Қазақстан республикасының білім және ғылым министрлігі семей қаласының ШӘКӘрім

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.

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.
   

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

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.

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.