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

Мұхитта мүздың түзілуі кейінде бірігіп қатып қалатын түщы кристалдардың пайда болуынан басталады. Мұнда мұз кристалдары арасындағы кеңістікте күшті түздық тамшылары қалады, сондықтан мүз тұзды келеді. Мұз түзілуі кезінде тем-пература төмен болған сайын мұз тұздырақ бола түседі'. Түз-дық кристалдар арасынан бірте-бірте ағып шығады, сондықтан да уақыттың өтуіне қарай мұз тұщыланады.

Тынық суда мұз түзілгенде қатып қалатын кристалдар бір-дей дерлік бағыт алады. Олардың оптикалық осьтері судың бетіне перпендикуляр және бір-біріне параллель келеді. Осы жағдайларда түзілген мүздардың структурасын инелі деп атайды.

Араласқан кезде мұзды кристалдар сынады, ретсіз орнала-сады әдетте инеліден гөрі неғүрлым тұзды губкалы структурадағы мұз пайда болады. Көбіне мұз аралас структуралы болады.

Тұзды мүздың тығыздығы тұщы мұздың тығыздығынан аз келеді (0,916–0,86). Бүл ауа кепіршіктерінің кептеген мөлшер-де болуымен түсіндіріледі. Тығыздыққа байланысты мүздың суға бату дәрежесі анықталады. Орта есеппен алғанда мұздың 9/10 бөлігі суға батьга түрады.

«Түздың қүрамы тұзды мұздың беріктігін түщы мүздан гөрі азайтады, бірақ анағүрлым серпімді де тұтқыр болады. Жүқа түзды мұз қатқанда сынбайды, тек көтеріліп төмен тү-седі.

1 Мұздын. тұздылығы оның еру кезіндегі судын, тұздылығымен анықта-лады.

Таза тұщы мұздың түсі көгілдір болады, тұзды мұз жасыл реңкке ие болады, қардьщ және ауа көпіршігінің енуі мұзды бозғылт етіп жібереді. Түщыланған және сығылып тығыздал-ған теңіз сулары уақыт өтуіне қарай көк түске ие болады.

Мұзды кристалдар. – теңіз мұзы қалыптасуының бастапқы сатысы. Штиль (тымық) ауа райында бу жинақталғанда жұқа мұз пленкасы сало (қаймақ мұз) түзіледі. Мұздың пайда болу процесі суынған судың бетіне қардың жаууын жылдамда-тады. Қар жентектеледі, тығыздалады да ботқа тәрізді масса (снежура) пайда болады. Жағаны бойлай оған қозғалмай бе-кітілген жиек мұзы – мұз саласы (забереги) пайда болады. Бірте-бірте өсе отырып, бұл неғұрлым енді жағалық салаға (припайға) айналады. Судың беті тыныш болғанда қаймақмұз қатып қалғанда тұщы суда мөлдір жұқа мұз – сынғақ мұз (склянка) және тұзды суда серпілмелі (нилас) мұз пайда бола-ды. Толқын кезінде жеке мұз дискілері (блиндер, тарелка-лар) – блиндалы мұз пайда болады. Склянка мен нилас одан әрі есе түскенде және блиндалы мүз қатқанда қалыңдығы 7– 10 см жас мұз (молодик) түзіледі. Бірте-бірте қалыңдай оты-рып мұз қалыңдығы 30–70 см ересек мұзға айналады,

Солтүстік жарты шардың жоғары ендіктерінде қыста түзілген мұз жаз бойында еріп үлгірмейді; сондықтан да поляр мұздарының арасында түрлі жастағы – бір жылдықтан кеп жылдыққа дейінгі -мұздар үшырайды. Арктикада бір жылдық мұз қалыңдығы 2–2,5 метрге, Антарктикада–1–-1,5 метрге жетеді. Көп жылдық мүздардын, қалыңдығы 3–5 метрге және одан жоғары болады. Мұздардың сығылуымен бірге олардың қалыңдығы 40 м-ге жетеді.

Тұтас тегіс мүздың кеңістігі жарықтармен тілінген. Мұз сығылғанда жарықтардың шеттерінен сынады да, мүздар қыры-нан түрып үйінді мұздар (торостар) құрап қатып қалады. Ықпа (дрейф) мұздардың үлкен алқабы уатылғанда мұз танабы (мөлшері көлденеңінен 10 км-ге дейін) мүз танаптарының сынықтары (100-ден, 500 метрге дейін), ірі опырылған (20– 100 м) және үсақ опырылған мұздар (20 м) түзіледі. Опырыл-ған мұздар мұз танабына тұтасып қатып қала алады.

Мүхиттар мен теңіздерде кездесетін мұздар шығуы жағынан сан алуан. Теңіз мүздарынан басқа өзен және материк мұздарын үшыратуға болады. Өзен мүздары тұщы, бұлардың ішінде гуминді заттар болғандықтан жиі сарғылттау тіпті қо-ңырлау да болып келеді. Олар көктемгі мүз жүру кезінде өзендермен алынып келеді де жазда ериді немесе теңіз текті мұздарға қосылады. Бұлар жаздың басында Сибирь өзендері-нің сағасында Арктикада біршама көп, ол Антарктикада мүлде жоқ.

Мүхиттағы мұздар – қозғалмайтын және ықпа болады.. Қозғалмайтын мұз құрылықпен немесе қайраңмен байланысты тұтас мүз жамылғысы. Әдетте бүл жағалық припай. Ықпа мұз (дрейфтеуші) жағамен байланысты емес және ағыс пен желдің ықпалымен қозғалады. Қейде ол қозғалмайтындығын сақтап қалады.

Солтүстік Мүзды мұхиттың орталық бөлігін бүркеп жатқан көп жылдық қалың ықпа мүздарды (орташа қалыңдығы 5 м) пак муздары деп атайды. Бүлардың үлкен қалыңдығы – мүздың есе түсуі мен мүз үйілулерінің нәтижесі. Торостағанда мүндай мүздың беті әркелкі болады, ал мүздың еруі мен қар жауу мүны біраз тегістейді. Температуранын. сан қайтара өз-геруі (жыл мезгілінің ауысу нәтижесі) мүз структурасының езгерісін тудырады. Мүз еру мен қар жауу мүздың бетінің бір-аз тегістелуіне әкеп соғады, торостау мүз үймелерін жасайды.

Пак мұздарда түздар мен ауа көпіршіктері мүлде дерлік болмайды, сондықтан да көгілдірлеу түсті болады. Солтүстік Мүзды мүхитта пак мүздар мұздардьщ жалпы ауданының 70– 80% алады, Оңтүстік мұхитта жалпы болмайды. Кәдімгі мұз жарғыш кемелер бүл мұздардан өте алмайды.

Мүздың еруі оның бетіне күн радиациясы мен жылы ауа-ның ықпалынан болады және ластанған учаскеден (әдетте жағалардан) басталады. Ауаның температурасы 0°-тан жоғары болғанда, қардың интенсивті еруі нәтижесінде мүздың бетінде келшелер – снежница түзіледі. Жағалау алқапқа ені 5 км-ге жататын таза су жиектері пайда болады да бірте-бірте жылымға айналады. Күн сәулелерінің қыздыру нәтижесінде мүз кесектеріне бөлінеді. Мүз кесектері сынып мүздың жиектерін-де мұз бөлшектерінің қүрсаулары түзіледі де, ақырында мұз кристалдарға ыдырайды.

Мұз Дүние жүзі мүхитының бүкіл экваториясының 15%-тейін бүркейді, яғни 55 млн. км2, соның ішінде 38 млн. км2 оңтүстік жарты шарда.

Мұхит мүздарының таралу шекаралары едәуір маусымдық өзгерістерге үшырайды. Арктикада – мұздың ең көп таралуы апрель-майға, ең азы – августің аяғына қарай келеді. Антарк-тикада қыста бұлар материкті тығыз сақинамен қоршап ала-ды. Жазда жағалық припай сынады да солтүстікке қарай алынып кетіледі. Қазіргі кезде Тынық және Үнді мұхиттары-ның оңтүстік бөлігінде поляр мүздарының орташа шекарасы о. ендіктің 55°–60° маңында өтеді, Атлант мұхитында бүл о. ендіктің 50°-на дейін жетеді. Ықпа мүздардың таралу шегінен айсбергтер әлдеқайда қашыққа шығып кетеді. Бұлар әдетте Антарктида, Гренландия және Солтүстік Америка архипелагы аралдары маңында түзіледі. Үлкен массасы және суға терең батуы айсбергтерге солтүстік жарты шарда 40–50°С ендікке, ал айсбергтері ірірек оңтүстікте 30–40° о. ендікке жетуге мүмкіндік береді. Уэделла тещзінде теңізшілер биіктігі 100 метрге дейін, үзындығы 170 км-ге дейін көлемі 500 км3-дей «терткүлді» айсбергті (тегіс және үлкен ауданды алып. жатқан) көр-ген. Гренландия маңында биіктігі 157 км-ге дейін, көлемі 31 км3 ге дейін тау тәрізді айсбергті байқаған 1.

Мүхит мұздылығынын, ғасырлық ауытқулары туралы тарихи деректер дәлелдейді. Мәселен, нормандтар X ғасырда Исландия мен Гренландияға еркін жүзіп барып жүргендігі мәлім, XIII ғасырда ауыр мұздық жағдайлардың салдарынан бүл жүзулер тоқтап қалған. Қазір тағы да Гренландияға баратьш жол мұздан ашылған.

Мұз жамылғысы бүкіл Жердің климатына, Мүхиттағы тір-шілікке орасан зор ықпал етеді.

Мүхиттардағы, әсіресе теңіздердегі мұздар кеме жүруі мен теңіз кәсіпшілігін қиындатады. Мүздарды қадағалап, олардың режимін зерттеу үшін арнаулы мұз қызметі үйымдастырылады.

