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

Тектомикалык козғалыстардың негізгі кайпар көздері - жер айналуының механикалык. энергиясы, радиоактивтік заттардың ыдырауы, гравитациялык (ауырлық күші) энергия және жер койиауындағы жылу ағынлары мси әр түрлі физикалык-химиялык процестердің энергиясы.

Оеы айтып кеткен табиғи күштердің әрекетінем таулар күрылуы, жанартау аткылауы және жер сілкіну процестері бастау алады.

Жер кыртысының көтеріле даму кезінде ірі континенттік массивтср күрылады, ал ойысып темен түскен кезіндс мүхит және тсн.із ойпаттары түзіледі. Қүрлыктык төмендеуінен трангрессия (теніздер мен мүхиттар аймағыиың үлғаюы), ал көтеріле дамуымен байланысты регрессия (қүрлык аймағының үлғаюы) және теңіздердің кейін шегіну қүбылыстары туындайды. Өзендердің, көлдердің жәие теңіздердіи. терраса комплекстерінің пайда болуы жер кыртысыныңтербелмелі тектоникалык козгалыстармен байланысты.

Сәйтіп, эндогендік процестер түрлі тектоникалык козгалыстармен және соиымен байланысты жер кыртысының деформациясымен тікелей байланысты. Олар жер сілкінудің, эффузивтік және интрузивтік магматизмінің және гидротермалды ерітінділер козгалысының басты себсптері. Эндогендік процестер жер кыртысы калыптасуынын, жәнс жер койнауындағы заттардыц бөлініп жекеленуінің негізі болып табылады. Бүл процестер экзогендік процестермен косарлана эсер етуі нәтижесіиде түрлі рельеф пішіндерінін. калыптасуына мүмкіндіктугызып кана коймай, кеп жағдайда экзогендік процестердің каркынын және сипатын бслгілсйді. Бұның барлығы эндогендік процестердің рельеф күрылуыпдағы ерекше ролін көрсетеді.

Экзогендік процестер. Экзогендік рельеф қүратын факторларға әр түрлі климат элементтерінің, өзендер меи көлдердің, теніздердің, мүздыктар мен карлардың, желдін, және тағы баска элементтердің әсері

жатады.

байланысты.

Климаттың екінші маңызлы элементтерінің бірі жауын-шашын. рлар өзендердің, көлдсрдің, батпактардыңжәнс мүздық-тардын. пайда болуына едәуір әссрін тигізеді. Тау жыныстарының ыдырауъша және олардың тасымалдануыиа, рельефтіп. көптеген пішіндерінің тілімделіп жаңа пішіндердін. калыптасуына жауын-шашын өте қолайлы жағдай жасайды. Жел, бір жағдайларда күм бөлшектері арқылы тау жыяыстарым бүзып, кашап, оцдеп механикалыкэсер етсе, екінші жағдайларда қүмның ілөгуіне және жан.а жер бедерлердің (шағыл, дюна жәме т.с.с.) күрылуына себепші болады. Мүздыктар жоғары тау елкелерде едәуіг механикалык (экзарация) жүмыс жасап, ерекше мүздық рельефіи күрады.

Жср бетінің күрылуына әрқашан әсерін тигізіп отыратын тағы да бір экзогендік рельеф күратын процестердің энергиялык. көзі - гравитация немесе ауырлык күші. Бүл күштер аркылы неше түрлі опырылма, корымдар, сырғымалар, қар көшкіндері және т.б. қираткыш табиғи қүбылыстар пайда болады.

Экзогендік процестердің жалпы энергиясының негізгі кезінін. бірі - Жердің өз осі бойымен және Күннің төңірегінде айналуы, осынмң әсерінен жылдыц терт мезгілінің болуы және күн мен түннің ауыеып түруы. Ауа гемпературасының, жауын-шашын мөлшерінің жэне табиғи қиратқыш қүбылыстардың оқтын-оқтын мауеымдық өзгеруі, жалиы айтқанда рельефтің қүрылуына едәуір эсер ететін бүкіл табиғи ландшафтының жаңаруы осы қүбылыс-тармен байланысты. Сонымен катар Жердің өз осі бойымен айналуы рельефтің әзгеруіне тікелей ыкпалын тигізеді.

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Жер бедері туралы түсінік.

2. 
   Жер бедерін түзуші процестер.
   
3. 
   Эндогендік процестер.
   
4. 
   Экзогендік процестер.
   

1. 
   Ауа қысымы
   
2. 
   Күн радиациясы.
   
3. 
   Ауа температурасы.
   
4. 
   Атмосферадағы су.
   

Атмосфера қысымы жалпы алғанда биіктеген сайын заңды түрде азая береді: ол теңіз деңгейіне қарағанда 5 км биіктікте 2 есе, 10 км биіктікте 4 есе, 15 км-де – 8 есе, 20 км-де – 18 есе аз.

Атмосфера қысымынын, өзгеруі барлық жерде үздіксіз және айтарлықтай үлкен мөлшерде жүреді. Теңіз деңгейіне келтірілген ең жоғары қысым Барнаулда (1900 ж.) – 1087,3 мб, ең төмен қысым – 877 мб– 1918 ж. Азияның оңтүстік шығыс жағаларында «Ида» тайфуны өткен кезде тіркелінген. Бір жердегі қысым ауытқуының амплитудасы үлкен болуы мүмкін. Мысалы, Москвада (теңіз деңгейінен 156 м) 944 мб және 1037 мб қысым тіркелінген. Европада теңіз деңгейіндегі көп жылдық орташа қысым 1014 м.

Қысымиың таралуы. Атмосферада қысымның таралуын қысымы бірдей нүктелер арқылы жүргізілген және изобарлық деп аталатын беттердің көмегімен көрнекі көрсетуге болады.

Егер Мұхит деңгейіндегі атмосфера қысымы барлық жерде бірдей болса және биіктеген сайын бірқалыпты өзгеріп отырса, изобарлық беттер горизонталь және бір-біріне параллель орналасқан болар еді.

Шынында қысымның таралуы өте күрделі сондықтан да изобарлық беттер оған сәйкес әр түрлі системалар түзеді. Мәселен, жоғарғы қысымды облыста дөңес жағы жоғары қараған изобарлық беттер системасын көруге болады. Төменгі қысымды облыста изобарлық беттер керісінше төмен қарай иілгеи.

