
|Сынап |-38,9 |356,9 |
|Спирт |-117,3 |78,5 |
|толуол |-95,1 |110,5 |
Осы таблица бойынша сынапты термометрі -38,9 градустан төмен көрсете
алмайтынын байқаймыз. Ал одан төмен болса термометр істен шығып кетуі
ықтимал. Төмен температураны өлшеу үшін спиртті немесе толуолды термометр
болуы керек.
Психометрлі термометрлер. Ауаның темпетатурасын және ылғалдылығын
өлшеу үшін қолданылады.Ұзындығы 39 см-ден 42 см-ге дейін барады. Диаметрі 9-
12мм болады. Осы термомтреді станцияда психометрде қолданылады. Және
психометрлік будкада, вертикальды тұрғыда қолданылады.
-36 градус төмен болатын жерлерде сынапты термометрлер емес, спиртті
термометрлер қолданылады.
Максимльды термометр. Максимальды термометр өлшу үшін қолданылады.
Бақылау уақыты ұзақ болған жағдайда қолданылады. Орналастырылғаннан кейін
термометр резервуарын төмен қаратып қою керек.
Минимальды термометр максимальды термометрге керісінше қарама –
қарсы болып келеді.минимальды термометр спирт немесе толуолмен толтырылады.
Термометрден белгіленген белгілерді алғанда 0,1 градусқа ьдейін дұрыс
алу керек. Оны қарағанда көз деңгейі сынап тұрған жермен бірдей болып,
шкаланың бөлінуі қара түспен көрсетілген. Санауды ондықтан бастаған жөн,
содан бүтін градустарды бақылау керек.
Түзетулер. Әрбір термометрді алғанда онда сертификат немесе куәлігі
болуы қажет.Себебі осы сертификат немесе куәлікте түзетулер болады. Мысалы
психоиетрлік термометрде № 313985/1403 екінші кестеде берілген.
1 кесте
|Температура |-10 |0 |+10 |+20 |+30 |+40 |+50 |
|түзету |+0,2 |+0,1 |+0,1 |-0,1 |-0,1 |-0,1 |-0,0 |
2 кесте
Түзетулер
-10,0 -5,8 +0,2
-4,9 +12,9 +0,1
+12,6 +17,5 0,0
+17,6 +45,0 -0,1
+45,1 +50,0 0,0
Екінші кесте өте ыңғайлы көрсетілген. Түзетулерде көрсетілгендей еге
19,8 градус болса, оған -0,1 градус қосу керек. Яғни, қорытындысы 19,5-
0,1=19,4.
Термометрді орналастыру.Термометрді орналастыру үшін күн сәулесі
тікелей түспейтіндей жерден қою керек. Термометрлерді орналастыру үшін
метеостанйияларда метереологиялық будка қолданылады. Оның ішкі размерлері;
биіктігі 525 мм, ені 460 мм, тереңдігі 290 мм.
2. Ауаның ылғалдылығын өлшеу.
Жұмыс істеуге қажетті құралдар: гигрометр, кесте, термометр,
метеорологиялық бутка, психометрлік кесте.
Гигрометр салыстырмалы ылғалдылықты анықтау үшін қажет. Ол адамның
майланбаған шашынан жасалады, салыстырмалы ылғалдылықты ауысқанды өзінің
ұзындығын өзгертеді.
Прибордың құрылысы: майсыз шаштың бір жағы жоғарыда орналасқан
реттеуші винтке, екінші жағы төменде орналасқан блокқа бекітілген. Блокқа
стрелка бекітіліп, оның шетінде шкала орналасқан. Ылғал көбейгенде шаш
ұзарады, стрелканың шеті ылғалдылығы жоғары жаққа қарай қозғалады. Ал
ылғалдылық азайғанда шаш қысқарады да стрелка аз бөлікке қарай қозгалады.
Айта кету керек ылғалдылық 0 – ден 10 %-ға дейін өзгергенде шаштың
ұзаруы 4 есе үлкен болады да, 90%-дан 100 % өзгеруге қарағанда. Бұл
дегеніміз салыстырмалы ылғалдылық жоғарылағын сайын шаштың сезімталдығы
азаяды.
Гигрометрді орналастыру. Гигрометрді жер бетінен 2 метр биіктікте
метеорологиялық буткеге орналастырады. Оны көлнңкеге орналастырады, өйткені
күн сәулесі түссе температура жоғарылап шашты кептіріп жібереді де
көрсеткіш дұрыс болмайды.
Бақылау. Гигометр бойынша ылғалдылықты өлшеу үшін, стрелканың шеті
тиіп тұрған цифраларды қарап, стрелкаға тура қарау керек.
Шаш гигрометрдің ерекшеліктері мен кемшіліктері: шаш гигрометр тура
көрсетуі 5 %-дан аспайды, бұл дегеніміз шаш гигрометр ылғалдылықты нақты
көрсете алмайды. Сонымен бірге шаш өте мықты емес. Сондықтан басқа да
заттарға ауыстыруға қадам жалғастырылған ылғалдылыққа сезімтал адамның
шашынан басқа ештеңе табылмады.
Егер шаш көп уақыт өте құрғақ ауада тұрса өзінің сезімталдығын жояды.
Ылғалдылығы төмне аймақтарда, мысалы, биік тауда, шөлді жерлерде
гигрометрді қалташаға (футляр) салып қояды.
3. Атмосфералық қысымды өлшеу.
Ауа қысымын ауыл шаруашылығында келесі мақсаттар үшін өлшейді: жергілікті
жерді барометрлік ниверлирлеу кезінде, жоспар құрғанда, экспедициялық
жағдайларда және де жергілікті жердің көрсеткіштері бойынша ауа райын
болжағанда қолданылады.
Кеселі (чашечный) барометр. Егер де бір жақ түбі бітеу, ұзындығы 80см
болатын түтікті алып, оны сынаппен толтырып, саусағымызбен жауып тұрып
төңкеріп, ашық тұрған жағын сынап толтырылған кесеге салсақ, (1-сурет)
содан кейін саусағымызды алсақ, онда сынаптың бір бөлігі түтіктен кесеге
төгіледі; түтіктегі сынаптың деңгейі ауаның қысымына байланысты белгілі бір
биіктікте болады. Кеседегі сынаппен түтіктегі сынаптың арсындағы ара
қашықтық деңгейі барометр биіктігі деп аталады. 1-суретте барометр биіктігі
AB ара қашықтығына тең.
Түтіктегі және кеседегі сынап тынышықтық күйінде тұр. Ауа
қысымының кеседегі сынаптың әрбір бірлігі түтік ішіндегі сынап бірлігіне
тең екенін көрсетеді. Егерде бұндай теңдік болмпған жағдайда сынап түтіктен
кесеге немесе керісінше құйылатын еді. Егер ауа қысымы жоғарыласа, онда
сынап біртіндеп кескден түтікке құйылып, барометр биіктігі жоғарылайды.
Егер ауа қысымы төмендесе, онда сынаптың бір бөлігі түтіктен кесеге
құйылып, барометр биіктігі төмендейді. Сынаптың биіктігін өлшеу арқылы біз
ауа қысымының көлемін анықтаймыз. Сынап барометрінің құрылысы осыған
нгізделген.
Кеселі барометр құрылысы.(2-сурет) Бір жақ түбі бітеу шыңы ішінде
сынабы бар барометрлік түтік (1) ішінде сынабы бар кесе қақпақшасына (2)
бекітілген және футляр қызметін атқаратын металл түтікке (3) салынған.
Түтіктің (3) жоғарғы жағына терезешелер жасалынған, сол арқылы сынаптың
деңгейін тексеруге болады. Латунды түтікке миллиметрлік бөлінулер
көрсетілген. Соған қарап барометр биіктігін тексеруге болады. Бөлінулер
көлемі кеседегі сынаптың өзгеруін ескереді. Оныншы бөлшектің ең кіші бөліну
шкаласын санау үшін жылжымалы нониус (4) бар, оны кремальера (5) көмегімен
араластыруға болады. Латун түтігінің төменгі жағында сынап температурасын
өлшеуге арналған термометр бар. Барометр кесесінде винт (6) бар. Егер де
оны 2-3 рет бұраса, онда кекнің ішкі бөлігі сыртқы ауамен байланыста
болады. Сонымен қатар винт кесеге шаңдар мен сыртқы ластанудан қорғайды.
Барометрді орнату. барометр агрометеорологтың кезекші бөлмесінде
пештен, жылыту батареясынан, сыртқы есіктен, ашылмалы терезеден алыста
орнатылады. Барометр ілінетін қабырға капитальды және есігі болмау керек.
Барометрге күн сәулесі түспеуі керек. Барометр қабырғаға мықтап бекітілген
арнайы шкафта орнатылады. Шкаф барометрді әр түрлі ластанудан және
температураның күрт өзгеруінен қорғайды. Барометр шкафтың артына бұралған
арнайы болтқа ілінеді. Барометр кесесі еденнен 70-75см биіктікте болуы
қажет. Сынап анық көрінуі үшін шкафтың артқы қабырғасына ақ қағаз
жабыстырылады. Түнгі уақытта барометр көрсеткішін бақылау үшін қол фонаригі
немесе қуаты 25-40 ваттан аспайтын лампа қолданылады.
Барометр көрсеткішін есептеу. Барометрге жақындағаннан кейін, ең
алдымен термометр көрсеткіштерін дәлдікпен 0,1° дейін есептеп алып, бақылау
кітапшасына көрсеткішті есептеп, жазып қою қажет. Содан кейін сынаптың
шыңыға жабысып қалмауы үшін барометрді бір-екі рет саусақпен қағып қою
қажет және нониустың төмеңгі бөлігі және ползунканың төмеңгі бөлігінен
өтетін көлденең беткей сынап менискінің жоғарғы нүктесіне тиетіндей етіп
кремальердің көмегімен нониусты орнатады. Көздің ешқандай деңгейінде нониус
пен менисктің жоғарғы нүктесінің арасында жарық болмауы керек.
