2. Судың жер бетіндегі процестерге тигізетін әсері Судың халық шаруашылығында атқаратын рөлі Пайдаланатын әдебиеттер

Пайдаланатын әдебиеттер:

1. Ж. Достайұлы. Жалпы гидрология. А. 1996

2. Н. П. Неклюкова. Жалпы жертану. А. 1980.

3. Зологин Б. Мировой океан . М. 2001.

4. Богданов Д. В. География Мирового океана. М. 1978.

5. Шубаев Л. П. Общее землеведение. М. 1990.

6. Мильков Ф. Н. Общее землеведение. М. 1990.

7. Құсаинов С. А. Жалпы геоморфология. А. 1998.

8. Достав Ж. Табиғат суларын ластанудан және сарқылудан қорғау. А. 1993.

9. Мехаилов В. Н, Добровольский А. Д. Общая гидрология. М. 1991.

10. Горбунов А. П. Льды под землей. А. 1982.

б) қосымша

11. Достав Ж. Жалпы гидрология. А. 1993.

12. Долгушен Л. Д. Ленники. М. 1989.

13. Жаппарханов С, Бәкіров Н. Көгілдір континент құпиялары. А. 1985.

14. Омаров Т. Р. Қазақстанның өзендері мен көлдері. А. 1975.

15. Кан С. И. Океан и атмосфера. М. 1982.

16. Алексин О. А, Ляхин Ю. И. Химия океана. М. 1984.
Лекция мәтіні:

Батпақтарда жер асты сулары оның бетіне жақын орналасады. Жер асты суларының деңгейі (айнасы) әдетте батпақ бетінің формасын түгелдей қайталап отырады деуге болады. Себебі, шымтезек қабатының су ұстап тұру қабілетінің күштілігі.

Беткейлік батпақтардың жер асты суларының деңгейінің жылдық режимінде екі максимум және екі минимум байқалады.

Бірінші көктемгі максимум әдетте көктемгі қар еруіне

тікелей сәйкес келеді. Жазда буланудың шұғыл өсуіне

Жер асты суларының орташа деңгейі 5...40 см шамасында кұбылады. Жер асты суларының орналасу тереңдігінің азаюы (кемуі) ағаш тектес өсімдіктердің жиілігі мен биіктігінің кемуінің және бұта тектес өсімдіктердің шөп тектес өсімдіктермен алмасуының арқасында, яғни фитомассаның түсімінің нашарлауына байланысты. Батпақ массивтерінің түрлі микроландшафтарындағы жер асты суларының деңгейінің құбылуының амплитудасының мөлшері орта есеппен 0,2...1,0 м.

Батпақтағы жер асты суларының режимінің ерекшелік сипатына, батпақ массивінің әр түрлі нүктелеріндегі су деңгейінің құбылуының синхронды қайталанып отыруы жатады, дегенмен құбылу амплитудасы түрлі микро ландшафта түрліше болады. Құбылудың мұндай сипатта болуы әр түрлі микроландшафтардан булану дәрежесінің және жоғарғы тірі қабаттағы құрғақ нәрсенің тығыздалуының түрліше болып келуіне байланысты.

Батпақ массивтерінен булануы буландыру бетіне келіп түсетін жылу мөлшерімен және батпақ қабатынан буландыру бетіне жететін және атмосфералық жауын-шашын түрінде түсетін ылғал мөлшерімен анықталады.

Жер асты суларының деңгейлік жағдайына байланысты, батпақтардағы булану процесінің 3 кезеңін бөліп қарауға болады.

Бірінші кезең батпақ массиві суға толық қанған жағдайда болады. Бұл жағдайда булану процесі метеорологиялық факторлармен анықталады. Жер асты суларының деңгейі майда қуыстардың тек бір бөлігі ғана батпақ
бетіне су жеткізуіне байланысты төмендеген жағдайда буланудың екінші кезеңі келеді. Ең ақырында, үшінші кезеңде, жер асты суларының деңгейі түтікшелік (капил­ляр) көтерілу зонасынан төмен орналасуына байланыс­
ты, батпақ бетіне түтікшелермен ылғал көтерілу доғарылып, батпақ топырағы біршама тереңдікке құрғайды. .

Батпақтардан булану вегетация кезінде (мамыр-қыркүйек) климаттық белдеулікке және батпақ массивінің түрлі ландшафт алып жатқан ауданына тәуелдІ.

Шығыс Еуропа жазығы үшін суайрықтарындағы олиготрофты батпақтардан булану солтүстікте жылына 200 милиметрден оңтүетікте жылына 400 миллиметрге дейін (тайга белдеуі) өзгереді. Бүл көрсеткіш Батыс Сібір жазығында жылына 290 мм-ден 430 мм-ге дейін. Ойпаңдық (евтрофты) батпак массивтерінде, ылғалы мол белдеудегі булану көрсеткіші олиготрофты батпақтарға караганда 10...15% жоғары'. Ылғал жетіспейтін белдеулерде суайрық батпақ масивтері тіптен кездеспейді. Ал, өзен аңғарларында, көлтабандарда, ойпаң ландшафтарда орналасқан батпакардағы булану керсеткіші тіпті булану мүмкіндігіне теңесуі мүмкін.

Батпақ массивтеріндегі температураның құбылуы минералды топырақтарға ұқсас, шымтезек қабатындағы жылу алмасу процесіне сәйкес жүреді. Батпақтардағы температура құбылуының амлпитудасы

мен температураның максимумы мен минимумы топырақ

Температураның тәуліктік режимі 15...20 см тереңдікке дейін айқын байқалады, жылдық режим 3,0...3,5 м дейін, 35...40 см және 4,5 м тереңдіктерде температуранынң тәуліктік және жылдық құбылуы өшеді.

Мүк батпақтарының бетіндегі жазғы температураның құбылу амлпитудасының максимумы ондаған градусқа жетуі мүмкін, жекелеген ашық түндерде, солтүстік-батыс аудандарда батпақ беттерінде суық ұруы болуы мүмкін. Батпақ массивтерінің қатуы температураның орнықты (тұрақты) түрде 0°С-тен теріс мәнге өтуінен соң 12...17 күннен кейін басталады. Шымтезек қабатының қатуы 5... 10 см тұрақты қар қабатының қалыптасуына дейін интенсивті жүреді.

Батпақ массивтерінің еруі түрлі ландшафтарда әрқилы жүреді.

Үлкен ылғал сиымдылығымен сипатталуына байланысты батпақтар өз бойында едәуір су көлемін жинау мүмкіндігіне ие, Бірақ та шымтезектің су беру мүмкіндігінің аздығына және батпақтардың ойпаңдарға орналасуына байланысты шымтезек қабатында жиналған су өзендерді қоректендіруге толық жұмсалмайды, әсіресе жазда булануға шығындалады.

Батпақтар ағындының жылдық үлестіріміне айтарлықтай ықпал етеді.

Батпақтардан ағынды жоғары қабатта сорғу жолымен қалыптасады. Сондықтан да, жер асты суларының деңгейінің жоғары құбылмалы тірі қабат шекарасынан төмендеп кетуі ағындының доғарылуына немесе оның өте аз мөлшерде болуына әкеліп соғады. Осыған байланысты, беткейлік батпақ массивтерінен жер асты суларының төменгі деңгейде тұратын кезінде (жаз, қыс) ағынды болмайды деуге болады.

Ойпаңдық батпақтардағы ағынды жер үсті және жер асты сулары есебінен калыптасады. Бұл сулар батпақтарға су тасу кезінде және атмосфералық жауын-шашын кезінде түседі. Бұл жағдай, ойпаңдық батпақтардан жаз­да ағынды беткейлік батпақтарға қарағанда айтарлықтай көп мөлшерде калыптасады, яғни ойпаңдық батпақтар өзендер үшін жазда тұрақты қоректену көзіне айналады. Қысқаша айтқанда беткейлік және ойпаңдық батпақ

1. Ж. Достайұлы. Жалпы гидрология. А. 1996

2. Н. П. Неклюкова. Жалпы жертану. А. 1980.

