ПӘннің ОҚУ-Әдістемелік кешені «Жалпы жертану» 5В011600 – «География»мамандығы үшін ОҚУ-Әдістемелік материалдары

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. 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.

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.

Атмосферадағы су. Жер атмосферасында 14 000 км3-дей су буы бар. Су атмосфераға негізінен Жер бетінен буланудың нәтижесінде барады. Ылғал атмосферада конденсацияланады, ауа ағындарымен тасымалданады және қайтадан жер бетіне жауады.Сөйтіп тұрақты су айналым жүріп тұрады.Ол судың үш күйде (қатты, сұйық және бу түрінде) бола алу мүмкіншілігіне және бір күйден екінші күйге оңай өте алуына байланысты.

Ауа ылғалдылығының сипаттамасы. Ауадағы су буының болмысы – ауаның ылғалдылығы абсолют ылғалдылықпен, нақтылы серпімділікпен, сыбағалы ылғалдылықпен, қанығу серпімділігімен, салыстырмалы ылғалдылықпен, ылғалдық дефицитімен, шық нүктесімен сипатталады.

Абсолюттік ылғалдылық – атмосферада 1 м3 ауада грамм есебімен («а» г/м3) су буының болуы.

Су буының нақтылы серпімділігі – оған сынап бағанасының миллиметрі немесе миллибар («е» сын. бағ. мм немесе мб) есебімен түсетін қысым. «а» мен «е»-нің сандық мәні өте жақын; ал + 16,4°С температурада бір-біріне сәйкес келеді; сондықтан су буының нақтылы серпімділігін көп жағдайда абсолют ылғалдылық деп атайды.

Сыбағалы ылғалдылық S – су буы массасының сондай көлемдегі ылғалды ауа массасына қатынасы 1 кг ауадағы су буының грамм санымен белгіленеді (г/кг). Ауаның массасы өзгермей көлемі өзгеретін адиабаттық кеңеюі және сығылуы кезінде сыбағалы ылғалдылық өзгеріссіз қалады да, абсолют ылғалдылық өзгеріп кетеді.

Ауаны қанықтыратын су буы серпімділігі қанығу серпімділігі, Емб, Емм–белгілі температурада ауада су буының ұсталу шегі: Максимум ылғал болмысы температураға тікелей байланысты, Ауаның температурасы неғұрлым жоғары болса, ол соғүрлым су буын көбірек ұстай алады.

Ауа төмен температурада су буын өте аз мөлшерде ұстай алады. Сондықтан ауа температурасының төмендеуі конденсация туғызуы мүмкін.

Салыстырмалы ылғалдылық г – су буының нақтылы серпімділігінің қанығу серпімділігіне процент есебімен көрсетілген қатынасы:

г= е/Е*100. Салыстырмалы ылғалдылық ауаның су буымен қанығу дәрежесін сипаттайды. Ауа қаныққанда Е = е; г=100-%.

Ылғалдылық дефициті Д – белгілі температурада қанығу жетімсіздігі: Д=Е–е.

Шық нүктесі Т°– ауадағы су буы оны қанықтыру жағдайына жеткізетін температура. г<100° жағдайда Т° әрқашанда ауаның нақтылы температурасынан төмен болады.

Булану және буланушылық. Су буы атмосфераға төселме беттен булану (физикалық булану) және транспирация арқылы барады. Физикалық булану процесі дегеніміз судың шапшаң қозғалып жүрген молекулаларының жабысу күшінен босап, олардың беттен бөлініп және атмосфераға ауысуы. Ауа су бу-ларымен қаныққанда булану процесі тоқтайды.

Булану ылғалдылық дефицитіне және желдің жылдамдығына байланысты. Бұл, байланыс мынадай формуламен кескінделеді: W бул ==Е–e*f (и) (Д а л ьтон з а ңы). Мұндағы бұл – белгілі уақыт бірлігінде (сек) бет бірлігінен (см2) буланған судың грамм есебімен мөлшері; f (u) – эмпириялық жолмен тағайындалған «жел факторы». Әр түрлі деректер бойынша 0,5-тен 1,0-ге дейінгі шамаға ие болады.

Булану процесі жылу жұмсалуын қажет етеді: 1 г су булануына 597 кал, 1 г мұз булануға одан 80 кал артық жылу керек. Осының нәтижесінде буланатын беттің температурасы төмендейді.

Барлық ендіктерде де мұхиттан булану құрылықтан буланудан анағұрлым артық. Оның мұхит үшін максимум мөлшері жылына 3000_ см-ге жетеді. Мүхит бетінен буланудың жылдық жиынтығы тропиктік ендіктерде барынша мол және ол жыл бойы аз өзгереді. Мұхиттан максималдық булану қоңыржай ендіктерде қысқа, полярлық ендіктерде жазға тура келеді. Құ-' рылық бетінен максималды булану мөлшері 1000 мм құрайды. Оның ендік бойынша өзгешеліктері радиация балансымен ылғалдануға байланысты. Жалпы алғанда экватордан полюске қарай температураның төмендеуіне сәйкес булану азая береді.