Совет Одағы Солтүстік теңіз жолымен, оған жапсарлас кеаістіктердегі бүкіл трассада мүздарды қадағалап, олардың режимін зерттеуді қамтамасыз етеді. Қуатты мұз жарғыштар тар шығанақтарды қүрсап жатқан мүздарда жол салады, кеме керуенін бастап өткізеді. Мұз қызметі Балтық тещзінде, Сол-түстік теңіздің шығыс белігінде бар. Ньюфаунленд банкасынан оңтүстікке қарай айсбергпен соқтығысу нәтижесінде «Титаник» трансмұхит лайнерінін. 1912 жылғы опаттан кейінгі жерде (бор-тында 1490 жолаушысы бар) Солтүстік Атлантикада айсберг-тер мен олардың орын ауыстыруын қадағалап, кемелерге хабарлап отыру үшін Халықаралық мүздық патруль үйьмдастырылған.

2. 
   Мұхит суының қозғалысы
   

Өздерін тудырған күштердің тікелей ықпалымен болатын толқындар мэжбүр (байланысты) толқындар; өздерін тудырған күш әрекетін тоқтатқаннан кейін, біраз уақыт созылып жалғасатъін толқындар – еркін толқындар делінеді.

Толқын элементтері. Толқынның көлденёй. кесіндісінде оның формасы көрінеді. Тынық су беті деңгейінен жоғары толқынның ең биік бөлігі – толқьшның қыры болады. Тынық су бетінің деңгейінен темен жатқан толқын бөлігі – қолаты (ойысы), оның ең тереңделген бөлігі – толқын табаны. Қыр мен табаны арасында – толқын беткейі.

Толқын ұзындығы, биіктігі, тіктігі, кезеңдігі жәие жылдам-дығы арқылы сипатталады. Толқынның ұзындығы (X) кершілес екі толқынның қырларыңың немесе табандарыньщ ара-, сындағы горизонталь аралық. Толқынньщ биіктігі (Н) – оның табаны үстіндегі көтерілген қыры. Тіктігі (а) – толқын биіктігінің оның үзындығының жартысына қатынасы–'Н:-.

Толқын кезеңі (t) – толқынның әр нүктесі оның ұзындығына тең аралыққа орын ауыстыратын уақыт аралығы. Жылдамдық (V):– толқынның қыры (немесе оның профилінің кез келген нүктесі) белгілі бір уақыт мөлшерінде (секундта) жүріп өтетін аралығы.

Толқындар қысқа (бүлардың таралу орнындағы тереңдік-тен аз ұзындық) және үзын (тереңдіктен асып түсетін ұзындық) болып бөлінеді. Қысқаға – жел толқьшдары, ұзынға – сейсмикалық және көтерілу-қайту толқындары жатады.

Толқынның көрінетін. қозғалысы – судың бөлшектерінің шамалы ілгерілемелі қозғалысымен қосарланған оның формасыиың қозғалысы. Мұны су қоймасынын. толқыған бетінде жүріп жүрген затты желсіз ауа райында бақылап отырып көруге болады. Ол бірде көтеріледі, бірде темен түседі; көтеріліп толқынның қозғалыс бағытында біраз орын алмастырады, тө-мен түсіп кері бағытта орын ауыстырады. Мұның осылай болатын себебі, толқын қозғалғанда бөлшектер шенберге жақын

орбитамен қозғалады. Орбитанын, жоғарғы бөлігінде (толқын қырында) бола отырып, бөлшектер алға, төменгі бөлігінде (та-банында) бола отырып – кейін қозғалады. Жел тудырған толқын қозғалысын толық қарастырайық.

Жел толқындары. Жел судың бетіне әсер етеді де оларды орбита бойынша қозғалуға мәжбүр етіп (сағат тілі бойынша) бөлшектерді тепе-теңдік куйден шығарады. Мұнда, егер бұл 84-суретте көрсетілгендей, жел солдан оңға қарай соғады деп көз алдымызға келтірсек, сол жақта жатқан су белшектері бұлардан онға орналасқан бөлшектерден гөрі бұрын тербеле бастайды. Осының нәтижесінде әрбір бөлшектер өзініқ қозға-лысы үстінде өзінен оң жақта жатқан бөлшектен қальш қоя-ды және бұлардың бәрі әр түрлі фазаларда болады. 1 бөлшек орбитаның ең төменгі нүктесінде түратын болсын; осы кезде, 2 белшек өзінің қозғалысында 1 бөлшектен «ф» – бұрышын-дай қалып қояды, 3 бөлщек 2 бөлшектен сондай бүрыш қа-лып қояды т. с. с. Барлық бөлшектердің орнын бір мезетте жатық қисықпен қосып трохоида1 шығарып аламыз.

Егерде бөлшектердің орнын, біраз уақыт өткеннен кейін қарайтын болсақ, бүлардың барлығы орбитада бірдей аралық-қа орын алмастырған болып шығады да V, 2', 3' және басқа орындарды алады. Суретте толқын формасы оңға – жел ба-ғытына қарай орын алмастырғаны көрінеді. Толқыннын, жел жақ беткейінде түрған бөлшектер төмен түскенде, ық жақ бет кейінде тұрған бөлшектер көтеріледі. Трохоида ілгерілемелі қозғалыс жоқ болғанда ғана туа алады. Алайда дөңгелек ор-битальды және ілгерілемелі қозғалыстары қосылуының салда-рында олар желдің жылдамдығы неғүрлым көп болса, толқын-нан неғұрлым тік болса, горизонталь бағытта керіліп жатқан зллипс орбитасы бойынша соғүрлым көп орын ауыстырады, Сондай-ақ эллипс орталығы да ілгерілемелі қозғалысқа ұшырайды. Осының нәтижесінде жел толқындарының профилі тро-хоидтан күщті айырықшаланады: олардың төбесі өткірленеді, табаны трохоидадағыдан гөрі неғүрлым доғал келеді.

Толқынның қырына ықпал ете отырып, жел орбита бойынша орын ауыстыратын бөлшектердің қозғалысын тездете түзеді. Желдің толқынның табанына тигізетін ықпалы кері эффект береді. Осының нәтижесінде «толқынк бүйрасын» («ақ-желен,») жасай отырып қыр төңкеріліп қалъіп жатады.

Желдің ықпалымен толқынның бір мезетте биіктігі де, үзын-дығы да өседі, сондай-ақ кезеңі мен жылдамдығы артады. Толқынның жылдамдығы неғұрлым көп болса, оның жел жақ беткейіне жел қысымы соғүрлым осал болады. Сондықтан да толқынның есу интенсивтігі оньвд жылдамдығының (с) жел жылдамдығына (W) қатынасымен анықталады. тту =0,4–0,5, яғни толқынның жылдамдығы жел жылдамдығынан 2 есе аз болғанда толқынның өсу жылдамдығы ең көп болады. Жел мен толқынньщ жылдамдығы теңелгенде (-^ =.і] толқын теория жүзінде ең көп биіктікке жетеді. Шындығына келгенде бұлар жел басылып енді олар жалды жасырмайтын болғанда мейлін-ше жоғары болады.

Толқынның дамуына қарай олардың сыртқы түрі өзгереді. Әуелі олар параллель қатарларды түзеді, содан соң желдің жылдамдығы артуына қарай жеке жоталарға белінеді, яғни үзьшдығы мен биіктігі ғана емес, сондай-ақ енімен де сипат-талатын екі өлшемдіден үш елшемдіге айналады. Жел одан әрі күшейе түскенде Мұхиттың бетінде күрделенген үш өлшем-ді жаңадан параллель қатарлы ете биік толқындар пайда болады. Желдің бағыты мен жылдамдығы езгеретін әдіспен толқындардың күрделі комбинациялары түзіледі. Желдің жыл-дамдығы азайғанда толқын бірте-бірте тынышталады. Әуелі кішіректері содан соң ірі толқындар жиылады да сөйтіп өте үзын жадағай толқындар – аласа толщындар ғана қалады. Биіктігі не бары бірнеше метр (төрттен аспайды) болғанда бүл толқындардың үзындығы бірнеше жүз метр болады. Сондықтан да ашық Мүхитта көзге мүлде дерлік көрінбейді. Бі-рақ үлкен жылдамдықпен тарай отырып, олар өзінің пайда болған орнынан мыңдаған километр жердегі жағаға барып соғылады. Мүхитта әр уақытта бір жерде жел толқыны туатын болғандықтан мүхиттық соқпа толқын мүлде дерлік тоқтал-майды. Алыстан келген аласа толқынға жергілікті жел тол-қындар көбіне «қоса қабаттасып» оларды күрделендіре түседі. Жел толқындары желден ауысқан энергиядан түрады. Толқынға желдің энергия беруі желдің жылдамдығына, әрекет үзақ-тығы мен екпініне тура байланысты больга келеді. Егер толқынның жылдамдығы желдің жылдамдығынан аз болса, толқын жел энергиясын алады, қарсы жағдайда жел толқынды «басады».

Толқындардьщ энергиясы екі бөлімнен – орбита бойынша қозғалатын бөліктердін, эиергиясы (кинетикалық энергия) мен теңіз деңгейінен көтерілген су массасьшың энергиясынан (по-тенциалдық энергия) тұрады. Кинетикалық энергия тереңдік жеткілікті болғанда орнында қалады, ал потенциалды энергия толқын формасымен бірге орын ауыстырады. Толқын энер-гиясының биіктігі мен ұзындығының квадратына тура пропор-ционал. Тереңдеген сайын толқын биіктігі тез азаяды, толқын энергиясы да азаяды, сонымен бұл Мұхиттың жоғарғы қабат-тарында шоғырланады.

Толқынның биіктігі 5 м және ұзындығы 100 м болғанда (дауылды толқындардың орташа мелшері) толқын энергиясы шамамен жалдың 1 метрінде 3120 кВт-сағатқа тең. Сонымен толқындалған беттің әрбір квадрат километріне 3 млрд. кВт-сағ. энергиядан келеді. Толқын қамтыған кеңістіктің ауданы жүз-деген квадрат километр болғандықтан жел толқындары энер-гиясының қоры орасан зор болады.