3. Зологин Б. Мировой океан . М. 2001.

4. Богданов Д. В. География Мирового океана. М. 1978.

5. Шубаев Л. П. Общее землеведение. М. 1990.

6. Мильков Ф. Н. Общее землеведение. М. 1990.

7. Құсаинов С. А. Жалпы геоморфология. А. 1998.

8. Достав Ж. Табиғат суларын ластанудан және сарқылудан қорғау. А. 1993.

9. Мехаилов В. Н, Добровольский А. Д. Общая гидрология. М. 1991.

10. Горбунов А. П. Льды под землей. А. 1982.

б) қосымша

11. Достав Ж. Жалпы гидрология. А. 1993.

12. Долгушен Л. Д. Ленники. М. 1989.

13. Жаппарханов С, Бәкіров Н. Көгілдір континент құпиялары. А. 1985.

14. Омаров Т. Р. Қазақстанның өзендері мен көлдері. А. 1975.

15. Кан С. И. Океан и атмосфера. М. 1982.

16. Алексин О. А, Ляхин Ю. И. Химия океана. М. 1984.
Лекция мәтіні:

Батпақтағы гидрометеорологиялық бақылау, оларды құрғату және игеру кезіндегі су режимін реттеу шараларының ғылыми негізделуін қамтамасыз ететін дәйек, алу үшін және де батпақ пең батпақтанған жерлердің өзен ағысының қалыптасуында атқаратын рөлін бағалау және зерттеу үшін жүргізіледі.

Батпақта гидрометеорологиялық бақылау жұмыстары тұрақты түрде арнайы жабдықталған гидрометеорологиялық батпақ станцияларында, батпақ және батпақ-ағынды бекеттерінде, сонымен бірге экспедициялық зерттеулер кезінде жүргізіледі.

Батпақ гидрометеорологиялық станцияларында мына элементтерге бақылау жұмыстары жүргізідеді: батпақ суларының деңгейі, батпақ айналасындағы құрғақ жердің грунт суларының деңгейі, жауын-шашын және қар жамылғысы, температуралық режимі, батпақтың қатуы және еруі, батпаққа құятын және бастау алатын өзен ағындысы, батпақтан буланған ылғал, батпақ суларының химиялық құрамы, шымтезек шөгінділерінің су-физикалық қасиеттері. Сонымен бірге метеорологиялық, актинометриялық, жылу теңдестігі, агрометеорологиялық жәие микроклиматтық бақылау жүргізіледі.

Батпақ және батпақ-ағынды бекеттері батпақ станцияға қосымша, ретінде құрылады, мақсаты батпақ станцияларындағы бақылау бағдарламасына кіргізілметен табиғи батпақ типтерінің су режимі туралы мағлұматтар алу үшін құрылады.

Батпақ бекеттерінде оның деңгейіне, қату және еру процесіне бақылау жүргізіледі және сонымен .бірге бат­пақ массивтерінен ағып шығатын өзен және бастау-бұлақтардың ағындыларына жэне батпақ құрғату—дре­наж жүйелерінде бақылау ұйымдастырылады.

Батпақ сілеміне шыққан экспедиция батпақтардың құрылысын, оның типологиясын және таралу заңдылықтарын, батпақтанған аймақтың су және режимдерін зерттейді.
Лекция № 43.

Тақырыбы: Мұздықтар (1сағат)

Жоспар: 1. Жер шарындағы қазіргі мұз басулардың таралуы

2. Хионосфера және оның шекаралары

3. Мұздықтардың пайда болуы және дамуы

Пайдаланатын әдебиеттер:

а) негізгі:

1. Ж. Достайұлы. Жалпы гидрология. А. 1996

2. Н. П. Неклюкова. Жалпы жертану. А. 1980.

3. Зологин Б. Мировой океан . М. 2001.

4. Богданов Д. В. География Мирового океана. М. 1978.

5. Шубаев Л. П. Общее землеведение. М. 1990.

6. Мильков Ф. Н. Общее землеведение. М. 1990.

7. Құсаинов С. А. Жалпы геоморфология. А. 1998.

8. Достав Ж. Табиғат суларын ластанудан және сарқылудан қорғау. А. 1993.

9. Мехаилов В. Н, Добровольский А. Д. Общая гидрология. М. 1991.

10. Горбунов А. П. Льды под землей. А. 1982.

б) қосымша

11. Достав Ж. Жалпы гидрология. А. 1993.

12. Долгушен Л. Д. Ленники. М. 1989.

13. Жаппарханов С, Бәкіров Н. Көгілдір континент құпиялары. А. 1985.

14. Омаров Т. Р. Қазақстанның өзендері мен көлдері. А. 1975.

15. Кан С. И. Океан и атмосфера. М. 1982.

16. Алексин О. А, Ляхин Ю. И. Химия океана. М. 1984.
Лекция мәтіні:

Мұздықтар дегеніміз қатты атмосфера жауын – шашындарының жинақталу және бірте-бірте құралуы нәтижесінде құрлықта пайда болған мұздың қозғалыстағы көп жылдық қабаты. Мұздың өзінің қасиеттерімен шарттасып келетін қозғалысы мұздықтарды қарлықтардан және өлі мұздан (бұрынғы мұздықтардан) ажыратады

Мұздықтардың түзілуі қатты жауын-шашын еріп және буланып үлгірмей үсті-үстіне жауатын, яғни бұлардың балансы оң болатын жерлерде мүмкін болады. Қатты жауын-шашын ба­лансы олардын мөлшері мен температурасы арқылы анықталады. Жоғарылаған сайын ауа температурасы төмендеп, жауын-шашын мөлшері артатын болғандықтан, біраз дәрежеде барлық жерде қатты жауын-шашын балансы нольге тең болуға тиіс бұл нольдік баланстың төменгі деңгейі.

Жоғарылаған. сайын жауын-шашын мөлшерінің артуы шексіз емес, бұл олардың азаюымен алмасады, сөйтіп, қатты жау­ын-шашын соншама аз жерде, тіпті температура төмен болғанда да олар сақталмады. Олардың нольдік балансы жоғарғы деңгейде тұрады. Нольдік баланстың жоғарғы және теменгі деңгейлері арасында жатқан тропосфера қатарында рельеф қолайлы жағдайларда болғанда мұздықтардың пайда болып сақталуы мүмкін. Бұл қабатты С. В. Қалесник хионосфера (hіоn —қар) деп атады.

Хионосфера, мұның ішінде қар тоқтай алатын, Жер бетінің учаскесі (поляр аудандары, таулар) түскен жерде ғана елеулі бола түседі.

Жер беті рельефінің нақтылы жағдайларында хионосфера төменгі деңгейінің көрінуі — қарлық шекара. Оны мұздан бос бетте (мұздың үстінде емес) қатты жауын-шашынның нольдік балансының деңгейі ретінде анықтауға болады. Бұл шекараның орташа көп жылдық жағдайын климаттық қар шекарасы, маусымдағы орташа жағдайын маусымдық, ал берілген мезеттегі жағдайды көрінетін қарлық шекара деп атайды.

Рельефтің қолайлы жағдайлары болғанда (ұнғымалары, беткейдің көлеңкеленген учаскелері) қатты жауын-шашындар түрақты қарлықтарды кұрап, климаттық қар шекарасынан тө­мен жинақтала алады. Бұлардың таралуының төменгі шекара­сы орографиялық қарлық шекара бұл климаттықтан бірнеше ондаған, тіпті жүздеген метр төмен тұра алады. Бұл теңіз деңгейінде жатқан жоғары ендіктен қар шекарасы тропикалық ендіктерде максималды биіктікке жетіп және экваторға қарай біраз төмендеп экватор жаққа көтеріледі. Қар шекара­сынан жоғары 10% құрылық орналасқан. (Хионосфераның жоғарғы шекарасы тіпті Жер бетіндегі ең биік тауларға да жетпейді, бұдан жоғары болып шыққан тау шыңдары қарсыз болған болар еді.