Буланған бетте ылғал жеткілікті мөлшерде болмаған жағдайда жоғары температура және ылғал дефициті орасан зор болғанның өзінде булану үлкен мөлшерге жете алмайды. Бұл жағдайда буланушылық деп аталатын – булану мүмкіншілігі өте зор болады. Су бетінде буланумен буланушылық бір-біріне сәйкес |келеді. Құрылық үстінде булану буланушылықтан әлдеқайда аз болуы мүмкін. Буланушылық жеткілікті ылғалданған жағдайда құрылықтан булануы мүмкін шаманы көрсетеді.

Ауа ылғалдылығының тәуліктік және жылдық өзгерісі. Ауаның ылғалдылығы буланатын бет пен ауаның температурасының өзгеруіне, булану мен конденсация процестерінің аратынасына, ылғал тасымалына сәйкес үнемі өзгеріп тұрады. Ауаның абсолют ылғалдылығының тәуліктік өзгерісі қарапайым және қос-қосынан болуы мүмкін. Біріншісі температура-ның тәуліктік өзгерісіне сәйкес келеді. Бір максимум және бір минимумға ие болады. Сонымен бірге ылғал жеткілікті жерлерге тән. Оны мұхит үстінен, ал қыс пен күзде құрылық үстінен байқауға болады. Қос өзгеріс екі максимум мен екі минимумнан тұрады және құрылыққа тән. Күн шығар алдындағы таңғы минимум түнгі сағаттардағы өте нашар булануға (немесе тіпті оның болмауына) байланысты. Күннің сәуле энергиясының кірісі артқан сайын булану өседі, абсолют ыдғалдылық максимумына сағ. 9 шамасында жетеді.

Конвекция дамуының нәтижесінде жоғарырақ қабаттарда ылғал тасымалы – оның ауаға буланатын беттен келіп жетуіне қарағанда тезірек жүреді, сондықтан сағ. 16 кезінде екінші минимум пайда болады. Кешке қарай конвекция тоқтайды, ал күндіз жылыған беттен булану әлі де айтарлықтай интенсивті жүреді де, ауаның төменгі қабаттарында ылғал жинақталып, сағат 20–21 кезінде екінші (кешкі) максимум түзеді.

Абсолюттік ылғалдылықтың толық өзгерісі де температураның жылдық өзгерісіне сәйкес келеді. Абсолюттік ылғалдылық жазда мейлінше мол, ал қыста мейлінше аз.

Салыстырмалы ылғалдылықтың тәуліктік және жылдық өзгерісі барлық жерде де дерлік температураның өзгерісіне қарама-қарсы, өйткені максималдық ылғал болмысы температура жоғарылаған сайын абсолюттік ылғалдылықтан гөрі жылдамырақ өседі. Салыстырмалы ылғалдылықтың тәуліктік максимумы күн шығар алдында, минимумы – сағат 15–16-ға келеді.

Салыстырмалы ылғалдылықтың жыл бойындағы максимумы әдетте ең суық айға, минимумы ең жылы айға тура келеді. Бұған жаз теңізден ылғалды желдер, ал қыс материктен суық желдер соғатын аймақтар жатпайды.

Ауа ылғалдылығының таралуы. Ауадағы ылғалдылық болмысы экватордан полюстерге қарай жалпы алғанда 18–20 мб-дан 1-–2 мб-ға дейін азаяды. Максималды абсолют ылғалдылық (30 г/м3-тен астам) Қызыл теңіздің үстінде және Меконг өзенінің дельтасында, ең үлкен орташа жылдық ылғалдылық (67 г/м3-ден астам) Бенгаль шығанағының үстінде, ең аз орта-ша жылдық ылғалдылық (1 г/м3 шамасы) және абсолют минимум (0,1 г/м3-ден кем) Антарктиданың үстінде байқалған.

Салыстырмалы ылғалдылық ендік өзгергенде біршама мардымсыз өзгереді: мәселен, 0–10° ендіктерде ол ең көп дегенде 85%, 30–40° ендіктерде – 70% және 60–70 ендіктерде 80% құрайды. Салыстырмалы ылғалдылықтың айтарлықтай төмендеуі солтүстік және оңтүстік жарты шарлардағы, 30–40° ендіктерде ғана байқалады.

Салыстырмалы ылғалдылықтың ең үлкен орташа жылдық мөлшері (90%) Амазонканың сағасында, ең аз мөлшері (28%) Хартумда (Шөлдің аңғары) байқалған.

Конденсация және сублимация. Су буымен қаныққан ауада оның температурасы шық нүктесіне дейін төмендегенде немесе ондағы су буы мөлшерден көбейгенде конденсация жүреді – су бу күйінен сұйық күйге өтеді. 0°С темен температурада су сұйық күйге соқпай қатты күйге өтуі мүмкін. Бұл процесс сублимация деп аталады.

Конденсация да, сублимация да ауада конденсация ядросында, жер бетінде және әр түрлі заттардың бетінде өтуі мүмкін.

Төселме беттен салқындайтын ауаның температурасы шық нүктесіне жеткенде одан салқын бетке шық, қырау, сұйық және қатты мұздақ, қылау түседі.

Шық – судың көбінесе бірігіп кететін майда тамшылары. Ол әдетте түнде жылу шығарудың нәтижесінде салқындаған бетте, өсімдік жапырақтарында пайда болады. Қоңыржай ендіктерде шық бір түнде 0,1–0,3 мм, ал жылына 10–50 мм ылғал береді.