Жел толқындарының соққы күші орасан. Кедергіге келіп соққанда толқындардың бүлдіру күші, жүздеген тоннаға же-тетін толқын жалының массасы соғылуының есебінен, ұлғая түседі. Шағын тереңдіктерде энергияның үлкен бөлігі толқын жалына ауысады, сондықтан да толқын жағаға ерекше күшпен соғылады. Биіктігі 3,5 м толқынньщ түсіретін қысымы 7,8 т/м2 тең. Жағаны бұзылудан сақтайтын толқын қайтарғыш нақты-лы жағдайларды есепке алып жобаланады. Мәселен, Балтық теңізі үшін бұлар 11 т/м2 қысымға, Бискай шығанағында – 21 т/м2, Африканың Марокко жағасындағы 25 т/м2, Дэнберде (Шотландия) – 3,7 м/т2, Дьеппеде (Франция) – 60 т/м2 болып есептелуге тиіс.

Жағалық рельефті қалыптастыра отырып, толқындар жаға-ны бұзады және бір уақытта шайып әкеледі де түндырады.

Көпшілік желдік мүхит толқындарының биіктігі 4–4,5 м. 6–7 метрден асатын толқындар біршама сирек болады. Жел толқындарының шынайы максималды тіркелген биіктігі 34 м-ге' жуық. Теңіз дауылы толқындарының үзындығы 250 метр-ден аспайды; аласа толқындарының үзындығы 1000 метрге де-йін және одан да жоғары болады.

Теңіздерде жел толқындарының мелшері Мүхиттағылардан кіші. Олардың биіктігі 9 метрден, үзындығы 150 метрден ас-пайды.

Тереңдеген сайын толқын тез басылады, өйткені су бөлшегі қозғалатын орбиталар диаметрі тез кішірейеді, демек толқын-ның биіктігі де кішірейеді. Тереңдіктің арифметикалық прог-рессияда артуымен ол геометриялық прогрессияда кемиді.

Сірә, толқын ұзын болған сайын толқу да тереңірек енетін болса керек. Іс жүзінде алатын болсақ толқын үзындығының жартысына тең тереңдікте толқын басылады. Толқынның үзын-дығы, оның жылдамдығы және периоды терендеген сайьтн өзгермейді. Теңіз бетінде биіктігі 8 м және үзындығы 180 м да-уыл толқындары 150 м тереңдікте 16 мм биіктікке әрең жетеді.

Толқын тайыз суға ауысқанда толқын ұзындығына тең тереңдіктен бастап су бөлшектерінің қозғалысы баяулайды. Бөлшектердің қозғалу орбиталары барған сайын күштірек созылады, ал түбіне жеткенде бұлар түзу сызықпен қозғала бастайды, жал үстінен жағаға қарай жылдамырақ және жағадан табанымен өткенде баяуырақ қозғалады. Толқын симметриясы бүзылып жал алға жылжиды да теңкеріліп кетеді, сөйтіп толқын бұзылады. Осылай соқпа толцын туады. Егер жал кепіршіктеніп беткей бойынша төмен сырғанаса бурун түзіле-ді. Соқпа толқынды жағада үнемі бақылауға болады, ал бурун кебіне бүдан біраз қашықта, рифтерде байқалады.

Тереңдік азайғанда толқын қозғалысынын, энергиясы кіші қимада таралады, негізінен алғанда жалдарда шоғырланады. Қима алаңының бірлігі арқылы уақыт бірлігіне ауысатын энер-гия мөлшері бүкіл энергия немесе оның бөлігі (түптің еңістігі-не қарай) басылғанға шейін жал соққан сәтке дейін есе береді. Тайыз суда толқын биіктігі артады, үзындығы мен жылдамдығы керісінше азаяды, толқыннын, тіктігі тиісінше арта түседі.

Орталығында өте төмен қысымы бар циклондар (тропиктік ғана емес) Мұхиттың бетінде циклондық барикалық толқынға айналатын биіктігі 1 метрге дейін дөңес тудыра алады. Мұндай толқынның жағаға келіп соғуының апаттық салдары болуы мүмкін. Жер сілкінгенде, су асты атқылауларында және су асты сырғуларында судың бүкіл қабатын қамтитын сейсмика-.лық толқындар туады. Бұлар цунами деп аталады. Толқынның ұзындығы тым үлкен болғанда, әдетте цунамидің биіктігі не бары 0,3–0,6 м болады да, олар ашық Мұхитта байқалмайды. Бірақ тайыз суларда олардың биіктігі тар шығанақтарда 20– 30 метрге дейін артады. Үлкен тереңдіктен қайраңның тар өңіріне шұғыл өткелді жерлерде цунами биікке көтеріледі. Төмен жағалауларда цунамидің биіктігі шамалы болады.

Цунами түзілген опырылу сызығына перпендикуляр бағы-тында Мұхиттың тереңдігіне пропорционал жылдамдықпен та-ралады: С = 360]/Н, мұнда С – цунамидің таралу жылдамдығы, км/с.ағ. Н – орташа тереңдік, км.

Цунамидің таралу жылдамдығы 150 км/сағаттан (Н = 250 м болғанда) 900 км/сағатқа дейін (Н = 6 км болғанда) ауытқиды..Мүхиттың терең бөліктерінде бүл арта түседі, тайыз жерінде 50 км/сағатқа дейін азаяды.

Цунами болар алдында су әдетте бірнеше минут ішінде (10–15) жағадан жүздеген метр, ал кейде (тереңдігі шамалы болғанда) километрге дейін шегінеді. Су неғұрлым ары шегінсе, цундардың биіктігін соғұрлым жоғары күтуге болады.

Соңғы мың жыл ішінде не бары 360-тай ірі цунамилар тіркелген, мұның 7з бөлігі Тынық мұхиты сейсмикалык белдеуі-нің солтүстік-батыс бөлігіне келеді.

Орасан көп қирау мен адам қүрбандықтары цунамимен байланысты. 1960 жылы 22майда Анд тауларындағы жер сіл-кінулерден туған цунами Чили жағалауларында, Американың батыс жағасынан Калифорнияға дейін, Жаңа Зеландия жаға-сында, Австралияда, Филиппин, Гавай аралдарында, Жапония-да, Курил аралдарында болды.

Камчатканың оңтүстік-шығыс жағаларына цунами жер сіл-кінуден сон тура бір тәуліктен кейін келді. Егерде Чилиді есептемесек, әсіресе күшті зардап шеккен Жапонияда толқынның биіктігі 10 метрге жетті.

Цунами жақындап келе жатқандығын тек судың шегінген-дігінен ғана емес, сондай-ақ цунами жылдамдығынан көптеген есе асып түсетін жылдамдықпен, су ішінде тарайтын және сіл-кіну кезінде туған сейсмикалық толқындар мен қысым толқындарын тіркеудің көмегімен де күні бұрын білуге болады. Цунами басқалардан жиі болып тұратын елдерде цунами туралы болжау айтып хабарлайтын арнаулы Қызмет ұйымдастырылған.

Мұхиттағы толысулар (толысу толқындары). Бірінші тарау-да қарастырылған, толысу қүрайтын күштер Дүние жүзілік мүхит суының барлық массасының қозғалысын тудырады. Күн тәулігінің ішінде жерді екі толысу толқыны айналып өтеді. Мүхитта толысу толқыны деңгейдің ен. жоғарғы жағдай-ына (толық су) кетерілуін және оның түсуі ең аз жағдайын (шағын су) тудырады. Деңгей көтерілетін уақыт аралығын – деңгей өсуінің ұзақтығы; деңгей төмендейтін уақыт аралығын деңгейдің түсу ұзащтығы деп аталады. Вертикаль бойынша то-лық және шағын су араларындағы қашықтық – толысу шамасы. Толысу шамасының жартысы толысу амплитудасы. То-лық (немесе шағын) су келуінің екі ең жақын моменттерінің арасындағы уақыт аралығы – толысу кезеңі. Ашық мүхитта толысу толқындарынын, биіктігі 1 метрдей, жағаларда кей-жер-лерде 10–18 метрге дейін жетеді. Жарты тәуліктік (ай тәулігі ішінде 2 толық және 2 шағын су), тәуліктік (ай тәулігі ішінде бір толық және бір шағын су) және аралас (тәуліктік және жартылай тәуліктік толысулар бірін-бірі алмастырады) толы-сулар болып бөлінеді. Амплитудасы бірдей және деңгейдің есуі мен түсуі үзақтығы тең толысуларды дүрыс деп атайды, бірақ шындығында мұндай толысулар мүлде дерлік болмайды. Биік-тігі (орташа шамадан толысулар амплитудасының ауытқуы) мен уақыты (орташадан деңгейдің өсу және түсу үзақтығының ауытқуы) жағынан толысулардың теңсіздігі туады.

Негізгі теңсіздіктерден басқа толысулардың жалпы көріні-сін төтенше күрделендіретін тольш жатқан екінші дәрежелі тенсіздіктер болады.

Ауырлық күшінің және Күн мен Айдың толысулар түзетін күштерінің ықпалымен уақыттың әр моментінде тепе-теңдікте болатын және толысу элипсоидын түзетін Мүхит түтас қабат-пен Жерді бүркеп жатады дегенге жол бере отырып, Ньютон-ның өзі-ақ (статикалық теория) толысулар құбылысына түсінік берген. Статикалық теория су массасында әрекеттенетін іліні-су, инерция, үйкеліс күштерін еске алмайды, Мұхит түбінің-рельеф ықпалы есептелінбейді. Сондықтан да толысудың се-бептерін, олардың периодтылығы мен теңсіздіктерін ол дүрыс түсіндіргенімен, кейбір нақтылы толысулардың маңызды ерек-: -шеліктері оның қорытындыларымен сай келмейді. Нақтылы ай-күн толысуы статикалықтан (тепе-теңдіктен) гөрі едәуір күр-делі.