Мұздықтардың пайда болуы мен дамуы ең алдымен климатпен анықталады. Неғұрлым температура төмен болған сайын, соғұрлым мұздықтардың құралуы ықтималдырақ, соғұрлым олардың дамуы интенсивтірек болады. Поляр аудандарындағы суық климатта қатты жа­уын-шашындар қыстада жазда да жауады әрі шағын мөлшеріне қарамастан түгелдей еріп те, буланып үлгере алмайды. Тропикалық климатта температура жоғары және жауын-шашын шағын мөлшерде болғанда мұздықтар, тек аса жоғарыда ғана туа алады. Ылғалдың мөлшері кем бо­луы — экваторлық кли­матта қарлық шекараның төмендеуінің салдары. Мұздықтардың қалыптасуы. Мұхиттың — құрылыққа ылғал «берушінің ықпалына тәуелді. Континенталдыға қарағанда теңіз климатында мұздықтардың пайда бо­луы үшін жағдай қолайлырақ келеді. Мұздықтардың түзілуінде орография мен рельефтердің маңызы орасан зор. Ауаның ылғал массасының қозғалысы жолында орналасқан жоталар ылғалды ұстап қалады, сондықтан да бұлардың үстінде тау сілемдерінің ішкі бөліктеріне қарағанда мұздықтану анағұрлым дамығыш келеді. Осы себептерден ық жақ беттерге қарағанда жел жақ беттерде мұздықтар көп болады. Тік беттерде қар жинақтала алмайды да, олар­дың тіпті хионорферада да мұздықтары болмайды.

Үлкен альбедо арқасында мұздықтардың өзі ауаны едәуір төмендетіп, оның температурасына ықпал етеді. Мұздық үстіндегі ауаның ылғалы мен шаң-тозаңы аз, сондықтан оның бетінен қайтқан жылу нашар ұсталады бұл, алғашқы жағдайлардың. өзгергені соншама, тіпті мұздық құрып кетіп қалпына келе алмағанында да мұздықтың сақталып дамуына мүмкіндік береді. Мұздықтың қоректенуі — оны қармен жабдықтау. Мұздықтар қорегінің негізгі көзі — қоректену облысында мұздықтың бетіне жауатын атмосфералық жауын-шашындар Қатқақтың — сублимациялық мұздың біраз маңызы болады (10%-тен аспайды). Антарктиданың орталығындағы мұздықтарда сублимация нәтижесінде жыл ішінде 20 мм-ге дейін қатқақ қабаты түзіледі. Мұздың үстінде жел ұшыратын қаркүйын ұйытқысы жүреді. Үлкен муздықтарда жел қарды бір орыннан екінші орынға (негізінен қарды оның аз жеріне әкеледі) ауыстырады. Бірақ ашық таулық мұздықтардан жел жауған жауын-шашынның 50%-тіне дейінгісін ұшырып әкетеді, Таулардағы желдің арқасында, «жел көлеңкесінде» кейде жаз ішінде еріп үлгере алмайтын қарлардың жиналып қалуы туады да «клматтық ақталмаған» мұздықшалар түзіледі.

Көптеген мұздықтар қар көшкіні есебінен қоректенеді. Көшкіндер (қар құрамалары) — тау беткейлерінен жылжып құлайтын қар массалары. Бұлар қар жамылғысының қалыңдығы кемінде 40—50 см, тіктігі 15° — тан астам (әсіресе 25—30°) беткейлер үшін тән болып келеді. Көшкіндердің тууы қар жауып, боран соққан кезде қар беткейлерге тым көп түскенде, қардың қалың қабаты астына беткеймен қар массасының сырғанауын жеңілдететін судың енуінде, әрі қар қабатында көп су қабаты пайда болғанда мүмкін болады. Соңғы жағдайда көшкіндер мүлде күтпеген жерден тууы мүмкін. Бұларды алдын ала болжау үшін қар қалыңдығының эволюциясын зерттеу керек.

Кейбір көшкіндердің көлемі 2-10⁶ м³, көшкіннін. соққы күші 60—100 т/м³. Көшкіндер елді мекендерге, жолдарға, техникалық құрылыстарға өте қауіпті болып келеді. Көшкіннің өзі ғана емес, сондай-ақ оның алдында пайда болатын ауа толқыны да кауіпті.

Шағын да үлкен мұздықтар үшін әр түрлі қоректену көзінің маңызы бірдей бола бермейді.

Қоректену көзі	Үлкен мұздықтар	Шағын мұздықтар
Жауын – шашындар Қатқақтар Құйын ұйтқысы Көшкін	80% 0-25% 15% 5%	20-30% 0-2% 50-60% 20%

Мұздықтардың қалыптасу процесі дегеніміз қардың мұзға айналу процесі. Бұл қар суының қатысуымен және қатысуынсыз өте алады. Сублимация мен айдау процестері қатысып, кристалдардың. араласуы, олардың формаларының өзгеруі және ішкі деформациясы нәтижесінде құрғақ қар мұзға айналады (Антарктида мен Гренландияның орталық бөлігі. Ақша қарлар бірте-бірте жұмырланады, тығыздалады, шөгеді. Қар бірі- біріне жабысқан, еріген мұз түйірлерінен тұратын бірақ әлі тұтас мұз болмаған фирнге айналады. Қардың фирнге айналуында қардың қалың кабатындағы тереңдік қатқақтың, пайда болу рөлін атқара алады. Бұл жағдайда фирн ірі түйіршіктілігімен көзге түседі (2—5 мм). Жылы маусымды жерде қар ерігенде фирндену процесі тез жүреді қар бөліктері еріп қатады, су кеуектерді толтырады да қата келіп, қарды цементтейді. Мұздың қабаттары мен линзалары түзіле алады. Фирн қар мен мұз арасындағы ауыспалы орынды алады. Мұздан ол өзінен су мен газ өте алатындай кеуектігімен, қардан түйіршіктілігімен көзге түседі. Фирннің қалыңдығы поляр елдерінде 100 м-ге жетуі мүмкін, тауларда бұл едәуір кіші болады.

Үстіне жиналған қардың салмағынан фирн тығыздала түседі, оның ішіндегі кеуектер жойылады, кейбір түйіршіктері қосылып кетеді де фирн әуелі бозаңдау (ауа көпіршіктерінің болуынан), сонан соң су мен газ өтпейтін неғұрлым тығыз, мөлдір, көгілдір, глетчерлі (мұздықты) мұзға айналады. Қардың мұзға айналуы біршама сирек бірнеше жылды алады, әдетте бұған жиырма-отыз жыл, ал поляр аудандарында бұдан да гөрі ұзақ. уақыт керек болады (Антарктиданың орталық аудандарында 1 000 жылдан асады).

Қардың жиналып мұзға айналуы мұздықтардың жоғарғы жағында фирн бассейні деп аталатын олардың қоректену облысында болады: Бұл облыс қардың оң балансы (мұздықты резер­вуар). Тау ішіндегі емес мұздықтарда бұл дөңес, өйткені кірімнің басты статьясы мұздықтың бетіне қардың. жаууы. Үстіне беткейлерден де қар келіп түсетін тау мұздықтарында фирндік бассейн ойыс келеді және көбінесе қыста жабылып қалатын тау етегі жарықшағымен (шөгу нәтижесі) шектеледі.

Коректену облысы (фирндік бассейн) мұздық үстінде түскен сондай-ак, оның үстіне көршілес учаскелерден (көшкіннен, құйын ұйтқысынан) ауысып көшкен қатты жауын-шашынның нольдік баланс сызығымен шектеледі. Бұл фирндік шекара. Бұл одан төмен (250—1150 м-ге) немесе жоғары бола тұрып, климаттық қарлық шекараға сай келмеуі мүмкін. Себебі мұздықтың өзінің суындыратын ықпалы мұздыққа қардың көшіп келуі мен мұздықтан көшіп кетуі.