Қырау – қатты ақ түсті. Шық қандай жағдайда болса, сондай жағдайда, бірақ 0°-тан төмен температурада пайда болады (сублимация). Шық түзілгенде жасырын жылу бөлінсе, қырау түзілгенде керісінше жылу жұтылады.

Сұйық және қатты қызылсу мұзы – салқын ауа жылы ауаға ауысқанда ылғалды әрі жылы ауаның салқындаған бетке жанасуынан вертикаль заттарға (қабырға,. бағана т. с. с.) тұрып қалатын қатқан жұқа су немесе мүз қабыршағы.

Қылау - ылғалмен қаныққан ауадан температура 0°-тан едәуір төменде ағашқа, сымға және үйлердің бұрышына қонып қалатын ақ борпылдақ қоным.

Жаңбырдың немесе тұманның өте салқындаған тамшыларын 0°-тан төмен суыған бетке түскенде жер бетінде және әр түрлі заттарда пайда болатын тығыз мұздың тұтас қабаты көк тайғақ деп аталады. Ол әдетте күзде және көктемде 0°,–5° температурада пайда болады.

1. Ауа қысымы

2. Күн радиациясы.

3. Ауа температурасы.

4. 
   Атмосферадағы су.
   

1. 
   Ауа массалары мен атмосфералық фронттар.
   
2. 
   Муссондар
   
3. 
   Циклондар мен антициклондар.
   
4. 
   Жергілікті желдер.
   

2. Атмосфера циркуляциясы.

Атмосфера сипаты барлық жерде бірдей емес үздіксіз қозғалыста болып тұрады. Атмосфераның үш төменгі қабаты - тропосфера, стратосфера және мезосфера – ауаның жалпы циркуляциясымен біріккен ауа ағымдарының жиынтығы. Жоғарыда жатқан қабаттар – термосфера мен экзосфера-төменгі қабаттармен байланысы болғанымен – күшті сиреген ауа қозғалысының үлкен ерекшеліктеріне ие болады. Бұл атмосфераның жалпы циркуляциясы әзірге әлі өте аз зерттелген. Атмосфераның жер бетіндегі табиғатқа ықпалы жағынан анағұрлым маңызды бүкіл осы қабатын қамтитын ауа ағымдарының күрделі системасы болып келетін тропосфера циркуля-цаясы барлығынан жақсы мәлім. Тропосфераның жалпы циркуляциясы -бүкіл атмосфераның жалпы циркуляциясының негізгі бөлігі. Соны біз негізінен алғанда қарастыратын да боламыз. Беті біртекті, шар тәрізді Жер өзінің енкектігі жоқ осімен айналмайды, ал оның жан-жағынан жарқырап күн түсіп тұр. Мұндай жағдайларда тропосфера ауасының жалпы циркуляцисы өте қарапайым болуға тиіс. Экватор үстінде қанығу салдарынан ауа көтеріледі де, жоғарыда жоғары қысым аймағының пайда болуына әкеп соғады. Полюстердің үстінде жоғарыда төменгі қысым аймағы (ауаның беттен, суу нәтижесі) пайда болады. Тропосферада изобара беттер полюстер жағына еңкейген болады. Осы бағытта ауа қозғалысы туады. Ауаның экватордан жоғары ығысуы жер бетінде экваторлық депрессияның пайда болуына әкеп соғады. Полюске қарай жоғарыда ауаның қосымша мөлшерінің ағуы жерге жақын аймақта қысымның көтерілуіне әкеп соғады. Тропосфераның төменгі қабатында қысымның бөлінуіне сәйкес ауа полюстерден экваторға қарай қозғала бастайды, яғни оның меридиональдық та-

СЬІ1ПЛьшІшдДаЬда экватор үстінен 10 км жоғары және полюстер мен тропиктер арасынан 2-4 км жоғарыдағы атмосфера қабатында қысым экватордан полюске қарай жалпы бірте-бірте төмендейді. Изобаралар параллельдерге қарай жақын орналасады бар градиенті меридианды бойлап полюске қарай бағытталған бұл бағытта ауа қозғалуға тиіс. Бірақ, егер әзірше төселме беттің біртектілігі туралы болжауды сақтай отырьш, Жер айналуын ескеретін болсақ, ауа градиент бағытынан бірте-бірте ауытқи отырып солтүстік жарты шарда – оңға, оңтүстікте – солға изобаралардың бойымен батыстан шығысқа (геострофиялық жел) қарай қозғалады. Әрбір жарты шарда жоғарыда полюстер айналасында ауаның қозғалысы, яғни полюстер үстінде ортасында төменгі қысым болған екі циклондық система пайда болады. Төменде, керісінше, полюстерде ортасында жоғары қысым болған екі антициклондық система болуға тиіс.

