Лекция: 30 Лаборатория: 15 обсөЖ: 45 СӨЖ: 45 Барлық сағат саны: 135 Қорытынды бақылау: емтихан (40 балл)

МАЗМҰНЫ

1. 
   Алғы сөз ….…………………………………………................................................
   
2. 
   Жалпы мәліметтер………………………….………................................................
   
3. 
   Курстың мақсаты мен міндеті ………………………………….....................….....
   
4. 
   Курстың пререквизиттері, постреквизиттері.…………..........................................
   
5. 
   Жұмыс оқу жоспарынан көшірме.……....................................................................
   
6. 
   Оқу сабақтарының құрылымы………………………..............................................
   
7. 
   Студентке арналған ережелер………………….......................................................
   
8. 
   Оқу сағаттарының кредитке сәйкес тақырып
   

9. 
   Лекция сабақтары.......................................................................................................
   
10. 
    Лаборатория сабақтарының жоспары.......................................................................
    
11. 
    ОБСӨЖ тақырыптары мен жоспары.........................................................................
    
12. 
    СӨЖ тақырыптары .....................................................................................................
    
13. 
    Пайдаланатын әдебиеттер мен web сайттар тізімі...................................................
    
14. 
    Студенттердің білімін бақылау түрлері (тест, бақылау сұрақтары т.б).................
    
15. 
    Студенттердің академиялық білімін рейтингтік бақылау жүйесі..........................
    

Оқу әдістемелік кешен «Жалпы жертану» пәні бойынша 5В011600 «География» мамандықтарының студенттеріне осы курс бойынша оқытушының жұмыстан неғұрылым тиімді ұйымдастыруға арналған барлық қажетті оқу-әдістемелік материалдарды құрайды. Білім беруде кредиттік технологияны пайдаланып, барлық құжаттарды бір кешенге біріктіре отырып, пәнді меңгеру процесінде студенттің білімін, машықтануын және біліктілігін жоғарғы деңгейге көтеру мақсаты көзделініп отыр.

СӨЖ- студенттердің өзіндік жұмысы.

Оқыту бағдарламасы (Syllabus), семестрдің басында әрбір студентке беріліп, студенттің білімін тереңдетуге, пәнге деген ықыласының артуына, шығармашылық және зерттеушілік қабілеттері ашылып, одан әрі дамуына себебін тигізеді деп күтілуде.

Дәрістің қысқаша жазбасы студентке қайсы бір тақырыпты қарастыруда неге назар аудару керектігіне бағыт береді, санасына негізгі ұғымдар мен терминдерді енгізеді. Пәнді толықтай меңгеру үшін студент ұсынылған әдебиеттің барлығымен дерлік жұмыс өткізіп және өзіндік жұмысының барлық көлемін орындауы қажет.

Тапсырмалар мен жағдайлардың жиынтығы студенттерге кредиттерді тапсыруда пән бойынша өз білімдерін тексеруге және рейтингтік бақылауды тапсыруға, сынақ/емтиханды алуға арналған.

Жалпы жертану курсы физиа-георафиялық ғалымдар табиғатты зерттейтін жаратылыстану ғылымдарына жататындығын білу.Физикалық георафияның зерттеу объектісі –Жердің кешенді қабығы, мұның өзі литосфера, гидросфера, атмосфера- географиялық қабықша деп аталатын бізді қоршаған әлем дүниесінің қашан және қалай пайда болғанын, дамығанын көрсетуге талпыну , мүмкіншілігінше дәлелдей беру. Географиялық қабықша бір-бірімен тығыз байланысты болатын жекеленген геосфералардың біртұтас бірлігі.

Пәннің міндеті:

- Физикалық географиыны оқытудың міндетін

- студенттерге жер планетасының пайда болуын

- эвалюциялық ерекшеліктерін,

- географиялық қабықшаның қоршаған кеңістік пен қарым – қатынасты байланысты болуын

- қазіргі жалпы геосфераның пайда болуы жайында атап көрсету.

- Географиялық қабықша туралы түсінік беру.

- Жердің ішікі құрылыстарын

- Мұхит суларының қозғалыстарын түсінк беру
4. КУРСТЫҢ ПОСТРЕКВИЗИТТЕРІ МЕН ПРЕРЕКВИЗИТТЕРІ

№	Пререквизиттер	Постреквизиттер	Кафедра	Кафедраның қабылдаған шешімдері, хаттаманың реті мен күні
1	Физикалық географияның бастапқы курсы	Материктер мен мұхиттар географиясы	Тарих және география кафедрасы	№ Хаттамасы ---------- 2010 ж.
2		Антропогендік ландшафт

5. ЖҰМЫС ОҚУ ЖОСПАРЫНАН КӨШІРМЕ

№	Кредит саны	Курс	Жалпы сағат саны	Аудиториялық сабақтар			Аудиториядан тыс сабақтар	Қорытынды бақылау
				лекция	Лаборатория	ОБСӨЖ	СӨЖ
1	3	1	135	30	15	45	45	емтихан

6. ОҚУ САБАҚТАРЫНЫҢ ҚҰРЫЛЫМЫ:

Жұмыс бағдарламасында (силлабус) сағаттар оқу жұмыстары түрлеріне қарай бөлінген: лекция, семинар, СӨЖ (студенттің өзіндік жұмысы), ЛБС-лабораториялық сабақтар.

Лекция – студентке тақырыпты игеруде неге назар аударуына бағыт береді.

Пәнді толық меңгеру үшін студент ұсынылған әдебиеттердің барлығымен жұмыс істеуі қажет

Лабораториялық сабақтарда – студент талдау, салыстыру, тұжырымдау, проблемаларды анықтай білу және шешу жолдарын белсенді ой әрекет талап ететін әдіс-тәсілдерді меңгеруі керек

Материалды сабақ үстінде оқытушының көмегімен оқып меңгеру.

Оқытушы тақырыпқа сәйкес студенттің білім деңгейін тексереді, бақылайды.

СӨЖ-студенттің өзіндік жұмысы. Студент СӨЖ тапсырмаларын кестеге сәйкес белгіленген мерзімде оқытушыға тапсыруға міндетті.

Лабораториялық сабақтарда студент теориялық қорытындыларын, яғни, теория мен тәжірибе бірлігін анықтап, құрал-жабдықтарды құрастыруға, пайдалануға дағдыланады, тәжірибе кезінде алынған нәтижелерді талдауды, теориямен сәйкестеліп дәлелдеуді үйренеді.

7. СТУДЕНТКЕ АРНАЛҒАН ЕРЕЖЕЛЕР :

Сабаққа кешікпеу керек.

Сабақ кезінде әңгімелеспеу, газет оқымау, сағыз шайнамау, ұялы телефонды өшіріп қою керек.

Сабаққа іскер киіммен келу керек.

Сабақтан қалмау, науқастыққа байланысты сабақтан қалған жағдайда деканатқа анықтама әкелу керек.

Жіберілген сабақтар күнделікті оқытушының кестесіне сәйкес өтелінеді.

9. 
   ЛЕКЦИЯ САБАҚТАРЫ
   

1. Жалпы жертану физикалыќ география пєнініњ мақсаттары

2. Физика-географиялық ғылымдар

Лекцияның мақсаты:

Жалпы жертану физикалыќ география пєнініњ мақсаттары мен физика-географиялық ғылымдарды қарастыру.

1.Жалпы жертану физикалыќ география пєнініњ негізігі курсы болып табылады. География адам ойымен аќыл есініњ дамыѓан кезењінде пайда болып,тарихи тамыры терењге тартылѓан.Ењ алѓашќы географиялыќ ой пікірлер ежелгі ‡ндістан,Ќытай, Месопотамия, Египет жерінде ќалыптаса бастады.

География ѓылымыныњ ж‰йелену процесі антикалыќ уаќытќа тура келді (VII-I ѓѓ.б.э.д.).Б±л уаќытта Жердіњ мынадай ќасиеттері аныќталѓан еді:Жердіњ пішіні,кµлемі,Єлемде ќозѓалу баѓыты аныќталѓан еді.Кµп уаќытќа дейін география тек таныстырушы-бейнелеуші ѓылым ретінде болды жєне географияныњ сол кездегі міндеті жањадан ашылып жатќан жерлермен жєне мемелекеттермен таныстыру болып табылды. Географияныњ дамуына ‰лкен єсерін тигізген кезењ ¦лы географиялыќ ашылулар кезењі болып табылады(XV ѓасырдыњ ортасынан XVII ѓасырѓа дейін). Осы ашылулардан соњ Д‰ниеж‰зілініњ ќ±рлыќтарымен м±хиттарыныњ картасы жасалынды.

Ѓылыми географиялыќ зерттеулер XVII ѓасырдыњ екінші жарытысынан басталды.Жер бетін айнала саяхаттау , ќ±рылыќтыњ ішкі бµліктерін зерттеу,Антарктиданыњ ашылуы, ѓылыми географиялыќ ќоѓамдардыњ ќ±рылулары осы кезењге тєн еді.XIX ѓысырдыњ соњымен XX ѓасырдыњ басында география ѓылымынан бірнеше ѓылыми салалары бµлініп шыѓа бастады.Мысалы: климатология, океонология ,геоботаника жєне т.б.

Географиялық қабық дегеніміз – Жердің сыртқы қоршаған қабығы, құрамына литосфера, гидросфера, атмосфера, биосфера кіреді. Бүл біздің планетамыздың қиын және күрделі жүйелерінің бірі. Географиялық қабық гидросфераны толығымен, атмосфераның төменгі қабаттарын, литосфераның жоғарғы қабаттарын және сондағы тіршілік иелерін зерттейтін географияның ірі салаларының бірі.

2.Қазіргі заманғы география- ең алдымен физика-географиялық және экономико-география ғылымдарына бөлінетін өзара байланысты ғылымдар системасы.

Физика-география ғылымдар (физикалық география) табиғатты зерттейтін жаратылыс тану ғылымдарына жатады. Физикалық географияның зерттеу обьектісі- Жердің комплексті қабығы, мұның өзі литосфераның, гидросфераның, атмосфераның, организімдердің жанасуы, өзара араласуы және өзара әрекетінің нәтижесінде қалыптасып географиялық (ландшафтық) қабық деп аталады. Бұл күрделі материялдық системаға «бос энергияның әр түрлеріне ерекше бай боуы; заттардың бос элементарлық бөлшектерден атомдар, иондар,молекулалар арқылы химиялық қосылыстар мен ең күрделі денелерге дейінгі ерекше әр түрлі дәрежедегі агрегаттылығы; органикалық дүниенің, топырақ жамылығысының, шөгінді жыныстардың, рельфтің әр түрлі формаларының болуы; Күннен түсетін жылудың шоғырлануы; төмен температура мен қысымның термодинамика заңдарының үстемдігі; адамзат қоғамының өмір сүруі тән».

Біртұтас, ажыратылмас географиялық қабық бір тектес емес және оның құрылысы өте күрделі. Жердің барлық сыртқы қабықтарының ең тығыз контактіленген қабаты айрықша күрделілікпен ерекшеленеді. Мұны географиялық қабықтың компоненттері тау жыныстары және бұлардан пайда болған рельеф, су,ауа, топырақ, организімдер- оның әр түрлі учаскелерінің әркелкі дамуының нәтижесінде әр түрлі күрделілік пен әр түрлі масштабтағы ұштасуын қалыптастырады.. Табиғат компоненттерінің мұндай тарихи қалыптасқан ұштасуын табиғат немесе физикалық-географиялық комплекстер деп атайды. Географиялық қабық өзі ең ірі (планетарлық) табиғат комплекісі бола отырып, көптеген салыстырмалы дербес, қарапайым және күрделі,ірі және ұсақ табиғат (физикалық-географиялық) комплекстерінен тұрады. Географиялық қабықты планетарлық табиғат комплекісі ретінде «тұтас оның зат құрамының ең жалпы ерекшеліктерін,географиялық құрылымы мен дамуын- физикалық география (жалпы жер тану ғылымы)»зерттейді. Жалпы планетарлық географиялық заңдылықтарды білу планетарлық табиғат комплекісінінің кез келген бөлігінің ерекшеліктерін түсіну үшін, қоғамның планетарлық масштаб алған географиялық қабыққа әсерлерін есептеу, болжау және реттеу үшін қажет. Көпшілік географтардың қабықтың табиғат комплекісін құрайтын учаскелерін және адам әрекеті арқылы өзгертілген, сол сияқты өзгертілмеген учаскелерін зерттеумен шұғылданатын физикалық географиялық –ландшафт тану саласы.

Ландшафт деп табиғат комплекісін түсінеді, бірақ кейбіреулер бұл түсінікті оның көлемі мен күрделілігіне (ландшафт-табиғат комплекісі) қарамастан кез келген табиғат комплекске тарата береді. Ал екінші біреулер ландашафт деп кеңістік пен уақыт ішінде жекелілігімен, қайталанбаушылығымен ерекшеленетін белгілі дәрежедегі табиғат комплекске атайды да, оны физика-географиялық аудандастыруда негізгі бірлік өлшем етеіп қабылдайды. Бұл жағдайда ландшафтқа қарағанда табиғи комлекстер неғұрлым күрделі, олар өзара ландшафт бірлестіктерін құрайды, ал күрделілігі аз комплекстер ландшафт тану өзара тығыз байланысты: сондықтан бұлар кейде «комплекстік физикалық географияға» (А.А.Григорьев,Д.Л.Арманд) немесе жай жер тануға бірігіп кетеді.

Ландшафт тану көбіне физикалық ел танумен бір деп шатастырады. Мұның соңғысы ландшафт танушылардың көзқарасы бойынша географиялық қабықтың учаскелерін «кездейсоқ» шекараларда (В.С.Преображенский), мәселен, әкімшілік шекараларда зерттеумен шұғылданады. Физикалық ел танудың зерттейтін ерекше, өзіндік пәні жоқ; зерттеліп отырған территория шегіндегі толық және жекелей кездесетін табиғат комплекстері зерттелінеді. Ел тану жұмыстары өте маңызды, өйткені бұлар практикаға (ауыл шаруашылығына, экономикаға, басқаруға т.б.) қажет және оның мүдделері ескеріліп, іріктелетін белгілі бір территория туралы физика-георафиялық мәліметтерді (физика-географиялық информацияны) береді. Алайда физикалық ел тануды ғылым деп есептеуге болмайды.

Географиялық қабықтың компоненттерін зерттеумен жеке (компоненттік) физикалық-географиялық деп аталатын ғылымдар шұғылданады. Бұған геоморфология ( рельеф туралы ғылым),климаталогия (климат туралы ғылым ), океанология (мұхиттарды зерттйтін ғылым),құрылық гидрологиясы (құрылықтағы сулар туралы ғылым), топырақтану (топырақ туралы ғылым),биогеография (биоценоздрадың бөлінісі мен ұштасуының заңдылықтары және бұларды құрайтын организімдер туралы ғылым) жатады.

Географиялық қабықтың қазіргі жағдайын, оны құрайтын барлық табиғат комплекстерін түсіну үшін олардың даму тарихын білу қажет. Мұнымен палеография шұғылданады.

Егер физикалық география жаратылыс ғылымы болса, экономикалық география қоғамдық ғылымға жатады,өйткені бұл өнідіріліс құрылымы мен орналасуын, оның әр түрлі елдер мен аудандарда дамуының ерекшеліктерін және жағдайын зертейді. Адамдардың шаруашылық, ісі, өндірістің орналасуы табиғат жағдайларына байланысты, сонымен қатар бұларға елеулі әсер етеді. Физикалық-географиялық зерттеулердің нәтижелерін пайдаланбайынша экономиалық география дами алмайды. Ол «физикалық география зерттейтін әр түрлі масштабтағы табиғат комплекстерінің даму заңдылығына сүйенуі тиіс ».Физикалық географиялық зерттеулердің экономикалық географиямен байланысы оған белгілі бір мақсатты бағыт береді.