Барометрді түзету. Барометрден алынған мәліметтерге үш өлшеулер
енгізу қажет. Біріншісі, инструменттік түзету. Ол дұрыс емес приборға
байланысты; ол дұрыс барометрдін көрсеткіштерімен сәйкестендіріледі.
Екінші түзету – ауырлық күштің таралуына байланысты. Әр түрлі
ендіктерде ауырлық күшінің бірдей таралуына байланысты, бір ауа қысымы әр
түрлі биіктіктегі сынап бағанасымен теңестіріледі; экваторда бұл сынап
бағанасының көлемі полюстерден жоғары; экватордан полюске жылжыған уақытта
ауырлық күші жоғарылайды; яғни, сынаптың биіктігі, теңескен ауа қысымы
төмендейді. Сондықтан әр түрлі нүктедегі нәтижелерді салыстыру үшін бір
ендік таңдап алынған. Барлық барометр көрсеткішін 45° ендікке келтіруге
келіскен. 45° ендіктен аз станцияларға сынап бағанасын азайту керек,
түзетүдің белгісі минуспен көрсетіледі; 45° ендіктен көп станцияларға
сынап бағанасын жоғарлату қажет, түзету белгісі плюспен белгіленеді. Әрбір
жергде ауырлық күші әр түрлі болғандықтан түзету міндетті болып келеді.
Барометр көрсеткіштерін 45°ендікке түзету 1-кесте арқылы анықталады.
Үшінші түзету – температураға байланысты орындалады. Сынап пен
шкаланың температурасы өзгергенде барометр көрсеткіштері де өзгереді.
Барлық приборларда шкаланы дайындау үшін бір материал пайдаланылады. Ол -
латунь. Сондықтан температураның көрсеткіштерін алдын ала есептеп дайын
кесте құруға болады. Нәтижелерді салыстыру мақсатында барометр
көрсеткіштерін тұрақты температураға келтіру қажет. Әдетте ол 0°C, түзету
2-кесте бойынша анықталады.
Метеорологиялық станция және барометрға нақты кесте құру үшін 0°С
барометр көрсеткіштеріне инструменттік және ауырлық күш түзетуін енгізу
керек. Егер де метеорологиялық станция теңіз деңгейінен 400м биіктікте
орнласса, барометр көрсеткіштеріне теңіз деңгейі биіктігіне түзету енгізу
қажет.
Қысымның әдеттік құбылмалығына мына түзету тең:
Теңіз деңгейінен станцияның биіктігі (м) түзету (мм)
400-ден 1000-ға дейін -0,1
>> 1000 >>1600 -
0,2
Қысымның миллиметрлік көрсеткішін миллибарға және керісінше аудару.
Ауа қысымы миллиметр сынап бағанасымен немесе миллибар (мб) арқылы
көрсетілуі мүмкін.(Ауа райы қысымы картасында мб-мен көрсетіледі ) 1
миллибарға 0,75 мб тең, 1миллиметрге 1,33 мб тең. Есептеуді жеңілдету
үшін дайын кесте арқылы қысым көрсеткіштерін аударуға болады.(3 – 4 кесте)
Барометрлік ниверлирлеу. Барометр – Анероид.
Барометрлік нивелирлеу – жердегі бір нүктенің екінші нүктеден биіктігін,
осы нүктелердегі ауа қысымының өзгеруіне байланысты анықтау. Ол нивелир мен
рейканы қолдану ыңғайсыз болғанда пайдаланылады: а) рельефтің өзгеруіне
байланысты, таудағы алыс емес ара қашықтық биіктіктері өзгергенде; б) үлкен
ара қашықтықта биіктіктің өзгеруі кезінде; в) қысқа уақыттың ішінде белгілі
бір жердің рельефін картаға түсіргенде; г) нивелирді қолдануға мүмкіндік
болмаған табиғи жағдайларда, мысалы: мибатпақ, орманның сулы аймағында
және т.б. осындай аймақтарда барометрлік нивелирлеу қолданылады және тасуға
ыңғайлы анеройд приборын пайдаланады.
Барометр – анероидтың құрылысы.(3-сурет) Толқынды келген
домалақ металл қорап (1); қораптан ауасы сорып алынған. Жоғарыда қораптың
ортасына бағана бекітілген (2). Бағаның басына қатты серіппе бекітілген
(3), ол қорапты созады. Оған сыртқы ауа қысымы қарсы тұрады, ол қорапты
сығады. Нәтижесінде қозғалмалы тепе – теңдік қалыптасады. Егер де ауа
қысымы жоғарыласа, ол серіппеден өтіп, қорапты қысады; егер де ауа қысымы
әлсіресе, серіппе қорапты созады. Түпкі бөлігі қозғалмайтындықтан, қорапты
сығу мен созу үстіндегі қабат есебінен жүреді.
Рычагтар көмегімен осы қозғалулар шкаланың үстіндегі тілшеге беріледі.
Тілшеге қарай ауа қысымының көлемін көруге болады. Қораптың және төмеңгі
бетінің толқынды бөлігі оларды эластикалық күйге келтіреді. Прибордың
беткі бөлігінде доға тәрізді термометр орналасқан. Ол арқылы прибор
температурасын анықтайды. Себебі температура өзгергенде серіппенің иілмелі
қасиеті өзгереді. Серіппенің температурасы жоғары болған сайын, оның
иілмелігі төмендейді. Серіппенің иілмелік қасиетін өтеу үшін, қорапты
азотпен толтырады. Жоқары температурада азот серіппенің иілмелігнің
әлсіреуін азайтады.
Анероидты түзету. Жоғарыда аталған компенсацияның жабдықтарға
қарамастан толық компенсацияға, яғни анероид көрсеткіштерінің температура
өзгерісіне қол жетпеді. Сондықтан әрбір анероидты әр түрлі температурада
тексеруге және құралдың тексеру куәлігінде температуралық түзетуді жазуға
тура келеді.
Температуралық түзетуден басқа, шкалаға түзету беріледі. Себебі
барлық анероидтардың шкалалары стандарт бойынша жасалады, бірақ әр анеридта
өз құралдық дәлсіздіктері болады. Сондықтан анероидты барлық шкала бойынша
10 мм ауа қысымы интервалымен тексеруге тура келеді; тексеру куәлігінде әр
жеке бөлікке түзету беріледі, яғни шкалаға түзету кестесі беріледі.
Қораптың серпімді қасиеттері уақытқа байланысты ғана емес, сонымен
бірге қысым едәуір өзгергенде де өзгергді. Төмен қысымға тап болғаннан
кейін бұрыңғы қысымға әкелінген жаңа қорап өзінін бастапқы күйіне келе
алмайды. Бұның себебі қорап пен серіппнің гизтерезисі болып табылады.
Қысым өзгерісіне қшыраған анероид, бұл қайталана бергенде азырақ
гистерезиске ие болады. Қорап пен серіппенің гисиерезисін есепке алу үшін
қосымша түзету деген ұғым енгізіледі. Осылайша әр анероид үшін үш түрлі
түзету болады.
4. Желдің бағыты мен жылдамдығын анықтау. Атмосфералық жауын-шашын мен
булануды өлшеу.
Аненометр желдің жылдамдығын өлшеу үшін қызмет етеді. Шеңбердің
жоғарғы жағына сым орнатылған. Әр сымның ұшында чашка орнатылған. Оның
иілген жағы бір жаққа жарты бөлігі келесі жаққа қарайды. Шеңбердің келесі
жағында винт, ол тиісті есептеуішпен байланысады. Шеңбер айналғанда әр
есептеуіште үш тілше болады, үлкен тілі 0 ден 100 дейін, кіші тілдер жүз
мың айналымды көрсетеді.
Есептеушті қосу үшін белгілі қашықтықтан ортаға екі жіп байлайды екі
сақинаға кигізеді. Бір жіпті тартса, арретир жоғары ауысады, есептеуішті
қосады, келесі жіпті тартса арректир төмен түседі есептеуішті өшіреді.
Желдің жылдамдығын анықтау үшін қазықты керекті ұзындыққа анемометрді
бұрайды. Анемометр айналып тұрған бөлігін желдің жылдамдығын өлшеу
мөлшеріне қойылады.
Жел анемометр чашкаларын басады иілген жағын. Иілген беті айналғанда
желмен қозоғалады, сондықтан айналғанда крестовина қысымы әлсірейді.
Алғашында есептегіш 1236-ны көрсетеді, соңында 1825-1236=589 айналым
немесе 5,9 айналым 1 секундта. Тексеру куәлік секундына желдің жылдамдығын
6,4 м/сек-ке тең.
Қол анемометр ерекшілігі автордың зерттелгені, анемометр дұрыс
көрсеткіш болады, желдің бағыты көлденең крестовина бетінен сәйкес келсе
жел крестовинаның тік бұрышынан соқса крестовина бірдей жылдамдықта өз
айналуын азайтады, қате көрсеткіштер көрсетеді. Егер бұрыш жел бағытымен
крестовина бетінен (300) болса, көрсеткіш мөлшерімен келеді. Егер бұрыш
730 кресттвина желде айналмай қалады, градус жоғарлап кетсе қарсы жаққа
айналып кетеді өрсеткішті азайтады.