Изобар беттері иіле отырып әр түрлі деңгейдегі беттерді, соның ішінде теңіз деңгейіндегі бетті де өте аз бұрыш жасап қиып өтеді.

Изобар беттерінің теңіз деңгейі бетімен (немесе кез келген басқа бір деңгейдін, бетімен) қиылысуынан пайда болған сызықтар изобарлар деп аталады (1-сур.). Изобарлар қысымы бірдей нүктелерді қосады. Изобарлық беттердің әр түрлі формаларына изобарлардың белгілі бір формалары сәйкес келеді. Түзу сызықты изобарлар деңгейдің бетін бір-біріне параллель изобарлық беттердің қиюынан шығады. Тұйық изобарлар деңгейдің бетін дөңес немесе ойыс тостаған тәріздес изобарлық беттердің қиюынан пайда болады.

Центрінде қысымы төмен тұйық изобарлар системасы (Н) бар минимумы (циклондық изобарлар) деп ата-лынады. Центрінде қысымы көтеріңкі тұйық изобарлар (В) системасы бар максимумы (антициклондық изобарлар) деп аталынады. Төменгі қысымның ұзынша созылған тіліне сәйкес келетін тұйықталмаған изобарлар системасы бар қолаты. Көтеріңкі қысымның ұзынша созылған тіліне сәйкес

келетін тұйықталмаған изобарлар системасы бар қырқасы. Екі бар максимумның және екі минимумның аралығыңда айқасып орналасқан қайқаң деп аталынатын тұйықталмаған изобарлар системасы түзіледі.

Изобарлардың орналасу тығыздығы қысымның қашықтық бірлігіне өзгеруіне байланысты. Қысымның горизонталь бағытта өзгеруі бар градиентімен сипатталады.

Бар градиенті – қысымның қысым азаю жағына қарай, изобарларға перпендикуляр бағытта қашықтық бірлігіне өзгеруі. Қашықтық бірлігіне 100 км алынады. Неғұрлым бар градиенті үлкен болса, соғұрлым изобарлар тығыз болады.

Бір деңгейге (әдетте теңіз деңгейіне) келтірілген қысым мөлшерін пайдалана отырып, белгілі бір сәтте немесе уақыт кезеңінде қысымның жер бетіне таралуының картасы – изобарлар картасын жасайды.

Қысымның январьда көп жылдық орташа таралуы картасында экватордағы төменгі қысым зонасы (экваторлық депрессия) көрінеді, оның ішінде материктердің үстінде әсіресе оңтүстік жарты шарда, қысымы 1010 мб төмен тұйық облыстар оқшауланып тұр. Экваторлық депрессиядан солтүстікке және оңтүстікке таман жоғары қысым зоналары орналасады. Зоналар әсіресе оңтүстік жарты шардағы мұхиттардың үстінде жақсы көрінетін тұйық облыстарға (бар максимумдеріне) бөлінеді (оңтүстік Үнді, оңтүстік Тынық мұхит, оңтүстік Атлант максимумдері). Оларды қызған_материктердің үстінде пайда болатын төменгі қысымды облыстар бөліп түрады. Солтүстік жарты шарда бар максимумдері мұхиттардың үстінде қалыптасады (Солтүстік Атланттық, Азов, Гавай максимумдері). Олар Азияның үстіндегі тропиктік, субтропиктік, қоңыржай және субпо-лярлық ендіктерге таралатын зор көлемді максимуммен (Азия максимумы) және Солтүстік Америка үстіндегі максимуммен (Қанада максимумы) жоғары қысымның біртұтас зонасына бірігеді. Солтүстік жарты шардың қоңыржай және субполярлық ендіктерінде мұхиттардын, үстінде бар минимумдері (Исландия және Алеут) орналасады, Материктер үстінде – жоғарыда аталған жоғары қысым облыстары (Азия және Канада макси-, мумдері). Арктикалық үстінде қысым көтеріңкі, бірақ көтеріңкі қысымның (1016 мб) тұйық облысы Гренландияның үстінде ғана оқшауланады. Оңтүстік жарты шардың қоңыржай және субполярлық ендіктерінде – төмен қысымның тұтас зонасы Антарктида үстінде – тұрақты, бар максимумы.

Июльде экваторлық депрессия солтүстік жарты шарға қарай біраз ығысады. Материктердің үстінде төмен қысым солтүстікке алысқа солтүстік жарты шардың тропиктік және қоңыржай ендіктерінде таралып, центрлері 30° с. е. маңында жайласқан кең көлемді жазғы депрессиялар түзеді (Оңтүстік Азия және Мексика депрессиялары). Азор және Гавай максимумдері де солтүстікке қарай ығысады да және күшейеді. Солтүстік жарты шардың қоңыржай және субполярлық ендіктеріндегі мұхит үстіндегі айтарлықтай әлсіреп бара жатқан депрессиялар (Исландия және Алеут депрессиялары) материктердің үстіндегі депрессиялармен төмен қысымның тұтас зонасына бірігеді, одан солтүстікке қарай қысым өте мардымсыз жоғарылайды.

Оңтүстік жарты шарда субтропиктік және тропиктік ендіктерде жоғары қысым мұхит үстіндегі үш максимуммен шектелмей, салқындап бара жатқан материктерге де тарайды да жоғары қысым зонасын қүрайды. Оңтүстік жарты шардың қоңыржай және субтропиктік ендіктерінде – январьдағыдай төмен қысым зонасы. Антарктиданың үстінде – жоғары қысым.

Январь және июль изобарлар картасын талдау қысымның таралуында анық зоналықты байқауға мүмкіндік береді, зоналық әсіресе Мұхит үстінде айқын көрінеді. Жыл бойы экватор үстінде басынқы қысым зонасы – экваторлық депрессия орын алады. Субтропиктік ендіктерде жыл бойы жоғары қысым зонасы сақталады, ол мұхиттардың үстінде (әсіресе солтүстік жарты шарда) жеке максимумдерге бөлініп кетеді. Қоңыржай «ендіктерде басыңқы қысым зонасы (оңтүстік жарты шарда тұтас, ал солтүстік жарты шарда минимумдерге бөлінетін) және Антарктиданың үстінде жоғары қысым облысы айқын көрінеді..