Георафияның шектес ғылымдармен түйісуінде жаңа ғылыми бағыттар пайда болады да, олардың саны тез өсуде. Бұлар, Мәселен, медициналық,әскери, инженерлік география.

Карталарды қолданбайынша, картаға түсірмейінше географиялық зерттеулерді жүргізіу мүмкін емес.Картографиялық метод физикалық және экономикалық географияда кеңінен пайдаланып, оларды жақындастырады. Карта,оны жасау және пайдалану методтарын зерттейтін географиялық ғылымның өз алдына саласы картография пәнін құрастырады.

Ең көне ғылымдардың бірі географияның даму процесі ұзақта және күрделі. Ол сипатту және сипаттау-түсіндірме ғылымынан эксприментті қайта өзгерту, конструкциялық ғылымға айналады. Оның қазіргі міндеттері қоғамның табиғатқа әсер ету мәселелеріне ғылымның белесене араласуының мейлінше қажеттілігі арқылы анықталады. Табиғатты тиімді пайдалану, қалпына келтіру, қорғау, мақсаткерлікпен қайта өзгерту оның комплекстілігін түсіндіру, табиғат комплекстерінің структурасын, даму заңдылығын ілуді, бұлардың мүмкін боларлық өзгерістерін болжауды талап етеді.

Өзімізді қоршаған табиғатқа, планетарлық және жергілікті масшатбтарға белгілі бір заңдылықтары бар табиғат комплекісінің тұтас системасы ретінде түсінікке негізделген сапалы, ұқыпты көзқарас мектепте география оқыту кезінде тәрбиеленуі тиіс.

Лекция №2

Тақырыбы: Физикалық географияның түсінігі

Жоспары:

1.Физикалыќ географияныњ зерттелу объектілері

2. Физикалыќ география пєнініњ негізі

3. Жердің сыртқы қоршаған қабығы

Физикалыќ географияныњ зерттелу объектілерін, физикалыќ география пєнініњ негізін, жердің сыртқы қоршаған қабығын қарастыру.

1. Физикалыќ географияныњ зерттеу объектісі –географиялыќ ќабыќ жєне оныњ компоненттері ( тау жыныстары, ауа, су, топыраќ, µсіидіктермен, жануарлар ) жєне табиѓат комплекстері. Физикалық географияның зерттеу объектісі -Жердің комплексті қабығы, мұның өзі литосфераның , гидросфераның,атмосфераның, организмдердің жанасуы ,өзара араласуы және өзара әрекеттесуі нәтижесінде қалыптасып мұны географиялық қабық деп атаймыз.

Біртұтас ажыралмас географиялық қабық біртектес емес және оның құрылысы өте күрделі.Жердің барлық сыртқы қабықтарының ең тығыз контактіленген қабаты айырықша күрделілігімен ерекшеленеді.Географиялық қабық күрделі материалдық системаға «бос» энергияның әр-түрлеріне ерекше бай болуы; заттардың бос элементарлық бөлшектерден атом дар,бондар, молекулалар арқылы химиялық қолсылыстар мен күрделі денелерге дейінгі ерекше әр-түрлі дәрежедегі агрегат тылығы, органикалық дүниенің ,топырақ жамылғысының, шөгінді жыныстардың, рельефтің әр-түрлі формаларының болуы;Күннен түсетін жылудың шоғырлануы;төмен температура мен қысымның термодинаміка заңдарының үстемдігі; адамзат қоғамының өмір сүруі тән”

2.Жалпы жер тану физикалыќ география пєнініњ негізігі курсы болып табылады. География адам ойымен аќыл есініњ дамыѓан кезењінде пайда болып,тарихи тамыры терењге тартылѓан. Ењ алѓашќы географиялыќ ой пікірлер ежелгі ‡ндістан Ќытай ,Месопотамия,Египет жерінде ќалыптаса бастады.

География ѓылымыныњ ж‰йелену процесі антикалыќ уаќытќа тура келеді (VII-I ѓѓ.б.э.д.).Б±л уаќытта Жердіњ мынадай ќасиеттері аныќталѓан еді: Жердіњ пішіні, кµлемі, Єлемде ќозѓалу баѓыты аныќталѓан еді. Кµп уаќытќа дейін география тек таныстырушы-бейнелеуші ѓылым ретінде болды жєне географияныњ сол кездегі міндеті жањадан ашылып жатќан жерлермен жєне мемелекеттермен таныстыру болып табылды. Географияныњ дамуына ‰лкен єсерін тигізген кезењ ¦лы географиялыќ ашылулар кезењі болып табылады(XV ѓасырдыњ ортасынан XVII ѓасырѓа дейін). Осы ашылулардан соњ Д‰ниеж‰зілініњ ќ±рлыќтарымен м±хиттарыныњ картасы жасалынды.

Ѓылыми географиялыќ зерттеулер XVII ѓасырдыњ екінші жарытысынан басталды. Жер бетін айнала саяхаттау , ќ±рылыќтыњ ішкі бµліктерін зерттеу, Антарктиданыњ ашылуы, ѓылыми географиялыќ ќоѓамдардыњ ќ±рылулары осы кезењге тєн еді.XIX ѓысырдыњ соњымен XX ѓасырдыњ басында география ѓылымынан бірнеше ѓылыми салалары бµлініп шыѓа бастады.Мысалы: климатология, океонология геоботаника.

3.Географиялық қабық дегеніміз – Жердің сыртқы қоршаған қабығы, құрамына литосфера, гидросфера, атмосфера, биосфера кіреді. Бүл біздің планетамыздың қиын және күрделі жүйелерінің бірі. Географиялық қабық гидросфераны толығымен, атмосфераның төменгі қабаттарын, литосфераның жоғарғы қабаттарын және сондағы тіршілік иелерін зерттейтін географияның ірі салаларының бірі.

Географиялыќ ќабыќтыњ аныќ шекарасы жоќ.Сондыќтан єрбір ѓалым оны µзінше бµледі.Географиялыќ ќабыќтыњ жоѓарѓы бµлігін атмосферадаѓы озон ќабатымен шекараласса (25 км биіктікте), тµменгі ќабатын 1 км терењдікте деп есептейді. Сонымен географиялыќ ќабыќтыњ Жер бетіндегі орташа ќалыњдыѓы 30 километрге жетеді.Д‰ние ж‰зілік м±хитта шекарасы оныњ т‰біне дейін орналасќан.Географиялыќ ќабыќтыњ тµмендегідей ерекшеліктері бар:

• 
  Жер ќабыќтарыныњ єрќайсысы бір ѓана заттан: атмосфера – ауадан, гидросфера – судан, литосфера – тау жыныстарынан, биосфера – тірі организмдерден т±рады.
  
• 
  Организмдер тек ќана географиялыќ ќабыќта тіршілік етеді.Атмосфераныњ жоѓарѓы ќабатымен литосфераныњ терењ ќойнауларында тіршілік таралмайды.
  
• 
  Жерге т‰сетін К‰н сєулесімен келетін жылу т‰гелдей дерлік географиялыќ ќабыќта шоѓырланѓан. Оѓан жылу мµлшерініњ белдеулер т‰рінде таралуы сипатты.Атмосфераныњ жоѓарѓы ќабатында немесе литосфераныњ терењ бµлігінде жылу б±лайша белдеулік зањымен таралмайды.Географиялыќ ќабыќ ќ±рамдас т±тас болѓаны мен, бірт±тас д‰ние:
  
• 
  Географиялыќ ќабыќ єр-т‰рлі заттыќ ќ±рамынан шоѓырланѓан.
  
• 
  Географиялыќ ќабыќтыњ ќ±рамындаѓы заттар 3 к‰йде кездеседі.
  
• 
  Тек географиялыќ ќабыќта ѓана тіршілік кездеседі.
  

• 
  атмосфера
  
• 
  литосфера
  
• 
  биосфера
  
• 
  гидросфера
  

Географиялыќ ќабыќтардыњ барлыѓы т±йыќ µмір с‰рмейді. Мысалы, су мен ауа жарыќтарымен сањылаулар арќылы тау жыныстарыныњ, ішіне сіњіре отырып, ‰гілу процестеріне ќатысады. Оларды µзгертеді. Сонымен бірге µздері де µзгереді. Минералды заттарды ауыстыра отырып, µзендермен жер асты, жер бедерін µзгертуге ќатысады.

Атмосфераныњ тµменгі ќабаты, литосфераныњ жоѓарѓы бµлігі, б‰кіл гидросфера мен биосфера µзара бір-біріне енетін жєне µзара єсер ететін Жер ќабыѓын географиялыќ ќабыќ деп атайды. Географиялыќ ќабыќтыњ жоѓарѓы жєне тµменгі шекарасын т‰рлі ѓалымдар єт т‰рлі белгілейді.

Географиялыќ ќабыќ компоненттерініњ µзара єсер етуініњ нєтижесінде географиялыќ ќабыќтыњ µзіне ѓана тєн ќасиеттерге ие болады.М±нда тірі организмдер бар, топыраќ, жасыл организмдер-µсімдіктер К‰н энергиясын сіњіріп, онда органикалыќ заттарды бейорганикалыќ заттарѓа айналдыру процесі ж‰ріп жатады. Заттар ќатты, с±йыќ жєне газ т‰рінде болады, м±ныњ Жер бетінде тіршілікті дамыту ‰шін мањызы зор.

Ќазіргі география –ірі ж‰йелі ѓылым болып табылып , ол 2 ірі топтан ќ±ралады: физикалыќ-география жєне экономикалыќ- географиядан ќ±ралады.

Географиялық қабық өзі ең Ірі (планетарлық) табиғат комплексі бола отырып көптеген салыстырмалы дербес, қарапайым және күрделі, ірі және ұсақ табиғат (физикалық-географиялық) комплекстерден тұрады. Географиялық қабықты планетарлық табиғат комплексі ретінде тұтас оның зат құрамының ең жалпы ерекшеліктерін, географиялық құрылымы мен дамуын –физикалық география зерттейді.

Географиялық қабықтың компаненттерін зерттеумен жеке (компоненттік) физикалық-географиялық деп. аталатын ғылымдар шұғылданады. Бұған-

1.Геоморфология-рельеф туралы ғылым.

2.Климотология-климат туралы ғылым.

3.Океанология-Мұхит туралы ғылым.

4.Құрылық гидрологиясы-құралақтағы сулар туралы ғылым.

5.Топырақтану- топырақ туралы ғылым.

6.Биогеография-биоценоздің бөлінісі мен ұштасуының заңдылықтары және бұларды құрайтын тірі организмдер туралы ғылым.

7.Палеография-Географиялық қабықтың қазіргі жағдайын ,оны құрайтын барлық табиғат комплекстерді зерттеу және олардың даму тарихын зерттейді.

Егер физикалық география жаратылыс ғылымға жатады, себебі бұл өндіріс құрылымы мен орналасуын, оның әр-түрлі елдер мен аудандарда дамуының ерекшеліктерін және жағдайын зерттейді.
Лекция №3

Тақырыбы: Жер планетасы-физикалық географияның зерттеу нысаны ретінде

Жоспары:

1. Меркурий,Шолпан,Жер,Ай, Марс, Юпитер ғаламшарлары

2. Юпитер, Сатурин, Уран, Нептун,Плутон ғаламшарлары

Лекцияның мақсаты:

Жер планетасын физикалық географияның зерттеу нысаны ретінде қарастыру.

Планетелар мөлшері, химиялық құрамы, массасы, тығыздығы, айналу периоды бойынша бір­‑бірінен айырма жасайтын екі топқа Жер типтес планеталар ‑ Меркурий, Шолпан, Жер, Марс, екіншіге ‑ Юпитер типтес алып планеталар ‑ Юпитер, Сатурн,Уран,Нептун жатады.Күннен ең алыста орналасқан планета Плутон әлі онша белгілі емес,кейбір сипаттарына қарап оны екінші топқа жатқызуға болмайды.Бірқатар ғалымдар оны Жер типтес планеталарға жатқызады,ал кейбіреулері оны ерекше қарап,Күннен соншалықта қашықта жатқан планета қатарына жатқызады.

Жер типтес планеталар онша үлкен емес,көбіне олар салмағы басым элементтерден тұрады және орбиталық қозғалыста үлкен жылдамдықпен айналады.

Күнге ең жақын орналасқан Меркурий планетасы,ол шамамен Жерден үш есе кіші.Меркурийден Күнге дейінгі аралық қашықтығы 46‑дан 70 млн.километрге жетеді.

Меркурийдің атмосферасының тығыздығы шамамен 50км жоғарыдағы жердің тығыздығындай болады.Кейде онда ақ түстес,қайдан шыққаны белгісіз онша тығыз емес бұлттар байқалады.Меркурийде ауырлық күші аз болғандықтан(жердікінен 3 есе аз),планетаның қойнауынан бөлініп шыққан газдар жеңіл ұшып кетеді.Меркурий атмосферасында азот,көмір қышқыл газы,атомдық сутегі,аргон,неон кездеседі.Меркурийде магнит өрісі бар деп болжайды.

Шолпан.Жер тобындағы күнен есептегенде екінші планета,одан шеңбер дерлік орбита бойынша,жердің 225 тәулігінде бір айналып өтеді.Шолпан мөлшері,массасы,тығыздығы жағынан Жерге ұқсас.Бірақ планеталардың ұқсастығына қарағанда олардың аралығында айырмашылықтар кем түспейді.

Шолпаның айналу осі оның күн маңындағы орбитасының жазықтықтығына перпендикуляр болып келеді,ал мұның өзі Шолпанда жыл мезгілдерінің ауысуы жоқ екендігін көрсетеді.Шолпнның бетін бұлт басып тұрады,сондықтан да “Венера”және “Маринер”ғылыми автоматты станцияларын ұшырғанға дейін ол жөнінде,түсінік аз болатын.

Шолпандағы бұлтардың шығу тегі және оның құрамы белгісіз,ол мұзды кристалдардан,немесе атмосфералық газдан тұра ма?

Шолпаннан әр Күннен орта есеппен 149млн.км қашықтықта Жер орналасқан.Мұнда біз оған жете сипаттама бермейміз,әзірше 1,2‑таблитцаларда келтірілген мәліметтермен шектелеміз.Кейін тиісті бөлімдерде Жер жайында толықтырамыз.

Айда ешқандай тіршіліктін бар екендігі байқалмады.Айдың фигрурасы шардан ауытқиды.Полярлық радиусы шамамен экваториялдықтан 500м қысқа,центірден солтүстік полюске қарағанда оңтүстік полюске дейінгі қашықтығы аз.

Айдың беті, әсіресе оның көрінетін жағы жақсы белгілі.ертеден теңіздер деп аталып келген қарауытқан учаскілер базальт лавалары жапқан кең жазықтар болып отыр.ашығырақ көрінетін учаскелер‑материктер‑анортозиттарымен жамылған жоталармен аңғарлар бар биік үстіртер:Материктік учаскелер Айдың теріс жағында басым.

Айдың рельефінің аса тән формасы –кратерлер.Олардың ірілерінің көлденеңі жүздеген метрге жетеді,ал кіші кратерлерінің көлденеңі не бары бірнеше одаған сантиметірден аспайды.

Ай сілкінулерге жүргізген бақылаулар бойынша Ай мен жердің ішкі құрылысы ұқсас.Айдың қыртысы (шамамен қалыңдығы 55км),мантия‑қабығы(төменгі шегарасы 800‑1000км тереңдікте) және ядросы бар,ол блқытылған болуы мүмкін.Зерттеушілер Ай ыстық болған деп есептейді.