Тумбтар таблицасы
|Атауы |Шартты белгілер |(вб) белгіленуі |
| |орысша |халықаралық | |
|солтүстік |С |N |0 н/се 300 |
|Солт.-солт.шығыс |ССВ |NNE |22,5 |
|Солтүстік-шығыс |СВ |NE |45 |
|Шығыс-солтүстік шығыс |ВСВ |ENE |67,5 |
| | | | |
|Шығыс | | | |
|Шығыс-оңтүст.шығ |В |E |90 |
|Оңтүст.шығ |ВЮB |ESE |112,5 |
|Оңтүст.оңтүст.-шығыс |ЮB |SE |135 |
| |ЮЮB |SSE |157,5 |
|Оңтүст. | | | |
|Оңтүст.Оңтүст. бат. |Ю |S |180 |
|Оңтүст.бат. |ЮЮЗ |SSW |202,5 |
|Бат.оңтүст. Бат. |ЮЗ |SW |225 |
| |ЗЮЗ |WSW |247,5 |
|Бат. | | | |
|Бат.солт.бат. |З |W |270 |
|Солт.бат. |ЗСЗ |WNW |292,5 |
|Солт.Солт.бат. |СЗ |NW |315 |
| |ССЗ |NNW |337,5 |
Вильд Флюгердің құрылымы орнатылуы. Желдің бағыты мен жылдамдығын
Вильд Флюгер арқылы анықтауға болады. Бір жағы жабық темір түтікге бір
ұшымен тік ось киілген еркін айнала алады.
Жоғары жағына көлденең пленка бекітілген оның бір шетіне штативті доға
орналасқан.
Келесі жағында қарама-қарсы салмақ. Пленаның бойына штативтерге
қозғалмалы тақтай бекітілген. Тақтай жеңіл болмауы мүмкін 200гр немесе ауыр
800 грамм.
Ауыр желдің қатты жылдамдығын өлшеуге арналған. Түтіктің төменгі
жағына флюгарка бекітілген противовеспен. Оның бағыты тақтайдың айналуына
перпендикулярлы флюгарка екі металл пластикадан 200 бекітілген, бұл оның
желге қарсы мықты тұруына жағдай жасайды.
Бүкіл система өз осьінде еркін айналады.
Қозғалмайтын осьте 8 ромб көрсеткіштері бекітілген. Біреуінде С-
солтүстік. Осьтің төменгі жағы столбының аяғына винтеледі. Вильд флюгерін
орнатқанда шұңқырды жаппай тұрып С әріпін солтүстікке қойып, орнатады.
Столбының биітігі 10-12 метр болуы керек.
Вильдың флюгері құрылыс, ағаштардан ашық жерде орнатылуы керек.
Солтүстік бағытын нақты анықтау үшін столбының меридиан бағытын
анықтау.
Желдің жылдамдығымен бағытын анықтау.
Жел флюгаркаға әсер етіп екі тақтай тең болғанша бұрайды. Сонда
противовеспен стиржені қайжан жел соғып тұрғаның румбын көрсетеді. Егер,
мысалы көрсеткіш бойынша противовеспен стержень С әріпін көрсетсе,
солтүстік жел байқалады. Желдің жылдамдығын анықтау үшін қай штативтермен,
қай штативтің жанында темір тақтай ырғалып тұрғанын кітапшаға штатив
номерлерін жызып алу керек.
Оны 2 минуттай бақылау керек. Желдің жылдамдығын шатативтермен
белгіленен метр секундқа айналдырады, таблицаны пайдалана отырып. Штиф
номері 0 ден 7 дейін төменнен жоғарыға есептеледі.
Бақылауды түнде жүргізу үшін флюгерден төмен электр шам орнатылады.
Рефлекторымен флюгерге жарық түсетіндей.
Прибор болмаған жағдайда желдің жылдамдығын шартты шкаланы пайдаланып
анықтауға болады.
Мақсатқа жету үшін жергілікті жердің белгілі уақыт аралығын
(айға, жылға, маусымға т.б) бтаблицасы болу керек. Талблицада байқалған
жағдайлар әрбір румб бойынша немесе процентке шаққанда болуы мүмкін.
Бақылаушы желдің бағытын жергілікті орында үлкен өндірістік маңызы
бар. Мысалы: орман алаңдарын отырғызу бағыты, тоқтатушы бағытын анықтау
т.б.
Желдің тарауын таблица немесе график түрінде көрсетуге болады. Ол үшін
жел эрозиясы деп аталады. Мысалы: 82 б желдің қайталану бағытын есетеу
мөлшері уақыттағы көрсетілген.
2-ші бағанда байқалған жағдайлар, 3-нде проценттік есептеу 100% желдің
барлық саны, штильден басқа. Таблицадан жел шығыстан және оңтүстік-
шығыстан жиі соғатыны көрініп тұр.
График сызып көруге, дәлелдеуге болады. Бір нүктеден негізгі жел
немесе румб бағытын сызамыз. Бағыттардың арасы 450 –тең. Кез-келген
масштабта әрбір бағытта.
Қол анемометрі
Жазғы жауын-шашындар қалыңдығымен өлшенеді. Егер түскен жауын -шашын
буланбаса, топыраққа сіңбесе, ағып кетпесе жер бетінде қалар еді.
Қысқы жауын-шашында жиналған қар түрінде түседі. Ең алдымен еріп,
оныжазғы жауын-шашын сияқты өлшейді. Қысқы уақытта қар жамылғысының
тығыздығын және биіктігін өлщейді. Олар оның жылу сақтағышына және алаңда
су қорын жинақтауын сипаттайды. Қосымша құрылғылар қар жамылғысын қабат
бойынша өлшеуге мүмкіндік береді және мұзды бөліктердің орналасуы мен
қалыңдығын анықтайды.
Тапсырманың орындалуы үшін керек: жаңбыр өлшеуіш және жауын-шашын
өлшеуіш, өлшейтін стакан және мензурка. Жазғы кездегі қосымша жұмыстар үшін
керек: топыраққа орнату үшін футляр және жауын-шашын өлшейтің шелек керек.
Жауын-шашын өлшеуіш және оның қолданылуы. Жауын-шашынды өлшеу үшін
жаңбыр өлшеуіш қолданылады (сурет 1). Столбта орнатылған жоғарғы тайыз
шелек (1) 2 метр биіктікте қыстық деңгейде болады.Жаңбыр өлшейтін шелектің
көлдеңен кесігі 500 см2 ,биіктігі 40 см. Аумақтың көлемі әр уақытта болуы
үшін шелектің жоғарғы жағына мықты сақина орнатылады. Шелектің ішінде
түбінен басқа воронка сияқты диафрагма (2) бар. Диафрагманың төменгі
жағында бірнеше саңылаулар бар. Шелекке түскен жауын -шашын оның төменгі
жағына ағады. Диафрагмаға жиналған жауын –шашынның булануын қиындату үшін
орналасқан. Шелекке жиналған жауын -шашын өлшейтін стаканға тура
диафрагмаға жанама үлкен шелектің түтігі салынған (3).
[pic]
сурет 1.
Жаңбыр өлшеуіш және жауын - шашын өлшеуіш.
Сақиналы тірекке шелекті орналастырып , тіректі айнала конустық
қорғаныс қойылады (4). Жел кезінде шелектің шетіне жаңбыр өлшеуіште
тығыздау ауаның ағымы және олардың қозғалысының жылдамдығы көтерілуі үшін
қорғаныс керек. Сондықтан да шелек ауа қабаты үлкен жылдамдықпен
аэродинамикалық қақпақпен жабылған болып табылады. Жауын- шашынның ұсақ
тамшылары және қар бүршіктерінің жылдамдығы көтерілген ауа қабатына түсіп,
жаңбыр өлшеуішке түспейді. Беткі жағы аздау болғанымен жиналған жауын –
шашын аэродинамикалық қақпақпен жақсы жабылады.
Жаңбыр өлшеуіштің аздау беткі жағы, мысалы:жаңбыр өлшеуіштің беткі жағы
30 см2 болса, жіберілмейді. Мұндай жаңбыр өлшеуіштер түскен жауын –шашын
мөлшеріне нашар нәтиже беретін болады. Жел қатты болған
сайын оның ұшқындары
көп болады.
Барлық қорғаныс мақсатының қолданылуы шелектің шетінен
аэродинамикалық қақпақты қозғалту керек. Осындай жолмен оны аэродинамикалық
алаңда түзету керек.
Ақырғы жылдары станция желісінде гидромет қызметіне жауын –шашын
өлшеуіштер енгізілген. Жауын – шашын өлшеуіш шелектің беті 200 см2 ,
биіктігі 40 см. Онда тағы да воронка сияқты диафрагма бар. Онда қорғаныс
толығымен емес, 16-ға бөлінген жоспардан тұрады. Олар бірдей орналасқан
шелекті айнаға жоспарлы қорғаныс деп аталады.
Қазіргі уақытта метеорологиялық станцияларда жаңбыр өлшеуіштер
мен жауын –шашын өлшеуіштерді кездестіруге болады.
Түскен жауын – шашынның өлшенуі. Жаңбыр өлшеуіш шелекте жиналған
жауын – шашынның өлшенуі үшін оларды арнайы өлшейтін стакан –мензуркаға
құяды. Себебі шелектің беті 500 см2 тұрақты болып табылады. Түскен жауын –
шашын қабатының қалыңдығы 0,1 мм, шелектегі оның көлемі 500*0,01=5 см3.
Егер өлшейтін стаканға әрбір бөлінген 5 см3 су құйып , стаканда бөлінген
санды есептейді. Ол сан 10-ға бөлінген. Бұл түскен жауын –шашынның мөлшерін
береді және милиметрде өлшенеді. Жауын
–шашынның күніне 2 рет өткізіледі. Көбінесе 7 және 19 сағаттарда . Қысқы
кезде шелекке қар жиналады. Осы еріген қарды өлшейтін стакан көмегімен
өлшейді. Қыста қосымша қар жамылғысының биіктігін өлшейді. Ол рейкада
сантиметрге бөлініп өлшенеді. Қысқы кезде қар жамылғысының биіктігі
ақырындап көбейеді. Соның нәтижесінде шелектің бетінен қардың бетіне
дейінгі ара –қашықтық азаяды. Ол 1 метр қалыңдықта кесігі әлсірейді. Жаңбыр
өлшеуіштер айтуы бойынша қардың қалыңдығы 3 м биіктікте орналасуы керек.