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

Қызған бет үстінде ауа көтеріледі, сондықтан да жоғарылаған сайың қысым артады, суық бет үстінде кері процесс болады. Нәтижесінде изоба-ралар батыс-шығыс бағытынан ауытқиды. Жоғары қысым аймағында бұлар полюс (жал) жаққа, төменгі қысым аймағында экватор (шұңқыр) жаққа қарай иіледі. Өйткені жалдар төменгі қысым жаққа қарағандықтан изобаралар мұн-да бір-бірінен үлкен аралықта қалып қояды. Ал жоғары қысым жаққа қараған шұңқырларда керісінше изобаралар иіле отырып, тропосфераның жалпы қозғалысында батыстан шығысқа орын ауыстыратын орасан зор (Жер айналасындағы бүкіл кеңістікте олар алтыдан аспайды) «жатқан» толқындар түзеді. Изобара бойынша үйкеліс қабатынан тыс орын ауыстыратын ауа өзінің қозғалысында изобаралардың иілуін қайталайтын ауа тасқындарын түзеді. Температура өзгерістері (қысым да) қысқа аралықта аса үлкен фронтальдық зоналарда мұндай ағындар түзілу үшін жағдай мейлінше қолайлы болып келеді. Мұнда орасан зор атмосфералық құйындардың циклондар мен аитициклондардың түзілуіне жағдай жасайтын энергияның үлкен запастары шоғырланады. Бұлардың тууы жоғарыда ауа ағынында болып жататын процестермен тікелей байланысты. Қозғалыс шамалы болғанда ағын жалдар мен шұңқырлардай оралып өтеді немесе олармен бірге қозғалады. Тез қозғалатын ауа ағыны жылдамдығын сақтай отырып, инерциясымен изобаралар таралатын толқын бөлігінде жайылады да, изобаралар жақындасатын бөлігінде қысылады.

Циклондар мен антициклондар.

Жоғарыдағы ауа ағынында болатын өзгерістер жер бетінде қысым өзгерістерін туғызады. Ауаның жайылатын аймағы астында қысым күрт төмендейді, қысылатын аймағы астында керісінше, күрт көтеріледі. Соның нәтижесінде жер бетінде қысымның жоғарғы және төменгі аймақтары пайда болады, оларда циклондар мен антициклондар қалыптаса алады.

Циклондар дегеніміз желдері аймақтың шетінен ортасына қарай (солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы) ескен циклондық системасы бар төменгі қысымды тұйық аймақта (бара минимумы). Жер бетінде болатын еңкіш осьті жоғары өршігіш атмосфера құйындары.

Антициклондар дегеніміз желдері аймақтың ортасынан шетіне қарай (солтүстік жарты шарда сағат тілі бағытымен) ескен антициклондық системасы бар Жер бетінде жоғарғы қысымды, тұйық аймақта (бара максимумы) болатын еңкіш осьті төмендей соққан атмосфера құйындары.

Бұл құйындар мейлінше жадағай келеді, өйткені олардың горизонталь өлшемдері вертикаль өлшемдерінен 100–150 есе үлкен (диаметрі 1500–3000 км, биіктігі 2–4 км, максимумы 15–20 км).

Тропиктен тыс циклондар. Циклонда төселме бетте ауа төменгі қысым аймағының орталығына қарай аға бастайды. Циклон фронтальдық зонада түзілетін болғандықтан, ол пайда болған жерде жылы және суық ауа түйіседі. Ауаның орталыққа: қарай ағуы жылы және суық ауаның жақындасуына әкеп соғады да циклон ішінде фронтты сақтап, дамыту үшін жағдай жасайды. Мұндай циклонды жер бетінің жергілікті қызуынан туған (термиялық циклон) 1 циклоннан фронттық құрылымы ажыратады. Циклондардың кейбір жағдайда болмаса фронттық құрылымы болуға тиіс екендігі айқын.

Циклондар көбінесе батыстан шығысқа қарай қозғалып, солтүстікке қарай біраз ығыса отырып, әдетте бірнеше тәулік өмір сүреді. Циклондардың жылдамдығы сан алуан, әдетте 20– 40 км/сағ (тәулігіне 700 км-дей), жеке жағдайларда тәулігіне 2000 км-ден асады. Даму басында циклон тезірек қозғалады, сонан соң қозғалысы баяулайды да, ол аз қозғалатын болады.

Кейде дамудың барлық стадияларын өткен циклон, түпкілікті толтырылмайды ол жаңадан тереңдей түседі (регенерацияланады). Бұл, егер ескі циклон облысына күрт температуралық өзгерістер жасап суық немесе жылы ауаның жаңа порциялары енген жағдайда болады. Әсіресе жылы және суық ауаның қарама-қарсы қозғалысы қолайлы келеді. Суық фронт учаскесіндегі толтырылып жатқан ескі циклондардың шет-шетінде алғашқы циклонның бағытымен бағыттас орын ауыстыратын, бірақ тек біраз оңтүстікке ығысқан жаңа циклондар (жеке делінетіндер) жиі пайда болады. Жаңа циклон да алғашқы циклонның өткен даму стадияларынан өтеді, бірақ, әрине одан қалып қояды, өйткені анағүрлым жас болып келеді. Осы циклонның суық фронтында, оң жағын ала орналасқан тағы да бір жеке циклон пайда бола алады. Сөйтіп, бір жалпы фронтта бірінен кейін бірі үш-төрт циклонға дейін туады. Осындай өзара байланысты және бірінен кейін бірі дамитын циклондар тобын циклондардың сериясы немесе семья тобы деп атайды. Циклондық сериялардың өтуі орта есеппен 5–6 тәулік алады, бірақ жеке жағдайларда едәуір ұзағырақ созыла алады (12 тәулікке дейін).