Фирндік шекарадан төмен шығып облысы (абляция) орналасады, мұнда қыс бойына жиналған қар түгелдей жылдың жы­лы кезінде еріп бітеді. Мұз бұған қоректену облысынан келіп түседі (фирндік бассейннің жеңілденуі). Тау мұздықтарында абляця облысы мұздықтың тілі деп аталады. Осы заманғы мұздыктардың көпшілігінде абляция облысы қоректену облысынан едәуір кіші. Олардың катысы климатпен анықталады, кли­мат неғұрлым қатал болса, бұл қатыс соғұрлым- кіші. Мәселен, Антарктикалық мұздық қалқан үшін бұл не бары 1:100 ғана.

Ауырлық күшінің әсерінен туған мұздықтың қозғалысы — өте күрделі процесс. Мұз бір мезетте серпімді де морт. Сондықтан да мұздықтың қозғалысында әрдайым ішкі жарлар жағынан әрі түбі жөнінде бір-біріне қатысты алғанда жеке блоктардың бір қалыпты ағысы.мен сырғанауы ұштасып келеді. Үлкен қысым астындағы мұздықтың төменгі бөлігі пластикалы (мұздықтың пластикалы зонасы), жоғарғысы — морт (қатқыл зонасы). Төменгі бөлігінде ағыс басым, жоғарғы бөлігі төменгісімен бірге қозғалады да, сонымен бірге сең-сең болып сырғанауды бастан өткереді. Мұздықтың қалыңдығы шағын болғанда онда пластикалық зона шамалы немесе жалпы болмайды. Сондықтан да ложасы едәуір тік болып келетін шағын тау мұздықтары негізінен алғанда (бірақ төтенше емес) сең-сең болып сырғанауды бастан өткереді. Қалқанды мұздықтың шет-шеткі бөліктері де осылай қозғалады. Қуатты тау мұздықтары және қалқандардың орталық бөліктері көбінесе ағады (жайылып ағады).

Мұздықтың қозғалыс жылдамдығы төсеніш беттің еңістігіне және мұздықтың қуатына байланысты. Мұздықтың массасы неғұрлым үлкен болса, қозғалысы соғұрлым жылдам. Массасы 1% артса, жылдамдықты екі еселей алады, массасын 25%-ке өзгерткенде жылдамдығы 10 есе. өзгереді. Осыдан мұздық бюджетінің қозғалысқа оның қоректену облысындағы массасының ықпалы айқын болады.

Мұздықтың қозғалысына мұздың пластикалылығына ықпал ететін температураның өзгерісі үлкен ықпал жасайды. Темпера­тура неғұрлым жоғары болса, мұздың қозғалысы соғұрлым тез. Сондықтан да жылдың жылы уақытында мұздың суық уақытқа қарағанда жылдамырақ орын ауыстырады.

Мұздықтың кәдуілгі жылдамдығы онша емес, мысалы:

Альпілерде 80— 150 м/жыл

Памирде 220— 300

Гималайларда 700—1300

Гренландияда

қалкандар 25— 30

шықшықтар 1100—9900

қалқандар 10— 30

шықшықтар 300—1200

Кейбір мұздықтардың қозғалу жылдамдығы кенет апаттан (ондаған және жүздеген есе) артады, бұған біршама қысқа уақыт кетеді. Мұздық шұғыл алға жылжиды, оның маңдай бөлігі қалыңдап, қоректену облысы төмендейді. 1965 жылғы апрельден июньге дейін 2 км-ге алға қозғалған (кәдуілгі уақытта мұздықтың ұзындығы 13 км, ауданы 25 км²) Аюлы мұздағы (Памир) жылжудың «ұмтылыстың» үлгісі. Қозғалыс жылдамдығы 5 см/тәуліктен 100 м/тәулікке дейін өсті. Мұздықтың шет бөлігіне 1 400 млн. м³ қа жуық мұз ауысты. Аюлының бұдан едәуір аз келесі жылжуы 1974 жылы байқалды. Басқа Колка (Қазбек) мұздығы 1969 жылдың сентябрінің аяғынан 1970 жылдың январына шейін 5 км-ге орын ауыстырған. Оның қозға­лу жылдамдығы 200 м/тәулікке жеткен.

Зерттеулер екі мұздықтың апатты жылжулары талай рет,
бұрын да, шамамен бірдей уақыт аралығын өткізіп, болып тұрғанын көрсетеді. Аюлы мұздығында «ұмтылыстар» аралығы 12—14 жыл, Колкада 5 есе көп.

Оқтын-оқтын жылжуды бастан өткізіп отырған мұздықтар пульсаиялайтын деп аталады. Мұндай мұздықтар көп кездеседі. Тек біздің елімізде ғана қазірдің өзінде бұлардың 70-тен көбі табылып отыр. Сірә, бұлар барлық мұздық аудандарда болса керек.

Байқалған мұздықтардың апатты жылжуы, климатқа байланыссыз, заңды құбылыс екені анықталған. Себебі мынада, пульсацияланатын мұздықтар «қалыптылары» сияқты бірте-бірте емес, белгілі бір шекті күйге жеткенде оқтын-оқтын жүгін түсіріп тұрады екен. Бұл сірә, массасының ұлғаюы түпкі жағында температураның артуын туғызып, содан еріген судың май сияқты тайғанақсыздандыруы әсерінен болса керек.

Мұздықтың әркелкі қозғалуының нәтижесінде оның ішінде жарықшақтар — тереңдігі 60 м-ден асуы сирек кездесетін төменнен сыналанып келетін вертикал жарықтар пайда болады. Мұздықтың ағыс жылдамдығы осьтік бөліктен жағаға қарай азаятындықтан, әсіресе, «жаға» арнаға ойысқан жерде (яғни мүйісте) бүйір жарықшағы түзіледі. Мұздық арнаның тар учаскесінен кең учаскесіне шыққанда бойлама жарықшақтар, түп еңісі шұғыл артқанда көлденең жарықшақтар пайда болады. Түптің тік түспелерінде мұз құламасын көруге болады. Мұз құламаларының пайда болуына түспеде домалап сырғанап, мұз кесектерінің жиынтығына айналатын пластикалық төменгі қабат бойынша мұздың жоғарғы қабаты сырғанайтындығы жол ашады. Мұздың қата алатын тамаша қабілеті арқасында мұздық үстіндегі жарықшақтар біршама тез «жазылып» кетеді.

Мұз тасқынында жылдамдықтың бөлінуі оның өзінде бөлінумен ұқсас келеді. Бетінен түбіне қарай және ортасынан шетіне қарай жылдамдық жалпы азаяды (үйкеліс ықпалы), мұздықтың бетіндегі ең үлкен жылдамдық осьтік бөлігінде болады. Ең көп беттік жылдамдық сызығы (стержені) иілген жерлерде «жуылып-шайылатын» жағаға қарай орын ауыстырады. Өзеннен айырмашылығы мұздықтың бірнеше стержені болуы мүмкін, өйткені су сияқты мұз араласпайды да мұздықтар қосылғанда өзінің жеке даралығын сақтайды. Олар қатар қозғалып жүре береді, кейде бірнеше қабат кұрап бірінің астынан бірі ағады. Шағын мұздық үлкен «тасушыға», «мінгесіп» кете алады.

Мұздық режимі оның заттарының балансымен анықталады. Аккумуляциясы мен абляциясы теңесіп келетін нольдік баланста мұздық ұзындығы мен қалыңдығын сақтайды, яғни тұрақты жағдайда болады.

Тұрақты мұздықтар өте сирек кездеседі.

Соңғы 100 жыл ішінде (50-жылдардың аяғына дейін) климаттың біраз жылынып, абляцияның күшеюінен туған мұздықтардың шегінуі байқалады. Мұздықтардың шегінуі алдында кемінде 200 жылға созылған олардың алға басуы болды. Қазіргі кезде мұзданудың қысқаруы баяулады.

Қозғалысқа ие бола отырып, мұздық жұмыс жасай алады. Ол төменгі бетіне бұзушы ықпал етеді әрі материал тасымалында көрінеді. Қозғалып жүрген мұздықтардың талқандаушы әрекет мұздық эровиясы, немесе экзорация (жер жырту) деп аталады.