Агрометеорологиялық әдістерде оның мақсаты үшін келесі жағдайларға
байланысты жауын – шашынның өлшенуі жеткіліксіз:
1.Жауын –шашын жерге қандай көлемде түсетіні агрометеорологияны
қызықтырады. Олар бір –бірінен мөлшері бойынша ерекшеленеді, бірақ олардың
айырмашылығы тұрақты болмайды. Ол көбіне ауа райының жағдайына байланысты.
2. Қысқы кезде өлшегенде жауын – шашынның түскен мөлшері қате болуы
мүмкін, яғни қар бүршігі өзінің үлкен беткейіне түседі.
3. Үлкен қар боран жасайды, олар мүлде жаңбыр өлшеуішретінде
көрінбейді.олар 2 м жіне 3 м биіктікте орналасқан. Керісінше, қатты
борандарда шелекке біраз көлемдегі қар жауын-шашын бола алмайды.
4. Бір тұрақты орында үлкен шаруашылықта әр түрлі бағытты анықтау үшін
приборлар орналастырылады. Алаңдар әр түрлі бағыт көрсетеді: жақын
орналасуы, қар бүршіктерінің болуы, биіктігі бойынша әр түрлілігі,
тығыздығы мен мұзды бөлігі.
5. Сонымен қатар қар бүршіктерін бақылауда қосымша қабаттар және
қардың тығыздығы мен қаттылығы анықталады.
6. Жазғы жауын – шашын өлшеу кезінде ауыл шаруашылық практикада оның
мағынасы тек қана жауын – шашынның жалпы мөлшеріндей емес. Сонымен қатар
олардың керекті мөлшеріндегі көлеміне байланысты. Осы жағдайда жауын –
шашын түскен кезде тәулік уақыты маңызды орын алады.
7. Үлкен алаңдағы колхоз және совхоздарда әр түрлі аймақтар бір-біріне
алыс қойылған. Олар жауын – шашынды бірдей мөлшерде алмайды.
[pic]
сурет 2.
Топырақты жаңбыр өлшеуіш.
Агрометеорологияның мақсаты үшін жаңбыр өлшеуіш және жауын – шашын
өлшеуіштен басқа қосымша приборлар бар. Сонымен қатар жазғы жауын – шашын
өлшенуі кезінде қысқы жауын – шашыннан бөлу керек. Олар 2 түрлі тапсырмалар
және оларды әр түрлі орындау керек. Жазғы жауын – шашынның өлшенуі.
Жаңбырды өлшейтін шелектің кәдімгі түрі топырақта орналасқан. Себебі шелек
жер деңгейінде орналасқан. Жаңбыр өлшеуіштің бетінде дәл осындай жақын
метеорологиялық станцияларда және де күнделікті шаруашылық
агрометстанцияларда бар. Қорғаныс цилиндр – футлярға дейінгі қашықтық 25 см-
ге тең. Футлярда торлы және металды саңылаулар бар. Өйткені жаңбырдың
жамылғысы топыраққа бөлінбейді.
Күз айының аяғында диаметрі 12 см, биіктігі 15 см болатын цинкталған
қаңылтырдан жерге футлярды (1) көмеді. Футлярдың түбі тесілген болуы керек.
Түбінің астында еріген су үшін шұңқыр болуы керек. Футлярға цинкталған
қаңылтырдан стакан (2) қойылады. Стакан түбіне тым тиіп тұрмас үшін
футлярдың түбіне, қабырғаларына қатпас үшін, стаканның шет жағына және
астына біраз металды түтіктерді жабыстырады.
[pic]
сурет 3.
сурет 4.
Қар өлшеуіштің Қар өлшеуіштің
кескіні. жалпы
көрінісі.
Жердің жоғары жамылғысында стакан дөңгелек бортты (3) иемденеді, егер
стаканды футлярға қойса, борттар арасында пайда болған тесікті жауып
тұрады. Стаканның ішіне өзінің жан – жағындағы топырақтан салады да
диаметрі үлкен емес дөңгелек есікке вертикальды рейканы орнатады. Рейканың
диаметрі шамалы болғандықтан оған цифрларды жазу қиын, сондықтан олар әр
түрлі түстермен белгіленеді. Стаканда орналасқан рейка алаңда қысқа қардың
қалыңдығын өлшеу үшін қалдырылады.
Қар өлшеуіштің жалпы көрінісі 4 суретте көрсетілген.
Зерттеудің белгітенген уақытында рейкағы цилиндрлік пышақты кигізеді
(4), оның радиусы стаканның радиусымен бірдей. Цилиндрлік пышақты жан–жаққа
айналдырып, ақырын стаканға түсіреді және цилиндрдегі бағытталған түтікті
қолданады. Рейканың түбінен алып қардың бөлінген үлгісін стаканымен алып,
үлгіні салқын жерге апарады. Мұнда цилиндрлік пышақты алып, алынған үлгіні
зерттеуге жібереді. Ең алдымен қардың қалыңдығын мұзды бөлігінің
орналасуын, содан кейін қардың қабаттарын анықтайды.
1 кестеде қардың қабаттарының сипаттамасы берілген.
|Қабат |Қабаттың |S=100 |Қабаттың |Қардың |Қабаттың көлемі |
|қатары |қалыңдығы |см2-дағы |салмағы |тығыздығы |және түрі бойынша|
|№ |(см) |қабаттың |(г) | |сипаттамасы |
| | |көлемі | | | |
|1 |6 |600 |193 |0,32 |Құрғақ,ірі |
| | | | | |астықты |
|2 |3 |300 |59 |0,20 |Сол сияқты |
|3 |2 |200 |80 |0,40 |Сол сияқты |
|4 |7 |700 |245 |0,35 |Сол сияқты |
|5 |2 |200 |115 |0,58 |Сол сияқты |
|- |20 |2000 |692 |0,35 |Барлық үлгілердің|
| | | | | |жалпы тығыздығы |
Рейкалар бір –біріне 2-3 м ара –қашықтықта орналасуы керек.
Рейкалар алаңдарда әр түрлі тобымен орналасуы мүмкін.
Плювиографпен жаңбырды тіркеу. Плювиограф жаңбыр құлауын өлшеуге
арналған. Плювиографтың жазуы бойынша анықтауға болады:
а) жаңбырдың басталуы мен аяқталуы
б) жаңбырдың құлау мөлшері
в) жаңбырдың әр түрлі уақыт аралығындағы интенсивтілігін анықтау.
Плювиографтың құрылысы (5 сурет) цилиндрлі жәшіктің жоғарғы жағында
шелектің көлдеңен кесігі 500 см2.
[pic]
сурет 5.
Плювиограф.
Осы ыдыспен анықталған жауын –шашын ішінде вертикаль стержаны бар
қалтқы (4) орналасқан. Түтік арқылы келесі ыдысқа құйылады. Стержанға
горизонтальды қаламұш орналасқан.(5)
Ыдысқа (3)сифонды түтіктің бір буыны (6) енеді. Түбінде бақылау ыдысы
(7) орналасқан. Жаңбыр жоқ күндері қаламұш лентада горизонтальды сызықты
сызады.
Бірақ жаңбыр басталысымен ыдысқа (3) құйылатын су қалтқыны көтеріп ,
қаламұш лентада жаза бастайды. Жауын-шашын қатты болған сайын бұл қисық
жоғары көтеріле береді.
Лентадағы жазылған жаңбырдың құлауы плювиограмма деп аталады.
Лентада горизонталь бойынша уақыт белгіленген, 2 вертикальды түзулердің
ара - қашықтығы 10 минут, қою түзулердің ара – қашықтығы - 1 сағат. Әрбір
бөліну вертикальды және қабаттың құлауына сәйкес келеді ( сурет 6).
[pic]
сурет 6.
Плювиограмма.
Прибордың орналасуы плювиограф ғимараттан, ағаштан, столбтардан,
топырақ бедері бұзылған ашық жерлерде орналасады. Ол арнайы жер бетінен 2 м
биіктікте болатын қондырғыды орналасады. Сағат 19-да сағаттың барабанға
лентаны кигізеді.
Лентаны қойғанда оның төменгі бөлігі барлық уақытта цилиндрдің шетіне
тиіп тұруын қадағалауы керек. Лента цилиндрда арнайы жолақты пружинамен
ұсталынып тұрады. Қаламұшты сиямен толтырып сағаттық механизмді қосады, оны
жүріске жібереді. Содан кейін қаламұшты лентаға қояды.Бір тәуліктен кейін
сағат 19-да лентаны алады, онда алған кездегі уақытты жазады, барабанға
жаңа лентаны қояды.Бақылау ыдыстағы (7) жауын-шашынды өлшеуіш стаканға
құяды. Сткакан бөлінуі сол лентаға жазылады. Бұл жазулар приборлардың
бақылау жұмысына қызмет етеді.
Лентадағы жазулар бойынша ең алдымен сағат өлшеуін тексереді. Оны
лентадағы жазудың аяқталған уақыты мен түсірілген лентадағы уақытпен
салыстырып анықтауға болады.
Лентадағы жазудан басталу уақыты, сағат бойынша жазылуы көбіне сәйкес
келеді.
Бұлтты бақылау.
№ 1 Практикалық жұмыс
ТАҚЫРЫБЫ : Күн радиациясының қарқындылығы мен сіңген жылудың шамасын /
сандық/ анықтау.
МАҚСАТЫ : Радиациялық баланстың құрамдас бөліктері мен жердегі әртүрлі
денелердің жылу сіңірген ерекшеліктерімен танысу.
ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ : Күн радиациясының мына түсініктеріне анықтама бер:
а/ күннің тура радиациясы / S /.
б/ шашыранды радиация / Д /.
в/ жиынтық радиация / Q /.
г/ шағылған радиация / Ч /.
д/ жердің сәулеленуі / нұр шашуы/ /Еж /.
е/ Атмосфераның сәулеленуі /Еа /.
ж/ тиімді сәулелену / Ет/.
з/ қысқа толқынды радиация .
и/ ұзын толқынды радиация .
к/ күн тұрақтылығы / Sо/.
л/ жердің әрекеттегі қабаты / деятельный слой/ .
1. Егер актинометр бойынша күн радиациясының қарқындылығы минутына 1,10
кал/ см ², ал күннің биіктігі 35° болса, онда горизонтальды жер
бетінің 1 см ² ауданына 1 минутта қанша Күн радиациясы түседі?
2. Перпендикулярлы бетке түсетін күннің тура радиациясының қарқындылығы
минутына 1,3 кал/ см ² тең. Күннің горизонттан биіктігі 55° болғанда
горизонтальды бетке келіп түсетін күн радиациясының қарқындылығын тап?
3. Тұнық атмосфера коэффициенті Р=0,70, күннің горизонттан биіктігі 30°
горизонтальды бетке түсетін күн радиациясының қарқындылығын тап?
4. Күннің горизонттан биіктігі 30°, перпендикуляр бетке түсетін күн
радиациясының қарқындылығы минутына 1,3 кал/ см ² болған
жағдайдағы инсоляция қарқындылығын / S( / анықта.
5. Күннің тура радиациясының мөлшері минутына 1,0 кал/ см², ал шашырынды
радиациясының мөлшері тураның 10%, яғни Д=10%. Егер күннің биіктігі
50°, онда ылғалды қара топырақ қанша жылу сіңіреді?
6. Егер минутына шалғын шөпке қарқындылығы S(= 1,18 кал/ см² радиация
ағым түссе, онда шөп қанша жылу сіңіреді?
7. Төмендегі мәліметтер бойынша: күннің инсоляция қарқындылығы минутына
1,0 кал/ см², шашыранды радиация Д = 0,30 кал/ см², ал тиімді
сәулелену мөлшері Ет = 0,10 кал/ см² кепкен шөппен төселген топырақ
жамылғысының радиациялық балансын есептеп тап?
8. Мына мәліметтер бойынша: инсоляция қарқындылығы минутына 0,80 кал/
см², шашыранды радиация Д = 0,2 кал/ см², ал
тиімді сәулелену мөлшері Ет = 0,1 кал/ см² тең, құрғақ құмның беткі
қабатының радиациялық балансын есептеп тап?
КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР:
1. Хромов С. Г. , Мамонтова Л.К. Метеорологический словарь. Л.,
Гидромет., 1974
2. Географический энциклопедический словарь. Понятия и термины. М., «
Сов. энциклопедия», 1988
3. №1 кесте. Әртүрлі бұрыштардың синустарының мәні.
4. №2 кесте. Күннің горизонттан биіктігіне байланысты атмосфера
массасының сандық шамасы.
5. №3 кесте. Әртүрлі жер бетінің альбедосы.
6. Лабораториялық жұмысқа арналған дәптер.
МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ: Радияциялық баланстың теңдігі R=S(+Д – Ч + Еа – Еж
;
S- күннің тура радиациясы. Жердің Күнге дейінгі ара қашықтығы үлкен
болғандықтан / 150 млн. км./ күннің тура радиациясы параллельді сәулу
ағыны сияқты. Күннің тура радиациясының қарқындылығы минутына жер бетінің
1 см² келіп жететін энергияның мөлшерімен есептеледі де
калориямен беріледі /кал/ см²/. Егер осы шаманың күннің горизонттан
биіктік бұрышының синусына / һ / көбейтсе, онда вертикальды, тура күн
радиациясының шамасы /S(/: S= S·sin h шығады.
Күннің шашыранды радиациясы дегеніміз горизонтальды Жер бетіне атмосфера,
бұлттар, шаң-тозаңдар және әртүрлі қоспалардың шашыратқанынан кейін келіп
жететін күн радиациясының мөлшерін айтады. Сонымен қатар шашыранды радиация
құрамына әртүрлі заттар ақылы шығарылған, мысалы таулар, ағаштар, құрылыс
объектілері т.б радиация да енеді. Жиынтық радиациясы / Q /- горизонтальды
жер бетіне келіп жететін тура және шашыранды радиацияның жалпы мөлшері;
кейде оны инсоляция деп атайды: Q =S(+Д; шағылған радиация /Ч/- жер
бетінен шағылған радиация мөлшері Жердің сәулеленуі / нұр шашуы/ / Еж/
-Жердің әрекеттегі қабатынан жоғары атмосфераға бағыталған ұзын толқынды
радиация.
Қарама-қарсы сәуле – атмосферадан жер бетіне бағытталған ұзын толқынды
сәуле / Еа /
Тиімді сәулелену /Ет / - жер мен атмосфера сәулеленуінің айырмашылығы : Ет
= Еа –Еж.
№1 кесте
Әртүрлі бұрыштардың синусының мәні / инсоляция шамасын есептеу үшін/
|0° |5° |10° |15° |
|Жыртылған құрғақ жер |8-12 |Бидай |10-15 |
|Жыртылған ылғалды жер |5-7 |Көк шөп |26 |
|Құрғақ сазды топырақ |30 | құрғақ шөп |19 |
|Ылғалды саз |16 |орман /қылқанды/ |15 |
|Ылғалды топырақ |5-10 |Дәнді дақылдар |10-25 |
|Қара топырақ |15 |Шалғын |20-25 |
|Ақшыл құм |35-40 |Жаңа жауған қар |70-90 |
| | |Күннің горизонттан биіктігі |70-80 |
| | |5° болғанда су бетіне | |
| | |түсетін тура радиация | |
№ 3 Практикалық жұмыс.
Тақырыбы: Ауа ылғалдылығының көрсеткішін анықтау.
1- тапсырма. Төмендегі сұрақтарға жауап беріңдер:
1. Конденсация процессі дегеніміз не?
2. Егер максимальді ылғал құрамы абсолюттік ылғалдылыққа тең болса, онда
салыстырмалы ылғалдылық неге тең?
2- тапсырма. 1 кестені талдай отырып төмендегі сұрақтарға жауап беріңдер:
1. 1,6 г/м3, 9,4 г/м3 абсолюттік ылғалдылықта ауа қандай температурада
қанығады?
2. Ауаның абсолюттік ылғалдылығы 12,8 г/м3, 30,0 г/м3. Қандай
температурада оның салыстырмалы ылғалдылығы 100 процентке тең?
Максимальды ылғал құрамы мөлшерінің ауа температурасына байланыстылығы
|Температура 0С |-20 |-15 |
|Түтін жоғары тік, |Штиль |0 - 0,5 |
|вертикальды көтеріледі. |0 | |
|Ағаш жапырақтары | | |
|қозғалмайды. | | |
|Түтін қисайып көтеріледі, |Тыныш |0,5 - 1 |
|желдің бағытын көрсетеді. |1 | |
|Жапырақтар қозғалмайды. | | |
|Жел соққанын сезінеміз. |Баяу |2 – 2 |
|Флюгер жалауы қозғала |2 | |
|бастайды. | | |
|Жел жапырақтарды |Әлсіз |4 – 5 |
|тербелтеді. Су беті |3 | |
|қозғала бастайды. | | |
|Ағаш бұтағы, тіпті оның |Қоңыржай |6 – 7 |
|жоғарғы бөлігі қисаяды, |4 | |
|жерден шаң-тозаң, қағаз | | |
|көтеріледі. | | |
|Ағаштың жұқа бұтақтары |Самал жел |8 – 9 |
|тербеледі, су бетінде |5 | |
|толқындар пайда болады. | | |
|Ағаштың ірі бұтақтарының |Едәуір қатты |10 – 12 |
|қозғалуы, су толқыны |6 | |
|биіктігінің артуы. | | |
|Желге қарсы жүрудің |Қатты |13 – 15 |
|қиындауы, ағаш діңгегінің |7 | |
|қозғалуы. | | |
|Ірі ағаштардың қозғалуы, |Өте қатты |16 – 18 |
|бұтақтардың сынуы. |8 | |
|Ағаштардың сынуы, кейбір |Дауыл |19 – 21 |
|жеңіл ағаштардың қозғалуы.|9 | |
|Апатты өзгерістер |Қатты дауыл |22 – 25 |
| |10 | |
|Ірі ағаштардың тамырымен |Өте қатты дауыл |25 – 29 |
|алынынп кетуі. |11 | |
|Құрылыс объектіліеріндегі |Құйын |29 көп |
|апатты өзгерістер. |12 | |
Көріну шкаласы
|Балл |Көріну қашықтығы |Балл |Көріну қашықтығы |
|0 |50 м аз |5 |2 – 4 км |
|1 |50 – 200 м |6 |4 – 10 км |
|2 |200 – 500 м |7 |10 – 20 км |
|3 |500 – 1000 м |8 |20 – 50 км |
|4 |1 – 2 км |9 |50 км көп |
№2 кесте
Жел бағыты / румб/
|Әріппен белгілеу |Румб атауы |
|Қазақша |Халықаралық | |
|С |N |Солтүстік |
| | |/норд/ |
|ССШ |NNE |солтүстік – солтүстік – |
| | |шығыс |
| | |/норд- норд-ост / |
|СШ |NE |солтүстік – шығыс / норд|
| | |– ост / |
|ШСШ |ENE |шығыс –солтүстік – шығыс|
| | |/ост –норд – ост / |
|Ш |E |шығыс |
| | |/ ост / |
|ШОШ |ESE |шығыс –оңтүстік- шығыс |
| | |/ ост – зюйд – ост / |
|ОШ |SE |оңтүстік –шығыс |
| | |/ зюйд – ост / |
|ООШ |SSE |оңтүстік – оңтүстік |
| | |–шығыс |
| | |/зюйд –зюйд –ост / |
|О |S |оңтүстік |
| | |/ зюйд / |
|ООБ |SSW |оңтүстік –оңтүстік |
| | |–батыс |
| | |/ зюйд – зюйд – вест / |
|ОБ |SW |оңтүстік – батыс |
| | |/ зюйд – вест / |
|БОБ |WSW |батыс –оңтүстік –батыс |
| | |/ вест – зюйд –вест / |
|Б |W |батыс |
| | |/ вест/ |
|БСБ |WNW |батыс – солтүстік –батыс|
| | |/вест- норд – вест/ |
|СБ |NW |солтүстік – батыс |
| | |/ норд – вест / |
|ССБ |NNW |солтүстік- солтүстік |
| | |–батыс |
| | |/ норд –норд- вест / |
Практикалық жұмыс.