Маусымға байланысты Мұхит үстінде жоғары және төмен қысым зоналары солтүстікке және оңтүстікке қарай ауысып отырады. Материктер үстінде олар ауысып қана қоймайды, маусым бойынша белгісін кері таңбаға ауыстырады, бар максимумы орнына бар минимумдері пайда болады және керісінше. Мысалы, Азияның үстіндегі қысқы максимум қысымның жазғы минимумына ауысады.

Атмосфераның төселме бетке түсіретін орташа көп жылдық қысым карталарында кескінделген бар максимумдері мен минимумдері атмосфера әрекеті центрлері деп аталынып, перманенттік (тұрақты) және маусымдық центрлері ажыратылады. Біріншісіне – экваторлық депрессия мұхит үстіндегі субтропиктік максимумдер мен субполярлық депрессиялар, полярлық максимумдер, екіншісіне – қоңыржай ендіктердегі материктер үстіндегі қысқы максимумдер мен жазғы минимумдер жатады. Атмосфера әрекеті центрлері ауа ағындарына, ауа райына және климатқа орасан зор әсерін тигізеді. Айталық, мысалға, Европаның үстіндегі атмосфералық процестердің дамуы тұрақты Азор мен маусымдық Азия максимумдері, тұрақты Исландия және маусымдық Азия минимумдері сияқты центрлердің ықпалына байланысты. Бар максимумдері мен минимумдері еш жерде тұрақты сақталмайды, қысым үнемі өзгеріп отырады, сондықтан да оның орташа көп жылдық таралуының карталары жоғары немесе төмен қысымының қайсы бір жерде шешуші түрде таралуын куәлендіреді.

Изобарлар картасының көмегімен Мұхит деңгейінен кез келген биіктіктегі, мысалға 1, 3, 5 км биіктіктегі қысымның таралуын көрсетуге болады.

Іс жүзінде биіктіктегі қысымды бейнелеу үшін көбінесе изобарлар картасының орнына бар топографиясы (бар рельефі) карталары пайдаланылады. Олар қандай болмасын изобар бетінің мәселен 300 мб, 500 мб, 700 мб бетінің кеңістіктегі орнын көрсетеді. Изобар бетінің әрбір нүктесі Мұхит деңгейінен белгілі бір биіктікте жайғасады және сол беттің рельефін жер бетінің рельефі сияқты бірдей биіктіктердің – изогипстердің көмегімен бейнелеуге болады.

Бар топографиясы карталарындағы изогипстердің биіктігі геопотенциалдық метрмен немесе декаметрмен (1 гп дека-метр = 10 гпм) өрнектеледі және геопотенциалдық немесе динамикалық биіктік деп аталынады. Ол сан жағынан метр есебімен алынған биіктіктен өте аз (макс. 0,5%-ке) айырма жасайды, ал 980 см/сек2 шапшаңдықта олар бір-біріне сәйкес келеді.

Изобарлық беттің теңіз деңгейі үстіндегі орны көрсетілген бар топография картасы абсолюттік топография картасы деп аталынады және AT индексімен белгіленеді, мысалы АТ300 – 300 мб беттің абсолют топографиясы картасының белгісі.

Сонымен бірге салыстырмалы топография картасы – СТ жасалынады. Оларға мұхит деңгейінің емес (AT карталарындағы сияқты) басқа, төменірек жатқан изобарлық беттен есепте-лінген изобарлық беттің биіктігі, яғни бір изобарлық беттің екіншісінен салыстырмалы биіктігі түсіріледі.

Абсолюттік және салыстырмалы топография карталарының әр түрлі атмосфералық процестердің дамуын зерттеу үшін өте үлкен мәні бар және ауа райын болжауда кеңінен пайдаланылады.

Қысымның теңіз деңгейінде таралу карталарын абсолюттік топография карталарымен салыстыру қысымының таралуының жер бетінде байқалатын әр түрлілігі биіктеген сайын бірте- бірте азая беретінін көрсетеді, жоғары және төмен қысым белдеулерінің кезектесуі жоғалады экваторлық депрессия жоғары қысым белдеуімен ауысады, полюстерге қарай қысым азая береді де, ең аз мөлшеріне жетеді.

Төселме беттің атмосфера қысымының таралуына әсері биіктеген сайын азая береді. Бірақ 9 км биіктікте де изогипстер бір біріне параллель емес және бағыты женінен параллельдерге сәйкес келмейді – олар бірде жақындасып, бірде алшақтап толқын құрайды.

Салыстырмалы топография картасын талдау биіктеген сайын қысымның өзгеруі ауаның температурасына байланысты екенін көрсетеді. Неғүрлым температура жоғары болса, соғұрлым изобарлық беттердің ара қашықтығы үлкен болады.

Атмосфера қысымының өзгеру себептері. Қысым ауаның орын ауыстыруының – бір жерден ағып шығып, екінші жерге келіп құйылуының нәтижесінде өзгереді. Бұл ауысу ауаның жайылма беттен біртегіс жылынбауынан тығыздығының әр түрлі болуымен байланысты. Бірыңғай жылынған беттің үстіндегі ауа қабатын көз алдыңызға келтіріңіз. Бұл қабатта қысым изобарлық бетте бір-біріне және жайылма бетке параллель орналаса-тындай болып биіктеген сайын бірте-бірте төмендейді де барлық жерде қысым бірдей түседі. Енді беттің қайсы бір учаскесі көршілес учаскелерден көрі көбірек жылынады делік. Ауаның жоғары бағытталған қозғалысы пайда болады, яғни бөлшектер қабаттың төмен жатқан бөліктерінен жоғары жатқан бөліктеріне тасымалданады, ондағы ауа массасының өзгеруінсіз қабат кеңиді. Егер ауа массасы өзгермесе, оның теселме бетке қысымы да өзгермейді. Бірақ ауа қабатының өзінде жоғары бағытталған қозғалыс жағдайында қысымның таралуына өзгеріс енгізеді: ол бөлшектердің төменнен алып кетілуінің нәтижесінде өседі де, қызбаған көрші учаскелердің үстіндегіге қарағанда сол деңгейде жоғары бола бастайды. Жылы учаскенің үстіндегі изобарлық беттер көтеріледі, олардың ара қашықтығы өседі. Осының нәти-жесінде жоғарыда ауа көршілес учаскелерге қарай аға бастайды да, қызған учаскенің бетіне түсетін қысым азая бастайды. Осы кезде жоғарыда көрші учаскелерге ауаның келіп құйылуы олардың бетіне түсетін қысымды жоғарылатады. Атмосфераның қарастырылып отырған қабатының төменгі бөлігінде изобарлық беттер төмен қарай иіледі. Биіктеген сайын олардың иіні бірте-бірте азая береді. Қайсы бір биіктікте олар теңеледі де, одан кейін, біздің байқағанымыздай, иіні жоғары қарайтын болады.