Мұздық қазу механизмі ол өте аз зерттелген. Жұқа қалыңдығы шамалы мұздық баяу қозғалады, оның қозғалыс сипаты ламинарлыққа жақын. Сондықтан да сыртқы бетке ол ықпал жасай алмайды. Қуатты мұздықтарда оларды қозғалысқа келтіретін ауырлық күшінің кұраушысы едәуір үлкен. Бұл мұздықтар тезірек орын ауыстырады, олардың қозғалыс сипаты өзгеріп отырады: үзілістердің ішкі беттері бойынша және түбі бойынша сырғанау (сеңді қозғалыс) пайда болады. Мұндай мұздықтар тау жыныстарының кесектерін жұлып әкетеді, бойайды, майдалайды, қажап өңдейді. Мұздықтың түбінде қатып қалған жыныстардың сынықтары төсеніш бетке күшті білдіруші ықпал жасайды. Экзорация мұздықтың қуатына және оның қозғалысының жылдамдығына байланысты болғандықтан, аңғардың кең учаскесінен гөрі тар учаскесі күштірек тереңдей. Түседі. Мұздықтың сыртқы бетінде тұрған немесе оның денесіне бірігіп қатып қалған бүкіл материал морена деп аталады. Мұздық еріген жерде морена шөгіп қалады да аккумулятивтік рельефтің өзінше бір формасы пайда болады. Материалдық орнын алмастыра отырып, мұздық желдену өнімдерінен құрылықтың бетін (әсіресе тау ішінде) жеңілдетеді. Антарктиданың бетінен мұздық жылына орта есеппен 0,05 мм қабатты алып кетеді. (Шықшыт мұздықтар едәуір көп.)

Мұздықтар мейлінше сан алуан, өйткені олардың пайда болу е өмір сүру жағдайлары бірдей емес, даму сатысы әр түрлі. Мұздықтардың көп классификациясы бар, бірақ бұлардың тидалық мұз бүркенішінің максималды қалындығы 4000 м-ден асып түседі, таулық мұздықтардың қалыңдығы 100—300 м-ден сирек асады. Мұздықтарда жатқан судың көлемі 24 млн. км³-қа жетеді (өзендер келісімінен 20 000 есе көп), Бұл мұз құрылықты 160 м-ден астам кабатпен бүркеуге жетеді. Қазіргі мұздықтар түгел ерігенде дүние жүзілік мүхиттың деңгейі 60 м-ден астам көтеріле алады.

Қазіргі мұздану географиялық қабықша үшін төтенше кұбылыс болып табылмайды. Бұрынғы мұздану мүмкіндіктерін табудың орасан зор қиындығына қарамастан олардың оқтын-оқтын қайталанатындығы дәлелденген. Ең ертедегі, белгілі мұзданулар сірә, бұдан миллиард жыл бұрын болса керек. Л Бұдан арғы жер­де ұлы мұзданулар араларына шамамен 300 млн. жыл салып бірінен соң бірі болады. Көне мұзданудың (сондай-ақ ақырғы төрттіктің де) қатпарлық пен тау түзілуі жер қыртысы қозғалыстарының белсене түсуі замандарымен жақын сай келетіндігі аңғарылган. Зерттеушілердің көпшілігі төрттік дәуірде Евро­па мен Солтүстік Америкада үш мұздық аралықпен бөлінген (шамамен 100 000 жыл) 4 мұздану болған деп санайды. Европа мен Солтүстік Америкадағы мұздану кезінде мұздық алға басты да қысқарды, мүмкін қысқа (шамамен 10 000 жыл) уақытқа жоғалып кеткен болар. Сонымен бірге төрттік дәуірдің (мүмкін ертеде болар) басында пайда болған антарктикалық мұздық жамылғы сол уақыттан бері ерімеген. Ол климат өзгерістерінен өте баяу әсер алып үлкен тұрақтылығымен көзге түседі.

Максималды мұздану кезінде мұздық 45 млн. км қазіргі құрылықтың 10%-ті аймақты бүркеп 56 параллельге жеткен.

Жалпы алғанда оқтын-оқтын қайталап отыратын мұзданулардың пайда болуы әрдайым себептер (V) комплексінен туған климат өзгерістерімен байланысты. Мұз жамылғы пайда болып алып, өзі климат түзетін маңызға ие болады. Өйткені ауаның температурасын төмендетеді. Жоғарғы ендіктердегі төменгі температуралар мұнда мұздық жамылғысы дамуының нәтижесі. Олар еріп кетсе қалпына келе алмайтын мұздарын сақтауға мүмкіндік жасайды. Атмосфераға поляр мұздарының (тек материктік қана емес, сондай-ақ теңіздік те) суытушы ықпалы жердің осы заманғы климаты үшін соншама тән болып келетін айқын көрінетін зоналдық себебі. Мұздардың толық еріп кетуі тек жоғарғы ғана емес сондай-ақ қоңыржай ендіктерде де ауа температурасының артуына, демек, климаттық та табиғаттық та (географиялық) зоналдығының өзінің теңелуі мен «осалдануына» әкеп соққан болар еді.

1. Ж. Достайұлы. Жалпы гидрология. А. 1996

2. Н. П. Неклюкова. Жалпы жертану. А. 1980.

3. Зологин Б. Мировой океан . М. 2001.

4. Богданов Д. В. География Мирового океана. М. 1978.

5. Шубаев Л. П. Общее землеведение. М. 1990.

6. Мильков Ф. Н. Общее землеведение. М. 1990.

7. Құсаинов С. А. Жалпы геоморфология. А. 1998.

8. Достав Ж. Табиғат суларын ластанудан және сарқылудан қорғау. А. 1993.

9. Мехаилов В. Н, Добровольский А. Д. Общая гидрология. М. 1991.

10. Горбунов А. П. Льды под землей. А. 1982.

б) қосымша

11. Достав Ж. Жалпы гидрология. А. 1993.

12. Долгушен Л. Д. Ленники. М. 1989.

13. Жаппарханов С, Бәкіров Н. Көгілдір континент құпиялары. А. 1985.

14. Омаров Т. Р. Қазақстанның өзендері мен көлдері. А. 1975.

15. Кан С. И. Океан и атмосфера. М. 1982.

16. Алексин О. А, Ляхин Ю. И. Химия океана. М. 1984.

Лекция мәтіні:

Тұрақты қозғалыстағы, негізінен құрылықта орналасқан, қатты атмосфералық жауын-шашынның жиналуы және қайта қалыптасуы жолымен пайда болған фирн мен мұздың табиғи жиынтығын мұздық деп атаймыз.

Бүкіл жер шарының 16. млн. км², немесе10%-тен көбірек бөлігін мұздықтар алып жатыр. Олардың жалпы көлемі ша-мамен млн. км³. Егер біз осы мұздар еріп кетті деп есептейтін болса, онда әлемдік мұхиттың деңгейі 64 метрге көтеріледі екен. Осы су жайылатын болса, онда жер бетін тереңдігі 150 метрге жететін су басып жатар еді. «Каталог ледников СССР» кітабында келтірілген мәліметтерге қарағанда бұрынғы ТМД-ның, 78 мың км² бөлігін мұздықтар алып жатыр. Ондағы мұздықтың жалпы көлемі 20 мың км³ немесе 17 мың км³ тұщы су болар еді. Бұрынғы ТМД-дағы мұздықтардың жалпы саны 28,5 мыңнан асып түседі. Олардың 2 мыңнан астамы - арктикалық , аралдарда орналасқан және

ТМД-дағы мұздықтардың сипаттамалары

Мұхиттар	Ауданы, км2	Мұздықтар саны	Мұздықтар көлемі, км3	Су қоры, млрд, м.
Франц-Иософ жері Жаңа жер Солтүстік жер Басқада Барлығы арктика аймағында Полярлық Орал Черск таулары Сунтар-хаята Коряк жоталары Камчатка Басқада Баррлығы субтропикалық аймақта Алтай Басқада Барлығы Қоңыржай аймақта Кавказ Тянь-Шань Гиссар-Алай Памир Жоңғар Алатауы Басқада Барлығы, Субтропикалық аймақта	14740 23645 18325 447 56157 29 157 201 260 874 25 1546 906 56 962 1425 7326 2293 7515 1000 17 19576	995 685 285 115 2080 143 372 208 1335 405 109 2572 1499 188 1687 2047 7787 3859 7110 1369 18 22190	2500 9500 5500 73 17573 0,8 12 14 9 59 1 96 47 2 49 92 620 160 810 50 0,7 1800	2100 8100 4700 62 14962 0,7 10 12 7,4 49 0,8 80 39 1,6 41 75 520 130 660 42 0,6 1500
Барлығы, ТМД-да	28529	78241	20000	17000

Жамылғылық мұздықтар типіне жатады. Бұл типтегі мұздықтар түгел бір түйіндер немесе жүйелер құрайды және мұздықтардағы тұщы су қорының, шамамен 88 проценттей белігі осында шоғырланған.

