Күн теңесу және күн тоқырау күндерінде әр түрлі ендіқтердегі Күннің талтүстегі биіктігі (градус есебімен)

Оңтүстік жарты шарға өзінің жазғы кезеңінде жылу сәйкес кезеңде (яғни жазда) солтүстік жарты шарға түсетін жылуға қарағанда артық түседі. Қысқы жағдай керісінше: оңтүстік жарты шар солтүстік жарты шарға қарағанда күн жылуын аз қабылдайды.

И ю н ь д е радиациянынң ең көп жиынтығын солтүстік жарты шар, әсіресе континенттің түкпіріндегі тропиктік жбне субтропиктік аймақтар қабылдайды. Солтүстік жарты шардың қоңыржай және полярлық ендіктегі қабылдайтын күн радиациясы жиынтықтары негізінен полярлық аудандарда күннің ұзақ болуы салдарынан бір-бірінен аз айырма жасайды. Экваторлық аймақта жиынтық радиация мөлшерінің біршама аздығы ауаның ылғалдылығы жоғары, бұлттылықтың мол болуынан. Жиынтық радиациянын таралуындағы зоналық солтүстік жарты шарда континенттердің үстінде және оңтүстік жарты шарда тропиктік ендіктерде байқалмайды. Ол солтүстік жарты шарда мұхиттың үстінде жақсы көрінеді және оңтүстік жарты шар-дың тропиктен тыс аймақтарында анық байқалады. Оңтүстік поляр шеңбері маңында күннің жиынтық радиациясыньщ мөл шері 0-ге жақындайды.

Декабрьде радиацияның ең көп жиынтығы оңтүстік жарты шарға келеді. Антарктиданың биік орналасқан мұз беті июньдегі Арктика бетіне қарағанда ауаның өте мөлдірлігіне байланысты жиынтық анағұрлым артық қабылдайды. Шөлдерде (Калахари, Үлкен Австралия жылу мол, бірақ оңтүстік жарты шардың көп жерін Мұхит алып жатуынан жоғары ылғалдылық және едәуір бұлттылық) жылудың жиынтығы солтүстік жарты шардың нақ сол ендіктеріндегі июньдегіге қарағанда біраз кем. Солтүстік жарты шардың экваторлық және тропиктік ендіктерінде жиынтық радиация біршама аз өзгереді және оның таралуындағы зоналық Солтүстік тропиктен солтүстікке қарай ғана анық байқалады. Ендік артқан сайын жиынтық радиация айтарлықтай тез азаяды, оның нольдік изосызығы Солтүстік поляр шеңберінен сәл солтүстікке таман өтеді.

Альбедо. Күннің жиынтық радиациясы бетке түскеннен кейін, біразы кейін қарай атмосфераға шағылысады. Беттен шағылысқан радиация мөлшерінің сол бетке түскен радиация мөлшеріне қатынасы альбедо деп аталады.

Альбедо (а) беттің шағылыстыру мүмкіншілігін көрсетеді және бөлшек санмен немесе процентпен өрнектеледі. I — а — сіңу коэффициенті. Жер беті альбедосы оның қасиетіне және жай — күйіне, түсіне, ылғалдылығына, кедір-бұдырлығына т. б. байланысты. Ең көп шағылыстыру қасиеті жаңа жауған қарға тән — 0,90-ға дейін барады. Құмды шөл бетінің альбедосы 0,09-дан 0,34-ке дейін (түсіне және ылғалдылығына байланысты), сазды шөл бетінде—0,30, балғын шөпті шалғында — 0,22, шөбі қураған шалғында 0,931, жапырақты орманда — 0,16— 0,27, қылқанды орманда 0,06—0,19, егістікте —0,07—0,10.

Атмосфераның Күннің қысқа толқынды сәуле шашуын (тура және шашыранды радиацияны) өткізіп, Жердің ұзын толқынды жылылық сәуле шашуын ұстау мүмкіншілігін оранжереялық (парниктік) эффект деп атайды. Оранжереялық эффектіге байланысты жер бетінің орташа температурасы +15 ; атмосфера болмаса ол мұнан 21—36° төмен болар еді.

Радиациялық және жылу балансы. Жер бір мезгілде күн радиациясын қабылдайды (кіріс), әрі шығарады (шығыс). Күн радиациясының кірісі мен шығысының арасындағы айырма радиациялық баланс немесе қалдық радиация деп аталады. Жердің радиациялық балансы жайылма бет пен атмосфераның радиациялық баланстарынан тұрады. Жайылма беттің радиа-циялық балансының кіріс бөлігін жиынтық радиация, шығыс бөлігін беттің альбедосы мен онық эффективтік сәуле шашуы құрайды.