Қысымның таралуына сәйкес беттің үстінде ауаның жылынған учаскеге қарай бағытталған қозғалысы пайда болады. Қысымы жоғарырақ жерлерден кеткен ауаның орны оның төмен түсуінің нәтижесінде толады. Сөйтіп беттің біртегіс жылынбауы ауаның қозғалысын, оның циркуляциясын: жылынған учаскенің үстінде көтерілуін, біршама биіктікте жан-жағына ағуын, көр-шілес азырақ жылынған учаскелердің үстінде төмендеуін және жер бетінде жылынған учаскеге қарай қозғалуын тудырады.

Ауаның қозғалысы сонымен бірге беттің әр қилы салқындауынан да болуы мүмкін. Бірақ бұл жағдайда салқындаған учаскенің үстіндегі ауа сығылады да, бірқатар биіктікте сол деңгейдегі көршілес, мұнан жылырақ учаскелердің үстіндегіге қарағанда қысым төмен бола бастайды. Жоғарыда салқын учаскеге қарай ауа қозғалысы туады да, оған қоса оның үстіндегі қысым өсе түседі оған сәйкес көршілес учаскелердің үстінде қысым төмендейді. Жер бетінде ауа қысымы көтеріңкі облыстан қысымы төмен облыстарға яғни салқын учаскеден жан-жағына қарай тарай бастайды. Кеткен ауаның орнын жоғарыдан түскен ауа толтырады.

Ауаның төселме беттен жылынуы және салқындауы оған қоса ауа ауыспаса қысымның өзгеруіне әкеліп соқпайтыны түсінікті. Атап айтқанда жылынған учаскеден жоғарыда ауаның ағып шығуы және оның салқындаған учаскеге келіп құйылуы бетке түсетін қысымның өзгеруін тудырады. Сөйтіп, термикалык себептер (температураның өзгеруі) қысымның өзгеруінің дина-микалық себептеріне (учаскенің үстіндегі ауа массасының азаюына немесе көбеюіне) әкеліп соғады.

Атмосфералық жел.

Горизонталь бағыттағы ауаның қозғалысын жел деп атайды. Жел жылдамдығы, күші және бағыты арқылы сипатталады.

Жел жылдамдығы секундына метрмен (м/сек), кейде сағатына километрмен (км/сағ), баллмен (Бофорт шкаласы 0 ден 12 баллға дейін) және халықаралық код бойынша узелмен (узел 0,5 м/сек-қа тең) өлшенеді. Жер бетіндегі желдің орташа жылдамдығы 5–10 м/сек.

Жел күші қозғалатын ауаның нәрсеге жасайтын қысымымен анықталады да квадрат метрге килограммен өлшенеді (кг/м2). Желдің күші оның жылдамдығына байланысты: Р – = 0,25- V2 кг/м2, мұнда Р – күш, V – жылдамдық, 0,25 коэффициент.

Желдің жылдамдығы бар градиентінің шамасына байланысты: бар градиенті өскен сайын жылдамдық артады. Ауаның қозғалысын орта есеппен 1000 м биіктікке дейін төменгі бетпен болатын үйкеліс баяулатады. Желдің жылдамдығына ауаның тығыздығы әсер етеді: тығыздық азайған сайың жылдамдық артады. Жоғары көтерілген сайын үйкеліс пен ауа тығыздығының азаюы нәтижесінде жел күшейеді.

Жерге таяу қабатта желдің секундына жазда 100 м, қыста 50 м болып соғатын максималь жылдамдығы 13–14 сағаттарда, ал минималь жылдамдығы – түнгі уақытта байқалады. Атмосфераның жоғарырақ қабаттарында жел жылдамдығының тәуліктік жүрісі керісінше. Мұндай жағдай тәулік бойы атмосферада вертикаль алмасу интенсивтілігінің өзгерісімен түсіндіріледі. Күндіз жер бетінде дамитын интенсивті вертикаль алмасу жоғарырақ қабаттарды да қамтып олардың горизонталь бағыттағы ығысуын кідіртеді. Түнде интенсивті алмасу болмаған кезде ауаның жерге жақын қабатының тежеу әсері жоғары қабаттардағы қозғалыстарға тимейді және олар бар градиентінің шамасына сәйкес жылдамдықпен орын алмастырады.

Желдің қалыпты тәуліктік соғуын әрдайым атмосфера аласапыраны бұзып отырады.

Желдің ең үлкен орташа жылдық жылдамдығы (22 м/сек) Антарктида жағасында байқалды. Мұнда желдің орташа тәуліктік жылдамдығы кейде 44 м/сек-қа жетеді, ал кейбір кездерде 90 м/сек болады. Ямайкада кейбір кездерде жылдамдығы 84 м/сек-қа жеткен дауылды жел байқалған.

1000 м биіктікке дейінгі атмосфера қабаты үйкеліс қабаты деп аталады.

Желдің бағыты жел соғып түрған горизонт нүктесінің жағдайымен анықталады. Желдің бағытын белгілеу үшін практикада горизонтты 16 румбыға бөледі. Румб дегеніміз дүние жүзі елдеріне қатысты көрінетін горизонт нүктесіне қарайғы бағыт. Басты румбылар: солтүстік (С, N), оңтүстік (Ю, S), шығыс (В, Е),батыс (3, W).