Екінші орында субтропикалық белдемнің мұздықтары. Мұндағы мұзқұрсану ауданы шамамен 20 мың км², мұздықтар саны — 22 мыңнан астам, су қоры 1500 км⁸. Тұщы судың мұндай қоры Орта Азия мен Кавказ аудандары үшін аса қымбат байлық болып табылады. Арктикалық зонадан өзге аумақтардың мұздықтары түгелдей дерлік таулық мұздықтардың жекеше түрлеріне жатады. . Қазақстанның биік таулы аймақтарында 2700-ден аса мұздықтар бар, олардың жалпы ауданы 1960 км²-ге тең болса, ал ондағы жинақталған су қоры шамамен 90 км³-ге тең .

15. Қазақстандағы мұзқұрсауының сипаты

Мұзқұрсауының ауданы	Мұздықтар саны	Қазіргі кезде мұзқұрсану ауданы, км2	Морена асты ауданы, км2	Мұзқұр-санудың жалпы ауданы, км2	Мұздық көлемі, км3
Қазақстандық Алтай Жоңғар Ала-тауы (Арқас) Күнгей Адлатау Іле Алатауы (Лабас) ҚырғызАлатауы Талас Алатауы	328 18 1369 163 393 34 250	72,3 14,8 813,9 126,4 422,7 9,5 76,5	17,3 1,8 186,1 15,0 46,6 5,6 9,9	89,6 141,0 16,6 1000 469,3 15,1 86,4	3,5 0,5 45,9 6,6 27,7 0,7 2,3
Барлығы:	2555	1536,1	282,3	1818,4	87,2

Түрлі ендіктердегі қар шегінің биіктігі

. Орографиялық қар шегі шатқалдарда, қуыстарда сақталған қар дақтарының төменгі шекарасы болып табылады. Бұл қар дақтары тау жоталарының көлеңке (күннен таса),теріскей беткейлерінде, климаттық қар шегінен төмен орналасады. Мысалы, Солтүстік Оралдың

терең, күн түспейтін терең шұңқырларында (қар) мұздықтар теңіз деңгейінен санағанда 500... 1000 метрлік биіктіктерде кездеседі. Климаттық және орографиялық қар шектерінің ара-сындағы биіктік алшақтығының мөлшері жүздеген метрге жетуі мүмкін:

Қар шегінен жоғары түскен қарлардың шоғырлануына қолайлы жағдай жасайтын жер бедері болған жағдайда қарлықтар қалыптасады. Уақыт өте келе олар айтарлықтай қайта қалыптасудан өтеді. Күндіз, жылу әсерінен қардың үстінгі қабаты ериді, ал түнде ол қатып, мұз қабыршағы (наст) пайда болады. Мұнымен қатар, бір мезгілде қардың тығыздалу, отыру процесі жүреді.

Келесі жауған қар, алдыңғы қардың үстіне жиналып, салмағымен астыңғы қабатты тығыздайды. Тығыздалған қардың құрылымы дәндік түрге ие болып, фирнге айналады. Фирн дегеніміз ақ — сұр түстегі дәндік құрылымды масса, оның тығыздығы 0,3...0,5 г/см³. Олар қабат-қабат болып орналасады. Фирннің қалыңдығы бірнеше миллиметрден ондағаи сантиметрге жетуі мүмкін және қабаттар өзара жұқа мұз қабатымен бөлініп жатады. Мұз қабыршақтың қалыңдығы 1 миллиметрден 50 см-ге дейін болады. Климаты қатаң қар еруі мүлде байқалмайтын аймақтарда фирн сублимация жолымен, яғни қардың булануының және буының қайта кристалдануы арқасында пайда болады. Фирннің жоғары қабаттарының төменгі қабаттарына қысым жасауының арқа­сында мұз дәндерінің тығыздалып, бір-бірімен жабысып бірігу процесі жүреді. Ал, тығыздалған фирн, денесіндегі ауа қоспаларының арқасында ақ түсті, мөлдір емес, тығыздығы 0,85 г/см³,фирндік мұзға айналады. Қысым одан әрі өскен сайын фирндік мұз тығыздығы 0,88— 0,9 т/м³ тең көгілдір түстегі кристалды, немесе глетчерлік (glacier —фр. мұз) мұзға айналады.

Мұздықтың қалыптасу процесінде режеляция және

ақпалық маңызды рөл атқарады. Режеляция деп мұз

Сыртқы күштердің әсер етуіне қарамай мұздың өз формасын бұзбай, тұтастығын сақтай алу қабілетін ақпалық деп атайды. Мұздың бұл қасиеті-ауырлық күшінің әсерінен мұздықтың ағу қабілетін айқындайды.

Мұздың температурасы неғүрлым еру нүктесіне жақын болса (0°С) және оған әсер ететін қысым жоғары болса; солғұрлым мұз ақпа, майысқақ келеді.

Қалыптасқан глетчерлік мұз ауырлық күшінің әсерімен қозғалысқа түседі. Бұл қозғалыстың нәтижесінде мұздық қар шегіне жетіп, одан төмен кері теңдестік аймағына душар болады, Мұнда мұз еру процесі жүреді. Яғни, әрбір мұздықта екі ерекше аймақ ерекшеленеді: мұздықтың қоректену аймағы немесе фирндық аймақ және ағынды аймағы немесе мұздықтың тілі. Бұл екі аймақтың өзара шекарасын фирндық шек деп атайды.

Мұздықтардың қозғалысы айтарлықтай күрделі әрі әзірше толық анықталмаған процестер қатарына жатады. Мұнда да өзен ағысындағыдай ауырлық күші қозғалтқыш күші болып табылады. Мұздықтарды өзенмен салыстыруға болатынын көптеген бақылаулар мен арнайы қойылған тәжірибелер көрсетіп берді. Мұздық пен аңғардың, беткейлерінің, өзара үйкелісінің нәтижесінде мұздың қозғалыс жылдамдығы мұздықтың ортасынан шеттеріне қа­рай біртіндеп кемиді. Сонымен бірге кедергілердің өзгеруіне байланысты қозғалыс жылдамдығы мұздықтың беткі қабатынан табанына қарай да кемиді. Аңғардың тарылуы мұздықтың қозғалыс жылдамдығын күшейтсе, ал аңғардың кеңеюі— керісінше, жылдамдықты тежейді. Мұздықтардың қозғалыс жылдамдығы едәуір мөлшер-де құбылады., Мысалы, құрлықтағы мұздықтардың қозғалыс жылдамдығы жылына 20...30 м болса, Альпі тауларының ірі мұздықтары жылына 30...150 м жылдамдықпен қозғалады, Шпицбергенде — 365 метрге дейін, ал кейбір Гималай мұздықтарының қозғалыс жылдамдығы жылына 700...1300 м жетеді.

Қозғалыс кезінде мұздықтардың денесінде қапталдық, ұзына бойлық және көлденең жарықтар пайда болуы мүмкін. Қапталдық жарықтар мұздықтың орталық және екі қапталдық бөліктеріндегі қозғалыс жылдамдықтарының өзгешеліктерінің әсерінен пайда болады. Жарықтар екі қапталдан жоғары қарай 30...45° бұрыш жасай бағытталып , мұздықтың қозғалу бары-сында өзгеріске ұшырайды.

Мұздықтардағы жарықтардың пайда болуы: а-—қапталдық; з — көлденең; б — ұзына бойы.

Мұздықтың денесіндегі ұзына бойлық жарықтар оның тар аңғардан кең аңғарға шыққан кезінде пайда болады.Мұздың жайыла ағу барысында туындайтын көлденең кернеулер веерге ұқсаған жарықтардың пайда болуына себепші болады

Көлденең жарықтар мұздықтың табанында көлденең, орналасқан кертпештің (уступ) болуынан пайда болады. Жарықтардың ені, тереңдігі және ұзындығы түрліше болып келеді. Мұздықтың орталық бөлігіндегі жарықтың тереңдігі 250м жетуі мүмкін.

Қозғалыс процесінің барысында мұздықтар аңғардардың сағаларына тау жыныстарының мүжілу өнімдерін алып шығады. Мұздықтардың денесіне түскен және мұздықпен бірге қозғалысқа қатысатын тау жыныстарының мүжілу өнімдерін (ірі қойтастардан шаң — тозаңға дейін) морена деп атайды. Сондықтан, мұздықпен бірге қозғалатын моренаны қозғалыстағы, ал қозғалысты тоқтатқандарын шөгінді деп атаймыз.

Мұздықтың денесіндегі орналасу жағдайына қарай қозғалыстағы мореналар беттік, ішкі және түпкі деп бөлінеді. Беттік мореналар аңғардың беткейлерінен құлаған тау жыныстарының сынықтары мен қоршаған тау беткейлерінен желмен әкелінген шаң-тозаңдардан тұрады. Мұздықтардың шетінде орналасқан тау жыныстарының, сынық қалдықтарынан құралған үйінді белдікті қапталдық морена деп атайды. Әдетте беттік морена тау жыныстарының үшкір формадағы, сұрыпталмаған сынықтарынан тұрады.

Ішкі мореналар алғашында мұздықтың бетіне түскен, сонан соң біртіндеп мұздықтың денесіне «жұтылған» тау жыныстарынан тұрады.

Төменгі немесе түптік мореналар жатқан орнынан күшпен сырылған материалдардан және беттік, ішкі мореналардың бөліктерінің төмен түсуінің нәтижесінде пайда болады. Түптік мореналарды құрайтын тау жыныстары жұмырланған, өңделген формада болып келеді. Морендік материалды мұздық түгелімен өзінің тілінің, шетіне тасымалдап жеткізеді. Бұл материалдар аңғарды көлденең алып жатқан бел түріндегі үйінді тау жыныстарынан тұрады, оны шеткі морена деп атайды.

Қар шегінен төмен түскен мұздық жылу ағысының әсерінен ери бастайды. Еру процесіндегі негізгі рөлді климаттық факторлар атқарады. Мұздықтың беткі қабатының еруі күн сәулесінің тікелей жылуының әсерінен, жылы ауаның ысытуынан, жаңбырдың әсерінен және мұздықты қоршаған тау беткейлерінен шағылысқан радиациясынан болады. Таулы жерлерде ауаның температурасының тәулік ішінде шұғыл құбылмалылығының, салдарынан мұздықтың, беткі қаба-тының еруі күндізгі сағаттарда күшті көрініс береді. Қараңғы түсісімені және суық бұлыңғыр күндерде еру тез тежеледі.

Мұздыққа жылу тек оның беткі қабаты арқылы ғана емес, сонымен қатар астьщғы қабатын ерітетін жылу табаны арқыльі да келеді. Әрине, м-үздықтың астыңғы кабатының еруінін, рөлі айтарлықтай болмайды және түбіне жақын жұка қабатқа ғана тарайды,

Мұздың үздіксіз еру жағдайында мұздықтың тілінің қар шегінен төмен деңгейде ұзақ уақыт сақталуы тек жаңа мұз массалары тұрақты түрде түсіп тұрған жағдайда ғана мүмкін. Егер бұл масса еріген массаға тең болса, онда мұздықтық тілінің жағдайы өзгермейді. Егер жаңа мұз массалары оның еруі мен булануынан көп мөлшерде түсетін болса, онда мұздықтың тілінің мөлшері өсіп, аңғармен төменге, яғни алға жылжиды. Керісінше болған жағдайда мұздықтың массасы кішірейе бастайды, мұздықтың тілі қысқарып, аңғармен кейін қарай (жоғары) жылжығандай болады яғни мұздық шегінеді. Қысқы және жазғы еру жағдайларының өзгеруіне сәйкес жүретін ерудің маусымдық құбылмалылығының амплитудасы әдетте соншалықты көп емес, шамамен 10..20 метрден аспайды. Мұздық қыста көрсетілген қашықтықта аңғармен алға жылжыса, ал жазғы мерзімдік өзінің күзгі шекарасына шегінуі мүмкінКөпжылдардың көлемінде өтетін мұздықтардың алға жылжуы және шегінуі климаттың циклдық құбылмалылығына сәйкес жүреді. Қоректену ймағындағы жауын-шашынның көбеюі мен еру аймағындағы температураның төмендеуі мұздықтың жүйелі түрде өсуіне, сөйтіп оның аңғармен төмен таралуына әкеліп соғады. Айтылған себептердің керісінше бағытта болуы мұздық қысқаруына, тіпті оның жойылып кетуіне әкеліп соғуы мүмкін.

1. Ж. Достайұлы. Жалпы гидрология. А. 1996

2. Н. П. Неклюкова. Жалпы жертану. А. 1980.

3. Зологин Б. Мировой океан . М. 2001.

4. Богданов Д. В. География Мирового океана. М. 1978.

5. Шубаев Л. П. Общее землеведение. М. 1990.

6. Мильков Ф. Н. Общее землеведение. М. 1990.

7. Құсаинов С. А. Жалпы геоморфология. А. 1998.

8. Достав Ж. Табиғат суларын ластанудан және сарқылудан қорғау. А. 1993.

9. Мехаилов В. Н, Добровольский А. Д. Общая гидрология. М. 1991.

10. Горбунов А. П. Льды под землей. А. 1982.

б) қосымша

11. Достав Ж. Жалпы гидрология. А. 1993.

12. Долгушен Л. Д. Ленники. М. 1989.

13. Жаппарханов С, Бәкіров Н. Көгілдір континент құпиялары. А. 1985.

14. Омаров Т. Р. Қазақстанның өзендері мен көлдері. А. 1975.

15. Кан С. И. Океан и атмосфера. М. 1982.

16. Алексин О. А, Ляхин Ю. И. Химия океана. М. 1984.
Лекция мәтіні:

Су қорларын қорғау табиғат қорғау пәнінің негізгі бір бөлігі болып табылады. Табиғатты қорғау ерте заманнан бастау алды. Көне заманның өзінде халықтар табиғат қорының сарқылатынын бөлінгеннен кейін табиғаттан тек қана ала бермей, оның орнын толтырып, қайтадан қалпына келуіне көмектесу керектігіне көздері жеткен.

Қазақ халқында халықтың табиғатты қорғау дәстүрі ертеден сақталған. «Елім бай болсын десең, жеріңнің бабын тап» - деген халық мақалын есте ұстаған ата-бабамыз күзеуге, көктеуге, жайлауға және қыстауға көшіп, қонысын ауыстырып отырған. Мұның түбірі табиғат қорларын қорғауда, ләжі болса оны арттыруда жатыр.

Суды қорғау деп адамзаттың Жер бетіндегі табиғи су қорларының жай-күйін жақсартуға, қалпына келтіруге және оларды сақтауға бағытталған әрекетін айтамыз.

Бұрынғы ТМД – ның және басқа да тәуелсіз республикаларының Негізгі Заңдарында: «... судың физикалық, химиялық және гидробиологиялық қасиеттерінің өзгеріске ұшырауы мен оның өзін - өзі тазарту қабілетінің нашарлауының әсерінен адамдардың денсаулығына зиян келтіруге, балық қорларының азаюына, сумен қамтамасыз ету жұмысын нашарлатуға және тағы басқа да қолайсыз құбылыстарға әкеліп соғатын ластанудан, қоқыстанудан және сарқылаудан барлық су көздері қорғалуға тиіс», - деп жазылған.

Адамдардың кәсіптік әрекетінің және тұрмысқа пайдаланылуының тікелей немесе жанама әсерінен судың құрамының және қасиеттерінің өзгеріске ұшырауын, яғни су көзінің бір бөлігінің немесе түгелімен пайдаланудың кез келген бір түріне жарамсыз болып қалуын судың ластануы деп атаймыз.

Әдетте су көзіне оның сапасын өзгеріске ұшыратпайтын, суда ерімейтін бөгде заттардың (ағаш жаңқалары, күл-қоқыс, метал сынықтары, құрлыс қалдықтары және тағы басқа заттар) түсіп жиналуын қоқыстану деп атаймыз.

Табиғат суларын қорғау проблемалары әсіресе өнеркісібі дамыған елдердің алдында өткір қойлып отыр. Өндірістің дамуы табиғи қорлардың кемімен бірге, қоршаған ортаның ластануына әкеліп соқты. Өндірістен шығатын керексіз заттармен алдымен топырақ, ауа су көздері ластанады. Бұл ластану өсімдіктерге, жануарларға жағымсыз әсер етіп қана қоймай, адам баласының денсаулығы мен өміріне де қауып төндіреді. Мысалы, Еуропадағы ең ірі Рейн өзенінің ағындысымен Солтүстік теңізге жылына 24 млн тонна өндіріс қалдықтары құйылады, сөйтіп, Германия, Голандия секілді мемлекеттердің 20 млн-нан астам халқының таза ауыз суымен қамтамасыз етілуіне және олардың өміріне қауіп туғызады. Өзенде балық жоқ, шомылу адам үшін қауіпті. Адамдарды шомылдырмау үшін өзен үстінде полиция тікұшағы (вертолет) бақылап жүреді.

АҚШ өзендері түгел дерлік күшті ластанған, әсіресе Огайо және Потомак өзендері. Потомак өзенінің түбіндегі шөгінділердің қалыңдығы 3 метрге жетеді. Өзенде тіпті, су шаңғысымен серуендеуге тыйым салынған, себебі шашыраған су тамшыларындағы ауру қоздырғыш боктериялардан спортшыларға ауру жұғу қауіпі бар. Тіпті, АҚШ – тың ең сулы өзені – Миссиспидің кей бөліктерінде шомылуға тиым салынатын хабарладырулар қойылған. Ұлы көлдер жүйесінде Эри көлі өлуге жақын, себебі бұл көлуге жылына су құбылбаларымен 4,7 млнтекшеметр лас сулар мен 38 млн. текше метр Кливленд, Детройт, Эри, Буффало және басқа қалалардың автомобиль, болат құю және химия кәсіпорындарының қалалық сулары құйылады.

Жапония өзендері де апатты жылдамдықпен ластануды бастан өткізеді. Кәсіпорындардың ақаба суларында кадмий, сынап секілді, суды уландыратын химиялық элементтер көптеп кездеседі. Италия, Франция, секілді аса ірі мемлекеттердің өзен көлдерінің жайы да осыған ұқсас күй кешуде.

Біздің еліміздегі жағдай да мәз емес. Оған Арал аймағының апат аймағы болып жариялануы толық мысал бола алады. Арал көлін қоректендіретін, Орта Азия мен Қазақстанның ең ірі өзендері Әмудария мен Сырдарияның сулары тыңайтқыш, өнеркәсіп қалдықтарымен уланумен қатар толық сарқылауға ұшырап отыр. Мұндай жағдай Ертіс, Нұра, Сарысу, Шу, Іле өзендерінің алаптарында да қайталануда. Қазақстан Ғылым Академиясының география институтының зерттеулеріне қарағанда (Достаев Ж., Омаров Т.Р., Тұрсынов А.А., Филонец П.П.) Нура, Ертіс өзендеріндегі судың құрамындағы сынып, қорғасын, мырыш, кадмий секілді қателері ауыр металдардың мөлшері ШМШ – нен бірнеше ондаған есе асып түсетіні белгілі болып тұр.

Су қорларын қорғау проблемалары біздің республикада да шегіне жетіп отырғанына жоғарыда келтірілген мысалдар куә бола алады. Табиғат қорғау шаралары су пайдаланудың аса шапшаң түрде өсуіне ілесіп үлгере алмай отыр. Әсіресе, өнеркәсібі дамыған аудандарында орналасқан кішігірім өзендер мен көлдер қиын жағдайда қалып отыр. Су қорларын халық шаруашылық қажеттілігін қамтамасыз етуге жеткіліксіздігінен бұл өзендер толық сарқылауға ұшырады. Оған Орталық Қазақстандағы Кеңгір, Жезді өзендері, Іле Алатауының Кіші Алматы, Талғар, Есік өзендері мысал бола алады. Осы өзендерінің су қорын жартысынан көбін Алматы, Талғар, Есік өзендері мысал бола алады. Осы өзендерінің су қорының жартысынан көбін Алматы, Талғар, Есік, Жезқазған, Сәтбаев қалаларының кәсіпорындары пайдаланылады. Жазда, қалған су қоры суғару үшін алынады. Былайша айтқанда өзен арналарында ағын су қалмайды деуге болады. Есесіне ауылшаруашылық кәсіпорындары аталған өзендерге, олардың табиғи су қорларымен шамалас лас суларды төгеді. Яғни, бұл өзендердің арналарымен өз ағындысы емес, тазартудан өткенмен кәсіпорындардың қалдық ақабы сулар ағады.

Сырдария, Амудария және Ертіс өзендерінің төменгі ағысында орналасқан алабында арнамен химиялық қоспа, зиянды лас ақаба сулар ағуда.

Судың сапасы ондаған зиянды қоспалардың қоюулығымен бағаланады, яғни лас суда таза сумен сұйылту дәрежесіне тәуелді. Сондықтан шұғыл түрде даму үстіндегі халықшаруашылығының қажзеттілігі үшін интенсивті түрде су алу жағдайында, тіпті қахзіргі замандағы лас суларды тазартудың озат тәсілдерін қолданғанның өзінде су көздерінің ластану процесі одан әрі жалғаса бермекші.

Еліміздің түрлі аудандарындағы су хкөздерінің санитарлық жай-күйлерінде, ондаған өнеркәсіптің шоғырлануына, сипатына және халықтың тығыз орналасуына байланысты бірқатар өзгешеліктері болады.

ТМД – ның Еуропалық бөлігінің солтүстік және солтүстік батыс аудандарында су көздерінің ластануы целлюоза – қағаз, гидролиздік, ағаш өңдеу, ағаш ағызу кәсіпорындарының қалдықтарына қарыздар.

Оралда, Кузнецк және Донецк аймақтарында су көздерінің ластануы қара және түсті металлургия, коксохимия кәсіпорындарының қалдықтары және шахты сулары кінәлі.

Батыс Сібір, Еділ бойы Башқұртстан және Әзірбайжан жерлеріндегі су көздері мұнай шикізаттарымен ластанады.

Ауыл шаруашылығы дамыған аудандарда (Украйна, Молдава, РСФСР – дың оңтүстік шығысы, Орта Азия республикалары) су көздері негізінен пестицидтермен және тыңайтқыштармен ластанады.

Түрлі су объектілерінің сапасының өзгеру барысы біркелкі емес. Судың сапасын жақсартумен қатар нашарлауы немесе бірқалыпты түсуі (стаблизация) да байалады. Жалпы, елімізде соңғы кездегі су қорғауға көңіл аудаудың күшеюіне байланысты соңғы уақыттарда елеусіз болса да су көздерінің сапасы жақсаруға бет алынған айтуымыз керек.