ТАҚЫРЫБЫ : Жер бетіндегі географиялық белдеуле8р мен зоналар.
МАҚСАТЫ :18
1. Жер шар28ындағы географиялық белдеулер мен зоналардың пайда болу
заңдылықтарын түсіндіре білу.
2. Географиялық қабаттың құрылымы туралы ұғымды тереңдете түсу.
ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ :
1. Дүние жүзі контур картасына жер шарының географиялық белдеулері мен
зоналарын түсір.
2. Ендік бойынша географиялық белдеулер мен зоналардың шекараларының
ауытқу себептерін түсіндір. Мына сұрақтарға жауап бер: а/ Географиялық
белдеу, физгеографиялық белдеу, табиғи белдеу түсініктерінің арасында
айырмашылық бар ма? б/ Жер шарындағы зоналдық пен азоналдықты қандай
факторлар анықтайды? Құрлық бетіндегі зоналық неден байқалады? в/
Таулардағы биіктік белеулер қандай факторлардың нәтижесінде
қалыптасады?
3. №1 кестенің мәліметтерін пайдалана отырып Оңтүстік және Солтүстік
жарты шардың географиялық белдеулерінің ауданының ара қатысын
көрсететін щеңбер тәріздес диаграмма сызып, мына сұрақтарға жауап бер:
а/ Жер шарында қандай географиялық белдеулер ең көп және ең аз ауданды
алып жатыр, неге? б/ Жарты шарлар бойынша географиялық белдеулердің
таралуында қандай заңдылық байқалады?
4. Әрбір географиялық белдеуге қанша градус барын есептеп, оны
циклограммаға түсір, ол үшін шеткі нүктелерді щеңбердің ортасымен қосу
керек. Мысалы: Арктикалық белдеу- 3( 3,6%= 10,8%
№1 кесте
|Жарты шар |Белдеу |Ауданы млн.км ² |Жердің жалпы |
| | | |ауданы % |
|Солтүстік |Арктикалық |14,45 |3 |
| |Субарктикалық |17,62 |3 |
| |Қоңыржай |53,22 |10 |
| |Субтропиктік |39,72 |8 |
| |Тропиктік |80,77 |16 |
| |Субэкваторлық |38,65 |7 |
|Оңтүстік |Экваторлық |22,07 |4 |
| |Субэкваторлық |30,11 |6 |
| |Тропиктік |95,10 |19 |
| |Субтропиктік |33,78 |7 |
| |Қоңыржай |34,47 |7 |
| |Субарктикалық |26,19 |5 |
| |Антарктикалық |23,93 |5 |
| | |510,08 |100 |
КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР:
1. Дүние жүзі атласы.
2. Географиялық белдеулер мен зоналар картасы.
3. Дүние жүзі контур картасы.
4. Лабораториялық жұмыс дәптері.
МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ:
1. Солтүстік және Оңтүстік жарты шарлардағы ұқсас белдеулерді бір
түспен беруге болады, бірақ шартты белгілерінде айырмашылық болсын.
2. Диаграмманы құрарда ауданның бір проценті қанша градусқа тең
екендігін есептеп алу керек: 360°=100% х =360° =3,6 %
100 %
3. Әртүрлі белдеулер орналасқан / % / құрлықтардың қарым-қатынасын
щеңбер тәріздес немесе столбикті диаграммаға түсіріп, тадау жаса.
СӨЖ тақырыбы
1. Жер беті мен атмосфераның жылу режимі: Жердің жылу балансы
1. Ауаның ылғалдылық сипаттамасы. Тұман. Бұлттар. Атмосфералық жауын-
шашын.
2. Тұрақты желдер: олардың пайда болу себебі мен сипаттамасы
3. Циклондар мен антициклондар. Тропиктік циклонға сипаттама.
4. Жергілікті климат және микроклимат.
5. Ауа райы және оны болжау. Синоптикалық метеорология.
1. Атмосферадағы оптикалық және электрлік құбылыстар
Әдебиеттер тізімі:
1. Байшоланов С.С., Қожахметов Г.Н. Жалпы метеорология: Оқу құралы.-
Алматы: Қазақ университеті,2005.
2. Моргунов В.К. Основы метеорологии, климатологии. Метеорологические
приборы и методы наблюдений: Учебник.-Ростов-на Дону: -
Фнеикс,2005.
3. Неклюкова Н.Л. Общее землеведение.-М.:-Просвещение,1967.
4. Виткевич В.И. Практические занятия по метеорологии.-М.:-1957.
5. Шубаев Л.П. . Общее землеведение.-М.:- Высшая школа,1977.
6. Шубаев Л.П. . Общее землеведение.-М.:- Высшая школа,1969.
Метеорология климатология негіздерімен пәнінен өзін - өзі тексеру тест
сұрақтары
1- нұсқа
1. Биіктеген сайын ауа тығыздығы қалай өзгереді?
A) бірігеді
B) жауап жоқ
C) кемиді
D) өзгермейді
E) артады
2. Атмосфераның ең үстіңгі қабаты
A)тропосфера
B)стратосфера
C) термосфера
D) экзосфера
E) мезосфера
3. Қаныққан ауадағы су буының қысымын қалай атаймыз?
A) қанығу қысымы
B) ылғалдылық тапшылығы
C) парциальді қысым
D) сыбағалы ылғалдылық
E) шық нүктесі
4. Салыстырмалы ылғалдылықтың өлшем бірлігі.
A) г/кг
B) г/м
C) %o
D) гПа
E) %
5. Конденсация процесі дегеніміз не?
А) ауа массаларының араласуы
В) су буының сұйық күйге көшуін
С) салқын ауаның қозғалуы
Д) ауаның адиабатты түрде жоғарылауы
Е) су буының қатты күйге көшуін
6. Бұлттар халықаралық классификация бойынша морфологиялық сыртқы
белгілеріне байланысты неше пішінге бөлінеді?
А) 4
В) 10
С) 8
Д) 5
Е) 12
7. Абсолюттік ылғалдылықтың өлшем бірлігі.
А) %
В) г/кг
С) гПа
Д) %o
Е) г/м3
8. Сублимация процесін қалай түсінесің?
А) ауа массаларының араласуы
В) су буының сұйық күйге көшуін
С) салқын ауаның қозғалуы
Д) ауаның адиабатты түрде жоғарылауы
Е) су буының қатты күйге көшуін
9. Конвекция дегеніміз не?
А) жоғары бағытталған қарқынды ауа қозғалысы.
В) ауаның адиабатты түрде жоғарылауы
С) үнемі булану және конденсация процестері
Д) қату деңгейінің биіктіктері
Е) су қоймаларының жылу режимі
10. Жоғарғы қабат бұлттарына қандай бұлттарды жатқызамыз?
А) сулы бұлттар
В) будақ, будақ – жаңбыр
С) аралас бұлттар
Д) биік будақ, биік қатпарлы
Е) шарбы, шарбы – будақ, шарбы – қатпарлы
11. Аралас бұлттар деп қандай бұлттарды атаймыз?
А) мұз кристалдарынан тұратын
В) қатты дамыған бұйра бұлттар
С) салқындаған су тамшылары мен мұз кристалдарынан тұратын
Д) бұйра жіңішкелеу бұлттар
Е) су тамшыларынан тұратын.
12. Пайда болып қалыптасу жағдайына байланысты барлық бұлттар неше
генетикалық топқа бөлінеді?
А) 2
В) 1
С) 5
Д) 6
Е) 8
13.Смог деп нені айтамыз.
А) тау беткейі тұманы
В) су буы бар екі ауа массаларының араласуы
С) шептік тұман
Д) шығу тегі антропогендік газды және қатты қоспалармен араласқан күшті
тұман.
Е) салқын жер бетімен жылы ауа қозғалғанда пайда болатын тұман
14. Қатты жауын – шашынға қайсы жатады?
А) нөсерлі жаңбыр
В) жаңбыр
С) дымқыл жабысқақ қар
Д) сіркіреуік
Е) нөсерлі қар
15. Практикалық метеорологияда біздің елімізде және көптеген Европа
мемлекеттерінде температураның өлшемін білу үшін қай ғалым шкаласы
қолданылады.
А) Фаренгейт
В) Галилей
С) Цельсий
Д) Реомю
Е) Кельвин
16. Атмосферадағы электрлік құбылыстарға қай құбылыс жатады?
А) ымырт
В) кемпірқосақ
С) найзағай
Д) тұман
Е) жаңбыр
17. Атмосфералық қысымды өлшейтін құрал.
А) Флюгер
В) термометр
С) гигрометр
Д) барометр
Е) анемометр
18. Желдің жылдамдығын өлшейтін құрал.