Желдің бағытын азимутпен, яғни сол жердегі меридиан мен жел бағыты арасындағы бұрышпен көрсетуге болады. Азимут солтүстік нүктеден шығысқа қарай есептеледі (0-ден 360°-қа дейін).

Желдің бағыты бар градиентінің бағытына, Жер айналуының ауытқу әсеріне, үйкеліске ал қисық сызықты изобара бойынша қозғалғанда центрден тепкіш күшке тәуелді Жер бетінен 1000 м-ден жоғары биіктіктерде қозғалатын жел екі күштің әсеріне, яғни бар градиенті (қысымдардың айырмасы) мен Жер айналуының ауытқу әсеріне бағынады. Соның нәтижесінде оның қозғалысының бағыты изобардың бағытымен дәл келеді. Мұның неге бұлай болатынын қарастырайық. Солтүстік жарты шарда ауа бөлшегі а0 нүктесінен (Г) бар градиентінің күші әсерінен қозғала бастайды. Қозғалыс пайда болысымен-ақ қозғалыс бағытында перпендикуляр және солтүстік жарты шарда одан оңға қарай бағытталған Жер (А) айналуының ауытқу күшінің әсері білінеді. Бөлшек бар градиентінің бағытынан а нүктесінде оң жаққа ауытқиды. Г күші бөлшек қозғалысын барған сайын тездетеді. Сонымен бірге А1 (А2, А3, А4) күші де өседі. А4 нүктесінде бөлшек қозғалысының бағыты изобара бағытымен дәл келеді, Г және А4 күштері бір-біріне теңеседі (геострофиялық тепе-теңдік) және бөлшектің қозғалысы изобараның бойымен инерциясы арқылы ғана жалғаса береді. Ауаның үйкеліссіз түзу сызықты бір қалыпты қозғалысы геострофиялық жел деп аталады.

Ауа бөлшектері қисық сызықты изобара бойымен қозғалғанда траектория центрінен әрқашанда қисықтық радиусы бойынша бағытталған центрден тепкіш күш пайда болады. Соның нәтижесінде үш күш (бар градиенті, центрден тепкіш және Кориолис күштері) өзара әрекеттеседі, бұл жағдайда да изобараның бойымен ауа қозғалысы орнығады. Ауаның үйкеліссіз айналма траектория бойынша бір қалыпты қозғалысы градиенттік жел деп аталады.

Бар минимумында (изобаралардың циклондық системасы) бар градиенті системаның центріне (изобараларға перпендикуляр, төменгі қысым жаққа) қарай бағытталған және бағыттары қарама-қарсы центрден тепкіш күшпен Кориолис күші теңеседі. Ауа солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы және оңтүстік жарты шарда (желдің циклондық системасы) сағат тілі бойынша изобараның бойымен қозғалады.

Бар максимумында (изобаралардың антициклондық системасы) бар градиенті мен центрден тепкіш күш центрден шетке, ал Кориолис күші, керісінше, центрге қарай бағытталған. Осы күштердің жинақ әсерінің нәтижесінде солтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша және оңтүстік жарты шарда (желдің антициклондық системасы) сағат тіліне қарсы изобараның бойымен ауа қозғалысы пайда болады.

Атмосфераның төменгі қабатында (үйкеліс қабатында) желдің бар градиенті бағытынан ауытқуы жалпы алғанда ауа қозғалысының бағытына қарама-қарсы жаққа қарай бағытталған және сол қозғалыстың жылдамдығына пропорционал үйкеліс күшімен азаяды. Нәтижесінде беттегі жел бар градиентінен құрылықта 45–50° және су үстінде 70–80°-қа ауытқиды. Бар минимумында солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы және оңтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша, центрге қарай ауытқи отырып, ауа қозғалысы пайда болады. Ауа бар максимумында керісінше шетке қарай ауытқи отырып, солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы, ал оңтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша қозғалады. Бірінші жағдайда барлық жақтан ағып келген ауа центрде топталып жоғары қарай көтеріледі, екінші жағдайда ауа центрден жан-жаққа тарап төмен қарай түседі.

Ауаның кезігуі (конвергенция) мен оның қоса-қабат көтерілуі төменге қысым аймақтарында, ал таралуы (дивергенция) мен қоса-қабат төмен қарай түсуі жоғары қысым аймақтарында болады.

Желдің туу заңдылықтарын біле отырып, оның бағыты бойынша төменгі қысым және жоғары қысым аймақтарының орналасуы туралы пайымдауға болады. Бұл үшін желдің барикалық заңын (Бюйс-Балло заңы) пайдалануға болады: «Егер де желге арқаңды тосып тұрсаң сонда солтүстік жарты шарда неғүрлым төменгі қысым сол жақта және біршама алдымызда, ал ең жоғарғысы оң жақта және біршама артта болып шығады».

Көп жылдар, бір жыл, маусым, ай ішіндегі желдің режимі туралы көрнекі түсініктер жел розалары деп аталатын диаграммаларды береді. Диаграмма орталығында дөңгелекше бұдан негізгі румбылар бағытында сызықтар (сәулелер) тарайды. Сәулелердің ұзындығы желдің сәйкес бағыттарымен қайталануына пропорционал (егер сол немесе басқа бағыттағы жел болмаса, сәуле де болмайды). Сәуле үштарын қосуға болады, бірақ бұл шарт емес. Диаграмма орталығындағы дөңгелекшеде цифрмен желдің қайталануы көрсетіледі: егер бұл ескерілмесе, дөңгелекшені нүктемен ауыстырады: егер әр бағыттағы желдің орташа жылдамдығын оның қайталану санына көбейтсек, әр түрлі бағыттағы жел әкелген ауаның (шартты бірліктерде) мөлшерін білеміз. Осы деректер бойынша да жел розасын құрайды. Жел әр түрлі бағытта болғанда температураның жауын-шашын мөлшерінің және т. б. көрсеткіштерімен де жел розаларын құрауға болады.

Желдің бағытын, оның режимін территорияны пайдалануға жоспарлағанда (қала, елді мекен өнеркәсіп орындары және т. б„ құрылыстарды) білу қажет.