Беттің радиациялық балансының мөлшері R= Q (1—а)—Jэф теңдігімен анықталады, мұндағы Q — бет бірлігіне түсетін күннің жиынтық радиациясы, а — альбедо (бөлшекпен өрнектеледі), J_эф—беттің эффективтік сәуле шашуы. Беттің радиациялық баланс теңдігін былай да жазуға болады: R = Q—J_эф— х мұндағы х — теңдіктің басқа мүшелеріндей бірлікпен өрнек-телген шағылысқан радиация.

Егер кіріс шығыстан артық болса, радиациялық баланс оң, егер кіріс шығыстан кем болса — радиациялық баланс теріс болады. Түнде барлық ендіктерде беттің радиациялық балансы теріс, күндіз түске дейін оң (қыстағы биік ендіктерден басқа), түстен кейін қайтадан теріс болады. Орта есеппен тәулігінде радиациялық баланс оң да, теріс те болуы мүмкін.

Радиациялық баланстың ж ы л д ы қ жиынтықтарының картасынан олардың Мұхитта жалпы алғанда зоналар бойынша таралғаны көрініп тұр. Тропиктік ендіктерде радиациялық баланстың жылдық мөлшері мұхитта 140 ккал/см²-ге жетеді (Аравия теңізі), ал қалқыма мүздықтардың шекарасы маңында 30 ккал/см²-ден аспайды. Зоналық таралудан азын-аулақ ауытқулар әр түрлі болуымен байланысты. Мұхиттан құрылыққа өткенде радиациялық баланстың жылдық жиынтығының изосызықтары бағытын күрт өзгертеді, өйткені бұл жиынтықтар, әдетте құрылыққа қарағанда Мүхитта артық болады (альбедо мен эффективтік сәуле шашудың әсері).Атмосфераның әсері күн сәулесін өткізіп кейін тебетін жылылық сәуле шашуды ұстап қалатын шынының әсеріне ұқсас.

Жылудың артығы қалай жұмсалатынын (радиациялық оң баланс) және оның жетімсіздігі қалай толатынын (радиациялық баланс теріс болғанда), жер беті үшін атмосфера үшін және «жер беті - атмосфера» жүйесі үшін жылу тепе-теңдігі қалай орнайтынын жылу балансы түсіндіреді. Б е т т і ң жылу балансының теңдігі: Rn-LE-P-B=0,

Мұндағы R_п— радиациялық баланс (әрқашанда оң); LE— булануға жұмсалған жылу (L-бу түзілуінің жасырын жылуы, Е-булану), Р - бет пен атмосфера арасындағы турбуленттік жылу алмасу, В - бет пен топырақ грунттың немесе судьщ төмен жатқан қабаттарының арасындағы жылу алмасу . Геңдіктің барлық мүшелері өзгеруі мүмкін болатындықтан жылу балансы өте қозғалмалы болады; ол бұзылады да қайтадан қалпына келеді. Жылдың жылы мезгілінде топырақ-грунтты жылытуға жұмсалған жылу салқын мезгілде бетке қайтып оралады, сондықтан орташа жылдықта Rn –LE – P = 0 есепке алмаса да болады.

Мұхит бетінің бір бөлігінің жылу балансын қарастырғанда жылудың ағыстармен тасымалдануы есепке алынады, ал Мұхиттың бүкіл бетінің жылу балансын қарастырғанда оны есептемеуге болады, өйткені ол — жылудың ендіктер арасындағы қайта бөлінуі болып табылады.

Атмосфераның жылу балансы оның радиациялық балансынан Ra (әрқашанда теріс), беттен келетін жылудан Р және ылғал конденсацияланғанда бөлінетін жылудан LЕ (әрқашанда оң шамалар) тұрады. Атмосферадағы жылу тасымалы — адвекцияның А_а мәні бар. Ол жылдық орта есеппен алғанда жылудың төмен ендіктерден жоғары ендіктерге тасымалдануына, яғни бірінші жағдайда оның шығысына, ал екінші жағдай-да кірісінше әкеліп соғады. Атмосфераның жылу балансын тұтас алғанда адвекцияны есептемеуге болады, бірақ атмосфераның жеке бөліктерінің жылу балансын қарастырғанда оны ескеру қажет. Көп жылдық орта есепте атмосфераның жылу балансын мынадай теңдекпен кескіндеуге болады Ra+ Р+LЕ = 0

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.