Статикалық толысу үшін толық шу көтерілуінің моменті жергілікті меридиан арқылы Айдың өту моментімен сай келуге тиіс. Шындығына келгенде үйкелістің әсерінен толық су ай

аралығы деп аталатын біраз уақыт аралығына Ай кульмина-циясы моментіне қарағанда әрқашан да кешігіп отырады 1. Ай аралықтары 15 тәулік бойына оқтын-оқтын өзгеріп отырады, сонымен бірге орташа шамадан ауытқу ±1 сағаттан аспайды. Ай аралықтарынан орташа шама – орташа қосымша сағат.

Статикалық толысулардың еқ көп шамасы сизигий момен-тінде байқалуға тиіс, шындығында ол (үйкелістің әсерінен) 2–3 тәулікке кешігеді. Сизигий моменті мен жоғары толық судың түсуі арасындағы уақыт аралығын толысудың жасы деп атайды.

Статикалық теорияньщ қорытындыларына сәйкес бірдей параллельдердің үстінде жатқан барлық жер үшін тәуліктік теңсіздік бірдей, ал экваторда бұлар жоқ болуға тиіс. Шынды-ғында бүл олай емес.

Статикалық теория түсіндірмейтін толысулардың бірқатар ерекшеліктерін динамикалық теория түсіндіреді (Лаплас, 1775 ж) Осы теорияға сәйкес толысу түзетін күштер Жердің су қабығына ықпал ете отырып, оның толқын қозғалысын үздіксіз тудырады. Мүнда судың бөлшектері кейбір орбиталар бо-йынша орын ауыстырады.

Толысу толқынының жалы осы сәтте оны тудырған шырақтың (Айдың, Күннің) түрған меридианы бойынша созылып жатады. Толысу толқындары шырақтың соңынан аспан күмбезінде ол қалай орын ауыстырса, қандай жылдамдығы болса, сондай жылдамдықпен еріп отырады, яғни еріксіз (байланысты) тол-қын болып табылады. Осы меридианда толысу түзетін күштер-дің әрекеті тоқтағанда (шырақ меридиан арқылы өтіп кеткен-де), инерция бойынша бөлшектердің тербелу қозғалыстары жалғаса береді және түзілген толысу толқыны өзінін, энергия-сы үйкелісті жеңуге жүмсалып біткенше енді одан әрі еркін толқын сияқты тарала береді.

Мұхиттың толысу-қайту қозғалыстарын динамикалық тео-рия еріксіз және еркін толысу толқындарының жиынтық әреке-тінің нәтижесі ретінде алып қарайды. Егер, еріксіз толқындар тудырған күштердің периоды еркін толқындардың периодынан кіші болса, еріксіз толқындардың бағытына тура қарама-қарсы жалпы тербеліс туатындығы, әрі керісінше, егер күш периоды еркін толқын периодынан көп болса, тербелістер күш әрекетіне сай келетіндігі еріксіз тербелістер теориясынан мәлім-ді.

Еркін толысу толқындарынын, таралу жылдамдығы, олар-дың таралған жерінде мүхит неғүрлым терен, болса, соғүрлым көп болады».

Еркін толқын экваторда еріксіз толқындай 1 жылдамдықпен, одан қалыспай таралуы үшін мүхиттың тереңдігі 22 км. болу керектігін есептеулер керсетеді. 60 ендікте 5 км тереңдік жет-кілікті болады.

Шындығында мұндай тереңдіктердің жаппай таралуы тиісті ендіктерде Мүхитта жоқ. Жоғарғы ейдіктер бұған қосылмайды (70°-тан жоғары). Сондықтан да жоғары ендіктерде тура, (Жер-дің меридианы арқылы өткен шырақтың), ал экваторда айнал-ған (меридиан арқылы шырақ, өтіп кеткенде қайту болады) толысу болуы тиіс. Сірә, экватормен полюс аралығындағы кей-бір кеңістікте толысулар жалпы білінбей қалуы мүмкін. Жоғарғы ендіктерде толысулар мүз жамылғысымен «сөнеді».

Динамикалық теория толысуларды толқын қозғалысының бір түрінен деп қарастырады, бірақ олардьщ барлық ерекше-ліктерін түсіндірмейді. Түпкі тереңдік пен бассейннің берілген сипаттары жағДайларында толысу толқынының таралу ерекше-т ліктерін Эридіқ «канал» теориясымен түсіндіреді. Толысу толқыныньщ амплитудасы каналдьщ қимасы мен тереңдігі өз-гергенде канал енінің квадрат түбіріне және тереңдігінің төр-тінші дәрежелі түбіріне кері пропорционал өзгеретіндігі анықталған. Мұнымен тар және үзын шығанақтардағы толысулар-дың өсуі түсіндіріледі. Толысулардың биіктігі, әсіресе жағаға бара жатқан толысу толқыны жағадан шалқып қайтқан толы-су толқынымен қосылған жағдайда күшті еседі, мысалы, Фан-ди шығанағында (18 м), Пенжин шығанағында (.13 м), Ақ теңіз тамағында (10 м). Англия жағаларында толысу толқындары-ның шалқып қайтуы арқасында (Уайт және Уэймут аралдары аралығында) кейде тәулігіне 2 емес 4 толысу болады.

Кейбір шығанақтар мен теңіздерде шағылысу нәтижесінде түрғын толысу толқындары түзіледі. Мысалы, Қызыл теңізде барлық су массасы былайша өзгереді, батыс бөлігінде деңгейі кетерілгенде, ол шығысында төмендейді, ал ортасында өзгеріс-сіз дерлік қалады.

Материктік қайраңның едәуір енді жағдайында толысу энер-гиясы үйкелісті жоюға жүмсалады. Сондықтан да, мысалы, Шығыс-Сибирь теңізінде материк жағаларында толысулар биік-тігі 30 см-ден аспайды, ал Де-Лонга аралдарында болса 2 метр-ге дейін жетеді.

Толысулар – төтенше күрделі қүбылыс екені әбдён түсінікті. Мүхит жағасында толысулар мүлде бірдей болып келетін екі жер жоқ. Тіпті сол бір жердің өзінде күннен күнге, айдан ай-ға, жылдан жылға толысулар езгеріп отырады. Шексіз әр түр-лі езгергіштік – мүхит толысуларының өзіне тән ерекшелігі.

Осының салдарынан оларды периодтылық деп атауға болмай-ды және жорымалы периодты құбылыстарға жатқызылуға тиіс. Толысу толқындары кейбір өзендермен жоғары қарай тарап сағадан үлкен қашықтықта деңгейдің тербелістерін тудырады, Бұл қашықтық өзен түбінің еңістігі мен оның ағысы-ның жылдамдығына байланысты келеді. Амазонкада толысулар сағадан 1400 км, Святой Лаврентий езенінде – 700 км, Хатан-гада –500 км, Солтүстік Двинада – 200 км аралықта «сезі-леді».

Өзенмен жоғары өрлеген толысу толқыны жалы мен таба-нының қозғалыстары жылдамдығындағы айырмашылықтардың нәтижесінде деформацияланады. Өзенді жоғары бойлап 70– 80 км кететіи (Амазонкада–300 км-ге дейін) биіктігі 1 метр және одан да биік (Амазонкада 5 км-ге дейін) вал жиі болып тұрады. Қейбір өзендерде, мысалы Сенада, Шарантада, Севернде кеме жүрісіне қауіпті бора желдерін арнаулы гидротехникалық қүралдарының кемегімен жоюға тура келеді.

Толысу толқындарыньщ.қозғалысы туралы арнаулы карталар түсінік береді. Қартада толысулардың таралуы сизигинде толық судың бір уақытта көтерілетінін көрсететін сызықтар – кодиалдық. сызықтар көмегімен бейнеленеді. Толық судың – кодиалды бөліктің – кетерілу моментін – Гринвич меридианы бойынша уақытпен белгілеу қабылданған. Бүл әр сызықта көр-сетіледі. Кодиалдық сызықтар системасы түсірілген карта кодиалдьщ деп аталады. Мұнда толысу толқыны қозғалысынын, бағыты және оның таралу жылдамдығының өзгерісі жақсы кө-рінеді.

Түрлі пункттерде толық шағын көтерілуі деңгейімен уақытын анықтау үшін деректерді, кеме жүру үшін мейлінше қажетті, толысулардың арнаулы таблицаларында алуға болады.

Ішкі толқындар. Ішкі толқындар әр түрлі тығыздығы бар қабаттардьщ шекарасында пайда болады1. Бұлар беткі толқын-дардан ондаған есе биік бола алады, бірақ жылжу жылдамды-ғы жағынан, керісінше, олардан едәуір кем соғады. Ішкі тол-қындар барлық жерде тараған, бірақ сырт бетте олар өте сирек пайда болатындықтан оларды көзбен көріп байқау мүлде мүмкін емес. Тереңдегі тербелу қозғалыстары тереңдігі температура, тұздылық және тығыздық бөлінуіндегі болып жатқан өзгерістерді мүқият өлшеу жолымен ғана табуға болады 2. Ішкі толқындар ұзын және қысқа тұрақты сондай-ақ үдемелі болуы мүмкін.

Ішкі толқындардыңпайда болу себептері әлі жеткілікті анық емес, бірақ олар бірнешеу екендігі даусыз. Бүл толысулар, атмосфера қысымыньщ кілт езгерістері, беттік толқулар, және тіпті кемелердін, қозғалысы (тығыздығы әр түрлі қабаттардың шекарасы шағын тереңдікте жатқан жерде).