Желдің энергиясы болады, ол табиғатта үйкеліске, бөлшектерді көшіруге жұмсалады, буға беріледі (толқу, жел ағысы), Кейде жел тіпті жағымсыз құбылыстарды (топырақтың жел эрозиясы, су тасқыны) тудырады. Жел энергиясын пайдалану, энергияның басқа түрлерін пайдалануға болмаған жағдайларда маңызды. Жел двигательдері егістік пен жайылымға су беретін насостарды іске қосады. Жел электр станциялары шет аудандарда клубтарға, мектептерге, ауруханаларға және т. б. жарық беруге мүмкіндік жасайды. Экспедицияларда барлау партияларында өте жиі пайдаланылады, ішінара жел энергиясы СП дреифтеуші станцияларына, поляр метеорологиялық станцияларына қызмет етеді.

БАСЫМ ЖЕЛДЕР

Жердің бетіндегі басым желдің зоналылығы қысымның зоналық бөлінуіне байланысты. Поляр ендіктеріндегі жоғары қысым облысынан және субтропиктерде ауа төменгі қысымды белдеулерге яғни экваторға және қоңыржай ендіктерге қарай қозғалады. Субтропиктер мен қоңыржай ендіктердің арасындағы белдеуде үстемдік ететін желдің бағыты солтүстік жарты шарда. оңтүстік батыс, батыс және оңтүстікте солтүстік батыс пен батыс болады. Бұл жалпы тропосферада үстемдік ететін батыс тасымалымен үйлеседі. Мұның есесіне қоңыржай ендіктерге полярлық облыстардан және субтропиктерден экваторға соғатын желдер солтүстік жарты шарда солтүстік шығыс, ал оңтүстікте оңтүстік шығыс бағыттары батыс тасымалын айқын бұзу болып келеді.

Тропосферада батыс тасымалылының ең күшті бұзылуы пассаттармен байланысты. Пассаттар – субтропиктік ендіктерден экваторға қарай соғатын желдер. Дәлірек айтсақ, бұл субтропиктік антициклондардың экваторға қараған бөліктеріндегі желдер. Олар солтүстік жарты шарда тек солтүстік шығыстық, оңтүстікте тек оңтүстік шығыстық желдер бола алмайтындығы айқын. Бұл олардың басым бағыттары. Антициклондардың шығыс және батыс бөліктерінде пассаттар тиісінше экваторға қарай және содан соғады. Антициклондағы ауа үйкеліс қабатынан жоғары изобара бойынша қозғалатын болғандықтан үйкеліс қабатынан тыс пассаттар қозғалысының басым бағыты – шығыс. Пассаттар тропиктік ауаны әкеледі.

Пассаттар қоңыржай ендіктерден келетін субтропиктік ан-тициклондармен байланысты болғандықтаң, қоңыржай ендіктерде болып жатқан процестерге пассаттардың тәуелді екендігі байқалады.

Экваторға қарай пассаттардың вертикаль қалыңдығы арта түседі: егер 25° ендікте бұл не бары 1–2 км биіктікке жетсе, экваторға жақын бүкіл тропосфераны қамтиды. Пассаттардың жылдамдығы-5–8 м/сек-қа жетеді.

Пассаттар экваторға қарай Мұхит үстінде азырақ қызған беттен қаттырақ қызған бетке орын ауыстырады, сондықтан да бұларда күшті конвекция туады. Бірақ бұл тек төменгі қабатта дамиды, өйткені 1200–2000 м биіктікте қалыңдығы бірнеше жүз метр инверсия қабаты жатыр. Пассат инверсиясы дегеніміз пассаттармен байланысты болып келетін антициклондарға тән сығылу инверсиясы (ауаның шөгу нәтижесі). Инверсиялық қабат бұлттардың вертикаль дамуына кедергі жасайды, сондықтан да пассаттар үшін жазық будақ бұлт және жауын-шашынның аз мөлшері тән болып келеді.

Қарама-қарсы жарты шарлардың пассаттары біріне-бірі қарсы бағыттала отырып, экваторға жақын бірігеді. Олардың кезігу облысында (конвергенцияның ішкі тропиктік зонасы) ауаның күшті өрмеле ағысы туады. Қуатты будақ және будақты-жаңбыр бұлттары түзіледі, мол нөсер жаңбырлар жауады. Бұл зона желсіз зона (бұрын саналғанындай) болып саналмайды. Мұнда күшті болмағанымен үдере желдер соғады. Конвергенцияньщ ішкі тропиктік зонасында кей жерлерде батыс желдері соғады, бұлардың кейбіреулерінің туу себептері әлі айқын емес.

Тропосфераның жалпы ауа циркуляциясында схемалық түрде әр жарты шарда өзара байланысты және атмосфераның жоғарыда жатқан қабаттарынан бөлінбеген үш-үштен_тұйықталмаған: поляр, қоңыржай және тропиктік звеноға бөлуге болады.

Полярлық (биік ендік) звено 65° ендікпен шектеледі. Мұнда үстінде төменгі қысым жаққа біраз ауытқуы бар (яғни полюске қарай) батыс тасымалы, екі километр биіктікке дейін күшті шығыс желі басым болады. Қоңыржай (орташа ендік) звено 65° пен 25°–30° ендіктер арасында орналасқан. Биіктеген сайын күшейе түсетін батыс тасымал басым болады. Ендіктер аралық тасымал циклондар мен антициклондар арқылы жүзеге асады. Тропиктік (төменгі ендік) звено 25°–30° пен экватор аралығында болады. Тропиктерде 1–2 км биіктікке дейін және экваторда тропосфераның жоғарғы шегіне дейін ауа қозғалысының жалпы бағыты шығыстан батысқа қарай болады. Пассаттар үстемдік етеді. Пассаттар үстінде, ерекше, пассаттарға қарама-қарсы – антипассаттық ауа ағыстары байқалмайды. Тропосфераның жоғарғы шегіне пассаттар жетпеген жерде – батыс тасымал бар. Батыс желдердің меридиандық құраушысы үлкен емес, бірақ экватордан ауаның біраз ағып шығуын олар бәрібір қамтамасыз етеді. Материктер мен мұхиттардың қызуы мен суынуының әр түртүлілігіне муссондардың пайда болуы байланысты. Муссондар дегеніміз жылына екі рет бағытын мүлде дерлік қарама-қарсы өзгертіп отыратын (қыстан жазға және жаздан қысқа қарай) ауа ағыстары. Жаз бен қыста бұлар өте орнықты келеді, өтпелі маусымдарда муссондардың орнықтылығы бұзылады.