68-суретте фронттық циклонның даму схемасы көрсетілген. Суреттің үш горизонталь бөлігінің жоғарғысынан (а) қысымның бөлінуі мен Жер бетінен 4–6 км биіктіктегі ауа ағыны толқындарыньщ бөлімі көрінеді. Суреттің орта бөлімінде (б) жел қысымының, ауа массасының тиісті бөлінуін және Жер бетіне-жақын оларды бөліп тұрған фронттарды көруге болады. Суреттің төменгі бөлімі (в) циклон дамитын аймақ арқылы A – A сызығы бойынша вертикаль қиынды.

Суреттің бес вертикаль бөлімдерінің біріншісінде (1) біз жерге таяу циклонның пайда болуы алдындағы жағдайды көреміз. Жоғары жағында – тарамдалған тасқынды толқын бөлімі, Жер бетінде суық және жылы ауаны бөліп тұратын стационар фронт. Фронттық жазықтық суық ауа жаққа еңқейген. (1, в) суретте суық ауаның жылы ауа астында ағатындығы көрсетілген. Жоғарыда ауа ағыны тарайтын аймақ астында жерге таяу циклонның пайда болуы (2) енді циклон орталығына қарай бағытталған (2, б )жоғарыда ауаның жерге таяу қозғалысындағы өзгерісті тудырады. Нәтижесінде фронт иіледі, мұнда иілу жоғарғы ауа ағыны қозғалысының бағытында фронт сызығын бойлап орын ауыстыра бастайды. Иілудің (толқынның) алдыңғы бөліміндегі фронт учаскесі жылы фронт (ол суық ауа жағына-қарай орын ауыстырады), тыл бөлімінде – суық фронт (жылы.ауа жағына қарай орын ауыстырады) бола түседі. Суық фронттың жылыға ауысуы циклон орталығына дәл келеді. Бұл жағдай в суретінде бейнеленген.

Бастапқы (толқынды) стадиясында циклонның дамуы жер бетінде бір изобарамен «бейнеленеді». Бұдан арғы жерде циклоннын, кеңеюі, оның алып жатқан ауданының артуы, әрі циклон дамуыньщ екінші стадиясында 2–3 км-ге дейінгі жоғары қабаттарды циклондық айналу қозғалысына тарту жүріп жатады. Кәдуілгі жас циклонның бұл стадиясы (68 а, б, в) циклон орталығында фронттың жылы және суық учаскелері сүйір бұрыш жасай бірігіп шектелген жақсы көрінетін жылы сектормен сипатталады. Суық фронттың неғұрлым тез қозғалысының (суық фронт жылы фронтты қуып жетеді) нәтижесінде жылы және суық фронттардың бірте-бірте жақындасуы болады, Келесі стадияда (4, а, б, в) – окклюзия стадиясында бірте-бірте толтырыла бастауы алдында циклон максимал даму дәрежесіне жетеді. Жоғарыда, жерге таяу орталыққа қарағанда, суық ауа жаққа қарай біраз ауытқыған төменгі қысым орталығы қалыптасады. Суық фронт жылы фронтқа жақындай түседі де, ақырында окклюзияның күрделі фронтын түзіп онымен (4, в) бірігіп кетеді.

Бұл процесс орталықтан басталады да жылы сектор бірте-бірте тартылады. Суық ауамен жоғары қарай «сығылған» жылы ауа енді бетпен жанаспайды. Циклон түгелдей суық болып шығады (термиялық симметрия орнайды). Окклюзвядан кейін біраз уақыт ол әлі де тереңдей алады, ал сонан соң тола түседі. Соңғы стадияда ескі циклонды толықтыратын стадияда циклон атмосфераның едәуір қалыңдығын 2–6 км-гс дейін және одан да көп қамтитын суық түзіліске айналады. Көбінесе циклондық циркуляция жиі тропосфераның барлық биіктігіне таралады. Жоғарыда ауаның лықсуы тоқталады, төменде қысымның азаюы тоқтайды, сөйтіп, циклон жойылып кетеді.

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

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

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

Тропиктік 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.