Ішкі толқындардың пайда болуында толысу түзетін күштер-дің үлкен ролі олардың өздерінің Ай фазаларымен сай келетін-дігімен дәлелденеді. Толысу ішкі толқындары Мүхиттың көптеген аудандарында судың температурасының тұздылығының және тығыздығының периодты тербелістерін тудырады. Ішкі толысу толқындары пайда болғанда мұхит суының өте қалың қабаттары тереңнен бетіне көтеріліп оның суынуын тудырып, теңіз мұзына, оған жанасатын ауа температурасына, демек климатқа да ықпал етеді. Ғалымдар географиялық қабықта бо-лып жатқан процестерге ішкі толысу толқындарының тигізетін ықпалына үлкен маңыз береді.

Түрлі сипаттағы толқын қозғалыстары мұхит суларының үз-діксіз араласуын қамтамасыз етеді, оттектің тереңге енуіне және қоректік заттардын, шығуына мүмкіндік береді. Тыныш күйімен салыстырғанда Мүхит бетін ұлғайта отырып (он балдық жел толқынында 34 есе) олар затпен энергия алмасуы арқылы Мүхит және атмосфераның езара байланысына қолайльі жағдай жасайды.

Дүние жүзілік мұхит ағыстары. Мүхит ағыстары желдің су бетіне ықпал етуінен, ауырлық күшінің әрекетінен және толысу түзетін күштердің әрекетінен пайда болады. Туу себептеріне қа-рамастан ағыс судың ішкі үйкелісінің және Жер айналымының ауытқу әрекетінің ықпалына үшырайды. Біріншісі ағысты баяу-латады және түрлі тығыздықты қабаттар шекарасында иірілулер тудырады, екіншісі, оның бағытын өзгертеді, солтүстік жар-ты шарда оңға, оңтүстік жарты шарда солға бұрады.

Пайда болуына қарай ағыстар фрикциондық (басты себебі– қозғалған ауаның судың бетіне ықпалы), градиенттік (себебі– ауырлық күштің бетті тегістеуге және тығыздықтың әркелкі бе-лінуін жоюға тырысуы) және толысу-қайту ағыстары (се-бебі – толысуы түзетін күштердін, горизонталь құрастырушы ықпалы) болып белінеді.

Уақытша желдер тудырған фрикциондық ағыстар түрақты (басым) желдер тудырған дрейфті ағыстан айырмашылығы, желдік ағыстар деп аталады. Дүние жүзілік мүхит суының цир-куляциясында дрейфті ағыстар басты роль ойнайды.

Градиенттік ағыстар, өз кезегінде ағындық және тығыздық болып бөлінеді. Ағындық ағыстар су деңгейінің тұрақты көтерілу жағдайында, оның құйылуынан, мол атмосфералық жауын шашынның әсерінен немесе, керісінше, су деңгейінің темен түс-кен жағдайында судың ағып шығуынан, оның булануға шығын-дануынан пайда болады. Мысалы, көрші теңізден (Кариб) су ағып келу нәтижесінде деңгейдін. көтерілуіне байланысты ағын-дық ағыс Мексика шығанағынан Атлант мұхитына ағынды қам-тамасыз ететін Флорид ағысы бола алады. Өзендер ағынымен байланысты деңгейдің көтерілуінен түзілген ағындық ағыс Кара және Лаптевтер теңіздерінде байқалады. Судың айдалуын және көтерілуін тудыра отырып, жел ағындық ағысты түзуге себепші болады.

Тығыздык, ағыстары – бір тереңдіктегі су тығыздығының айырым нәтижелері. Бұларды мәселен, әр түрлі тұздылығы бар теңіздерді қосатын бүғаздарда (Босфор, Гибралтар бұғазы т. б.) байқауға болады. Егерде су тығыздығындағы айырмашы-лықтар атмосфера қысымының салдары болса, тығыздық ағыстарын бароградиенттік дейді. Тереңдеген сайын түздылық сияқ-ты температура бірте-бірте біркелкі бола түсетіндіктен тығыз-дық ағыстар басылады.

Толысу-қайту ағыстары толысулар сияқты жарты тәуліктік, тәуліктік және аралас бола алады. Олар судың бүкіл қабатын қамтиды, мүнда тереңдеген сайын басылатын басқа ағыстармен салыстырғанда бүлардың ролі арта түседі. Толысу-қайту ағыс-тарының жылдамдығы әр түрлі: ашық Мұхитта ол не бары 1 м, тар шығанақтарда 22 км/сағ-қа дейін. Толысу-қайту ағыстары қозғалысының түзу сызық бағытьш (ілгері, кейін) тек бүғаз-дарда ғана сақтайды. Ашық Мүхитта ол ауытқиды да айналу сипатына ие болады, 12 сағат 25 мин (жарты тәуліктік) немесе 24 сағат 50 мин (тәуліктік) ішікде толық айналым жасайды (солтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша, ал оңтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы).

Ағыстарды тудыратын себептер бір мезгілде әрекет жасай алатындықтан, ағыстар жиі комплексті болып келеді.

Ағысты тудырған күштердің әрекеті тоқтағаннан кейін, бұл инерциялыщ (екпінді) болып тағы да біраз уақыт тұра алады. Ағыстың себептеріне байланыссыз, олар тудырған кеміген су орнын толтыруға тиіс, сондықтан да екінші қатардағы – компенсациялық ағыстар таралған.

Орналасу тереңдігіне қарай ағыстар беткі, тереңдік, тұңғиықтық болып бөлінеді.

Ұзақтығына (тұрақтылығына) қарай тұрақты, периодты және уақытша ағыстар деп бөлуге болады. Ағыстардың қайсы бір топтарға жататындығын бұларды тудырған күштердің әре-кет сипаты анықтайды.

Тұрақты ағыстар жылдан жылға бағытын және орташа жылдамдығын сақтайды. Бұларды тұрақты желдер, мысалы пассаттар тудыра алады.

Периодты ағыстардың бағыты мен жылдамдығы, өздерін тудырған себептер (муссондар, толысулар) езгерістерінің сипа-тына сәйкес ауық-ауық өзгеріп отырады.

Уақытша ағыстарды кездейсоқ себептер туғызады (әдетте жел) әрі олардың өзгерістерінде заңдылық жоқ.

Ағыстар жылы, суыщ және бейтарап бола алады. Біріншілері жылырақ, екіншілері, керісінше өздері арасынан өтетін судан суығырақ болады, үшіншілері температура жағынан одан айырымдалмайды.

Галапагос аралдары ауданындағы суық Перуан ағысының температурасы 22°-қа жетеді, бірақ бұл экватор ауданындағы судын, бетінін, температурасынан 5–6° төмен. Атлант мұхиты-нан Солтүстік Мүзды мұхитқа біраз тереңдікке енетін жылы ағыстьщ температурасы не бары 2° (тіпті мүнанда төмен) бо-лады, бірақ мұның асты мен үстінде судьщ температурасы 0° болады.

Әдетте, экватордан шығатын ағыстар жылы, экваторға бара-тын ағыстар суық болады.

Суық ағыстардың жылы ағыстардан тұздылығы кем болады. Бұл – олар жауын-шашындарынын, мөлшері көп және булануы аз облыстардан немесе суық мұздардың еруімен тұщыланған Ъблыстардан ағатындығымен түсіндіріледі.

Жылы немесе суық ағыстар өзара әрекеттескенде суық ағыс-тар егер олардын, түздылығы аз болмаса, жылы ағыстардын, астына батады. Алайда тұздылық пен температураның ұшта-суы, мысалы, Солтүстік Мұзды мұхиттағы сияқты, суық су жылы жудың үстінде жататын жағдайға жеткізе алады.

Дрейфтік ағыстарды зерттеу, бұл ағыстар бағынатын, бірқатар заңдылықтарды (Экман заңдары) шығаруға мүмкіндік берді.

1. Дрейфтік ағыстардың жылдамдығы оны тудырған желдің

күшеюшен арта түседі де ендіктің өсуімен кемиді.

2. Беткі ағыстың бағыты солтустік жарты шарда – оңға, оңтүстікте – солға ауытқып, желдің бағытымен сәйкес кел-мейді. Жеткілікті тереңдік пен жағадан қашықтаған сайын ауытқу шамасы теория жүзінде 45°-қа тең. Байқаулар нақтылы жағдайларда барлық ендіктерде ауьітқу 45°-тан аз екендігін көрсетеді.

3. Жел тудырған бетіндегі судың қозғалысы үйкелу салда-рынан төменде жайғасқан қабатқа бірте-бірте беріледі. Соны-мен бірге ағыс жылдамдығы геометриялық прогрессияда кеми-ді, ал ағыс бағыты (Жердің айналу ықпалымен) барған сайын ауытқиды да біраз тереңдікте беттегіге қарама-қарсы болып шығады. Қарсы ағыстың жылдамдығы беткі жылдамдығының (4%), 1/23 бөлігін қүрайды. Ағыс 180° бұрылатын тереңдікті үйкелу тереңдігі немесе дрейфтік ағыс тереңдігі деп атайды. Осы тереңдікте дрейфтік ағыстық ықпалы іс жүзінде бі-теді. Дрейфтік ағыс қамтыған бүкіл қабат Экман қабаты деп аталады. Есептеулер Экман қабатының қалыңдығы 200 м-ден аспайтындығын, ал мұндағы жиынтық тасымал солтүстік жарты шарда жел векторынан оңға және оңтүстікте – солға бағыт-талғанын көрсетеді. Мүнда желдің бағытынан ауытқу шамасы 90°-қа жетеді. Ағыс үйкелу тереңдігіне дейін таралу үшін 5 айға жуық уақыт керек.

Тайыз жерде желдің бағытынан ағыстың ауытқуы азаяды, ал тереңдік үйкелу тереңдігінен 7ш кіші болса ауытқу жалпы бол-майды.

Түп Рельефінің беткі ағыстарына, тіпті біршама үлкен те-реңдіктерде де (500 м-ге дейін) әсер етеді. Ағыстың бағытына жағдайлардын, конфигурациясы күшті ықпал етеді. Бүрыш жа-сап жағаға беттеген, ағыс екі жарылады, мүнда ағыстың үлкен тармағы доғал бүрыш жаққа кетеді. Екі ағыс жағаға тақап келген жерде, олардың арасында бүлардың тармақтарыньщқо-сылуы есебінен ағын-компенсациялық ағыс пайда болады.