Муссондар қысым айырмашылығы ерекше зор материктер мен мұхиттар аралығындағы алқапта пайда болады. Қыста материк үстіндегі қысым Мұхит үстіндегіге қарағанда едәуір жоғары және ауа бар градиентінің бағытымен сәйкес кұрылықтан Мұхитқа (қысқы муссон) қарай қозғалады. Жазда керісінше, материк үстінде қысым өте төмен болғанда, ауа козғалысының бағыты Мұхиттан құрылыққа (жазғы муссон) қарай болады.

Муссондардың атмосферадағы циклондық және антициклондық әрекетімен байланысы жақсы көрінеді. Бұлар циклондар мен антициклондар орнықты болған және бірінен бірінің маусымдык басымдылығы бар жерде байқалады. Қысқы орнықты антициклондар мен жазғы циклондар қоңыржай ендіктерде материктердің шығыс бөлігі үстінде орнауының арқасында муссондар материктердің шығыс шеткі аймақтарында дамыған.

Мусссондар тропосфераның тек төменгі километрлік қабатын қамтиды, бұлардың үстінде ауаның қарсы ағыстары болмайды (антимуссон). Қыста муссон құрылықтан соққанда ол батыс тасымалымен сай келеді, жазда ол, төменде, тропосферада мұның үстінде үстемдік ететін батыс тасымалын бұзады.

Муссондардың тарауы қоңыржай ендіктермен шектелмейді.Олар тропиктік ендіктерде де жақсы білінеді.

Троггиктік муссондардың туу себебі – маусымға қарай жарты шарлардың түрліше қызуы және осыған байланысты қоңыржай ендіктерде құрылық үстінде орналасқан күшті қысқы антициклондар мен жазғы циклондардың ықпалымен күшейтілген экваторлық депрессиямен субтропиктік антициклондардың маусымдық ығысуы.

Июльде экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткері солтүстікке таралады. Пассаттардың таралу облысы солтүстікке қарай ығысады.Осы кезде оңтүстіктен экваторлық депрессияға қарай іргелес алқапта (оның январлық және орташа жағдайлары арасында) пассаттар орнын бағыты қарама-қарсыға жақын желдер алады, өйткені ауа экватордан солтүстікке ығысатын экваторлық депрессияға қарай бағытталады. Январьға қарай оңтүстік бірте-бірте ығыса отырып, экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткергі оңтүстік жағдайды алады (мұнда депрессия кей жерлерде ғана экватордан оңтүстікке байқарлықтай енеді). Солтүстік жарты шардағы пассаттар экваторлық алқапта июльдегі экватордан соғатын үстемдік еткен желдерді ауыстыра отырып экваторға дейін жетеді. Сонымен маусым бойынша қарама-қарсы жел алмасу облысы (қыста басым шығыстық, жазда басым батыстыққа) тропиктік (экваторлық) муссондар облысы пайда болады. Экватордан соғатын жазғы муссон жаңбырлы ауа райын әкеледі. Қысқы муссон дегеніміз тиісті жарты шардың пассаты, ол жауын-шашынды өте аз әкеледі.

Пассаттар мен экватордан соғатын оларға қарама-қарсы желдер бар жерде біресе солтүстікке, біресе оңтүстікке (маусымына қарай) үздіксіз алмасып отыратын тропиктік фронт орналасады.

Мұхит үстінде, құрылық ықпалынан тыс, экваторлық депрессия мен жоғары қысымды субтропиктік облысының маусымдық ығысуы онша байқалмайды. Құрылық үстінде жыл бойындағы қысым өзгерістері бұл ығысулардың масштабын едәуір арттыра түседі де, нәтижесінде тропиктік муссондардың таралу облысы үлкен кеңістікті қамтиды. Үнді мүхиты бассейнінде жоғары қысым облыстарының ығысуына және тропиктік муссондардың пайда болуына Евразия мен Африканың ықпалы ерекше күшті көрінеді.

Тропосфераның муссондық циркуляциясы дегеніміз бүған әр текті төселме беттің ықпалын көрсететін жалпы атмосфера циркуляциясының маңызды бөлімі.

Атмосфераның жалпы циркуляциясының фонында жергілікті себептермен шағын көлемдегі циркуляция туады, олардың ішінде бастысы рельеф ықпалы.

Жергілікті циркуляцияларға бриздер, тау аңғары желдері, фендар, боралар жатады. Бұларды да жергілікті желдер деп атайды.

Бриздер теңіздердің, үлкен көлдердің және кейбір ірі өзендердің жағаларында туады да тәулік ішінде жел бағытының шұғыл ауысуымен сипатталады.

Күндіз суға қарағанда құрылық күштірек қызғанда, оның үстінде ауаның өрлей қозғалысы пайда болады да, жоғарыда суқоймасы жаққа ағады. Жерге таяу қабаттарда жел теңізден, құрылыққа таңертеңгі сағат.8–10-нан соғады. Бұл теңіз бризі.

Құрылық жаққа кеткен ауаның орны, оның теніз үстіне төмен түсуімен толықтырылады.

Жағалық бриз күн батқаннан кейін пайда болады да, құрылық судан гөрі күштірек суынғанда түнде соғады. Ауаның циркуляциясы күндізге қарама-қарсы. Бүл жоғары өрлей аққанда (күндіз құрылықта, түнде су үстінде) бұлттар түзіледі, төмен қарай аққанда аспан бұлтсыз болады.

Күндіз құрылық пен су арасындағы температураның айырмашылығы түнге қарағанда көп болатындықтан, теңіз бриздері жағалық бриздерге қарағанда күштірек көрінеді; олардың жылдамдығы (7 м/сек-қа дейін) артық, қуаттылығы едәуір (1000 м-ге дейін), таралу алқабы кең (100 км-ге дейін).