Марс‑Жер тобындағы сыртқы планета.Оның Күнге дейінгі ара қашықтығы 200‑ден 250 млн.км ауысып тұрады.Марс Күнді толық айналып шығу үшін 678 жер тәулігі қажет.

Марс мөлшері жөнінен Жерден 2 есе,массасы жөнінен 9есе кіші.Марс пен Жердің ара қашықтығы 56дан 400млн. км ауысып тұрады.Осімен айналу периоды 24с.37мин. яғни Жердің осімен айналу периодына жақын.

Марыстың ерекшелігі‑ақ полярлық «бөріктер» қаптаған,ол қыста өсіп,жазда тартылып отырады.Өйткені Марстың оңтүстік жарты шары солтүсттіке қарағанда жылылау,оңтүстік полярлық «бөрік»күштірек тартылады,ал кейде жазда мүлдем жоғалады.

Марстың рельфінде ашығырақ көрінетін салыстырмалы көтерінкі кеңістіктер –«материктер» және қарауытқан депресиялар‑«теңіздер» бар.Сақиналы таулар мен байланысты кратерлер,циріктер көп.Марстың беті кеуек тығыз емес және жылу сыиымдылығы аз деп болжанады,ол темір тотығы гидратары қосындысы бар силикттардан құралған.

2.Юпитер‑Күн системасындағы еңүлкен планета.Оның массасы қалған басқа планеталардың жалпы массасының 71% қамтиды.Юпитер Жерге қарағанда Күннен бес есе алыста орналасқан және күн жылуын 27 есе кем алады,оның үстіне едәуір бөлігі шағылады.

Планетаның осі оның орбита жазықтығына перпендикуляр дерлік болып келеді,ал мұның өзі жыл мезгілдері ауысуының жақсы білінбейтігін көрсетеді.

Юпитердің толып жатқан спутниктер системалары бар,оның ішінде ең үлкені –Ганимед,бұл Меркурйден де ірі.Төрт спутниктің Юпитерді айналу бағыты планетаның айналуына кері, соған қарағанда,ол Юпитердің тартылыс өрісі қосып алған кіші планеталар болуы тиіс.

Сатурн‑Юпитерге қарағанда 2 есе,Жерге қарағанда 9есе Күннен алыста жатыр.Сатурн көлемі жөнінен жерден 760 есе,ал массасы жөніне не бары 95 есе үлкен.Планета жылы Жердің 29,5 жылына тнң.Осімен айналу периоды әр ендік терде әр түрлі:25‑30 ендікте 10с14мин,ал қалған ендіктерде 10 с40мин.Күн жылуын Жерге қарағанда 98есе кем алады.

Сатурнның ерекшелігі –экватор жазықтығында жатқан 3 жартылай мөлдір сақинасы,олар Кемплердің үшінші заңына сай айналады.Сақинаның сыртқы диаметрі 27500км,қалыңдығы 100 м-ден 20км аралығында.Сатурнның 10 спутнигі бар,олар мұздан және метанан тұруы мүмкін.Күн системасындағы спутниктердің ең үлкені Сатурнның спутнигі Титан,оның метан және аммиактан тұратын атмосферасы бар.Сатурнда магниттік өрістің бар екендігі анықталмаған.

Жермне салыстырғанда планетаның диаметрі 4есе,массасы 14,6 есе артық.Күн системасындағы барлық планеталардың көп көлбеуі –98.Оның айналуы Күннің және басқа планеталардың айналу бағытына қарама-жүреді.

Уран метаннан (80%) сутектен (2%) және ауыр элементерден тұрады деп болжанады.Уранға күн жылуы Жерге қарағанда 370есе аз барады.

Уранның төңірегінде 5 спутник айналып жүреді,орбиталардың жазықтығы Уран орбиталардың жазықтығы Уран орбитасының жазықтығына перпендикуляр.

Нептун 74% аммиактан және 26% ауыр элементтерден тұрады.Нептунның екі спутнигі бар .Олардың бірі Тритон.Ол қатқан газдардан тұрады және 10млн. Жылдан 1млрд.жыл мерзім ішінде Тритон қирап бұзылуы тиіс,сөитіп Сатурндағы сияқты сақина жасалуына негіз бар.

Плутонға күн жылуы Жерге қарағанда 1600 есе аз барады және соған орай температура да төмен болуы мүмкін.Мұның өзі атмосфераға газдарын сұйық немесе қатты күйге айналдыруы мүмкін.

1. 
   Атмосфераның қабаты
   
2. 
   Торпосфера,стратосфера қабаттары
   
3. 
   Мезосфера, экзосфера қабаттары
   

Жер атмосферасы жайлы жалпы мәліметтерді қарастыру.

1.Атмосфера – жердің ауа қабығы, жер қабықтарының ішіндегі ең сыртқысы. Ол біздің планетамыздың басқа қабықтарымен үздіксіз өзара әрекеттесіп тұрады және оған үнемі Космостың әсері, бәрінен де бұрын Күннің әсері тиіп тұрады.

Атмосфераның бүкіл массасының қабатында, 50% - не жуығы оның төменгі 5 километрлік қабатында, 75 % -і 10 километрлік қабатында, ал 90 % -і 16 километрлік қабатында шоғырланған. 3000 км – ден жоғарыда атмосфераның тығыздығы планета аралық кеңістіктің тығыздығынан аз–ақ айырма жасайды, дегенмен оның ізі 10 000 км – ден артық биіктікте де байқалған.

Теңіз деңгейіндегі таза және құрғақ ауа бірнеше газдардың механикалық қосындысынан тұрады. Олардың ішіндегі негізгілері азот – 78,09% -, оттегі – 20,95% -, аргон – 0,93% -, көмірқышқыл газы – 0,03% -. Басқа газдар: неон, гелий, метан, криптон, ксенон, сутегі, азон, йодтың болмысы өте мардымсыз (0,1% -тен кем). Атмосфераның құрамдас бөліктері – азот пен оттегінің ара салмағы тұрақты болады.

100- 120 км биіктікке дейін ауа түгелдей сапырылысып жататындықтан атмосфераның құрамы біртектес болып келеді. Бұл қабат гомосфера, ал оның үстіндегі қабат, гетеросфера деп аталады. Гетеросферада атмосфераның құрамы биіктік бойынша өзгереді: 200- 250 км биіктікке дейін азот пен оттегі, 200 – 250 км – ден 500 – 700 км –ге дейін атомдық оттегі, одан жоғарыда гелий мен сутегі басым, соның өзінде олардың басым болатын қабатының төменгі шекарасы күн әрекеті күшіне сәйкес ауытқып отырады.

Су буы, озон және көмірқышқыл газы сияқты атмосфераның маңызды құрамдас бөліктерінің мөлшері мерзім бойынша да, кеңістікте де кең көлемде өзгеріп тұрады. Әсіресе ауаның температурасына байланысты су буы құрамының өзгерісі көзге түседі. Полярлық аудандарда жер бетіне іргелес ауа бар болғаны 0,2  ал экваторлық аудандарда 3 % - тей ылғал ұстайды. Ауада неғұрлым су буы көп болса, соғұрлым басқа газдар аз болады, бірақ олардың өзара қатынасы өзгермейді. Биіктік артқан сайын су буы мөлшері азая береді: 2 км шамасындағы биіктікте 2 есе, 8 км биіктікте 100 есе азаяды, ал 10 – 15 км –ден жоғарыда ауада су буы өте аз болады.

Атмосфераның Жер бетінен 70 км- ге дейінгі аралықтағы қабатында кәдімгі оттегі (О₂) молекулаларының ыдырауынан және оның атомдарының қайтадан түзілуінен пайда болатын үш атомды оттегі – озон (О₃) қатынасады. Атмосфераның төменгі қабаттарында озон кездейсоқ себептердің (найзағай ойнуы, кейбір органикалық заттардың тотығуы) әсерінен пайда болады, неғұрлым биік қабаттарда күннің ультра күлгін радиациясының әсерімен түзіледі де, оны сіңіріп алады. Озонның ең көп концентрациясы 22 мен 25 км аралығындағы биіктік. Мұнда жануарлар мен өсімдіктерді құртып жіберетін толқын ұзындығы 0,29 микронға дейін баратын ультра кулгін радиацияны жұтып алатын «экраны» («фильтрі») орналасады. Бұл радиацияның озон «экранынан» өтетін мардымсыз бөлігі көптеген микроорганизмдерді өлтіріп, адам организміне пайдасын тигізеді. Атмосферадағы озонның жалпы мөлшері онша көп емес. О⁰С температура және жер бетіндегі дағдылы қысымда ол түгелдей 3 мм қабатқа сиып кете алады. Ауадағы озон мөлшері маусымға байланысты өзгереді: көктемде көбейеді, күз бен қыста азаяды. Ол жоғары ендіктерде қалыптасқан ауа массаларында төмен ендіктердің ауа массаларына қарағанда көп болады.

Атмосферада көмірқышқыл газ (СО көміртегінің қос тотығы) су буы мен озонға қарағанда анағұрлым аз. Көмір, мұнай,газ жағу және баска адам әрекетімен болған процестер афтосферада бұл газдың айтарлықтай көбеюіне әкеліп соғады ( ғ.басынан бері 0.033 –ке дейін)

Көмірқышқыл газы өсімдік үшін қажет. Оның атмосферадағы мөлшерін реттестіріп отыруда. Дүние жүзілік мұхиттың мәні бар. Газ тәріздес құрамдас бөліктерден басқа әрқашан атмосферада пайда болуы жағынан мөлшері, формасы химиялық құрамы және физикалық қасиеттері алуан түрлі қалықтап жүретін майда бөлшектер (түтін, шаң, су буының конденсациялануынан бөлінген заттар) – аэрозолдық қоспалар бар. Жайылма беттен атмосферадағы топырақ бөлшектері, тау жыныстарының үгінділері, вулкандық тозаңы теңіз тұзы, түтін органикалық бөлшектер (микроорганизмдер, өсімдік тозаңдары) түседі. Атомдық жарылыс кезінде радиоактивтік заттары бар аэрозолдық бөлшектер пайда болады. Планетааралық кеңістіктен жер атмосферасына космостық шаң – тозаң да түседі.Атмосфераның 100 км биіктікке дейінгі қабатында жер бетіне баяу қонып жататын 28 млн.т. астам космостық щаң – тозаң бар. Аэрозолдардың жалпы салмағы 10 кем соқпайды, бірақ олардың саны өте тұрақсыз. Аэрозолдық бөлшектер бір қатар атмосфералық процестердің өрбуіне қатынасады. Ең майда конденсация ядросы – тұман мен бұлақтардың түзілуі үшін қажет. Зарядталған аэрозолдармен атмосферадағы электр құбылыстары байланысты.

Атмосфера жақсы изолятор емес; ол ионизаторлар: Күннің ультракүлгін сәуледе шашуының, космостық сәулелердің жер қыртысы мен атмосферадағы радиоактивтік заттардың сәуле шашуының әсерінен электр өткізгіштік қасиетке ие болады.

Ионизаторлар атомдар мен молекулаларға олардың қабықтарынан электрон бөлініп шығаруға жетерліктей энергия береді, бөлінген электрон бірден басқа атомға немесе молекулаға қосыла кетеді. Осының нәтижесінде бірінші атом (молекула) нейтраль жағдайдан оң зарядтыға айналады, екіншісі теріс зарядқа ие болады. Теріс және оң зарядты майда бөлшектер – иондар осылай пайда болады.

Ионданумен бір мезгілде нейтраль бөлшектер қалпына келеді – қайта сарапталу жүреді; сондықтан атмосферадағы иондардың саны үздіксіз көбейе бермейді. Зарядталған бөлшектерге ауаның молекулалары қосылып, жеңіл ион дейтіндерді түзеді. Аэрозолдарға қосылып, оларға өздерінің зарядтарын беру арқылы жеңіл иондар ірірек ауыр иондар түзеді. Атмосфераның иондануы иондардың концентрациялануын олардың 1 см³ – дегі мөлшеріне қарай байқалады.

Атмосфераның электр өткізгіштігі иондардың концентрация мен қозғалғыштығына байланысты. Биіктеген сайын иондардың концентрациясы күшейе түсетіндіктен электр өткізгіштік те арта береді де, 100 – 250 км биіктікте максималдық жағдайына жетеді.

Атмосферадағы зарядтар мен жер бетіндегі зарядтардың бірге әрекет жасауының нәтижесінде атмосфераның электр өрісі пайда болады. Жер бетімен салыстырғанда атмосфера оң зарядталған. Атмосфера мен жер бетінің арасында оң иондар мен (жер бетінен) теріс иондардың (жер бетіне қарай) тоқтары пайда болады. Атмосфераның төменгі қабаттарындағы электр өрісі өте тұрақсыз болады. Электр құрамына қарай атмосферада нейтраль құрамды қабат – нейтросфера (80 км биіктікке дейін) және ионданған қабат – ионосфера ажыратылады.

Температураның өзгеру сипатына қарай атмосфераны – тропосфера, стратосфера, мезосфера, термосфера, экзосфераға бөледі. Сфералар бір – бірінен өтпелі қабаттар – паузалармен; тропо-, страто-, мезо-, термопаузалармен бөлінген.

2.Торпосфера атмосфера массасының 80 - тен астамына ие болады. Атмосфераның су буы түгелдей дерлік тропосферада болады. Тропосфераның жоғарғы шекарасы экваторда барынша биік (17 км), ал полюстерде 8 – 10 км – ге дейін төмендейді. Қоңыржай ендіктерде тропосфераның орташа биіктігі 10 – 12 км. Тропосфераның жоғарғы шекарасының ауытқуы температураға байланысты: қыста бұл шекара биігірек, жазсда төменірек орналасады. Бір тәулік ішіндегі оның ауытқуы бірнеше км –ге жетуі мүмкін.

Тропосферада температура жер бетінен тропаузаға дейін орта есеппен әрбір 100 м-ге 0,6⁰ төмендейді. Тропосферада ауа үнемі сапырылысып отырады, бұлт пайда болады, жауын – шашын жауады. Ауаның горизонталь алмасуында батыстан шығысқа бағытталған қозғалысы басым орын алады.

Тропосфераның тікелей жер бетіне жанасып жатқан қабаты жер бетіне іргелес қабат деп аталады. Бұл қабаттағы физикалық процестер жер бетінің әсеріне байланысты ерекше өтеді. Мұнда температураның тәулік ішіндегі және оның жыл бойындағы өзгерістері ерекше анық байқалады.

Тропопауза – тропосферадан стратосфераға қарай өтпелі қабат. Тропопаузаның биіктігі және температурасы ендікке байлансыты өзгереді. Экватордан полюстерге қарай тропопауза аласара береді, бірақ бұл аласару бірқалыпты жүрмейді 30 – 40⁰ С және о.е. маңында тропопаузаның тұрақты үзілісі пайда болады. Соның нәтижесінде тропопауза тропиктік және полярлық бөліктерге бөлініп 35 – 40⁰ ендікте бірінің үстінде бірі орналасады. Неғұрлым тропопауза биік болса, соғұрлым оның температурасы төмен болады. Тек полярлық аудандарда ғана тропопауза әрі төмен, әрі салқын болады. Ең төмен температура 92⁰С тропопаузада байқалған.

