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

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.

№ 5 дәріс Климат түзуші факторлар.

1.Күн радиациясы климат түзуші фактор ретінде.

2.Атмосфералық циркуляция

3.Төселме бет климат түзуші фактор ретінде.

4.Мұхиттық ағыстар.
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 (Л_о) деп атайды да, 1,98/см²-мин² балап алады.

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.

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.

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

2.Атмосфера циркуляциясы.

Егер төселме беттің біртекті еместігін, әсіресе қоңыржай ендіктерде әркелкі қызып суынатынын еске алсақ, алынған циркуляция схемасына оны күрделендіре түсетін өзгерістер енгізуге тура келеді.

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.

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.

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 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.

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.

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-

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

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.

Мұхиттар үстінен субтропикаға қарай 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.

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.

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.

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.

№10 дәріс Метеорологиялық станция жүйесі. 1 сағат

1. 
   Алғашқы метеорологиялық станциялардың пайда болуы мен даму тарихы
   
2. 
   Метеорологиялық бақылаулар мекемелерінің жіктелуі
   
3. 
   Метеорологиялық бақылаулар мекемелерінің атқаратын қызметі
   

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.

Пассаттар қоңыржай ендіктерден келетін субтропиктік антициклондармен 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, 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.

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.

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.

Ауа қысымынан тоқталсақ. 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.