Бір мезетте әр жарты шарда тропиктік ендіктерден тыс ауа райына орасан ықпал етіп жүздеген фронтальдық циклондар өмір сүреді. Көтерілетін ауада бұлттар түзіліп, жауын-шашын жауады. Мұнда бүұл процестер әр түрлі атмосфералық фронт жағдайларында, демек циклондардың әр түрлі бөліктерінде әркелкі өтеді.

Тропиктік циклондар. Атмосфералық дауылдардың қалыптасуында Кориолис күші үлкен роль атқаратындықтан экваторлық ендіктерде (5° с. және 5° о. е.) мұндай дауылдар тіпті түзілмейді. Тропиктік ендіктерде циклондық та, антициклондық та құйындар туады,бірақ соңғысы – сирек те аз байқалатын құбылыс. Тропиктік циклондар кейбіреулерінің жойқын күші болатындықтан кеңінен танымал болып отыр. Қоңыржай ендіктердің циклондарынан тропиктік циклондардың айырмашылығы мөлшері шағын (олардың көлденеңі 1000 км-ден сирек асады), қысым градиенті үлкен, әрі тиісінше жел жылдамдығы үлкен (100 м/сек-қа дейін), нөсер жаңбыры мол, күшті найзағайлы келеді.

Мұхиттың жылы ( + 27° С-тан төмен емес) бетінде көбінесе 5 және 20° ендік арасында әр жарты шарда тропиктік циклондар түзіледі. Спутниктердің көмегімен жүргізілген байқаулар бұл құйындар тропиктік және пассат фронттарында және фронттардан тыс көп мөлшерде туатын осал депрессиялардаи дами алады. Бұларда желдің жылдамдығы 17 м/сек-тан асқан жағдайларда осындай депрессиялардын, біразы ғана (шамамен оннан бірі) тропиктік циклондарға айналады. Желдің жылдамдығы 17-ден 32 м/сек-қа дейінгі тропиктік циклондар, тропиктік штормдар, желінің жылдамдығы 32 м/сек-тан артық болғандары тропиктік дауылдар деп аталады. Тропиктік «Ида» дауылында желдің ең көп тіркелген жылдамдығы 113 м/сек. Тропиктік циклондардың орын ауыстыру жылдамдығының желдің жылдамдығынан айырмашылығы не бары 10–12 км/сағ.

Тропиктік циклонның дамуы ылғалдың конденсацияланып, орасан зор жылу мөлшерінің бөлінумен қосарланатын жылы және ылғалды ауаның (атмосфераның тұрақсыз стратификациясы салдарынан) интенсивті көтерілуі арқылы түсіндіріледі. Тропиктік циклонның ерекшелігі – дауыл көздері – диаметрі төменгі бөлігінде 30 км-ден және жоғарыға қарай бірнеше жүз километрге дейін ұлғая беретін (10–12 км биіктікте) құйын орталығындағы тыныштық облысы. Дауыл көздерінің түзілуі бар градиенті, центрден тепкіш және Кориолис күштерінің циклоннық осы бөлімдерінде теңеліп, ауа мүлде дерлік қозғалмай қалатындығымен байланыстырылады. Бар градиентінің күші центрден тепкіш және Қориолис күштерінен артық болатын жерде шекара «қабырға» туады, осы арқылы ауа орталыққа қарай қозғалу мүмкіндігі болмай тез көтеріле бастайды, нақ осы жерде желдің жылдамдығы мейлінше үлкен болады, Дауыл көзі орталығында ауаның өрлей қозғалысы байқалады, сондықтан да аспан ашық, бұлтсыз, осы кезде айналада нөсер жаңбырлы және нажағайлы қалық будақ бұлттар байқалады.

1956 жылдан 1965 жылға дейінгі деректер бойынша Жер бетінде жыл сайын орта есеппен 70 тей тропиктік циклон туады, мұнда оңтүстіктегіден солтүстік жарты шарда көп болады. Тропиктік циклондардың ең жиі туатын бірнеше орталығы бар. Тропиктік циклондардың мөлшері жағынан бірінші орын алатын Тынық мұхитында бұл, Сары теңіз, Филиппин аралдары мен шығыстан соған жапсарлас аудан (мұнда бұларды тайфундар мен бегвазалар деп атайды), ал сондай-ақ Мексикадан батысқа қарай акватория мен Жаңа Гвинеядан шығысқа қарайғы Самоа аралына дейінгі акватория. Екінші орын алатын Атлант мұхитында, тропиктік циклондар түзілетін ошақтар (жергілікті атаулары – дауылдар): Мексика бұғаздары, Кариб теңізі, Щщі Антиль аралдарының аудандары. Тропиктік циклондар Аравия теңізі, Бенгаль бұғазы үстінде. Мадагаскар мен Маскарен аралдары арасындағы Австралияның солтүстік-батыс жағалаулары мен Кокосов аралдары арасындағы аудандарда (жергілікті атауы–горкандар мен вилли – вилли) өрістей отырып, Үнді мұхитына бәрінен сирегірек барады. Түзілу ошақтарынан тропиктік құйындар субтропиктік антициклондарды айнальш, солтүстік жарты шарда солтүстік батысқа, оңтүстікте оңтүстік батысқа қарай қозғалады. Егер тропиктік циклон қоңыржай ендіктерге жететін болса, оның бағыты осы ендіктерде ауаның батыстан соғуына сәйкес (солтүстік жарты шарда оңтүстік батысқа) өзгереді, қоңыржай ендіктерге жақындай келіп, тропиктік циклон өзінің арнайы қасиеттерін бірте-бірте жоғалтады: кеңейе түседі, жел жылдамдығы азаяды, дауыл көадері жоғалады. Ол сөнеді немесе қоңыржай ендіктердің циклонына (тропиктіктен тыс) айналады. Мұхит үстіндегі өзі сорып алатый ауада сонщама көп ылғал болмай (циклон энергияны аз алады), ал төменгі бетпен үйкеліске энергия шығыны артып, құрылыққа тап болған тропиктік циклон ерекше тез сөнеді. Тррпиктік цик|-лондар энергияның көп мөлшерін төменгі ендіктерден неғүрлым жоғарғы ендіктерге апарады, бірақ әзірге олардың атмосферада өтетін процестерге ықпалы жеткілікті зерттелмеген, өйткені олардың түзілу механизмі әлі жеткілікті анық емес.