Беткі ағыстардың негізгі себебі жел болғандықтан, олардьщ жалпы схемасы басым желдердің таралуын көрсетеді. Үш мұхит үшін – Тынық, Атлант және Үнді мүхиты схемада ағыстардың ортақ жағы кеп.

Экватордың екі жағы бойынша пассат желдері, желдің ба-ғытынан ауытқитын және шығыстан батысқа қозғалатын сол-түстік және оңтүстік пассат ағыстарын тудырады. Материктердің шығыс жағалауларында пассат ағыстары екіге жарылады. Экваторға бағытталған олардын, тармақтары түйісіп, пассат ағыстарының арасымен шығысқа ағатын ағын компенсациялық экваторлық қарсы ағыс түзеді. Солтүстік пассат ағысыньщ солтүстікке ауытқыған тармағы материктің шығыс жағалауымен қозғала отырып одан бірте-бірте субтропиктік антициклонньщ батыс бөлігіндегі ауа қозғалысының бағытында шегіне түседі. 30° параллельдің солтүстігінде ағысқа' мұнда үстемдік ететін ба-тыс желдері ықпал етеді және ол Мүхитты көлденең кесе шығысқа бағытталады. Мұхиттың шығыс белігінде (с. е. 50° жуық) кесе көлденең ағыс қарама-қарсы жаққа кететін екі тармаққа бөлінеді.

Бұлардың біреуі антициклонның шығыс бөлігіндегі ауа қоз-ғалысының бағытында экваторға кетеді және солтүстік пассат ағысына қосылып кеміген судың орнын толтырады. Бұл ағыс кориолис күштерінің ықпалымен материктің батыс жағалау-ларынан кейін шегінетіндіктен, оның орнына суық тереңдеп су көтеріледі.

Сонымен, Мұхиттың осы бөлігінде осы системаның орталығына қарай ауысатын (ағыстардың антициклондық системасы) «сағат тілі бойынша» қозғалатын, ағыстардың орасан үлкен шеңбері түзіледі.

Қөлденең ағыстың екінші тармағы материктің батыс жағалауларын бойлап солтүстікке кетеді. Бұл ағыстың бір.бөлігі Солтүстік Мұзды мүхитқа енеді, ал екінші белігі Солтүстік Мұзды мұхиттан неғүрлым төмекгі ендікке бағытталған ағысқа барып қосылады. Мүнда тағы да бір, субтропиктікке қарағанда кішілеу (әрі азырақ білінетін), бірақ енді циклондық система ағыстарының шеңбері пайда болады.

Оңтүстік жарты шарда картина осыған үқсас-ты1, бірақ екінші (циклондық) ағыстар шеңбері болмайды. Оңтүстікте, тұтас су кеңістігі орналасқан және Онтүстік мүхит оқшауланатын жерде үш мүхиттың суын түтастырып біріктіретін батыс желдерінің қуатты дрейфті айналмалы антарктикалық ағысы пайда болады.

Атлант мүхитында бұл схемада көрсетілгендей пассат ағыстары және олардың арасында қарсы ағыстар орын алады. Бі-рақ оңтүстік пассат ағысы экваторда орналаспаған, ал солтүстік ішссат ағысы мен қарсы ағыс солтүстікке қарай ығыстырылған, сондай-ақ төменгі қысымды экваторлық зонамен Атлант мұхи-ты үстіндегі пассат желдері де ығыстырылған.

Солтүстік пассат ағысы Гвинея шығанағында басталады, мұхитты кесіп өтеді де Антиль аралдарына жақындайды. Судың бір белігі Қариб теңізіне кіреді (Кариб ағысы) де осы жерден Мексика шыға,нағына енеді. Бір бөлігі Антиль аралдары бойы-мен етіп (Антиль ағысы) Мексика шығанағынан шығатын ағын-ды флорида ағысымен қосылып кетеді. Флорида және Антиль ағыстары қосылуынан Үлкен Ньюфаундленді банкасына дейін созылып жатқан Гольфистрим пайда болады 2.

Гольфистрим дегеніміз Саргассов теңізінің жылы суларын солтүстіктен келетін суық сулардан бөліп жатқан, қозғалысы өте жылдам сулардьщ (3–10 км/сағатқа дейін) біршама тар жолағы болып келеді (75–130 км). 1350–1800 м. тереңдікте ағыс өте нашар болады; 2800 м терендіктен әрі де бетке қарама-қарсы су қозғалысы. байқалады. Ағыс діні бірқатар түрлі бағыттағы ағындардан (жолақтардан) иірілімдерден, тармақтар-дан түрады. Ағыстардың түрақты пульсациясы кейде онан бөлі-ніп шығатын, иірімдердің меандрлардьщ түзілуі тән больга келеді. Ағыс жылдамдығы өзгерісінің периодтық сипаты бай-қалады, ол пассаттармен батыс желдердін, жылдамдығының ез-герістерінен туады. Пассат циркуляциясы неғүрлым интенсивті. болса, ағыс жылдамдығы соғұрлым аз болады. Пассаттардың интенсивтігіне Гольфстримнің температурасы да байланысты ке-леді. Пассаттар күшейе түскенде жылы суды Мексика шығана-ғына үстеп әкелу нәтижесінде судың температурасы әуелі көте-ріледі, ал содан соң оның төмендеуі байқалады. Жылы судың соңыиан пассат тереңнен көтерілген суық суды іле-шала айдай-ды. Гольфстримнің – бетіндегі орташа жылдық температура: –25–26°, судың түздылығы 36,2 %0.

Үлкен Ньюфаундленд банкасынан оңтүстік-шығысқа қарай. (с. е. 40° біраз солтүстігірек және б. б-тың 40°-на жуық) Голь-фстрим бітеді, ол оңтүстікке және оңтүстік-шығыс бағыттағм бірқатар тармақтарға тарап және Атлант мүхитының осы бөлі-гінде судың жалпы антициклондық циркуляциясына қосылады. Үлкен Ньюфаундленд банкасының шығыс жақ шеттерінде батыс желдерінің қатысуымен Гольфстримді солтүстік-шығысқа қарай жалғастыратын Солтүстік Атлант ағысы пайда болады. 50° с. ендік маңында ағыс екі тармаққа бөлінеді. Оңтүстік тар-мағы Португалия ағысын қүрайды. Қанар аралдары мен Жасыл мүйіс арасында бұл ағыстың суы суық тереңдік суыньщ ықпалы. салдарынан физикалық қасиеті жағынан олардан айырықшала-натын Қанар ағысыньщ суларымен қосылып кетеді. Жасыл мү-йісте Канар ағысы–Атлант мұхитының солтүстік белігі ағыста-рының субтропиктік шеңберін тұйықтай отырып Солтүстік пас-сат ағысына қосылады. Солтүстік Атлант ағысының солтүстік. негізгі тармағы Норвегиялық деген атпен Солтүстік Мұзды мұ-хитқа кетеді. Солтүстік Атлант ағысынан 60-шы параллельге та-яу түбінің (рельефінің ықпалымен) Ирмингер ағысы батысқа жетеді. Мұның үлкен белігі Фарвел мүйісінде Шығыс-Гренлан-дия ағысына барып қосылып, онымен бірге Батыс-Гренландия: ағысын түзеді. Шағын бөлігі батыс және солтүстіктен Ислан-дияны орап өтіп Шығыс-Исландия (ШығысТренландияңың тар-мағы) ағысына құйылады.

Батыс Гренландия ағысы Гренландия жағасы бойымен жүре отырып Баффиндер шығанағына кетеді. Оның кейбір белігі Солтүстік Мүзды мұхитқа барып енеді. Бүл ағыс суының қал-ған массасы оңтүстікке бүрылады да, Арктика бүғаздарынак келіп түскен суық сулармен күшейе отырып Лабрадор ағысык құрайды да Гольфстриммен кездесіп, бірқатар тармақшаларға бөлініп кетеді. Батыс тармақшалар Кабот бүғазынан шығатын ағыспен қосыла отырып, Солтүстік Американың жағалауын бойлап оңтүстікке кетеді. Материктің жағасы мен Гольфстрим жылы суларының арасында әрқашанда суық су болады. Лабрадор ағысының температурасы январьда 0°, август +12°. Бұл ағыстың суық сулары төмен бірте-бірте Гольфстримнің жылы суы астына кетеді. Лабрадор ағысы Үлкен Ньюфаундленд бан-касына, оңтүстікте 41° с. е. дейін, ал кейде оңтүстігіректе енетін айбсергтерді әкеледі.

Оңтүстік пассат ағысы экватор бойында Атлант мүхитын ке-сіп өтеді және Оңтүстік Америка жағаларында Гвиана және Бразилия ағыстарына бөлінеді. Солтүстік пассат ағысымен бipre Гвиана ағысы суды солтүстікке Кариб теңізі мен Мексика шығанағына алып барады. Бразилия ағысы оңтүстікке кетіп, 40-шы параллель маңында шғысқа қарай бүрылып Батыс жел-дер ағысына барып қосылады. Бразилия ағысының шағын бө-лігі материктің жағасын бойлап оған қабыса отырып, қозғала береді.

Бразилия ағысына қарсы 30–50 км қашықтықтағы жағадан •оның екі тармағы арасына ене отырып, шығысқа қарай бұрылып кететін (35° о. с.-те Бразилия ағысымен қосылып кеткеннен кейін) суық фолкленд ағысы бет түзейді. Африка жағасында Батыс желдер ағысынан солтүстікке қарай Бенгаль ағысытарайды. Осымен Атлант мүхитындағы оңтүстік субтропиктік анти-циклондық ағыстар сақинасы түйықталады.