А) Флюгер
В) термометр
С) гигрометр
Д) барометр
Е) анемометр
19. Метеорология ғылымының зерттеу объектісі.
А) литосфера
В) гидросфера
С) атмосфера
Д) жер беті
Е) биосфера
20. Синоптикалық метеорология нені зерттейді?
А) әртүрлі физико – геометриялық аудандар климатының құрылу заңдарын
В) математикалық аппаратты кең қолданып атмосфера физикаларының теориясын
С) атмосфераның жоғарғы қабатындағы процестерді
Д) ауа – райын және оны болжау әдістерін
Е) атмосфералық процестер мен құбылыстың физикалық заңдарын
21. Аэрология ғылымы нені зерттейді?
А) әртүрлі физико – геометриялық аудандар климатының құрылу заңдарын
В) математикалық аппаратты кең қолданып атмосфера физикаларының теориясын
С) атмосфераның жоғарғы қабатындағы процестерді
Д) ауа – райын және оны болжау әдістерін
Е) атмосфералық процестер мен құбылыстың физикалық заңдарын
22. Атмосфераны ғылыми түрде зерттеу қай ғасырдан басталды?
А) XIX ғ.
В) XVIII ғ.
С) XVI ғ.
Д) XVII ғ.
Е) XV ғ.
23. Анемометр аспабын ойлап тапқан, найзағайдың пайда болу схемасын жасаған
орыс ғалымы:
А) С. Тянь-Шаньский
В) М.В.Ломоносов
С) Л.С.Берг
Д) Ш.Уәлиханов
Е) В.П.Алисов
24. Ең алғашқы ғылыми метеорологиялық мекеме – Бас физикалық обсерватория
қай жылы, қай жерде ашылды?
А) 1849 жылы Ресейде
В) 1902 жылы Алматыда
С) 1856 жылы Парижде
Д) 1835 жылы Лондонда
Е) 1852 жылы Москвада
25. ХХ ғасырда жеке ғылыми пән ретінде құрылған актинометрия нені
зерттейді.
А) жел және оның бағытын
В) атмосфералық қысымды
С) атмосферадағы оптикалық құбылыстарды
Д) атмосферадағы сәулелі радиацияларды
Е) атмосфераның жоғарғы қабатын
26. Қазақстан ауа – райын алғаш зерттеген ғалым.
А) Б.П.Алисов
В) Л.С.Берг
С) Ш.Уәлиханов
Д) Л.В.Ломоносов
Е) С.Тянь-Шаньский
27. Атмосфералық жауын – шашындар қарқындылығына байланысты қандай түрлерге
бөлінеді?
А) ақ жауын
В) қатты, сұйық, аралас
С) шептік
Д) массаіші
Е) саябыр, орташа, қарқынды
28. Атмосферадағы оттегінің проценттік (пайыздық) құрамы:
А) 78 %
В) 0,03 %
С) 50 %
Д) 20 %
Е) 21 %
29. Стратосферадағы температураның жоғарылау себебі:
А) Көмірқышқыл газының жинақталуынан
В) Азоттың жинақталуынан
С) Су буының жинақталуынан
Д) Әр түрлі қоспалардың жинақталуынан
Е) Озон қабатының жұқаруынан
30. Бірдей қысымы бар жерлерді қосатын сызықтар:
А) Изотерма
В) Изобара
С) Циркуляция
Д) Горизонталь
Е) Сызықтар
31. Майда мұз кристалдарынан тұратын бұлттар:
А) Шарбы бұлттар
В) Будақ бұлттар
С) Қабат бұлттар
Д) Дұрыс жауап жоқ
Е) Будақ – жаңбыр бұлттар
32. Жер бетіне келетін тура және шашыранды радиацияның қосындысы:
А) Жұтылған радиация
В) Жиынтық радиация
С) Шашыранды радиация
Д) Шағылған радиация
Е) Тура радиация
33. Диаметрлік өлшем бойынша бірнеше мыңдаған шақырымға созылып жатқан
төменгі атмосфералық қысымның ауданы:
А) Циклон
В) Атмосфералық фронт
С) Пассаттар
Д) Антициклон
Е) Штиль (Тымық)
34. Тәулігіне бағытын екі рет өзгертетін жел:
А) Шығыс желдер
В) Бриз
С) Пассат
Д) Муссон
Е) Батыс желдер.
35. Фаренгейт шкаласының интервалы:
А) 1/180
В) 1/100
С) 1/120
Д) 1/90
Е) 1/80
36. Озон қабатының бұзылуы, климаттың өзгеруі – бұл:
А) Экологиялық проблема
В) Шикізат проблемасы
С) Соғыс- бейбітшілік проблемас
Д) Азық- түлік проблемасы
Е) Энергетикалық проблема
37. Тәулік ішіндегі ең төмен ауа температурасы арасындағы айырмашылық:
А) Жылдық ауа температурасы
В) Бір күннің орташа температурасы
С) Бір күнгі ауа температурасы
Д) Тәулік табиғи ауа температурасы
Е) Өзгеру амплитудасы
38. Ауаның жер бетіне және ондағы барлық заттарға түсіретін күші қалай
аталады?
А) Жел
В) Температура
С) Атмосфералық қысым
Д) Күн радиациясы
Е) Атмосфералық ылғал
39. Атмосфералық жауын- шашындар синоптикалық пайда болу жағдайына
байланысты қандай түрлерге бөлінеді?
А) Ақ жауын, сіркіреуік, нөсер
В) Массаіші, шептік
С) Қатты, сұйық, аралас
Д) Тұманды
Е) Бұлтты
40. Ауаның ылғалдылығын қандай аспаптың көмегімен өлшейді?
А) флюгер
В) термометр
С) гигрометр
Д) барометр
Е) анемометр
41. Белгілі бір жердегі және белгілі бір кездегі немесе белгілі уақыт
аралығындағы трофосфераның күйі:
А) климат
В) жел
С) қысым
Д) ылғал
Е) ауа райы
42. Күн радиациясы бұл:
А) күннен шығатын жарық пен жылу
В) тәулік ішіндегі ең төмен ауа температурасы арасындағы айырмашылық
C) тәулігіне бағытын екі рет өзгертетін жел
D) жылдық жауын –шашынның булануға қатынасы
E) ауаның жер бетіне және ондағы барлық заттарға түсіретін күші
43. Метеорологиялық өлшемдердің градиенті дегеніміз не?
А) Белгілі бір жердегі және белгілі бір кездегі немесе белгілі уақыт
аралығындағы трофосфераның күйі
В) Вертикальдық бағытта бірлік биіктік немесе горизонтальді бағытта бірлік
қашықтық сайын метерологиялық өлшемнің өзгеру мәні
С) Ауа райының белгілі бір жерге тән көпжылдық режимі
Д) Тәулік ішіндегі ең төмен ауа температурасы арасындағы айырмашылық
Е) Тәулігіне бағытын екі рет өзгертетін жел
44. Салқынырақ ауданнан жылы жерге басып кірген ауаны қалай атаймыз?
А) жылы ауа массасы
В) салқын ауа массасы
С) радиация
Д) қысым
Е) температура
45. Атмосферада қалқып ұшып жүретін аэрозольдар шығу тегіне қарай қандай
екі топқа бөлінеді:
А) табиғи және антропогендік
В) салқын ауа массасы және жылы ауа массасы
С) радиация және циркуляция
Д) қысым мен температура
Е) еркін және байланған
46. Желдің жылдамдығын және күшін анықтайтын шкала:
А) Бофорт
В) Фаренгейт
С) Реомюр
Д) Цельсий
Е) Галилео
47. –350С – тан жоғары температураны өлшеу үшін қолданылатын термометр түрі
А) сұйық
В) сынапты
С) электрлік
Д) спиртті
Е) толуолды
48. Күн радиациясының ауадағы қоспалармен шашырауын қалай атаймыз?
А) биохимиялық шашырау
В) аэрозольдік шашырау
С) физикалық шашырау
Д) молекулалық шашырау
Е) химиялық шашырау
49. Мына жел түрлерінің қайсысы тұрақты желдерге жатады?
А) фендер
В) бриз
С) пассаттар
Д) тау- аңғарлық
Е) баролар
50. Орыс климатологы Б.П. Алисов Жер шарын неше климаттық белдеуге
жіктеген?
А) 7 негізгі, 6 өтпелі
В) 2 негізгі, 1 өтпелі
С) 5 негізгі, 2 өтпелі
Д) 8 негізгі, 3 өтпелі
Е) 12 негізгі, 4 өтпелі
2- нұсқа
1. Күннің жерге тура түсетін сәулесін:
А) Жұтылған радиация
В) Жиынтық радиация
С) Шашыранды радиация
Д) Шағылған радиация
Е) Тура радиация
2. Климат түзуші негізгі факторлардың бірі:
А) атмосфера циркуляциясы
В) жер бедері
С) адам
Д) жануар
Е) өсімдік
3. Жылдық жауын –шашынның булануға қатынасы:
А) шық нүктесі
В) қанығу қысымы
С) ылғалдану коэффиценті
Д) ылғалдылық тапшылығы
Е) булану
4. Атмосферадағы су буы, шаң және бұлт күн радиациясын шашыратып таратқанда
түзілетін радиация:
А) Жұтылған радиация
В) Жиынтық радиация
С) Шашыранды радиация
Д) Шағылған радиация
Е) Тура радиация
5. Ауа райының белгілі бір жерге тән көпжылдық режимі:
А) климат
В) жел
С) қысым
Д) ылғал
Е) ауа райы
6. Жыл ішінде өздерінің бағыттарын өзгертіп отыратын жел:
А) Шығыс желдер
В) Бриз
С) Пассат
Д) Муссон
Е) Батыс желдер.
7. Термикалық қасиетіне байланысты атмосфера неше негізгі сфералық
қабаттарға бөлінеді?