Тропиктік циклондар керемет апаттар тудырады. Олар құрылыстарды қиратады, заттарды үлкен қашықтықтарға алып кетеді (мысалы, мебельді ені 80 км бүғаздың арғы бетіне лақтырып тастағаны белгілі), сел, жылжымалар, көшкін, егістік жердің су басуын тудыратын жоғарыдан су тасқындарын құлатады. Бірақ, ең қорқыныштысы, өз жолындағының бәрін жуып-шайып кететін биіктігі он этажды үйдей (20–30 м) толқындар. 1970 жылы ноябрьде Бенгалгг жағасына лап қойған дауылдар және аралдар мен құрылықтың кең алқабын басып кетіп қосарланған толқындар 300 мыңнан астам адамды құртты, (толық емес деректер бойынша) елді мекендерді, порт құрылыстарын, темір жолдарды, дамбыларды, кепірлерді т. б. қиратты. Тропикалық дауылдар – стихиялық күйзелістер, әзірге бұлармен күресу мүмкін емес, бірақ тиісті шаралар қолдану үшін оны алдын ала болжап айтуға болады. Бұл үшін тропикалық циклондар «келетін» елдерде олардың қозғалысы мен дамуын қадағалайтын арнаулы қызмет ұйымдастырылған.

Шағын құйындар. Атмосферада түрлі масштабтағы құйын қозғалыстары үнемі байқалады. Жоғарыда қаралған циклондар өте ірі құйындар: ала құйындар, томболо – шағын, кіші масштабты құйындар. Олардың диаметрі бірнеше ондаған метрден (су үстінде) бірнеше жүздеген метрге дейін (құрылық үстінде) болады. Шағын құйындарға ауа тез айналады (50–200 м/сек жылдамдықпен) да, бүкіл құйын бір мезетте 10–20 м/сек-қа жуық жылдамдықпен араласады.

Құйын теңіз үстінде – ала құйын болып та, құрылықта – тромб болып та (Солтустік Америкада бұларды торнадо деп атайды) түзіле алады. Келе жатқан суық ауаның алдында қызып кеткен бет үстінде атмосфераның орнықсыз вертикаль тепе-теңдігінде ала құйындар (тромбылар) туады, нәтижеде жылы ауа бірден көтеріледі, жер бетінен біраз биіктікте қысым қатты төмендейді. Қысымы өте төмен сиреген облысқа ауа тез көтерілгенде жоғарыдан – бұлт, төменнен– су, тозаң т. б. сорылады. Атмосферада беттің біраз биіктігінде, құйын орталығындағы қысым өте төмен тар ұштармен қосылған екі воронка көрінеді.

Шағын масштабты құйындар күшті қиратқыш келеді. Тромбылардағы желдің жылдамдығы тайфундардағыға қарағанда едәуір көп болады (200 м/сек-қа дейін). Бұлар ағаштарды тамырымен жұлып, үйлерді қирата алады. Лап етіп соққан құйын өзінің бүкіл «тіршілігімен» бірте су қоймасын «сорып» алады, ал содан кейін су балдырынан, балықтардан, бақалардан бір жерде ғажап «жауын-шашын» жауады. Құйын өткенде қысымның тез төмендейтіні соншалықты үйлердің әйнектері ұшып кетеді. Осындай кезде үйлердің жарылған жағдайлары да мәлім.

Тромбылар (торнадо) Солтүстік Америкада өте жиі болатын құбылыс. АҚШ-та 1915 жылдан 1950 жылға дейін «476 млн. доллар тұратын және 7961 адамды қазаға ұшыратқан» 5204 торнадо тіркелген. Европада тромбылар біршама сирек болады.

Антициклондар. Қоңыржай ендіктерде циклондар арасында қозғалмалы аніициклондар пайда болады. Бұлардың қайсысы болсын жетёкші ағынның бағытында, яғни ^батыстан шығысқа қарай 30–40,км/сағ жылдамдықпен орын ауыстырады. Цик-лонның қозғалысы қызған бет үстінде, ал антициклонның қозға-лысы суынғаа бетте.баяулайды да, олар азды-көпті тұрақты, бола алады. Антициклондар жеңілдеу тұрақтайды. Қейде суық бет үстінде жергілікті суық антициклон пайда болады.