Стратосфера тропосферадай емес ауа өте сирек, су буы мүлде жоқтың қасы, озон біршама мол, озонның ең көп концентрациясы 22 – 27 км биіктік. Бұл биіктікте майда мұз кристалдары мен ұсақ су тамшыларынан тұратын жұқа – перламутр бұлттар байқалады. Стратосфераның төменгі шекерасындағы температура экватордың үстінде жыл бойы - 74⁰С маңында полюстердің үстінде онан жоғары. Солтүстік жарты шарда январьда – 64 -⁰С, - 68⁰С, июльде - - 42⁰С, - 43⁰С. Биіктеген сайын температура жоғарылай береді де, стратопаузаға барғанда ⁰С +10⁰С жетеді.

Температура полюстердің үстіне қарағанда экватордың үстінде әр уақытта жоғары болады (әсіресе қысқы жарты шарда). Экваторлық және полярлық аймақтардағы температураның айырмасы ауаның горизонталь бағытта ауысу себебінен болады. 18 – 20 км- де биікте жел қыс – батыс, жаз – шығыс бағытта соғады. Конвекция дамымаған.

3.Мезосфера биіктіктен температураның айтарлықтай құлдилауымен сипатталады: төменгі шекарасында 0⁰С –тан 75 -80 км биіктікте - 75⁰С дейін және одан да төмен түседі, бұл биіктікте төмендеп келген температура қайтадан жоғарылай бастайды. Жаз бұл өңірде майда мұз кристалдарынан, мүмкін космостық шаң – тозаңның өте майда шоғырларынан тұратын жұқа жарқыраған күміс бұлттар пайда болады. Олардың араласуынан бұл биіктікте желдің бағыты мен жылдамдығының өте құбылмалы екендігі байқалады (сағатына 50 км –ден бірнеше жүз км –ге дейін).

Термосферада температура биіктік артқан сайын қайтадан жоғарылайды да, 100 км биіктікте 0⁰С – тан өтеді. Ол 150 км биіктікте +220-240 ⁰С – қа жетіп үлгіреді, 200 км биіктікте + 500 ⁰С маңында, 600 км биіктікте +1500 ⁰С. Күннің күшті әрекетіне байланысты термосфераның полярлық аймақтарында тығыздығы да (жүздеген есе), температурасы да (жүздеген градусқа) өзгеріп тұрады.Тропосферадағы газ бөлшектерінің қозғалыс жылдамдығы орасан зор, бірақ кеңістіктің барынша селдір болуына байланысты олар өте сирек соқтығысады. Сондықтан жоғары температура сезілмейді. Термосфера ионданған өте селдір газдың сферасы, сондықтан да оны ионосфера деп атайды. Термосферада негізгі ионданған мынадай төрт қабат ажыратылады: Д (биіктікте 80 км), Е (110км), F₁ (120 км) және F₂ (250-400км). Бұл қабаттар күндіз айқын байқалады, түнде Е қабаты байқалмайды деуге болады, F₁ және F₂ қабаттары қосылып кетеді. Иондану қабаттары кейде секундына 40– 80 км жылдамдықпен вертикаль бағытта қозғалысқа түседі. Иондану арқылы термосфера электр өткізгіштік қасиетке ие болады. Онда қуатты электр токтары өтіп жатады.

Термосферадағы бөлшектердің қозғалысына магнит өрісі әсерін тигізеді. 400 км –ден биікте бұның әсері басым. Магнит күші сызықтарын бойлап созылып жатқан зарядталған бөлшектердің бұлттары сағатына жүздеген км жылдамдықпен ауысып жатады. Күн әркетіне байланысты термосферада поляр шұғыласы пайда болады.

Экзосфера – тек шартты түрде шектелген сыртқы сфера шашырау сферасы, одан газдар планета аралық кеңістікке қайтып кете алады. Ол әлі аз зерттелген. Зерттеушілердің болмауына экзосферадағы температура 2000 ⁰С – қа жетеді; бір – бірінен алшақ жатқан өте тез қозағалатын бөлшектер бір – біріне соқтығыспайды деуге болады. Көбінесе экзосферадан оның жоғарғы (2000 км –ден биік қабаттарында үстем болатын сутегі атомдары кетіп жатады. Бұл сутегі жер тәжін құрайды.

Атмосфераның төменгі тікелей зерттеуге келетін қабаттары көбірек зерттелген. Жоғары жатқан қабаттардың құрылысы мен құрамы ұзақ уақыт бойы қосалқы белгілеріне қарап болжамдалынып келді. Мәселен, метеориттердің жануы атмосфераның 100 км – ден биікте айтарлықтай тығыз екендігін көрсетті, перламутр және күміс бұлттар сәйкес биіктіктерде су буы бар екендігін болжауға мүмкіндік береді, ымырт құбылыстары, атмосферадағы дыбыстың таралуы оның құрылысы туралы тұжырымдар үшін мәлімет береді.т.т.

Тек ХХ ғ. 30 жылдарында ғана тұңғыш шар – зондтар (приборларды алып ұшатын резина шарлар, шар жарылғаннан кейін приборлар парашютпен түседі) көтерілді. Қазірге кезде Жерде 600 – ден астам радиозонд станциялары жұмыс істейді.

Жерге сигнал – мәліметтер беретін радиозондтар құрлықтан және кемеден ұшырылады. Радиолокаторлар да қолданылады. 1933 ж. бастап адам тікелей стратосфераға өте бастады. Атмосфераны зерттеуде ракеталалдың бергені көп. Олардың көтерілу жылдамдығы салмағы 1000 кг болғанда 8000 км/сағ дейін жетеді.

1950ж. бастап арнаулы метеорологиялық ракеталар үзбей жіберіліп тұрады (150 км биіктікке дейін). Жоғары биіктіктен сирек әкелетін әрі әлденеше рет пайдаланылатын геофизикалық ракеталар ұшыралады. 1957 ж. Жердің жасанды спутник – бірі ұшып жүретін және қозғалмайтын, жарты шардың жартысына бірдей көз жіберуге мүмкіндік беретін ұзақ жұмыс істейтін лабораториялар «іске қосылды».

Телевизиялық, инфрақызыл, актинометриялық құралдармен жабдықталған арнаулы метеспутниктер атмосфераның жоғарғы қабаттарынан деректер беруді қамтамасыз ете алады.Бір мезгілде және үздіксіз жұмыс істейтін арнаулы спутниктер атмосфера жағдайларының үнемі өзгеріп тұратын жалпы көрінісін көз алдына келтіруге мүмкіндік береді. Атмосфераны зерттеу үшін бірнешге елдер қатынасқан жер бетінен және космостық бақылаулардың тұтас жүйесі құрылады. Біздің еліміздің атмосфераны зерттеуді Гидрометеорологиялық қызмет қамтамасыз етеді.

1.Жердегі күн радиациясы

2. Альбедо.

3.Атмосфераның төменгі қабатының жылу режимі

Жердегі күн радиациясын, Альбедо, атмосфераның төменгі қабатының жылу режимін қарастыру.

Жыл ішінде Жерден Күнге дейінгі қашықтықтың өзгеруіне сәйкес күн тұрақтылығы ауытқып тұрады: ол январьдың басына қарай көбейіп, июльдің басына қарай азаяды. Күн тұрақтылығының жылдық ауытқуы +3,5% құрайды.

Егер күн сәулелері жер бетіне барлық жерге тік түссе, онда
атмосфера жоқ жағдайда оның әрбір квадрат сантиметрі жылына 1000 ккал-дан артық күн сәулесін қабылдаған болар еді.
Бірақ, Жер шар тәріздес, сондықтан да күн сәулелері барлық жерде тік түспейді және сонымен қатар әрқашанда Жердің жартысын ғана жарық қып тұрады. Сондықтан жер бетінің әрбір 1 см²-іне орта есеппен жылына шамамен 260 кал ғана еді.Күн радиациясы интеисивтілігінің сәулелердің түсу-бұрынғышынша байланыстырылғанын қарастырайық. Радацияның максимум мөлшерін күн сәулелерінің бағытына периендикуляр бет қалдайды, өйіткені бұл жағдайда оған түсетін күн сәулелерінің шоғырының бүкіл энергиясы алаңда сәулелер шоғыры қимасы а— тең қимамен таралады . Сол сәулелер шоғыры көлбей түскенде оның энергиясы енді үлкен алаңға

(b қимасы) .жайылады да, беттің аудан бірлігі оны аз мөлшерде қабылдайды.

Неғұрлым сәулелердің құлау бұрышы аз болған сайын , соғұрлым күн радациясының интенсивтілігі де аз болады.

Үстіңгі беттің қабылдайтын күн радиациясының мөлшері оған күн.сәулелерінің жарық түсіру ұзақтығына тура байланысты болады.

Эквяторлық белдеуде. (атмосферадан тыс) Күн жылуыпың мөлшері жыл бойы онша көп аутқымайды, ал биік ендіктсрді бұл ауытқу өте үлкен мөлшерге жетеді

Қыс кезінде күн жылуы -. кірісінің жоғарғы және төменгі ендіктер арасындағы айырмасы өте үлкен. Жаз кезінде үздіксіз жарық, жағдайда полярлық аудандар тәуліктік күн жылуыныцң Жердегі максимум мөлшерін қабылдайды. Бұл мөлшер солтүстік жарты шарда жазғы күн тоқырау күні экватордағы жылудың тәуліктік жиынтығынан 36% асып кетеді. Дегенмен экватордағы күннің ұзақтығы бұл кездегі полюстегідей

сағат емес 12 сағат болғандықтан уақыт бірлігіне тиетін күн радиаңиясының мөлшері экваторда ең көп қалпында қалады.

Күн радациясының атмосфера арқылы өтіп жер бетіне шашырамай жеткен бөлігі тура радиация құрайды.

Атмосфера шашыратқан бөлігі шашыранды радиацияга қосылады.

Жер бетіне келетін бүкіл күн радиациясы: тура мен шашырандынды қосылып жиынтық радиация деп аталады.

Тура радиация мен шашыранды радиацияның арақатынасы атмосфераның шаңдануына, сондай-ақ Күннің биіктігіне байланысты едәуір мөлшердеі өзгеріп турады. Аспан жағдайда шашыранды радация тура радиациядан, болуы мүмкін. Күннің. биіктігі аз жағдайда жиынтық түгелдей дерлік шашыранды радиациядан турады.

Күннің биіктігі 50° және аспан ашық болса шашыранды радациядан 10—20%-тен аспайды.

Жерде жиынтық радиацияиың таралуын оның орташа жыл және айлық мөлшерінің қарталарынан байқауға болады. Жиынтық радиацияның ең көп жылдық мөлшерін ішіндегі тропиктік шөлдердің беті қабылдайды .

Сахара және Аравияның орталық бөлігі. Экватор маңында ауаның ылғалдылығы жоғары және бұлттылық мол болғандықтан жиынтық радиация жылына, 120—160 ккал/см² -ге дейін реттейді. Қоңыржай ендіктерде жер беті жылына 80 —

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

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

Альбедо (а) беттің шағылыстыру мүмкіншілігін көрсетеді және бөлшек санмен немесе процентпен өрнектеледі. I -а сіңу коэффициеиті. Жер беті альбедосы оның қасиетіне және жай — күйіне: түсіне, ылғалдылығына, кедір-бұдырлығына байланысты. Ең көп шағылыстыру қасиеті жсаңа жауған қарға тән—0,90-га дейін барады. Құмды шөл бетінің альбсдосы 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-,27 қылқанды орманда 0,06 — 0,19, егістікте — 0,07— 0,10.

Сәуле шашатын дененің температурасы неғұрлым жоғары болса соғұрлым оның шашатын сәулелерінің толқыны қысқа болады. Өте қызған күн кеңістікке қысқа толқынды радиация шашады. Жер беті күннің қысқа толқынды радиациясын сіңіре отырып жылынады да сәуле шашу көзіне жер радиациясы айналады. Бірақ жер беті температурасы бірнеше ондаған градустан аспайтындықтан ол ұзын толқынды, көрінбейтін сәуле

Атмосфера өзі арқылы өтетін күн радиацнясының бір бөлігін жер радиациясының жартысынан көбін жұта отырып,кеңістігіне де, жер бетіне де энергня шашады.

Атмосфераның жер сәулесіне қарама-қарсы жер бетіне қарай бағыттал-

ған сәуле шашуын қарсы сәуле шашу деп атайды. Бұл да жердің сәуле шашуы сияқты ұзын толқынды, көрінбейтін сәуле шашу.

Атмосферада ұзын толқынды радиацняның екі тасқыны жер інің сәуле шашуы мен атмосфераның сәуле шашуы тоғысады Жер бетінің нақтылы жылу жоғалтуын анықтайтын олардың айырмасы эффективтік сәуле шашу деп аталады. Сәуле шығатын беттің температурасы неғұрлым жоғары болса, соғұрлым эфективтік сәуле шашу да мол болады. Ауаның ылғалдылығы эфективтік сәуле шашуды азайтады, оны бұлт та барынша ендетеді:

Эфективтік сәуле шашудың жылдық жиынтығының ең көп ілгері жер бетінің температурасы жоғары ауаның құрғақ және аспанның ашық болуына байланысты тропиктік шөлдерде байқалады (жылына 80 ккал/см²).

Күн сәулелерінің тікелей жылынып, жылуын төменгі қабаттар мен ауаға беретін бет әрекетті бет деп аталады. Әрекетті беттің температурасы, оның мөлшері және өзгеруі (тәуліктік және жылдық) жылу балансына байланысты.

Жылу балансы құрамдас бөліктердің барлығының дерлік максимум шамасы түске жуық сағаттарда байқалады. Топырақ жылу алмасуының максимумы ғана мұнан өзгеше, ол ертеңгі сағаттарға тура келеді. Жылу балансы құрамдас бөліктерінің тәулікті өзгерісінің максимум амплитудалары жаз кезінде, минимум амплитудалары қыс кезінде байқалады.

Құрғақ әрі өсімдіксіз жалаң беттің температурасының тәуліктік өзгерісінде максимум ашық күні сағат 13 –тен кейін, ал минимум күн шығар сәт мөлшерінде өтеді.

Бұлттылық беттің температурасының қалыпты өзгерісін бұзады да, максимум мен минимум сәттерін ығыстырады. Беттің температурасына оның ылғалдылығы мен өсімдік жамылғысы үлкен ықпал тигізеді.

Беттің температурасының күндізгі максимумдері +80⁰С жетеді және одан асып кетеді. Тәуліктік ауытқулары 40⁰-қа жетеді. Олардың мөлшері жердің ендігіне, жыл мезгілдеріне, бұлттылыққа, беттің жылу қасиеттеріне, оның түсіне, кедір – бұдырлығына, өсімдік жамылғысына сондай – ақ беткейлердің экспозициясына байланысты.

Әрекетті қабат температурасының жылдық ауытқулары амплитудасы төмен ендіктерде өте аз, орта ендіктерде құрлықта 30⁰-қа жетеді. Қоңыржай және биік ендіктердегі беттің температурасының жылдық ауытқуларына қар жамылғысы қатты ықпалын тигізеді.

Топырақ – грунтте жылудың таралуы оның бірқатар қасиеттерімен, ең алдымен жылу сиымдылығымен және жылу өткізгіштігімен байланысты. Күн жылуын бірдей мөлшерде қабылдаған жағдайда, неғұрлым көлемдік жылу сиымдылығы үлкен болған топырақ – грунт соғұрлым қаттырақ қызады. Құрлықты құрайтын жыныстардың көлемдік жылу сиымдылығы судың жылу сиымдылығынан шамамен екі еседей аз. Судың жылу сиымдылығы 1, кварцтікі 0,517, саздікі 0,676.

Жылудың бір қабаттан екінші қабатқа берілуі жылу өткізгіштікпен реттеліп отырады. Көпшілік жыныстардың жылу өткізгіштігі мардымсыз болады, мәселен:

құм тас – 0,0109 кал/см сек град.