Атлант мүхитындағы пассат аралық қарсы ағыс жазда бүкіл өн бойында көрінеді, декабрьден мартқа дейін ол шығыста ғана сақталады. Қарсы ағыстың жалғасы – Гвинея ағысы оңтүстік экваториальдық ағыспен қосылады.

Тыныц мүхитында Солтүстік пассат ағысы экватордан сол-түстігірек (с. е. 10 және 22° арасында) орналасқан. Мүхиттың батыс бөлігінде, Филиппин аралдарьшда, ол тең емес үш тар-маққа бөлінеді: біреуі пассат аралық қарсы ағысқа қүйылады, екіншісі Зонд аралдарына кетеді, ал ең күшті үшіншісі Куросио (Гольфстримнің аналогы) жылы ағысын қүрайды. Кюсю аралына жақын Куросиодан Цусима бүғазы арқылы Жапон теңізіне енетін батыс тармақ – Цусима ағысы тарайды.

Куросио Жапон аралдарының шығыс жағаларын бойлап, Хонсю аралында (40-шы параллель маңы) шығысқа қарай бү-рылып көлденең Солтүстік Тынъщ мүхиты ағысына ауысады. Материк маңында бүл ағыс Калифорния (күштірек) және Аляска ағыстары (әлсізірек) болып бөлінеді. Солтүстік экватордың – Куросио – Солтүстік Тыныц мұхиты – Қалифорния.ағыстары солтүстік Атлант шеңберін қүрайды.

Аляска- ағысы Аляска мен, Алеут аралдары жағаларын бойлай отырып, ішіңара Беринг теңізі мен Солтүстік Мүзды мүхитқа енеді, ішінара шағын шёңбер қүрап оңтүстік пен оңтүстік шығысқа қарай бүрылады. Беринг теңізінен Камчатка жағалауларын бойлап, Ойясио ағысына айналатын, суық Қамчатка ағысының сулары оңтүстікке қарай жүреді. 35°-да с. е. Ойясио бірте-бірте төмен кетіп тереңдік ағысқа айналады.

Тынық мүхиттағы пассатаралық қарсы ағыс жыл бойына бо-лып тұрады, бірақ солтүстік жарты шардың жазында ол солтүстікке қарай ығысады да неғүрлым енді бола түседі. Шығыста Америка жағалауларында пассат ағысына құйылатын екі қарама-қарсы ағысқа бөлінеді. Жазда қарсы ағыстьщ үлкен белігі солтүстікке қарай бұрылады.

Солтүстікке қарағанда неғүрльім тұрақты да, күшті Оңтүстік пассат ағысы батысқа қарай 23° о. е.-ке жақын өтеді. Австралия мен Жаңа Гвинея маңында ол екі айырылады. Негізгі бөлігі қарсы ағысқа қүйылады, аз бөлігі Шығыс Австралия ағысын қүрайды. Ол Тасманов теңізі бетінде судың шеңбер қозғалысын тудырады, ал содан кейін Батыс желдер ағысына барып қосы-лады. Оңтүстік Америка жағалауында Батыс желдер ағысынан солтүстікке, Оңтүстік пассат ағысы мен қосылуға күшті Перун ағысы (Гумбольдт ағысы) кетеді.

Үнді мүхитының мелшері мен орны оның беткі ағыстарының кейбір ерекшеліктерін түсіндіріп береді. Үндістан түбегі бөліп жатқан Мұхиттьщ біршама шағын солтүстік бөлігінде маусым-дарда бағытын өзгертіп отыратын муссон ағыстары басты маңызға ие болады. Солтүстік пассат ағысы мен пассат аралық қарсы ағыс қыста ғана білінеді.

Оңтүстік пассат ағысы тұрақты болып тұрады, бірақ екі мұхиттың осындай оңтүстік ағыстарымен салыстырғанда бүл оң-түстікке қарай едәуір (10°-қа) ығысқан.

Батыста Оңтүстік пассат ағысынан оңтүстікке алдымен Ма-дагаскар, сонан соң Мозамбик ағыстары кетеді, бірақ онын суының негізгі массасы солтүстікке бұрылады. Жазда ол оңтүс-тіктен солтүстікке кететін Сомали ағысын құрайды, қыста пассат аралық қарсы ағыстың бастауын береді.

Жазда оңтүстік-батыс муссон кезінде Үнді мүхитының солтүстік бөлігінде су жалпы алғанда батыстан шығысқа; қыста болса солтүстік-шығыс муссон кезінде шығыстан батысқа қозғалады. Осы кезде Сомали жағалауларында тағы да Сомали деп аталатын, бірақ жазғы бағытқа қарама-қарсы, ағыс өтеді.

Үнді мүхитыньщ оңтүстік бөлігінде Мадагаскар және Мо-замбик ағыстары қосыла келіп, түрақты Игольный ағысын қү-райды, бірақ олардьщ суыньщ көп бөлігі шығысқа Батыс желдері ағысына кетеді. Игольный ағысы ішінара Атлант мұхитына кі-ріп Бенгель ағысыиа қүйылады. Оңтүстікте Батыс желдер ағы-сы және шығыста Батыс-Австралия ағысы Үнді мүхитындағы ағыстардьщ субтропиктік сақинасын аяқтайды.

Үш мұхиттың оңтүстік бөліктерін қамтитын Батыс желдер ағысы (Антарктикалық шеңбер) – Дүние жүзілік мүхиттың аса үлы ағысы. Беллинсгаузен теңізінде оның ені 1300 км. Жыл-дамдығы онша емес (бетінде 0,2–0,3 м/сек) және тереңдеген сайын азаяды. Антарктиданы орап өтуі үшін беткі суына 16жыл, тереңінде – 100 жыл керек. Батыс желдерінің ағысы (батыс дрейф) толып жатқан циклондық циркуляциялардан тұрады.

Басқа мұхиттармен салыстырғанда Солтүстік Мұзды мүхиттағы ағыстардың бөлінуі Солтүстік полюстегі мұхит жағдайына байланысты үлкен ерекшелігімен көзге түседі. Евразия материгінің солтүстік жағаларын бойлап, щығыстан батысқа және Гренландияның шығыс жағаларын бойлап солтүстіктен оңтүстікке соғатын күшті желдер, жалпы алғанда Атлант мұхиты жағына мүздар мен беткі суларының дрейфін тудырады. Мүнда өзара байланысты бірнеше циркуляциялар туады: біреу – Бофорт қазан шүңқырындағы – антициклондық, екеуі – Нансен қазан шүңқырында-антициклондық (Гренландиядан солтүстік-ке қарай) және циКлондық (Жаңа Жерден солтүстік шығысқа қарай) циркуляциялар. Соңғы екеуі Атлант мүхитына көптеген мөлшерде су мен мүзды алып кететін Шығыс-Гренландия ағысының тууына мүмкіндік жасайды.

Норвегия ағысы жылы атлантика суын әкеледі. Нордкап мүйісінде ол материк. жағасын бойлап шығысқа кететін Норд-кап ағысына, әрі солтүстікке тартатын және бірте-бірте 100– 900 м-ге дейін тереңдікте бататын (біршама шағын түздылығы арқасында) Шпицберген ағысына белінеді. Бұл ағыстың жылы суы материк беткейіне сығыла отырып, шығысқа қарай қозға-лады да қалыңдығы 600 м-ге дейін салыстырмалы жылы (+2°, 0,+2°,5С дейін) судың аралық қабатын жасайды. Темпера-турасы + Г,5,+ 1°,8С су тереңдікте жатады. Беринг бүғазы арқылы өткен Тынық мүхиты суы Солтүстік Мүзды мүхитта дербес ағыс түзбейді.

Дүние жүзілік мүхиттың беткі ағыстарыньщ схемасы жалпы планда ғана дүрыс. Бақыланған әр пунктте ағыстың бағыты түрақты болып қалмайтыны және орташадан едәуір ауытқиты-ны байқалған. Ағыстар ирелеңдеп жеке тасқындарға бөлініп кетеді, иірілімдермеи күрделене түседі, әрі тіпті кері бүрылып та кетеді. Беткі ағыстарының орташа жылдамдығы минутына не бары бірнеше сантиметр, бірақ сонымен бірге олар орасан көп мөлшерде су тасымалдайды, мысалы, Гольфстрим бір жыл ішінде Жердің барлық өзендеріне қарағанда суды 20 есе көп тасиды.

Кориолис күштерінің әсерінен шығысына қарағаида Мүхиттың батыс бөлегінде беткі ағыстары жылдамырақ және енсіз бо лады.

Жел тудырған беткі ағыстар тек бірнеше ондаған метр жоғарғы қабатта ғана байқалады, сондықтан да үзақ уақыт бойы Мүхит тереңдігінде ағыстар суды араластырмайды деп санап келді. Алайда 1952 жылдан бастап Тынық, Атлант және Үнді мұхиттарында, тереңдік қарсы ағыстар бірінен кейін бірі бай-қалған. Бүларды беткі дрейфті ағыстар тудырған кеміген судың орнын толтыратын компенсация ретінде қарастырады.

Тынық мұхитында Оңтүстік пассат ағысы астында батыстан шығысқа қарай Жаңа Гвинеядан Эквадор жағаларына дейін 13 мың кв. бойда Кромвелл ағысы1 өтеді. Оның жоғарғы шека-расы кей жерлерде бетінен не бары 30 метрде, төменгі шекара-сы максимум 230 м-re дейін жетеді. 2а с. е.-ден солтүстікке қа-рай бүл іс жүзінде басылады. Бұл ағыстың жылдамдығы 1,5 м/сағатқа дейін жетеді:

Атлант мұхитындағы осындай ағыс Ломоносов есімімен аталған. _Ломоносов ағысы Оңтүстік пассат ағысы астымен мұ-хитты кесіп өтеді де Гвинея шығанағында бетіне шығады, ағыс-тың стрежені біресе үстіге көтеріледі, біресе төмен түседі, оньщ жылдамдығы 1,2 м/сек.