Антициклонның дамуы, әдетте тропосфераның жоғарырақ қабаттарында кезігетін ағындар облысы астында жоғарғы қысымды облыстың түзілуінен басталады. Максимум ортасынан ауаның лықсуы пайда болады; оның орны кезігетін ағындар облысынан түскенмен толтырылады.

Дамудың бірінші стадиясында жас антициклон 2–3 км биіктікке дейін байқалатын біршама шағын төмендейтІн құйын болып келеді. Екінші стадияда максимал дамитын стадиясында – антициклондық қозғалысқа барған сайын жоғары қабаттар 8–-12 км биіктікке дейін қосылады.

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.

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. 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.

Атмосфераның жалпы циркуляциясындағы циклондар мен антициклондардың ролі орасан зор. Жер айналуының ығысу әрекеті меридиандық ауа ағындарын ендікке айналдыра отырып, ендіқтер арасындағы ауа алмасуына кедергі жасайды. Төменгі ендіктерден жоғарыларға ауаның ауысуы, ал демек жылу алмасу да, негізінен алғанда циклондар мен антициклондар арқылы жүзеге асырылады. Бұл әсіресе тропиктен тыс ендіктерде байқалады. Егер интенсивті, биіктік және аз қозғалатын циклондар мен антициклондар қатар орналасса, бұл жағдайда, циклонның артқы жағындағы ауа жоғарғы ендіктерден төменгі, ан-тициклонның алдыңғы жағындағысы, керісінше, қоңыржай ендіктерден жоғары ендіктерге ауысады. Қоңыржай ендіктердегі атмосфера циркуляциясының мұндай типі - меридиандық деп аталады. Ол батыс тасымалы жақсы көрінетін, ал циклондардың артқы жақтарындағы ауаның басып кіруі өте мардымсыз зоналық типтен өзгеше. Қоңыржай ендіктердегі атмосфера циркуляциясының бұл екі типі жыл бойында бірін-бірі алмастыра-ды. Олар ауысқанда ауа райы біреуінің басым түсуіне байланысты.

Егер экватордағы төменгі қысым мен поляр облыстарындағы жоғарғы қысым те-миялық себептермен байланысты болса (бірінші жағдайда жер бетінен ауаның қызуы, екіншісінде суынуы), онда қоңыржай ендіктердегі төменгі қысым, ал субтропиктік ендіктердегі жоғары қысым дегеніміз – бірінші жағдайда циклондардың, екінші жағдайда антициклондардың жиналу нәтижесі болады.

Атмосфераның төселме бетпен өзара күрделі әрекеттесуінің нәтижесінде климат қалыптасады. Климаттың қалыптасуындағы басты роль Күн радиациясына – барлық атмосфералық процестер энергиясының көзіне тиісті.

Жер бетінде Күн радиациясының бөлінуі планетаның шар тәрізді пішінімен анықталады – бұл климаттағы ендіктерге байланысты айырмашылықтарды түсіндіреді. Жердің орбитаға қатысты оның осінің еңіс жағдайында қозғалысы жыл бойында Жер бетіндегі Күн жылуының әр түрлі бөлінуін, климаттың маусымдылығын, әр түрлі ендікте климаттың бірдей еместігін анықтайды. Жылулық белдеулердің – Жер климатының зоналылық негізінің пайда болуы осы арқылы түсіндіріледі. Климаттағы бұл айырмашылықтар Жер бетіне Күн жылуының түсуіне байланысты және төселме беттің сипатына тәуелді емес. Егер де Жер беті мүлде біркелкі болса, экватордан полюске қарай климаттың заңды өзгерісін анықтай отырып, олар да осындай орын алған болар еді.

Әр текті төселме беттің ықпалы Күн жылуының атмосфераға әркелкі қабылданып, берілуі, атмосфераға ылғал беріп отыруы, ауа қозғалысына ықпалы бір жылу белдеуі шегінде, түрлі климаттардың қалыптасуын анықтайды. Жарық түсу шектерімен климат белдеулері шектерінің дәл келмеуін түсіндіреді. Төселме бет дегеніміз климат қалыптасуының екі аса

маңызды факторларының екіншісі.

Су беті мен құрылық бетінің ықпалы әр түрлі болғандықтан климаттар теңіздік және континенттік болып қалыптасады.

Континенттік климат Мұхиттың жұмсартатын ықпалынан айырылған. Теніз климатынан оның басты айырмашылығы – континенттіктің өсуімен арта түсетін, температура тербелістерінің үлкен, жылдық және тәуліктік амплитудалары. Континенттік климатта ауа ылғалдылығы теңіздіктен аз, бұлттылық, жауьш-шашын, жел жылдамдығы азаяды.

Мұхит үстіндегі және оған жапсарлас континенттердің бөлігі үстіндегі климаттың қалыптасуына мүхит ағыстары зор ықпал етеді. Олар жылу мен суықты тасымалдайды. Суық ағыстар атмосфераның тұрақсыздығын азайтады. Ауаның вертикальды қозғалысын және жылу мен ылғал алмасуын әлсіретеді. Суық ағыстар үстінде булану жылы ағыстардағыдан гөрі аз интенсивті келеді. Бұлардың үстінде және олардың жылы ағыстарымен шекарасында тұман жиі пайда болады.