гранит – 0,0097

саздақ – 0,0044

ылғалды құм – 0,00252

Судың жылу өткізгіштігі 0,00129 кал/см сек град, ауданы 0,000056 кал/сек град.

Жылудың қабаттан қабатқа берілуіне уақыт кетеді, сондықтан тәулік ішіндегі максимум және минимум температурасының келетін уақыты әрбір 10 см-ге шамамен 3 сағаттай кешігіп отырады. Егер беттің үстінде ең жоғарғы температура 13 сағат шамасында байқалса, 10 см тереңдікте температура максимум 16 сағат шамасында, ал 20 см тереңдікте 19 сағат шамасында өтеді.т.т.

Төмен жатқан қабаттар жоғары жатқан қабаттардан біртіндеп жылынғанда әрбір қабат жылудың біразын жұтады. Қабат неғұрлым тереңде жатса, соғұрлым жылуды аз қабылдайды және ондағы температураның ауытқуы да әлсіз болады.

Жыл ішіндегі максимум және минимум температуралардың келетін сәттері орта есеппен алғанда әрбір метрге 20 -30 тәулік кешігіп отырады. Сөйтіп егер ең төмен температура бет үстінде январьда байқалса, 2 м тереңдікте ол марттың басын да келеді.

Мұхиттың бетіндегі температураның тәуліктік ауытқулары биік ендіктерде орта есеппен не бары 0,1⁰, қоңыржай ендіктерде – 0,4⁰, тропиктік ендіктерде – 0,5⁰. Бұл ауытқулардың тереңдігі 15-20м.

Су қоймалары температурасының максимум сәттері құрлықпен салыстырғанда кешігіп отырады. Максимум 15-16м. бет шамасында минимум Күн шыққаннан кейін 2-3 сағаттан кейін келеді. Мұхит бетіндегі температураның жылдық максимумы солтүстік жарты шарда авгусқа, минимумы февральға тура келеді.

Ауа бөлшектерінің әр түрлі қызған жайылма беттен жылынуының нәтижесінде ретсіз қозғалуын термиялық турбуленттік немесе термиялық конвекция деп атайды. Егер ауаның ұсақ хаостық қозғалыстығы басым бола бастаса, конвекция реттелген деп аталынады.

Беттен жылынған ауа жоғары ұмтылып, жылу тасылмайды. Термиялық конвекция ауаның температурасы өзі көтерілген ортаның температурасынан жоғары болып тұрғанда ғана дами алады (атмосфераның тұрақсыз күйі). Егер көтеріліп бара жатқан ауаның температурасы оны қоршаған ортаның температурасымен бірдей болып шықса, онда көтерілу тоқтайды (атмосфераның бей – жай күйі); ал егер ауа қоршаған ортадан кері салқындаса, онда ол төмен түсе бастайды (атмосфераның тұрақты күйі). Ауаның турбуленттік қозғалысында барған сайын оның жаңа бөлшектері бетке жанасады да жылу қабылдайды, ал көтеріліп және араласа отырып, жылуды басқа бөлшектерге береді.

Ауаның беттен турбуленттік арқылы алатын жылу мөлшері сәуле шашудың нәтижесінде алатын жылудан 400 есе және молекулалық – жылу өткізгіштік арқылы берілетін жылудан 500 000 еседей артық.

Жылу беттен атмосфераға одан буланған ылғалмен бірге барады да, одан кейін конденсация кезінде бөлінеді. Су буының әрбір грамында бу түзілуінің 600 кал жасырын жылылығы болады.

Ауа негізінен әркетті беттен жылынатындықтан атмосфераның төменгі қабатында биіктік артқан сайын температура әдетте төмендейді. Тропосфера үшін вертикал градиент орта есеппен 100 м-ге 0,6⁰- тан келеді. Егер биіктік артқан сайын температура төмендей берсе градиент оң, ал жоғарылай берсе теріс деп есептелінеді. Ауаның төменгі жер бетіне іргелес қабатында (1,5-2м) вертикал градиенттер өте үлкен болуы мүмкін. Ыстық күні температура жер бетіне қарағанда 2м биіктікте 5-10⁰ төмен болады, ал түнде жер бетіне іргелес қабаттың температурасы жоғары жатқан қабаттардың температурасына қарағанда төмен болады.

Температураның биіктік артқан сайын өсуі инверсия деп аталады, ал ауаның биіктік артқан сайын температура өсе беретін қабаты инверсия қабаты деп аталады. Атмосферада әрқашанда дерлік инверсия қабаттарын байқауға болады.

Жер бетінде ол сәуле шашу арқасында қатты салқындағанда радиациялық инверсия (сәуле шашу инверсиясы) пайда болады. Ол жазғы ашық түндері орын алады және бірнеше жүз метрлік қабатты қамтуы мүмкін. Қыс ауа райы ашық жағдайда инверсия бірнеше тәулік бойы, тіпті апталап сақталады. Қысқы инверсиялар 1,5 км –ге дейін баратын қабатты қамтуы мүмкін.

Инверсияны рельеф жағдайлары күшейте түседі: салқын ауа ойыстарға құйылады да, онда тоқырап қалады. Мұндай инверсиялар орографиялық деп аталады.

Ауа температурасының жайылма бетке таралуы.

Егер жер беті бір тектес, ал атмосфера мен гидросфера қозғалмайтын болса, жылудың жер бетіне таралуы тек қана күн радиациясының түсуімен анықталар еді де, ауаның температурасы әрбір параллельде бірдей қалпында қала отырып, экватордан полюске қарай бірте – бірте азая берер еді. Тек қана күн радиациясының түсуіне байланысты температураны солярлық температура деп атайды.
Лекция №6

Тақырыбы: Атмосферадағы су

Жоспары:

1. Ауа ылғалдылығының сипаттамасы

2. Ауа ылғалдылығының таралуы
Лекцияның мақсаты:

Атмосферадағы суды,ауа ылғалдылығының сипаттамасын, ауа ылғалдылығының таралуын қарастыру.

Ауа ылғалдылығының сипаттамасы. Ауадағы су буының болмысы- ауаның ылғалдылығы абсолют ылғалдылықпен, нақтылы серпімділікпен, сыбағалы ылғалдылықпен, қанығу серпімділігімен, салыстырмалы ылғылдылықпен, ылғалдық дифицитімен, шық нүктемсімен сипатталады.

Абсолюттік ылғалдылық-атмосферада 1 м³ ауада грамм есебімен («а» г/м³ ) су буының болуы.

Су буының нақтылы серпімділігі – оған сынап бағанасының миллиметрі немесе миллибар («е» сын.бағ.мм немесе мб.) есебімен түсетін қысым, «а» мен «е» -нің мәні өте жақын, ал +16,4⁰ С температурада бір-біріне сәйкес келеді; сондықтан су буының нақтылы серпімділігін көп жағдайда абсолют ылғалдылық деп атайды.

Сыбағалы ылғалдылық S-су буы массасының сондай көлемдегі ылғалды ауа массасына қатынасы 1 кг ауадағы су буының грамм санымен белгіленеді. (г/кг) . Ауаның массасы өзгермей көлемі өзгеретін адиабаттық кеңеюі және сығылуы кезінде сыбағалы ылғалдылық өзгеріссіз қалады да, абсолют ылғалдылық өзгеріп кетеді.

Ауаны қанықтыратын су буы серпімділігі қанығу серпімділігі Е_мб, Е _мм –белгілі температурада ауада су буының ұсталу шегі .Максимум ылғал болмысы температураға тікелей байланысты. Ауаның температурасы неғұрлым жоғары болса , соғұрлым су буын көбірек ұстай алады.

Ауа төмен температурада су буын өте аз мөлшерде ұстай алады. Сондықтан ауа температурасының төмендеуі конденсация туғызуы мүмкін

Салыстырмалы ылғалдылық r-су буының нақтылы серпімділігінің

қанығу серпімділігіне процент есебімен көрсетілген қатынасы. Салыстырмалы ылғалдылық ауаның су буымен қанығу дәрежесін сипаттайды. Ауа қаныққанда

Е = e r = 100%.

Ылғалдылық дефициті Д-белгілі температурада қанығу қауіпсіздігі Д =E-e

Шық нүктесі Т⁰ – ауадағы су буының қанықтыру жағдайына жеткізген температура Т⁰ әрқашанда нақтылы температурасынан төмен болады.

Булану және буланушылық. Су буы атмосфераға бетте булану (физикалық булану) және транспирация арқылы алынады.Физикалық булану процесі дегеніміз судың шапшаң жүрген молекулаларының жабысу күшінен босап , беттен бөлініп және атмосфераға ауысуы .Ауа су буларымен қаныққанда булану процесі тоқтайды.

Булану ылғалдылық дефицитіне және желдің жылдамдығына байланысты. Бұл байланыс мынадай формуламен кескінделеді. W_бул =E-e . f (u) (Дельтон заңы) . Мұндағы бұл уақыт бірлігіне ( сек) бет бірлігінен (см²) буланған судың грамм есебімен мөлшері ¹ ; f (u)-эмпириялық жолмен тағайындалған «жел факторы». Әр түрлі деректер бойынша 0,5-мен 0,1-ге дейінгі шамаға ие болады.

Булану процесі жылу жұмсалуын қажет етеді: 1 г су булануына 597 кал, 1 г мұз булануға одан 80 кал артық жылу керек.Оның нәтижесінде буланатын беттің температурасы төмендейді.

Барлық ендіктерде де мұхиттан булану құрлықтан буланудан анағұрлым артық. Оның мұхит үшін максимум мөлшері аралығында 3000 см-ге жетеді. Мұхит бетінен буланудың жылдық жиынтығы тропиктік ендіктерде барынша мол және ол жыл ауа райы аз өзгереді. Мұхиттан максималдық булану қоңыржай ендіктерде қысқа, полярлық ендіктерде жазға тура келеді. Құмдық бетінен максималды булану мөлшері 1 000 мм құрайды. Судың ендік бойынша өзгешеліктері радиация баланысымен ылғандануға байланысты. Жалпы алғанда экватордан полюске қарай температураның төмендеуіне сәйкес булану азая береді.

Буланған бетте ылғал жеткілікті мөлшерде болмаған жағдайда жоғары температура және ылғал дефициті орасан зор болғанның өһзінде булану үлкен мөлшерге жете алмайды. Бұл жағдайда буланушылық 2 деп аталатын- булану мүмкіншілігі өте аз болады. Су бетінде булану мен буланушылық бір –біріне сәйкес келеді. Құрлық үстінде булану буланушылықтан әлдеқайда аз болуы мүмкін. Буланушылық жеткілікті ылғалданған жағдайда құрлықтан булануы мүмкін шамамен көрсетеді.

Ауа ылғалдылығының тәуліктік және жылдық өзгерісі. Ауаның ылғалдылығы буланатын бет пен ауаның температурасының өзгеруіне, булану мен конденсация процестерінің ара қатынасына ылғал сәйкес үнемі өзгеріп тұрады.Ауаның абсолюттіылғалдылығынның тәуліктік өзгерісі қарапайым және қосындысынан болуы мүмкін.Біріншісі температкраның тәуліктік өзгерісіне сәйкес келеді. Бір максимум немесе бір минимумға ие болады. Сонымен бірге ылғал жеткілікті жерлерге тән . Оны мұхит үстінен , ал қыс пен күзде құрлық үстінен байқауға болады.

Қос өзгеріс максимумнан тұрады және құрлыққа тән . Күн шығар алданда таңғы минимум түнгі сағаттардағы өте нашар булануға (немесе тіпті оның болмауына ) байланысты. Күннің сәуле энергиясының кірісі артқан сайын булану өседі, абсолют ылғалдылық максимумына сағ:9 шамасында жетеді.

Конвексия дамуының нәтижесінде жоғарырақ қабаттарда ылғал тасымалы- оның ауаға буланатын беттен келіп жетуіне қарағанда тезірек келіп жүреді, сондықтан сағат . 16 кезінде екінші минимум пайда болады. Кешке қарай конвекция тоқтайды, ал күндіз жылынған беттен булану әлі де айтарлықтай интенсивті жүреді де , ауаның төменгі қабаттарында ылғал жинақталып, сағат 20-21 кезінде екінші (кешкі) максимум түзіледі.

Абсолюттік ылғалдылықтың толық өһзгерісі де температураның жылдық өзгерісіне сәйкес келеді. Абсолюттік ылғалдылық жазда мейлінше мол, ал қыста мейлінше аз.

Салыстырмалы ылғалдылықтың тәуліктік және жылдық өзгерісі барлық жерде де дерлік температураның өзгерісіне қарама-қарсы , өйткені максималдық ылғал болмысы температура жоғарылаған сайын абсолюттік ылғалдылықтан гөрі жылдамырақ өседі. Салыстырмалы ылғалдылықтың тәуліктік максимумы күн шығар алдында , минимум – сағат 15-16-ға келеді.

Салыстырмалы ылғалдылықтың жыл бойындағы максимуммы әдетте ең суық айға, минимумы ең жылы айға тура келеді. Бұған жаз теңізден ылғалды желдер, ал қыс материктен суық желдер, ал қыс материктен суық желдер, соғатын аймақтар жатпайды.

2.Ауа ылғалдылығының таралуы. Ауадағы ылғалдылық болмысы экватордан полюстерге қарай жалпы алғанда 18-20 мб дан 1-2 мб-ға дейін азаяды. Максималды абсолют ылғалдылық (30г/м³ –тен –астам) Қызыл теңіздің үстінде және Меконг өзеннің дельтасында, ең үлкен орташа жылдық ылғалдылық (67г/м³ –ден астам) Бенгаль шығанағының үстінде, ең аз орташа жылдық ылғалдылық (1 г/м ³ шамасы және абсолют минимум ( 0,1г/м ³-ден кем) Антарктиданың үстінде байқалған.

Салыстырмалы ылғалдылық ендік өзгергенде біршама мардымсыз өзгереді.: мәселен, 0-10 ⁰ ендіктерде ол ең көп дегенде 85% 630-40 ⁰ендіктерде

-70 % және 60-70 ендіктерде 80% құрайды. Салыстырмалы ылғалдылықтың айтарлықтай төмендеуі солтүстік және оңтүстік жарты шарлардағы 30-40 ⁰ ендіктерде ғана байқалады.

Конденсация және сублимация. Су буымен қаныққан ауада оның температурасы шық нүктесіне дейін төмендегінше немесе ондағы су буы мөлшерден көбейгенде конденсация жүреді- су бу күйінен сұйық күйге өтеді. 00С төмен температура су сұйық күйге соқпай қатты күйге өтуі мүмкін. Бұл процесс сублимация деп аталады.

Конденсация да, сублимация да ауада конденсация ядросын да, жер бетінде және р түрлі заттардың бетінде өтуі мүмкін.

Төселме беттен салқындайтын ауаның емпературасы шық нүктесіне жеткенде одан салқын бетке , шық ,қырау, сұйық және қатты мұздақ, қылау түседі.

Шық –судың көбінесе бірігіп кететін майда тамшылары,. Ол әдетте түнде жылу шығарудың нәтижесінде салқындаған бетте, өсімдік жапырақтарда пайда болады. Қоңыржай ендіктерде шық бір түнде 0,111-0,3 мм, ал жылына 10-15 мм ылғал береді.

Қырау қатты ақ түсті. Шық қандай жағдайда болса сондай жағдайда, бірақ 0⁰-тан төмен температурада пайда болады. Шық түзілгенде жасырын жылу бөлінсе, қырау түзілгенде керісінше жылу жұтылады.

