Пән: «Метеорология климатология негіздерімен» №1 дәріс. Кіріспе. Метеорология климатология негіздерімен пәні. 1сағ

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 (Л_о) 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 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 (

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 R_п— 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 А_а 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.

Өзін өзі тексеру сқрақтар:

1. күн радиациясының тұсу бқрышының ерекшелігі не?

2. мұхит бетіндегі жылу ауа балансы қалай өзгереді?

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.

№ 2 Дәріс. Атмосферадағы су

1.Атмосфердағы ылғалдылық.

2.Тұман. Бұлттар.

3.Атмосфералық жауын-шашын

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. Құрылық 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.

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-
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.

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.

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.

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.