Мұхит ағыстарының ықпалымен бір ендіктердегі батыс және шығыс жағалаулардың климаттары түрліше болып шығады. Бұл айырмашылықтардың пайда болу заңдылығын Дүние жүзілік мұхит ағыстарының схемасы түсіндіреді. Экватордан шығатын ағым жылу әкелетін, ал экваторға қарай аратын ағым суық әкелетін болғандықтан, материктердің батыс жағаларының климаты шығысқа қарағанда қоңыржай ендіктерде жылырақ, тропиктік ендіктерде керісінше болуға тиіс.

Орографияның ықпалы (Жер бетіндегі биіктіктер мен әр келкіліктің өзара орналасуы) әсіресе таулы жерлерде ерекше болып келеді. Жоғарылаған сайын Күн радкациясының келуі арта түседі, бірақ сәуле шығару да арта түседі, сондықтан температура төмендейді. Кейде қыста кері құбыбысты, жоталар арасындағы шұңқырға суық ауаның келуінен туған температура инверсиясын байқауға болады. Жауын-шашынның мөлшері биіктікке қарай белгілі бір шекке дейін артады да одан жоғары да кемиді. Бұл шек сан алуан, өйткені ол ауа ылғалдылығы мен көтерілу кезінде ылғалдың бөліну интенсивтігіне байланысты (Гималай 1000–1500 м, Орталық Кавказ – 2500 м). Жауын-шашын қатты түрде жауып, еріп үлгере алмайтын жерде, тауларда климатқа ықпал ететін мүздықтар пайда болады. Таулардағы климат айырмашылығына беткейлердің түрлі экспозициясы, үстемдік ететін желдерге қарағанда олардың әркелкі орналасуы жол ашады. Ауа шағын қабатпен жайылғанда, әсіресе суық ауа ағыстарын тежеп қалатын барьер ретінде таулар климатқа елеулі ықпал етеді.

Тауларда ауаның жергілікті циркуляциясы өте жиі пайда «болады.

Таулардың атмосфера күйіне жасайтын ықпалына, горизонталь климаттық зоналылықты күрделендіре түсетін, климаттардың вертикаль белдеулілігі байланысты.

Төселме беттің климатқа ықпалын қарастыра отырып, поляр аудандарында едәуір алаңды алып жатқан қазіргі мұз басуға көңіл аудару қажет.

Мұз бен қардың шағылыстыру қабілетінің үлкен екені белгілі (альбедо 0,9-ға дейін). Егер де мұздар Жерді тұтас жабатын болса, оның бетінде ауаның орташа температурасы шамамен 100°С-қа төмендейтіні (қазір бұл 15° С) есептеп шығарылған. Поляр аудандарында мұздың басуы жоғарғы және төменгі ендіктер арасындағы температура контрастарын арттыра отырып, ауа температурасын қатты төмендететіні айқын. Бұлардың ықпалымен климат зональдылығы күшейе түседі.

Маусымдық шар басуы, өсімдік басуы және төселме беттің көптеген басқа ерекшеліктері климатқа ықпал етеді.

Төселме беттің климатқа ықпалының масштабы мейлінше сан алуан: бір жағдайда бұл материктер мен мұхиттардың, екіншісінде жеке тау жоталарының, үшіншісінде орман массивтерінің т. б. ықпалы. Бұл ықпалдар біріне-бір «үстемеленеді», сондықтан әрбір неғүрлым «ұсақ» климатта «үстемеленген» климаттың сипаттары болуға тиіс. Бір климаттық белдіктің барлық климаттарының горизонт үстіндегі Күн биіктігіне, күн мен түннің ұзақтығына, ауаның жалпы үстемдік етуші қозғалысына бағынышты міндетті түрде ортақ ерекшеліктері болады.

Атмосфераның циркуляциясы жоғарғы және төменгі ендіктерде Күн сәулелері әр келкі қыздырған Жердің біртекті төменгі беттерінде де болар еді, бірақ айтарлықтай күрделі болмас еді. Әртекті төселме бетті ықпалы атмосфера циркуляциясын күрделі ете түседі (мысалы муссондар, жергілікті желдер) және осы арқылы климаттың әр түрлілігі артады.

Дүние жүзілік ылғал айналымы системасында су бетінен құрылыққа ауа ағыстарының ылғал тасуының зор маңызы бар.

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Ауа массалары мен атмосфералық фронттар.

2. Муссондар

3. Циклондар мен антициклондар.

4. Жергілікті желдер.
Ұсынылатын әдебиеттер: 1,2,3,4,5

№8 дәріс Климат және оның түрлері.

1. Теңіздік, құрлықтық және муссондық климат.

2. 
   Климаттың жіктелуі.
   
3. 
   Ауа массаларының негізгі типтері мен климаттық белдеулер
   

№8 дәрістің қысқаша конспектісі

1. Теңіздік, құрлықтық және муссондық климат.

2. 
   Климаттың жіктелуі.
   
3. 
   Ауа массаларының негізгі типтері мен климаттық белдеулер
   

№9 дәріс Гидросфера – географиялық қабықтың құрамдас бөлігі. Дүние жүзілік мұхит.

1. 
   Мұхит суының физикалық және химиялық қасиеттері.
   
2. 
   Мұхит суының қозғалысы
   
3. 
   Мұхит – тіршілік ортасы.