Үнді мұхитында тереңдік қарсы ағыс 3 екі басқа мұхиттарға қарағанда нашарырақ білінеді, ал оңтүстік – батыс муссоны болғанда мүлде жоғальш хетеді.

Тереңдік қарсы ағыстар астында су тағы да шығыстан ба-тысқа қарай қозғалады. Сірә, Мүхитта әзірге әлі белгісіз болып отырған көп сериялы қозғалыс болса керек. Тереңдік қарсы ағыстар тек төменгі пассат ағыстарының астында ғана бар емес. Судың кері қозғалысы Гольфстрим астында (шынында – онымен қатар), Куросио астында табылған. Сірә, бүл мұхит су қозғалысыньщ үздіксіздігін қамтамасыз ететін заңды құбылыс болса керек.

Теңіздердегі ағыстарды Мұхиттардағыдай себептер туғызады, бірақ мөлшерінің шектілігі, тереңдігінің аздығы қүбылыс-тың масштабын анықтайды, ал жергілікті жағдайлар ерекше сипаттар береді. Көптеген теңіздер үшін (Қара, Жерорта және т. б.) Жердің айналымының ауытқу күші әсерінен болған шеңберлі ағыстар тән болып келеді. Кейбір теңіздерде, мысалы Ақ теңізде – толысу-қайту ағыстары жақсы білінеді. Солтүстік, Кариб және кейбір басқа теңіздерде ағыстар мүхит ағыстары-ның тарамдары болып келеді.

Бұғаздар өздеріндегі ағыстардыд сипаты жағынан ағысты және ауыспалы болып бөлінеді.

Ағысты бүғаздарда өзендегі сияқты ағыс бір жаққа бағытталған (Флорида бұғазы). Ауыспалы бұғаздарда су екі қара-ма-қарсы бағыттарда алмасады, сондай-ақ судың түрлі бағыттағы тасқындары бірінің үстінде бірі (вертикальды су алмасу) немесе бір-бірімен.қатар (горизонтальды су алмасу) бола алады. Вертикальды алмасатын бұғаздардың мысалы – Босфор, Гибралтар, горизонтальды алмасатын бұғаздар Лаперуз бен

1 1952 жылы америкалык, ғалым Т. Кромвелл ашқан. Жапон теңізшілері ол туралы көп уақыт бұрын білген болатын.

2 1952 жылы «Ломоносовтың» бесінші рейсі уақытында байқалған.

3 1961 жылы «Витязьдың» отыз бірінші рейсі уақытында ашылғаи.

4 Батыс дрейфі астында қарсы ағыс жоқ, себебі бір жағада судьщ жи-налуын тудыратын және оны басқа жағадан айдайтын материк жағаларында кедергі түрлері жоқ.

5 Бұл бөлінуді Н. Н. Зубов жүргізген..

Дейвис. Енсіз және тайыз бұғаздарда ағыстың бағыты желдің бағытына қарай қарама-қарсы жаққа өзгере алады (Қерчь бұ-ғазы).

Су массалары. Дүние жүзілік мұхит суының бүкіл массасы беткі және тереңдік болып шартты түрде бөлінуі мүмкін.

Беткі сулар – қалыңдығы 200–250 м қабат, яғни салыстырмалы өте жүқа, бірақ сипаттамаларының ете әртүрілігімен ерек-ше динамикалы болып келеді. Тереңдік сулар – мүхит суының негізгі массасы, температурасы жағынан да, түздылығы жағы-нан да біртекті. Беткі суларда жеке су массалары бөлінеді, олар – Дүние жүзілік мүхиттың белгілі бір аудандарында қа-лыптасады, ұзақ уақыт бойында тиісті комплекстік (физикалык, химиялық және биологиялық) сипаттамалары.бар және біртұтас бүтін ретінде таралатын – судың біршама үлкен көлемдері.

Су массасының зоналық типтері: экваторлық, субтропиктік, субполярлық, полярлық болып бөлінеді2.

Экваторлық су массасының жоғары температурасы (+23°) және теменгі тұздылығы (34,4–34,6%о) бар, субтропиктік массалар жоғары температурада жоғары тұзды (35,8–36%о) бо-лып келеді. Субполярлықтар жағдайларының әртүрлілігімен, олардың маусымдарда алмасуымен ерекшеленеді. Полярлық су массаларына төменгі температура (3–4°) және төменгі түзды-лық тән, Оңтүстік жарты шарда 33,8–34 %0, солтүстікте

Әрбір су массасының қалыптасатын өз ошағы бар. Су масса-сы сапырылыса отырып араласады да қасиеттерін өзгертеді. Су массалары түйіскенде температура градиенттері, тұздылығы, демек тығыздығ.ымен де ерекше фронтты зоналар туады. Фронтты зоналар дегеніміз конвергенция зоналары.

Ауа массалары мен атмосфера фронттарынан айырмашылығы су массалары мен мұхит фронттары едәуір түрақты.

Дүние жүзілік мұхиттардың барлық сулары жалпы цирку-ляция арқылы езара байланысты. Бірақ зерттеулердін, жеткі-ліксіздігінен Мүхит суы циркуляциясының нақтылы, толық схе-масының суретін салу әзірге мүмкін болмай отыр. Мүхиттар-дың жалпы циркуляциясы туралы осы заманғы үғым негізінде – Мүхит пен атмосфераның әзара әрекеттестігі жатыр. Мүхит сулары қозғалысының басты себебі – жел. Оның ықпалымен тек беткі ағыстар ғана емес, сондай-ақ деңгейлік беттің рельефі басым жел өрістері әрекеттерінің нәтижесі болғандықтан, тереңдік ағыстар да пайда болады.

Желдің әрекетіне, Мүхиттың реакциясы түрлі факторлар мен күрделене түседі, және олардың ең бастысы – Жер айналымы-ның ауытқыту әрекеті. Желдің циркуляциясын температура мен түздылықтағы айырымдардан туатын термохалиялық циркуляция толықтырады. Тереңдік сулар суынған судьщ төмен түсуі

1 Аса бөлшекті белінуі: беткі, бет асты, аралык, тереңдік, түптік.

2 Су массаларыньщ басқа да аса күрделі классификациялары бар.

есебінен жоғары ендіктерде қалыптасады. Сондықтан мүнда беткі сулар тереңдік сулардан аз айырма жасайды. Суық те-реңдік сулардың экваторға қарай таралу процесі ете баяу бол-ғандықтан, олардың жыл сайынғы толығуы мейлінше шамалы. Антарктикалық (неғүрлым тұзды) сулар Арктикалыд сумен (түздылығыаз) кезіккенде біріншісі – түбінде, екіншісі үстін-де болып шығады.

Егерде Мұхиттың бір ауданында судың төмен түсуі болса, онда басқа жерде оның көтерілуі және беткі сулардың суық тереңдіктегі сумен толығуы тиіс. Мұхиттағы периодты емес вер-тикальды қозғалыстардың орташа жылдамдығы тәулігіне не ба-ры бірнеше сантиметр. Сондықтан мүхиттардың шығыс жаға-ларында Мүхиттың тереңінен бетіне қарай суық судың көтері-луі тәулігіне бірнеше ондаған сантиметр жылдамдықпен болса қуатты (апвел^нг) деп аталады. Апвелингнің себебі жалпы ал-ғанда 90°-қа желдің бағытынан экман қабатында толық тас-қыннын, (судың жалпы тасымалынан) ауытқуы. Бүл процесс Африка мен Оңтүстік Американың батыс жағаларында ерекше жақсы көрінеді. Мұнда жағалық судың температурасы ашық Мұхиттағыдан гөрі бірнеше градусқа темен, Мұхиттьщ тереңі-нен көтерілген суық су фитопланктонның дамуы үшін демек, осы сулардағы дамыған жалпы тіршіліктер үшін қолайлы жағдайлар жасап азот пен фосфор^ын, қоспаларын әкеледі.

Сондай-ақ сулардың вертикальды алмасуы олардың конвергенция (төмен түсу) және дивергенция (көтерілуі) зоналарында да болады.

Суық тереңдік сулар беткі қабатқа түскесін бірте-бірте қы-зады және жел циркуляциясының ықпалымен дрейфті ағыстар сйстемасында жоғарғы ендіктерге орын ауыстырады, жылу апарады. Осының нәтижесінде Мұхит, атмосфераға қарағанда, төменгі ендіктерден жоғарыға жылуды көп апарады.

Дүние жүзілік мүхит пен атмосфера бірыңғай системаны құрайды. Мұхит–сәулелік энергияңы жылылыққа орасан өзгер-туші Жер бетіндегі күн жылуының аккумуляторы. Атмосфера жылу мен ылғалдың көп бөлігін Мүхиттан алады, ол негізінен тропиктік ендіктердегі булану арқылы түседі. Мүхит бетінін, шашқан жылуының маңызы аз.

Атмосфераға түскен жылу атмосфера тығыздығы мен қысы-мының таралуьша әсер етеді. Атмосфера алған жылу энергия-сының бір бөлігі механикалық энергияға айналады да жел пай-да боладьі. Жел энергияны төменгі ендіктерден неғұрлым жо-ғары ендіктерғе жылуды тасымалдайтын толқулар мен мүхит ағыстарын тудырып су бетіне береді. Мұхит мен атмосфера ара-.. сында газдар мең тұздардың үздіксіз алмасуы болып жатады. Жердің қозғалмалы екі жер қабықтарының өзара әрекет про-цестері төтенше күрделі, олардың масштабы уақыт ішінде де, кеңістікте де әр түрлі1.

Мұхит гидросфераның 94% құрайды.

Мұхит пен атмосфераның езара әрекеті Жер бетінде тірші-ліктің ең қарапайым формалардан адамның шығуына дейін пай-да болуы мен дамуының қажетті шарты.

2. 
   
   жүктеу/скачать 1.87 Mb.
   
   Достарыңызбен бөлісу: