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.