71-суретте инверсиялық қабаттың түзілуін көрсететін биіктікпен температураның сандық мәні берілген. Қабаттың жоғары шегі ах төменгі шегінен тезірек төмендейді. Төмен түсу нәтижесінде бұл шектер а2 және Ь2 жағдайын алғанда қабаттың қуаты Ярден Я2-ге дейін азаяды. а{ шегі төмен қарай 2300 м қашықтыққа орын ауыстырады, бұл кезде температура 23° (Г/ЮО м) көтеріледі, Ь\ шегі тек 1500 м-ге орын ауыстырады да тиісінше температура 15° жоғары болады. Егер афх қабатында әрбір 100м биіктікте, 0,5°-қа тең температура өзгерісі байқалатын болса, онда a2b2 қабатында вертикаль температуралық градиент енді 1,5°құрайды да ол төмен жатқан атмосфера қабатынан жылырақ болып шығады.

Сығылу салдарынан түзілген инверсиялық қабат конвективті бұлттардың түзілуіне бөгет жасайды. Нақ сондықтан да ан-

тициклонда бұлттар мен жауын-шашындардың түзілуі сирек болатын құбылыс. Беттің салқындауымен байланысты жыл мен тәуліктің суық кезінде төменгі қабатта ғана тұман мен төмен қатпарлы бұлттардың тууы мүмкін, кейде инверсия қабаты астында толқынды бұлттар пайда болады.

Жер бетіндегі антициклон орталығына тымық ауа тән, бірақ шет-шетінде едәуір күші бар жел болуы мүмкін.

Циклондар мен антициклондардың дамуын талдаудаң тропосфераның жерге таяу қабатында пайда болған циклондар мен антиңиклондар, жоғарыда изобараның таралатын облысынан ауаның ағып кетуі және кезігу облысына ауаның ағып келу процестері төмендегі құйындар орталықтарындағы ауаның ағып кетуі мен ағып келу процестерінен интенсивтірек больш шыққанда оларды толық компенсациялайтын жағдайда өмір сүре беретіндері белгілі.

Жоғарғы қысым жалдарының дамуы олардың оқшаулануына, жоғары қысымның тұйық облысына айналуына әкеп соға алады, жылы биіктік антициклон туады. Төменгі қысымды қолаттың дамуы нәтижесінде олардың орнына суық биіктік циклондар қалыптаса алады. Биіктік циклондар мен антициклондардың қалыптасуына полюстер жағынан шұңқырларға суық ауаның және экватор жағынан жалдарға 2 жылы ауаның ағып келуі жол ашады.

Биіктегіге қарама-қарсы жерге таяу, циклондар экватор жағынан келген (жал осінің батысынан) ауаның жайылу облысы

астында орналасып жылы больш шығады, ал жерге таяу антициклондар полюстерден келетін (қолат осінің батысын ала) ауаның кезігу тасқындары облысының астында орналасып суық болып шығады. Ауаның жетекші тасқьшымен шығысқа ауыса отырып биіктік циклондар мен антициклондар жерге таяудағылардан тезірек қозғалып, олармен ұласып кетеді де тропосфера бір жерлерде жоғалып кететін, екінші жерлерде қалыптасатын бірнеше орасан зор құйындарға бөлінген болып шығады.

Шығысқа қозғалғанда циклондар полюске қарай антициклондар-экваторға қарай ауытқитын болады (72-сурет). Циклондар мен антициклондардың мұндай «бет алыстарының» себебі – ендіктіқ артуымен арта түсетін жердің осьтік айналуынын. ауытқу әрекеті. Сөйтіп циклондарда да, антидиклондарда да құйынның полюске жақын бөлігінде ауытқу күші көп болады Бірақ мұнда циклондарда бұл орталықтан бағытталғандықтан (бар градиентше қарама-қарсы) циклон шығысқа орын ауыстырумен бір мезетте солтүстікке қарай бірте-бірте ығысады Солтүстік және оңтүстік жарты шарлардағы 65° ендіктің маңында Циклондар, төменгі қысымды зона жасап, полюстік аудандардағы жоғары қысымның ықпалымен кідірістейді.

Антициклондарда орталықтан бар градиенті бағытталғанда Жер айналуының ауытқу күші, керісінше, орталыққа қарай бағытталған, сондықтан антициклондар экваторға қарай орын ауыстырады, Төменгі ендіктерде ауытқу күшінің әлсіреуі нәтижесінде 25 –30° ендік маңында әр жарты шарда жоғарғы қысымның үздіксіз зонасын жасап, антициклондар жинақталады Бұлар, ендік бойынша күшті созылған субтропиктік максимум-дар дегенді түзіп, Мұхит үстінде ерекше шоғырланады.

Поляр шеңберіне жақын биіктік суық циклондардың жиналған облысы мен қоңыржай ендіктердегі субтропиктер маңында