Сұйық және қатты қызыл су мұзы- салқын ауа жылы ауаға ауысқанда ылғалды әрі жылы ауаның салқындаған бетке жанасуынан вертикаль заттарға

( қабырға , бағана т.с.с.) тұрып қалатын қатқан жұқа су немесе мұз қабыршағы.

Қылау- ылғалмен қаныққан ауадан температура 00-тан едәуір төменде ағашқа, сымға және үйлердің бұрышына қонып қалатын ақ борпылдақ ақ қоным.

Жаңбырдың немесе тұманның тұменның өте салқындығын тамшыларын

0 ^{0 –}тан төмен суыған бетке түскенде жер бетінде және әр түрлі заттарда пайда болатын тығыз мұздың тұтас қабаты көк тайғақ деп аталады. Ол әдетте күзде және көктемде 0⁰-5⁰температурада пайда болады.

Конденсация немесе сублимация өнімдерінің ( су тамшылары, ұсақ мұз кристалдары) ауаның жер бетінде таяу қабаттарында жинақталуы тұман немесе мұнар деп аталады.

Тұмен мен мұнарлар бір-бірімен тамшыларының мөлшері жөнінен айырма жасасйды және көріну дәрежесін әр түрлі төмендетеді. Тұманда көріну 1 км және одан да төмен мұнарада 1 км ден артық. Тамшылары іріленген жағдайда мұнар тұманға айналуы мүмкін.

Тамшылардың бетіндегі ылғалдылық булануы тұманды буалдырға айналады. Тұман пайда болу себептеріне қарай бірнеше типтерге бөлінеді.

Адвективтік тұман (ауысу туманы) жылы ауа салқын бетке пайда болады. Бұл тұман кең алқапты қамтиды және биіктікке жайылады. Адвективтік тұманның мысалына салқын кезде ауа төмен ендіктерден жоғары ендіктерег өткенде пайда болатын тұмандар, контиенттен жылы келуінен пайда болған солтүстік теңіздердің үстіндегі тұмандар, қыста жылы ауаның теңізден салқын бетке келуінің нәтижесі –теңіз жағалық тұмандарды т.с.с. жатады.

Араласу тұман температурасы әр түрлі, қанығуға жақын массасы араласқанда пайда болады.

Булану тұманы күздің соңына әлі де жылы су қоймаларының үстінде бумен қаныққан ауада байқалады. Егер су буының конденсациясы ( немесе сублимациясы) бірқатар биікте жүрсе, бұлт пайда болады. Олар тұманмен атмосферадағы орнымен, физикалық құрлымымен және формаларының алуан түрлілігімен айырма жасайды.

Бұлттың пайда болуы негізінен көтеріліп бара жатқан ауаның адиабаттық суынуымен байланысты. Көтеріле отырып және сонымен бірге бірте-бірте суына отырып , ауа температурасы нүктесіне тең болатын шекараға жетеді.

Бұл шекара конденсация деңгейі деп аталады. Бұдан жоғарыда конденсация ядролы болған жағдайда су булары конденсациясы байқалады да бұлт пайда болуы мүмкін.

Бұлтты құрайтын ұсақ бу тамшылары мен майда мұз жоғары бағытталған ағындарға ілесіп көтеріледі салмақ күшінің әсерімен қайтадан төмен түседі. Конденсация шекарасынан төмен түсе отырып, ұсақ тамшылар буланып кетуі мүмкін. Қайсыбір элементтердің басым болуына байланысты су бұлты, мұз бұлты және аралас бұлт болып ажыратылады.

Су бұлты оң және теріс зариядталған бөлшектерге жіктелуге апарып соғатын тез көтерілудің мәні болуы мүмкін. Бұлттың заттағы әр түрлі учаскелерінің арасында немесе бұлт пен жердің арасында электр разриядтары –найзағай өтеді. Оған қоса ауа күркірейді.

Бұл найзағай ойнауы (гроза) . Найзағай ойнауы максимумы бірнеше сағатқа созылуы мүмкін.

Жер үстінде сағат сайын 2000-ға жуық найзағай ойнауы өтіп тұрады. Найзағай ойнауы үшін қолайлы жағдайлар- күшті конвекция және бұлттың мол суы. Сондықтан құрлық үстінде найзағай ойнауы тропиктік ендіктерде жиі болып тұрады.

Қоңыржай ендіктердегі құрлық үстінде найзағай ойнауы жылына 10-30 күн, теңіз үстінде 5-10 күн. Полярлық аудандарда найзағай ойнауы өте сирек кездеседі.

Жоспары:

2. Горизанталь бағыттағы ауаның қозғалысы

Атмосфералық қысым және желді, қысымның зоналық бөлінуіне байланыстылығын, горизанталь бағыттағы ауаның қозғалысын қарастыру.

1.Жердің бетіндегі басым желдің зоналылығы қысымның зоналық бөлінуіне байланысты. Поляр ендіктеріндегі жоғарғы 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

Тропосферада батыс тасымалының ең кауіпті бұзылуы пассаттармен байланысты. Пассаттар — субропиктік ендіктерден экваторға қарай соғатын желдер. Дәлірек айтсақ, бұл субтропиктік субтропиктік антициклондардың экваторға қараған бөліктеріндегі желдер. Олар солтүстік жарты шарда тек солтүстік шығыстық, оңтүстік тек оңтүстік шығыстық желдер бола алмайтындығы айқын. Бұл олардың басым бағыттағы антициклондардың шығыс және батыс бөліктерінде пассаттар тиісінше экваторға қарай және содан соғады. Антиңиклондағы ауа үйкеліс қабатынан жоғары изобара бойынша қозғататын болғандықтан үйкеліс қабатынан тыс пассаттар қозғалысының басым бағыты — шығыс .

Қыста материк үстіндегі қысым. Мұхит үстіндегіге қарағанда едәуір жоғары және ауа бар градиентінің бағытымен сәйкес құрылықтан Мұхитқа (қысқы муссон) қарай қозғалады. Жазда керісінше, материк үстінде қысым өте темен болғанда, ауа қозғалысының бағыты. Мұхиттан құрылыққа (жазғы муссон) қарай болады.

Муссондар дегеніміз жылына екі рет бағытын мүлде дерлік қарама-қарсыөзгертіп отыратын ауа ағыстары. Муссондар қысым айырмашылығы ерекше зор материктер мен мұхиттар аралығындағы алқапта пайда болады. Муссондардың атмосферадағы циклондық және антициклондық әрекетімен байланысы жақсы көрінеді. Бұлар циклондар мен антициклондар орнықты болған және бірінен бірінің маусымдық басымдылығы бар жерде байқалады. Қысқы орнықты антициклондар мен жазғы циклондар қоңыржай ендіктерде ма-териктердің шығыс бөлігі үстінде орнауының арқасында муссондар материктердің шығыс шеткі аймақтарында дамыған.Муссондар тропосфераның тек төменгі кнлометрлік қабатын қамтиды, бұлардың үстінде ауаның қарсы ағыстары болмайды (антимуссон). Қыста муссон кұрылықтан соққанда ол батыс тасымалымен сай келеді, жазда ол, төменде, троиосферада мұның үстінде үетемдік ететін.батыс тасымалын бұзады.Муссондардық тарауы қоңыржай ендіктермен шектелмейді. Олар тропиктік ендіктерде де жақсы білінеді. Тропиктік муссондардың туу себебі—маусымға қарай жарты шарлардың түрліше қызуы және осыған байланысты қоңыр
жай ендіктерде құрылық үстінде орналасқан күшті қысқы антициклондар мен жазғы циклон-дардың ықпалымен күшейтілген экваторлық депрессиямен субтропиктік антициклоңдардың маусымдық ығысуы. Июльде экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткері солтүстіккс таралады. Пассаттардың таралу облысы солтүстікке, қарай ығысады. Осы кезде оңтүстіктен экваторлық депрессияға қарай іргелес алқапта (оның январлық және орташа жағдайлары арасында) пассаттар орның бағыты қарама-қарсыға жақын желдер алады, өйткені ауа экватордан солтүстікке ығысатын экваторлық депрессняға қарай бағытды. Январьға қарай оңтүстік бірте-бірте ығыса отырып, экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткседі.

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

Жел жылдамдығы секундына метрмен (м/сек), кейде сағаттына километр (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 қысымы мен аныталады да квадрат метрге килограммен өлшенеді (кг/м/2) Желдің күші оның жылдамдығына байланысты =0,25 . V/2 ru/v26 мұнда Р-күш, V-жылдамдық, 0,25 коэффицент.

Желдің жылдамдығы бар градиентінің шамасына байланысты: бар градиенті өскен сайын жылдамдық артады. Ауаның қозғалысын орта есеппен 1000 м/1 биіктікке дейін төменгі бетінен болатын үйкеліс баяулататады. Желдің жылдамдығына ауның тығызды әсер етеді: тығыздық азайған сайын 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 уақөытта байқалады. Ауа сферасының жоғарырақ қабаттарында жел жылдамдығының тәуліктік жүрісі керісінше. Мұндай жағдай тәулік бойы ауа сферада верртикаль алмасу интенсивтілігінің өзгерісімен түсіндірілебі.. күндіз жер бетінде дамитын интенсивті вертикал алмасу жоғарырақ қабаттарды да қамтып олардың горизантал бағыттағы ығысуын кідіртеді. Түнде интенсивті алмасу болған кезде ауаның жерге жақын қабатының тежеу әсері жоғары қабаттардағы қозғалыстарға тимейді және олар бар градисінің шамасына сәйкес жылдамдықпен орын алмастырады.

Желдің қалыпты тәуліктік соғуын әрдайым атмосфера аласапыраны бұзып отырады.

Желдің ең үлкен орташа жылдық жылдамдығы (22 м/сек) Антрактида жағасында байқалады. Мұнда желдің орташа желіліктік жылдамдығы кейде 44 м/сек-қа жетеді, ал кейбір кезде 90 м/сек болады. Ямайкада кейбір кездерде жылдамдығы 54 м/сек-қа жеткен дауылды жел байқалған.

Желдің бағыты жел соғып тұрған горизонт нүктесінің жағдайларымен анықталады. Желдің бағытын белгілеу үшін практикада горизонтты 16 румбыға бөледі. Румб дегеніміз дүние жүзі жерлеріне қаттысты көрінетін горизонт нүктесіне қарайғы бағыт, румбылар: солтүстік (С, N) оңтүстік ( Ю, S) шығыс (В, Н), баты (З, 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 100- ден жоғары биіктіктерде қозғалатын жел екі күштің әсерінен, яғни бар градиенті (қысымдардың айырмасы) мен Жер қозғалуының ауытқу әсеріне бағынады. Соның нәтижесінде оның қозғалысының бағыты изобардың бағытымен дәл келеді. Мұның қалай бұлай болатынын қарастырайық. Солтүстік жарты шарда бөлшегі а/о нүктесінен (Г) бар градитінің күші әсерінен жығыла бастайд. Қозғалыс пайда болысыменақ қозғалыс бағытында перпендикуляр және солтүстік жарты шарда одан ары қарай бағытталған жер (А) айналуының ауытқу күшінің әсері білінеді. Бөлшек бар градиентінің бағытынан а нүктесінде ауа жаққа ауытқиды. Г күші бөлшек қозғалысын барған сайын тездетеді. Сонымен бірге А/1. (А/2.А/3, А/4) күші де өседі. А/4 нүктесінде бөлшек қозғалысының бағыты изобара бағытымен дәл келеді. А және А/4 күштері бір біріне теңеседі (геострофиялық тепе теңдік) және бөлшектің қозғалысы изобараның бойымен инерциясы арқылы ғана жалғаса береді. Ауаның үйкеліссіз түзу сызыты 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 Корнолис күштері) өзара әрекеттеседі, бұл жағдайда да изобараның бойымен ауа қозғалысы орнығады. Ауаның үйкелісіссіз айналма траектория бойынша бір қалыпты қозғалысы градиенттік жел деп аталады.

Бар минимумында (изобаралардың циклондық системасы) бар градиентісистеманың 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 градусқа ауытқиды. Бар минимумында солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарай 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 тілібойынша 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 (диверенция) мен қоса-қабат төмен қарай түсуі жоғары қысым аймақтарымен болады.

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

Көп жылдар, бір жыл, маусым, ай ішіндегі желдің режимі туралы көрнекті 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 ұштарын қосуға болады, бірақ бұл шарт емес. Диаграмма орталығындағы дөңгелекшеде цифрмен желдің қайталануы көрсетіледі: егер бұл ескерілген, 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 розасың құрайды. Жел әр түрлі бағытта болғанда температураның жауын шашын мөлшерінің және т.б. көрсеткіштерімен де жел пайдаларын құрауға болады.

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

Желдің энергиясы болады, ол табиғатта үйкеліске, бөлшектерді көшіруге жұсалады, буға беріледі (толқу, жер ағысы) кейде жел тіпті жағымсыз құбылыстарды (топырақтың жел

Жоспары:

2. Атмосфералық фронттар

Ауа массалары және атмосфералық шептерді қарастыру.

Тропосфера ауасы барлық жерде бірдей емес, өйткені жер беті бойынша Күн жылуының таралуы біркелкі емес және беттің өзі де өте әркелкі болып келеді. Ауаның төменгі бетпен болатын өзара әсерінің нәтижесінде ауа белгілі бір физикалық қасиеттерге ие болады, ал бір жағдайдан екіншісіне ауыса отырып, оларды тез өзгертеді – трансформацияланады. өйткені ау үнемі қозғалады, оның трансформациясы үздіксіз болып жатады. Бұл кезде ең алдымен температура мен ылғалдылық өзгереді. Белгілі жағдайларда (шөл, индустриальды орталықтар үстінде) ауада көптеген қоспалар болады. Бұл оның оптикалық қасиеттеріне әсер етеді.

Ауа массалары ауа біршама біртекті (континеттің, Мұхиттың бөлігі) беттің үстінде ұзақ болғанда қалыптасады. Алайда осы жағдайда да ауа массасы барлық бөліктерінде бірдей қасиетке ие бола алмайды. Тұрақты трансформация бір ауа массасының шегінде ауаның қасиетіне айырмашылық енгізеді. Сондай –ақ ауа массасының қозғалысын бір бағыттағы бірыңғай дененің қозғалысы ретінде түсінуге болмайды. Ауа массасындағы бөлшектердің бағыты мен жылдамдығы айтарлықтай түрлі және үнемі өзгеріп отырады, бір ауа массасының өзінде түрлі биіктікте қозғалыс көбінесе қарама – қарсы бағытта болады.

Жылы және суық ауа массалары (ТВ мен ХВ) болады. Неғұрлым жыл беттен анағұрлым суық бетке қарай орын ауыстыратын ауа массаларын жылы ауа массасы деп атайды. Сол ауа массасы, керісінше неғұрлым суық беттен анағұрлым жылы бетке қарай орын ауыстырады.

Жылы ауа массасы төселме беттен салқындайды, мұндағы вертикаль температуралық градиент азаяды, инверсия жиі байқалады. Әдетте мұндай ауа массасы орнықты. Суық бетке көтеріліп келе жатқан жылы ауа массасында ылғалдық көп болған кезде адвективтік тұмандар пайда болады, үздіксіз басқан тұманның үстінде көбінесе қатпарлы бұлттар орналасады, бұлардан сіркіреген жауын – шашындар жауады, инверсия қабатының үстінде бұлт жоғалып кетеді.

Неғұрлым жылы бетке келетін суық ауа массасы одан қызады да, вертикаль температуралық градиент артады және ауа массасы әдетте тұрақсыз болады. Термиялық конвекция пайда болады, конвективтік бұлттар түзіледі де, нөсер жаңбырлар жауады.