Температураның тәуліктік тербелістері үлкен жерде бриздер -ерекше дамыған болады. Сондықтан да тропиктік ендіктерде олар жыл бойы, қоңыржай және биіктік ендіктерде тек жазда, әсіресе ашық ауа кезінде байқалады.

Бриздер мұхиттар, теңіздер, үлкен көлдер, ең мол сулы өзендер жағаларында, ал кейде батпақ шеттерінде, орман батпақтарында пайда болады, бірақ мұнда бұлар нашар білінеді.

Бриздер сияқты тау-аңғарлық желдердің 24 сағаттық кезеңділігі болады. Бұл өзара байланысты екі бөлімнен: беткей желдері мен өзіндік тау-аңғарлық желдерінен тұратын жергілікті циркуляция. Беткей желдері дегеніміз бір деңгейдегі беткей бетінде және еркін атмосферада ауаның әр түрлі қызуы мен суынуының нәтижесі. Күндіз бұлт аз ауа райында беткей бетіңдегі ауа сол деңгейдегі, бірақ бұл беткейден біраз аралықтағы ауаға, яғни еркін атмосфераға, қарағанда күштірек қызады. Қысымдағы айырмашылық нәтижесінде беткей бойлап, оның жоғары қарай, ал жоғарыда аңғар жаққа қарай қозғалысы пайда болады. Аңғар үстінде ауа төмен түседі де беткейге қарай қозғалады. Түнде көрініс керісінше, ауа беткеймен төмен, төменде аңғарға қарай қозғалады, анғар үстінде бұл көтеріледі де беткейге қарай кетеді.

Өзіндік тау-аңғарлық желдер сол биіктіктегіге көршілес жазық үстіндегі ауаға қарағанда тау аңғарындағы ауаның күштірек қызып, әрі суынатындығынан туған, сондықтан күндіз ол аңғардың табанын бойлап жоғары көтеріледі (аңғар желі) түнде төмен ағады (тау желі). Беткей желдері мен өзіндік тау-аңғарлық жел бірігіп жергілікті циркуляцияның күрделі системасын құрайды.

Фен мен бора дегеніміз ауа ағысына рельеф ықпалымен туатын бей-берекет желдер.

Фен дегеніміз көбінесе қар мен мұздықтар бүркеген таудай соғатын жылы, құрғақ және ұйтқып соғатын жел. Бұл тау жотасынын, екі жағында -атмосфералық қысымның айырмашылығы үлкен болғанда туады. Қысымы төмен жаққа жота арқылы асып түсіп ауа жел жақ беткейде салқындайды (конденсация шегіне дейін 100 м-де 1°-қа және конденсация шегінен жоғарыда 100 м-де 0,5–0,6°-қа) және ылғалын жоғалтады (бұлт түзіледі, жауын-шашын жауады). Асу биіктігінде бастапқы көтерілуге қарағанда барынша төмен температурасы және сол температурадағы максимальды ылғал мөлшеріне сәйкес абсолюттік ылғалдылығы болады.

Желдің ық жақ беткейінде төмен түсе отырып, ауа адиабаттық түрде қызады және фенге тән сипатқа (салыстырмалы жоғары температураға және салыстырмалы аз ылғалдылыққа) ие бола отырып қанығу нүктесінен алыстайды.

Фен көбінесе қыста және көктемде соғады. Ауа ылғалдылығының дефициті кезінде, ол қардың тез еріп, булануын тудырады (фенді қар жегіш деп атайды), ал көктемде өсімдіктің құрғауына әсер етеді. Феннің ұзақтығы бірнеше сағаттан бірнеше тәулікке дейін болады. Жел жылдамдығы тымықтықтан – 20 км/сек-қа дейін жетеді. Фен кеңінен тараған. Фенге туыстас желдер – чинук – Скалистый тауларында, фен тәрізді желдер пуэльче –Чили Андтарында, зонда – Аргентина Кордильерлерінде, бохарок – Суматрада, гибли – Ливияда, чили– Туиисте, сарат –Мароккода т. б. Фен тәрізді желдерге сирокконы да жатқызуға болады (Жерорта теңізінің оңтүстігі), өйткені ол жотадан асып соғады. Фен қыздыруы Ауғанстаннан Ту-ран ойпатына афганец түскенде де байқалады.

Бора дегеніміз биік емес (1000 м-ге дейін) жағалық таулардан теңіз жаққа соғатын суық, күшті жел.

Бора құрылық үстіндегі суық жел, су үстіндегі жылы желден биік емес жота арқылы бөлінген жағдайда туады. Суық ауа жота алдында бірте-бірте жиналады да сол арқылы асып түсіп, үлкен жылдамдықпен төмен, теңізге қарай жылжиды. Төмен түсе отырып ауа адиабаттық түрде қызады, бірақ суық және жылы ауа температураларының айырмасы бәрібір үлкен болып қала береді. Нәтижесінде жағалықтағы температура бірден төмендейді.

Новороссийск борасы жақсы зерттелген. Варда жотасында құрылық жақтан Қара теңізге қарай Мархот асуынан асып (450 м) суық ауаның массасы жылжиды. Желдің жылдамдығы 40 м/сек, жеке жағдайларда 60 м/сек-қа жетеді. Теңіз жағасындағы температура кейде – 20–25° С-қа дейін төмендейді. Жел тудырған судың шашырандылары қатып қалады да, қалыңдығы 4 м-ге дейінгі мұз қабаты жағаларды тез жабады. Сондай-ақ жағадағы түрлі заттарды және теңіздегі кемелерді жабады. Bopa теңізде жағадан көп дегенде 3–5 км аймақта пайда болатындықтан, кемелер бухталардан кетуге асығады.

Бора Байкалдьің батыс жағында (сарма), Жаңа Жерде (таулық), Далмат жағалауында (далмат борасы), Прованста (мистраль), Техаста (норзер), Антарктида жағасында және тағы басқа жерлерде байқалады.

Суық ауа өзінің салмағымен төмен түсетін жерде ағын желдері де болады. Бұған, ең алдымен тәулік уақытына тәуелсіз соғатын мұздық желдерді жатқызуға болады. Бұлар Антарктикалық мұзды үстіртке өте тән больш келеді.