А) 2
В) 5
С) 3
Д) 8
Е) 10
8. Күннің салмағы:
А) шамамен 1,99*1030 кг
В) шамамен 22*1020 кг
С) шамамен 5,56*1010 кг
Д) шамамен 2,1*1040 кг
Е) шамамен 3,1*1010кг
9. Жиынтық радиацияның жер бетіне шағылғанын қандай радиация деп атамыз?
А) Жұтылған радиация
В) Жиынтық радиация
С) Шашыранды радиация
Д) Шағылған радиация
Е) Тура радиация
10. Бұлттар құрылатын, жауын- шашындар жауатын, метеорологиялық құбылыстар
байқалатын атмосфераның қабаты:
А) стратосфера
В) экзосфера
С) мезосфера
Д) тропосфера
Е) гидросфера
11.Жиынтық радиацияның жер бетіне сіңіп кеткенін қандай радиация деп
атаймыз?
А) Жұтылған радиация
В) Жиынтық радиация
С) Шашыранды радиация
Д) Шағылған радиация
Е) Тура радиация
12. Метеорологиялық өлшемдердің градиенті дегеніміз не?
А) Белгілі бір жердегі және белгілі бір кездегі немесе белгілі уақыт
аралығындағы трофосфераның күйі
В) Вертикальдық бағытта бірлік биіктік немесе горизонтальді бағытта бірлік
қашықтық сайын метерологиялық өлшемнің өзгеру мәні
С) Ауа райының белгілі бір жерге тән көпжылдық режимі
Д) Тәулік ішіндегі ең төмен ауа температурасы арасындағы айырмашылық
Е) Тәулігіне бағытын екі рет өзгертетін жел
13. Салқынырақ ауданнан жылы жерге басып кірген ауаны қалай атаймыз?
А) жылы ауа массасы
В) салқын ауа массасы
С) радиация
Д) қысым
Е) температура
14. Термикалық классификация бойынша ауа массасы нешеге бөлінеді?
А) 2
В) 5
С) 3
Д) 8
Е) 10
15. Метерологиялық өлшемнің өзгеру мәні:
А) жылы ауа массасы
В) салқын ауа массасы
С) ылғалдану коэффиценті
Д) ылғалдылық тапшылығы
Е) метеорологиялық өлшем градиенті
16. Жылы ауадан салқын жерге басып кірген ауаны қалай атаймыз?
А) жылы ауа массасы
В) салқын ауа массасы
С) радиация
Д) қысым
Е) температура
17. Күн құрамындағы сутектің мөлшері:
А) 25%
В) 64%
С) 32%
Д) 82%
Е) 10%
18. Күн радиациясының газдар молекулаларының жиынтығымен шашырауын қалай
атаймыз?
А) биохимиялық шашырау
В) органикалық шашырау
С) физикалық шашырау
Д) молекулалық шашырау
Е) химиялық шашырау
19. Атмосфераның жалпы салмағы:
А) 2,4* 1020т
В) 6,2*1015т
С) 3,2*1022т
Д) 5,27*1015т
Е) 1,52*1025т
20. Көмір қышқыл газының концентрациясын негізгі реттеуші не болып
табылады?
А) құрлық
В) мұхит
С) жер асты сулары
Д) топырақ
Е) жер бедері
21. Ауадағы әртүрлі құрамды сұйық және қатты қоспалар қалай аталады?
А) атмосфера циркуляциясы
В) жер бедері
С) аэрозольдар
Д) молекулалар
Е) атомдар
22. Күн құрамындағы гелийдің мөлшері:
А) 25%
В) 64%
С) 32%
Д) 82%
Е) 10%
23. Жер бетінен биіктеген сайын ауа қысымы қалай өзгереді?
А) бірігеді
В) жауап жоқ
С) кемиді
Д) өзгермейді
Е) артады
24. Ауаның жылулық режимі немен сипатталады?
А) жылы ауа массасы
В) салқын ауа массасы
С) радиация
Д) қысым
Е) температура
25. Озонның маңызы:
А) жылы ауа массасы қалыптасады
В) салқын ауа массасы қалыптасады
С) радиация түзіледі
Д) органикалық әлемді ультракүлгін сәулелердің зиянды әрекетінен қорғайды
Е) температура өзгеріске ұшырайды
26. Атмосферада қалқып ұшып жүретін аэрозольдар шығу тегіне қарай қандай
екі топқа бөлінеді:
А) табиғи және антропогендік
В) салқын ауа массасы және жылы ауа массасы
С) радиация және циркуляция
Д) қысым мен температура
Е) еркін және байланған
27. Желдің жылдамдығын және күшін анықтайтын шкала:
А) Бофорт
В) Фаренгейт
С) Реомюр
Д) Цельсий
Е) Галилео
28. –350С – тан жоғары температураны өлшеу үшін қолданылатын термометр түрі
А) сұйық
В) сынапты
С) электрлік
Д) спиртті
Е) толуолды
29. Цельсий шкаласының интервалы
А) 1/180
В) 1/100
С) 1/120
Д) 1/90
Е) 1/80
30. Су буының конденсация жүзеге асатын ауа температурасын қалай атаймыз?
А) шық нүктесі
В) қанығу қысымы
С) ылғалдану коэффиценті
Д) ылғалдылық тапшылығы
Е) булану
31. Практикалық метеорологияда біздің елімізде температураны өлшеуде қандай
температуралық шкала қолданылады?
А) Бофорт
В) Фаренгейт
С) Реомюр
Д) Цельсий
Е) Галилео
32. Желдің бағытын өлшейтін құрал
А) Флюгер
В) термометр
С) гигрометр
Д) барометр
Е) анемометр
33. Мына жел түрлерінің қайсысы жергілікті желдерге жатады?
А) Шығыс желдер
В) Бриз
С) Пассат
Д) Муссон
Е) Батыс желдер
34. Орыс климатологы Б.П. Алисов Жер шарын неше климаттық белдеуге
жіктеген?
А) 7 негізгі, 6 өтпелі
В) 2 негізгі, 1 өтпелі
С) 5 негізгі, 2 өтпелі
Д) 8 негізгі, 3 өтпелі
Е) 12 негізгі, 4 өтпелі
35. Сары теңіз бен Филиппин аралдар маңында қалыптасатын циклондар
А) тайфундар
В) цунами
С) вилли-вилли
Д) урагандар
Е) батыс желдер
36. Күн атмосферасының сыртқы қабаты:
А) атмосфера циркуляциясы
В) күн тәжі
С) аэрозольдар
Д) молекулалар
Е) атомдар
37. Географиялық құрылу жеріне байланысты ауа массалары негізгі неше түрге
бөлінеді?
А) 5
В) 2
С) 6
Д) 4
Е) 8
38. Қысым қандай өлшем бірлікпен өлшенеді?
А) паскаль
В) г/м
С) км/м
Д) %
Е) м/с
39. Күн радиациясының ауадағы қоспалармен шашырауын қалай атаймыз?
А) биохимиялық шашырау
В) аэрозольдік шашырау
С) физикалық шашырау
Д) молекулалық шашырау
Е) химиялық шашырау
40. Мына жел түрлерінің қайсысы тұрақты желдерге жатады?
А) фендер
В) бриз
С) пассаттар
Д) тау- аңғарлық
Е) баролар
41. Желдің жылдамдығын қандай өлшем бірлікпен белгілейді?
А) паскаль
В) г/м
С) км/м
Д) %
Е) м/с
42. Қасиеттері әр түрлі ауа массалары шектескен аймақтарда өте кең алқапты
қамтитын өтпелі зоналар:
А) циклондар
В) желдер
С) циркуляция
Д) атмосфералық фронттар
Е) температура
43. Фронттар ауа массаларының қозғалу сипатына қарай қандай түрлерге
бөлінеді
А) ауыр және жеңіл
В) суық және жылы
С) табиғи және жасанды
Д) күшті және әлсіз
Е) терең және таяз
44. Бұлттар халықаралық классификация бойынша морфологиялық сыртқы
белгілеріне байланысты неше пішінге бөлінеді?
А) 4
В) 10
С) 8
Д) 5
Е) 12
45. Абсолюттік ылғалдылықтың өлшем бірлігі.
А) %
В) г/кг
С) гПа
Д) %o
Е) г/м3
46. Сублимация процесін қалай түсінесің?
А) ауа массаларының араласуы
В) су буының сұйық күйге көшуін
С) салқын ауаның қозғалуы
Д) ауаның адиабатты түрде жоғарылауы
Е) су буының қатты күйге көшуін
47. Синоптикалық метеорология нені зерттейді?
А) әртүрлі физико – геометриялық аудандар климатының құрылу заңдарын
В) математикалық аппаратты кең қолданып атмосфера физикаларының теориясын
С) атмосфераның жоғарғы қабатындағы процестерді
Д) ауа – райын және оны болжау әдістерін
Е) атмосфералық процестер мен құбылыстың физикалық заңдарын
48. Атмосфераны ғылыми түрде зерттеу қай ғасырдан басталды?
А) XIX ғ.
В) XVIII ғ.
С) XVI ғ.
Д) XVII ғ.
Е) XV ғ.
49. Ең алғашқы ғылыми метеорологиялық мекеме – Бас физикалық обсерватория
қай жылы, қай жерде ашылды?
А) 1849 жылы Ресейде
В) 1902 жылы Алматыда
С) 1856 жылы Парижде
Д) 1835 жылы Лондонда
Е) 1852 жылы Москвада
50. ХХ ғасырда жеке ғылыми пән ретінде құрылған актинометрия нені
зерттейді.
А) жел және оның бағытын
В) атмосфералық қысымды
С) атмосферадағы оптикалық құбылыстарды
Д) атмосферадағы сәулелі радиацияларды
Е) атмосфераның жоғарғы қабатын
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