Кейбір аймақтарда бар градиентінің бағыты тұрақсыз әрі шамасы аз болғандықтан ауа массаларының қозғалысы баяулайды және бұл бірінен – бірінің елеулі айырмашылығы бар ауа массаларының қалыптасуы үшін қолайлы жағдайлар жасайды. Ауа массаларының қалыптасуының төрт зональдық ошағы ерекшеленеді: төменгі қысымды экваторлық облыс; жоғары қысымды субтропиктік облыс; жазда депрессиялармен алмасатын қоңыржай ендіктердегі континеттер үстіндегі қысқы максимумдар; жоғары қысымды полярлық облыстар (арктикалық және антарктикалық). Сәйкес түрде географиялық типтер деп аталатын ауа массаларын төрт типке бөледі: экваторлық ЭВ, тропиктік ТВ, қоңыржай (полярлық) УВ (ПВ) және арктикалық (антарктикалық) АВ. Ауа массаларының аталған типтері, температурасы, ылғалдылығымен, тозаңдық дәрежесімен ажыратылады. Төрт типтің әрқайсысы ең алдымен ылғалдылығы бойынша ажыратылатын подтиптерге: теңіздік (мАВ, мУВ, мТВ, мЭВ) және континеттік подтипке (кАВ, кУВ, кПВ, кЭВ) бөлінеді.

Арктикалық (антарктикалық) ауа қоңыржай ендік (поляр) ауасынан айырмашылығы, орта есеппен алғанда, температурасы өте төмен, абсолюттік ылғалдылығы мен тозаңдылығы аз тропиктік ауаның керісінге, қоңыржай ауаға қарағанда температурасы анағұрлым жоғары. Оның континеттік подтипі құрғақтығымен және тозаңдығымен, теңіздік подтипі мол ылғалдылығымен сипатталады. Экваторлық ауа массасы ылғалды және жылы, бірақ оның температурасы жылу буланып кететін болғандықтан, тропикалық ауаның температурасынын біраз төмен болады. Экваторлық ауаның теңіздік және континенттік болып бөлінуі білінбейді, өйткені экваторлық аймақтағы материктер үстінде булану өте жоғары дәрежеде.

Ауа массаларының барлық бөліктеріндегі қасиеттері бірдей болмағандықтан олардың типтерінің стандартты сипаттаулары бола алмайды.

Фронттық бет төселме бетке әрдайым бұрыш жасап орнадасады да жылы ауаның астына сүйірленіп кірген суық ауа жаққа қарай көлбеу келеді. Фронттық беттің еңкею бұрышы өте аз, әдетте 1⁰ – тан кіші келеді. Бұл фронттық бет 200км аралықта фронт сызығынан не бары 1-2 км биіктікте тұрады деген сөз. Фронттық бет орта ендіктерде 8-12 км-ге дейін көтеріледі, ол көбінесе тропопаузаға дейін жетеді. Фронттық беттің Жер беті мен қиылысуынан атмосфералық фронт сызығы түзіледі. Жерге жақын қабатта атмосфералық фронттың ені бірнеше км-ден ондаған км-ге дейін, ұзындығы бірнеше жүзден бірнеше мың километрге дейін болады.

Суық ауа әрдайым фронттық беттің астына, жылы ауа оның үстіне орналасады. Еңкейген фронттық беттің тепе – теңдігін Кориолис күші ұстап тұрады. Кориолис күші болмайтын экваторлық ендіктерде атмосфералық фронттар пайда болмайды.

Егер ауа ағындары екі жақта да фронт бойымен бағытталса және фронт суық ауа жағына да, жылы ауа жағына да елеулі орын ауыстырмаса, ол стационар фронт деп аталады. Егерде ауа ағындарының фронтқа перпендикуляр құраушысы болса, фронт екі ауа массасынан қайсысының белсендірек болуына қарай не ол жағына не бұл жағына қарай ығысады. Осыған сәйкес фронттар да жылы фронт және суық фронт болып бөлінеді.

Жылы фронт суық ауа жаққа қарай орын ауыстырады, өйткені бұл жағдайда жылы ауа массасы анағұрлым белсенді болып шығады. Жылы ауа бөлу жазықтығы бойынша жоғары қарай жаймен көтеріліп (ұлғаймалы жылу) шегінген суық ауаның үстіне шығады да адиабаттық жолмен суиды, бұған қоса –қабат оның ішіндегі ылғал конденсацияланады. Суық ауа шегінгенде оның төменгі қабаттары бетке үйкелуінің нәтижесінде біраз қалып қояды да фронт өте жазық көтеріледі. Жылы фронт жылылық әкеледі. Жылы ауа баяу көтерілгенде кәдімгі бұлт системалары қалыптасады.

Суық фронт жылы ауа жаққа қарай орын ауыстырады да суық әкеледі. Суық ауа жылы ауадан (оның астына тығыла және жоғары көтере отырып) тезірек қозғалады. Мұнда суық төменгі қабаттары өзінің қозғалысында жоғары қабаттарынан қалып қояды да (бұлар тіпті төмен қарай құлай да алады), фронтальдық бет төменгі беттен біршама тік көтеріледі.

Жылы ауаның тұрақтылық дәрежесіне және фронттардың қозғалу жылдамдығына қарай суық фронтты бірінші және екінші текті деп ажыратады. Бірінші текті суық фронт баяу қозғалады, жылы ауа жаймен көтеріледі. Бұлттылығы жылы фронт бұлттылығына ұқсас, бірақ жауын–шашын зонасы тар (фронталдық беттің біршама көбірек еңкеюі салдарынан). Екінші текті суық фронт тез қозғалмалы келеді: Төменгі бөлігінде байқалатын жылы ауаның өрлей қозғалуы біраз биіктікте төмендей қозғалуымен кездесіп инверсия туады. Фронт алдында будақ жаңбырлы бұлттар, дауылды жел, нөсер болады да фронттан кейін атмосфера өте тез ашылып кетеді.

Жылы және суық фронттар түйіскенде күрделі фронт – окклюзия фронты пайда болады. Фронттардың түйісуі суық фронт жылы фронттан тезірек орын ауыстыра отырып, оны қуып жететіндігінен болады. Екі фронт арасындағы кеңістікте қалған жылы ауа жоғары қарай ығыстырылады да, екі фронттың суық ауа массалары қосылады. Қосылатын екі массаның қайсысы жылырақ екендігіне қарай окклюзия суық типі бойынша (жылы фронттың ауасы жылырақ) немесе жылы типі бойынша (суық фронттың ауасы жылырақ) өтеді.

Ауа массаларының түрлі типтері арасында тұтас тұрақты атмосфера фронттары болмайды, бірақ фронтальдық зоналар болады, бұлардың ішінде түрлі интенсивті толып жатқан фронттар үнемі туып, шиеленісіп әрі бұзылып жатады. Бұл зоналарда климаттық (басты) фронттар деп атайды. Бұлар ауа массаларының түрлі типтері басым болып келетін аймақтарды бөліп тұратын фронттардың орташа көп жылдық жағдайын білдіреді. Арктикалық (антарктикалық) ауа массасы мен қоңыржай ендік ауа массалары арасында арктикалық (антарктикалық) фронт орналасады.

Тропиктік ауа массасынан қоңыржай ауа массасын солтүстік және оңтүстік жарты шарлардың полярлық фронты бөледі. Тропиктік ендіктердегі полярлық фронттың жалғасы – пассат фронты – тропиктік ауаның екі түрлі массасын бөледі, бұлардың біреуі трансформацияланған қоңыржай ауа. Ауаның тропиктік массалары экваторлық ауа массасынан тропиктік фронтпен бөлінеді.

Барлық фронттар үздіксіз орын ауыстырып өзгеріп отырады. Сондықтан да фронт учаскесінің қайсысының болмасын шынайы жағдайы оның көпжылдық орташа жағдайынан едәуір ауытқи алады.

Климаттық фронттардың орналасуына қарай ауа массаларының орналасуы мен маусымға қарай олардың орын ауыстыруын пайымдауға болады.

Температуралық градиенттер өте үлкен фронттық зоналарды күшті желдер пайда болады, бұлардың жылдамдығы жоғарылаған сайын арта отырып, тропопаузаға жақындағанда (80 м/сек астам) максимум мәніне жетеді. Жоғары тропосфераның фронттық зоналарындағы дауылды желдер (төменгі стратосферада сирегірек кездеседі) ағынды ағыс деп аталады. Бұл жылдамдығы едәуір аз ауа тасқынының ортасында есетін біршама тар (олардың ені – бірнеше жүз километр) ауа ағындары. Ұзындығы бірнеше мың километр болғанда ағында ағыстардың түрлі учаскелерінің интенсивтігі түрліше болады. Орналасуына қарай ағынды ағыстар тропосфералық және стратосфералық деп бөлінеді. Біріншісінің бағыты көбінесе батыстық бағыт, екіншісі қыстаа көбіне батыстық, жазда шығыстық бағытта болады. Тропосфералық ағынды ағыстар қоңыржай және субтропиктік ендіктердің ағыстарына бөлінеді. Қоңыржай ендіктердің ағынды ағыстары қозғалғыш та, интенсивтілігі жағынан өзгергіш келеді. Олар көбінесе қыста 7-10 км және жазда 8 – 11 км биіктікте орналасады. Желдің орташа максималды жылдамдығы 40-50 м/сек, кейде желдің жылдамдығы 80 – 100 м/сек – тан да асып кетеді. Солтүстік жарты шардағы субтропиктік ағынды ағыстар 12- 4км биіктікте болады. Орташа максималды жылдамдықтары қыста 50 –60 м/сек, жазда 30-40 м/сек болады.

Ағынды ағыстар атмосфера циркуляциясы режимінде өте зор роль атқарады.
Лекция №9

Тақырыбы: Атмосфераның жалпылама айналымы

Жоспары:

1.Атмосфера циркуляциясы

2.Циклондар мен антициклондар
Лекцияның мақсаты:

Атмосфера циркуляциясын, циклондар мен антициклондарды қарастыру.

1.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. Бүкіл атмосфераның жалпы циркуляциясы әзірге өте аз зерттелген. Атмосфераның жер бетіндегі табиғатқа ықпалы жағынан анағұрлым маңызды бүкіл осы қабатын қамтитын ауа ағымдарының күрделі системасы болып келетін тропосфера циркуляциясы барлығынан жақсы мәлім. Тропосфераның жалпы циркуляциясы - бүкіл атмосфераның циркуляциясының негізгі бөлігі. Соны біз негізінен алғанда қарастыратын да боламыз.

Беті біртекті, шар тәрізді Жер өзінің еңкектігі жоқ осімен айналмайды, ал оның жан – жағынан жарқырап күн түсіп тұр делік.

Мұндай жағдайларды тропосфера ауасының жалпы циркуляциясы өте қарапайым болуға тиіс. Экватор үстінде қатты қызу 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 лықсуы 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 тасымалы туады.

Шынында да экватор үстінен 10км жоғары жане полюстер мен тропиктер арасынан 2-4 км жоғарыдағы атмосфера қабатында қысым экватордан полюске қарай жалпы бірте-бірте төмендейді. Изобарлар параллельдерге қарай жақын орналасады,бар градиенті меридианды бойлап полюске қарай бағытталған,бұл бағытта – ауа қозғалуға тиіс.Бірақ егер әзірше төселме беттің біртектілігі турулы болжауды сактай отырып, кер айналуын ескеретін болсақ,ауа градиент бағытынан бірте – бірте ауытқи отырып солтүстік жарты шарды – оңға,оңтүстікте – солға изобарлардың бойымен батыстан шыгысқа (географиялык жел) қарай қозғалады. Әрбір жарты шарда жоғарыда полюстер айналасында ауаның қозғалысы,яғни полюстер үстінде ортасында төменгі қысым болған екі циклондық система үстінде ортасында төменгі қысым болған екі циклондық система пайда болады. Төменде, керісінше, полюстерде ортасында жоғары қысым болған екі антициклондык система болуға тиіс.

Егер төселме беттің біртекті еместігін, әсіресе қоңыржай ендіктерде әркелкі қызып суынатынынын еске алсақ, алынған циркуляция схемасына оны күрделілендіре түсетін өзгерістер енгізуге тура келеді.

Қызған бет үстінде ауа көтеріледі, сондықтан да жоғарылаған сайын қысым артады, суық бет үстінде кері процесс болады. Нәтижесінде изобарлар 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 мұнда бір – бірінен үлкен аралыкта қалып қояды. Ал жоғары қысым жаққа қараған шұңқырларда керісінше изобаралар иіле отырып,тропосфераның желпы 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 йілуін қайталайтын ауа тасқындарын түзеді. Температура өзгерістері (қысымда) қысқа аралықта аса үлкен фронтальдық зоналерда мұндай ағындар түзілу үшін жағдай мейлінше қолайлы болып келеді. Мұнда орасан зор атмосфералық құйындардың циклондар мен антициклондардың түзілуіне жағдай жасайтын энергияның үлкен запастары шоғырланады. Бұлардың тууы жоғарыда ауа ағынында болып жататын процестермен тікелей байланысты. Қозғалыс шамалы болғанда ағын жалдар мен шұңқырларды оралып өтеді немесе олармен бірге қозғалады. Тез қозғалатын ауа ағыны жылдамдығын сақтай отырып, инерциясымен изобаралар таралатын толкын бөлігінде жайылады да, изобаралар жақындасатын бөлігінде қысылады.

2.Жоғарыдағы ауа ағынында болатын өзгерістер жер бетінде қысым өзгерістерін туғызады.Ауаның жайылатын аймақта қысым күрт төмендейді, қысылатын аймағы астында керісінше, күрт көтеріледі. Соның нәтижесінде жер бетінде қысымның жоғарғы жане төменгі аймақтары пайда болады,олар да цйклондар мен антициклондар алады.

Циклондар дегеніміз желдері аймақтың шетінен ортасына қарай(солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы) ескен цйклондық системасы бар төменгі қысымды тұйық аймақта (бара минимумы) Жер бетінде болатын еңкіш осьті жоғары өршіген 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 өлшемлерінен 100-150 есе үлкен (диаметрі 1500 - 3000 км, биіктігі 2 – 4 км, максимумы 15-20км).

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

Суреттің бес вертикаль бөлімдерінің біріншісінде (1) біз жерге таяу циклонның пайда болуы алдындағы жағдайды көреміз. Жоғары жағында – тарамдалған тасқынды толқын бөлім. Жер бетінде суық жане жылы ауаны бөліп тұратын стационар фронт.

Фронттық жазықтық суық ауа жаққа еңкейген.

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

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

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

Тропиктік циклондар. Атмосфералық дауылдардың қалыптасуында Кориолис күші үлкен роль атқаратындықтан экваторлық ендіктерде (5⁰с. және 5⁰о.е.) мұндай дауылдар тіпті түзілмейді. Тропиктік ендіктерде циклондық та, антициклондық та құйындар туады, бірақ соңғысы – сирек те аз байқалатын құбылыс. Тропиктік циклондар кейбіреулерінің жойқын күші болатындықтан кеңінен танымал болып отыр. Қоңыржай ендіктердің циклондарынан тропиктік циклондардың айырмашылығы мөлшері шағын (олардың көлденеңі 1000 км-ден сирек асады), қысым градиенті үлкен, әрі тиісінше жел жылдамдығы үлкен (100 м/сек-қа дейін), нөсер жаңбырлы мол, күшті найзағайлы келеді.

Мұхиттың жылы (+27⁰С-тан төмен емес) бетінде көбінесе 5 және 20⁰ ендік арасында әр жарты гарда тропиктік циклондар түзіледі. Спутниктердің көмегімен жүргізілген байқаулар бұл құйындар торпиктік және пассат фронттарында және фронттардан тыс көп мөлшерде туатын осал депрессиялардан дами алады. Бұларда желдің жылдамдығы 17 м/сек –тан асқан жағдайларда осыгдай депрессиялардың біразы ғана (шамамен оннан бірі) тропиктік циклондарға айналады. Желінің жылдамдығы 17 – 32 м/сек-қа дейінгі тропиктік циклондар торпиктік штормдар, желінің жылдамдығы 32 м/сек –тан артық болғандары тропиктік дауылдар деп аталады. Тропиктік «Ида» дауылында желдің ең көп тіркелген жылдамдығы 113 м/сек. Тропиктік циклондардың орын ауыстыру жылдамдығының желдің жылдамдығынан айырмашылығы не бары 10 -12 км/сағ.

Тропиктік циклонның дамуы ылғалдың конденсацияланып, орасан зор жылу мөлшерінің бөлінуімен қосарланатын жылы және ылғалды ауаның (атмосфераның тұрақсыз страфикациясы салдарынан) интенсивті көтерілуі арқылы түсіндіріледі. Тропиктік циклонның ерекшелігі- дауыл көздері-диаметрі төменгі бөлігінде 30км-ден жане жоғарыға қарай бірнеше жүз километрге дейін ұлғая беретін (10-12км биіктікте) құйып орталығындағы тыныштық обылысы. Дауыл көздерінің түзілуі бар гардиенті, центрден тепкіш жане Кариолис күштерінің циклонның осы бөлімдерінде теңеліп, ауа мүлде дерлік қозғалмай қалатындығымен байланыстырылады. Бар гардиентінің күші центрден тепкіш жане Кориолис күштерінен артық болатын жерде шекара «қабырға» туады, осы арқылы ауа орталыққа қарай қозғалу мүмкіндігі болмай тез көтеріле бастайды, осы жерде жердің жылдамдығы мейлінше үлкен болады. Дауыл көзі орталығында ауаның өрлей қозғалысы байқалады, сондықтан да аспан ашық,бұлытсыз, осы кезде айналада нөсер жаңбырлы жане найзағайлы қалың будақ бұлыттар байқалады.

1956жылдан 1965жылға дейінгі деректер бойынша Жер бетінде жыл сайын орта есеппен 70тей тропиктік циклон туады мұнда оңтүстікткгіден солтүстік жарты шарда көп болады. Тропиктік циклондардың ең жиі туатын бірнеше орталығы бар. Тропиктік циклондардың мөлшері жағынан бірінші орын алады. Тұнық мұхитында бұл, Сары теңі, Филиппин аралдары мен шығыстан соған жапсарлас аудан(мұнда бұларды тайфундар мен бегвазалар деп атайды),ал сондай-ақ Мексикадан батысқа қарай акватория мен Жаңа Гвинеядан шығысқа қарай Самао аралына дейінгі акватория . Екінші орын алатын Атлант мұхйтында, тропиктік циклондар түзілетін ошақтар (жергіліктіатаулары –дауылдар):Мексика бұғаздары, Кариб теңізі,1ші Антиль аралдарының аудандары. Тропиктік циклондар Каспий теңізі, Бенгальбұғазы үстінде. Мадагаскар мен Маскарен аралдары арасындағы Австралияның солтүстік – батыс жағалаулары мен Кокосов аралдары арасындағы аудандарда (жергілікті атауы –оркандар мен вилли)өрістей отырып, үнді мұхитына барінен сирегірек барады. Түзілу ошақтарынан тропиктік құйындар субтропиктік антициклондарды айналып, солтүстік жарты шарда солтүстік батысқа, оңтүстікте оңтүстік батысқа қарай қозғалады. Егер тропйктік циклон қоңыржай ендіктерге жататын болса, оның бағыты осы ендіктерде батыстан соғуына сәйкес (солтүстік жарты шарда оңтүстік батысқа) өзгереді.Қоңыржай ендіктерге жақындай келіп, тропиктік циклон өзінің арнайы қасиеттерін бірте-бірте жоғалтады:кеңейе түседі, жел жылдамдығы азаяды, дауыл көздері жоғалады. Ол сөнеді немесе қоңыржай ендіктердің йиклонына (тропиктен тыс)айналады. Мұхит үстіндегі өзі сорып алатын ауада соншама көп ылғал болмай(йиклон энергияны аз алады),төменгі бетпен үйкеліске энергия шығыны артып,құрлыққа тап болған тропиктік циклон ерекше тез сөнеді.Тропиктік циклондар энергияның көп мөлшерін төменгі ендіктерден неғұрлым жоғары ендіктерге апарады, бірақ әзірге олардың атмосферада өтетін процестерге ықпалы жеткілікті зерттелмеген, өйткені олардың түзілу механизімі әлі жеткілікті анық емес.

Тропиктік циклондар керемет апаттар тудырады. Олар құрылыстарды қиратады, заттарды үлкен қашықтықтарға алып кетеді (мысалы, мебельді ені 80км бұғаздың арғы бетіне лақтырып тастағаны белгілі), сел, жылжымалар, көшкін, егістік жердің су басуын тудыратын жоғарыдан су тасқындарын құлатады. Бірақ, ең қорқыныштысы, өз жолындағының бәрін жуып-шайып кетктін биіктігі он этажды үйдей (20-30м) толқындар. 1970жылы ноябрьде Бенгаль жағасына лап қойған дауылдар жане аралдар мен құрлықтың кең алқабын басып кетіп қосарланған толқындар 300мыңнан астам адамды құртты,(толық емес деректер бойынша) елді мекендерді, порт құрылыстарын, темір жолдарды, дамбыларды, көпірлерді т.б. қиратты. Тропикалық дауылдар- стихиялық күйзелістер, әзірге бұлармен күресу мүмкін емес, бірақ тиісті шаралар қолдану үшін оны алдын ала болжап айтуға болады. Бұл үшін тропикалық циклондар «әкелетін» елдерде олардың қозғалысы мен дамуын қадағалайтын арнаулы қызмет ұйымдастырылған.

Шағын құйындар. Атмосферада түрлі масштабтағы құйын қозғалыстары үнемі байқалады. Жоғарыда қаралған циклондар ірі құйындар: ала құйындар, томболо-шағын, кіші масштабты құйындар. Олардың диаметрі бірнеше ондаған метрден(су үстінде) бірнеше жүздеген метрге дейін (құрлық үстінде) болады. Шағын құйындарға ауа тез айналады (50-200)м/сек жылдамдықпен) да бүкіл құйын бір мезетте 10 -2 0 м/сек – қа жуық жылдамдықпен араласады.

Лекция №10

Тақырыбы: Ауа райы және климат

Жоспары:

1. 
   Ауа райы комплекстері
   
2. 
   Көпжылдық байқаулар
   

Ауа райы комплекстерін, көпжылдық байқауларды, климатты құраушы факторларды қарастыру.

«Ауа райы» мен «климат» ұғымдарын бөле-жара қарауға болмайды, өйткені бұлардың екеуі де атмосфераның күйіне жатады.

Ауа райы дегеніміз осы сәттегі немесе қысқа уақыт аралығындағы, мысалы, тәулік ішіндегі. (тәулік ауа райы) белгілі бір жердегі атмосфераның күйі. «Тәуліктер ауа райы» ұғымы өте маңызды, өйткені тәуліктер дегеніміз атмосфера күйінің заңды өзгерістерінің ең қысқа табиғи кезеңі. Бұл өзгерістерді ауа райы элементтерінің ауаның температурасы мен ылғалдылығының, бұлттылықтың, жауын-шашынның, атмосфера қысымының желдің тәуліктік барысын бақылай отырып, қадағалауға болады.

Климат дегеніміз де атмосфераның күйі, бірақ белгілі бір кеңістікке немесе түгелдей алғанда Жерге тән күйі. Атмосфераның осындай күйі туралы түсінікті оның алмасуларының заңдылықтарын, яғни ауа райы режимін анықтауға мүмкіндік беретін ауа райы туралы көп жылдық мәліметтердің негізінде ғана алуға болады.

Сонымен ауа райы мен климат өзара байланысты. Климат ауа райы арқылы қабылданады, ол ауа райынан қалыптасқандай болады. Ауа райы болса, белгілі бір климаттың фонында алып қаралады.

1.Атмосфераның күйі жеке алынған элементтер, мысалы, температура немесе жауын-шашын арқылы емес, олардың комплексімен сипатталады. Бұл комплексте ауа райының барлық элементтері өзара байланысты, әрі бұлардың біреуінің өзгерістері бүкіл комплекске әсер етеді. Біз ауа райын жеке элементтері бойынша емес, тұтас қабылдаймыз, мұнда элементтердің қайсысы болсын ең маңызды болып көріне алады. Организмдер, мысалы, бірдей ыстық ауа райын, бірақ бір жағдайда ылғалды, екіншісінде, құрғақ, желдің немесе желсіз т. б. ауа райын түрліше қабыл алады.

Ауа райын жүйелі түрде бақылап отыру, оны зерттеу бір тәуліктік ауа райының комплекстік типтерін бөлуге мүмкіндік береді. Әр тәуліктің ауа райын қайсыбір типке жатқызуға болады. Ауа райының типтерін үш үлкен топқа аязды, 0° арқылы ауыспалы және аязсыз ауа райларына біріктіреді. Әрбір топта ауа райы бірнеше кластарға бөлінеді.

Аязсыз ауа райының тек орташа тәуліктік қана емес, сондай-ақ минималды, 0⁰-тан жоғары ауа температурасы болады. Бұлар оң радиациялық баланс шарттарына (сирегірек нейтральды) сай келеді.

Аязсыз ауа райының кластары:

I. Құрғақты қуаңшылық (t°_сс >22°,r_сс <40%) ².

II. Қоңыржай құрғақшылық (t°_сс>22°, r_сс 40-тен 60%-ке дейін).

III. Шамалы бұлтты.

Алғашқы үш кластың ауа райы тұрақты антициклонмен байланысты.

5. 
   Түнде бұлтты. Фронт түнде өткенде немесе теңіздің беті
   Құрылықпен салыстырғанда жылы болғанда пайда болады.
   

VII. Жауын-шашынды бұлыңғыр (жаңбырлы).

VI және VII кластардың ауа райының шыққан тегі фронтальдық.

VIII. Ылғалды тропиктік (t°_сс>22°, r_сс>80%). Жылу мен

0° арқылы өтпелі ауа райының кл а с т а р ы.

X. Күндіз ашық. Бұл жоғарғы қысым кезінде пайда болады. Біздің еліміздің оңтүстік аудандарында бұл жылдың суық кезінде болуы мүмкін.

А я з д ы а у а - р а й ы. Бұлар үшін тіпті 0°-тан төмен максимумды температура тән болып келеді. Аязды ауа райы теріс Рациональды баланс жағдайларына, қөбінесе жоғарылаған атмосфералық қысым кезіне сай келеді.

А я з д ы а у а р а й ы н ы ң к л а с т а р ы.

Күн радиациясының шағын теріс балансының жағдайларына сай келеді.

XII. Едәуір аязды (t°_сс — 12°, 5-тан 22°, 4-қа дейін).

13. 
    Күшті аязды (t°_сс — 22,5-тан — 32°,4-қа дейін).
    
14. 
    Үскірік аязды (t°_сс—32°, 5-тан — 42°, 4-қа дейін).
    

Ауа райының қарастырылған классификациясы адамдардың өмірі мен қызметіне бұлардың ықпалын ескере отырып жүргізілген және практикада пайдаланылып жүр.

Классификациядан ауа райын радиациялық балансқа қарай ғана емес, сондай-ақ қандай атмосфералық процестер — фронттық немесе ішкі массалық, яғни бір ауа массасымен байланысты процестердің басымдылығына қарай ажыратқан жөн болады (бұлар циклондарда да антициклондарда да болуы мүмкін, бір-ақ фронт бойынша емес). .

Ішкі массалық процестер төселме беттен ауаның қызуымен немесе суынуымен байланысты. Бірінші жағдайда температура жоғарылайды конвекция туады, будақ бұлттар түзіледі. Екіншісінде ауаның температурасы төмендейді, конвекция жерге таяу қабатта ғана болуы мүмкін.

Фронт бойынша ауаның көтерілуінен туған фронттық процестер барлық жағдайларда бұлттардың түзілуімен, жауын-шашын, желмен қоса-қабат болады, бірақ жылы және суық фронттардың ауа райы әр түрлі. Жылы фронт үшін қатпарлы бұлттардың басым болуы, ақ жауын, әлсіз желдер, суық фронт үшін будақ жаңбырлы бұлт, нөсерлі жаңбыр, ұйтқыма желдер тән болып келеді. Жалпы әсіресе, фронт сызығын өткен кезде, фронттық ауа райы өте күрделі және өзгергіш келеді.

Циклондар мен антициклондардың үнемі орын ауыстырып тұруы қоңыржай ендіктердегі атмосфера циркуляциясының ерекшелігі, ауа райының өзгергіштігінің себебі. Циклонның жақындап келе жатқандығы туралы қысымның төмендеуі мен тез қозғалатын шарбы бұлттардың, бірте-бірте шарбы-қатпарлы бұлттарға ауысатын жылы фронт бұлттарының пайда болуы паш етеді. Циклонның алдыңғы бөлігі ақ жауын беретін қатпарлы-жаңбырлы бұлттардан, артқы жағы нөсерлі жаңбыр жауатын будақ-жаңбырлы бұлттардан құралған. Жел циклон өткенде бақылау орнынан циклонның қайсы бөлігімен өтетіндігіне қарай, оңтүстік бөлігінде оңтүстіктен оңтүстік батысқа және солтүстік батысқа, солтүстік бөлігінде оңтүстік шығыстан шығысқа және солтүстікке өзгеріп отырады. Желдердің ауысуы температураның тиісті ауысуын тудырады.

Антициклондар үшін ауаның төмен түсу қозғалысы, температура инверсиясы тән болады, сондықтан антициклондағы ауа райы аз бұлтты да құрғақ, жазда ыстық, қыста суық. Жылдың жылы кезінде инверсия қабаты астында жадағай будақ бұлттар пайда бола алды, тәулік пен жылдың суық уақытында тұмандар мен қатпарлы бұлттардың түзілуі мүмкін (ауаның суытуы), Инверсия қабатының үстінде толқынды бұлттар болуы мүмкін. Антициклонның ішкі жағында желдер әлсіз (көбіне толық желсіз) және шет-шетінде әр түрлі күште болады.

Ауа райының өзгерістері барлық ендіктерде байқалады. Алайда, егер қоңыржай ендіктердегі ауа райы өте өзгергіш болса, онда экваторлық ендіктерде циклон әлі дами қоймаған бұл біршама тұрақтылығымен көзге түседі. Тәулік ішінде беттің және оның үстінде-тұратын ылғал ауаның (конвекцияның дамуы, бұлттардың түзілуі, бұлардан нөсерлі жаңбырдың жаууы) тәуліктің бір белігінде қызуымен және екінші бөлігінде олардың күшті салқындауымен байланысты атмосфера күйінің ауық-ауық өзгерістері болады. Экваторлық ендіктерде ауа райының жылдық режимі біркелкі келеді. Түрлі ендіктердегі ауа райының айырмашылығы радиация балансының әр қилылығы мен атмосфера циркуляциясы арқылы түсіндірілді.

Ауа райын болжау. Ауа райын зерттеудің практикалық маңызы орасан зор. Оны болжау халық шаруашылығының барлық салаларына керек. Ауа райын болжаумен синоптикалық метеорология деп аталатын метеорология бөлімі шұғылданады.

Ауа райының алдын ала айтылуы метеорологиялық және аэрологиялық станциялардың кең жүйесі бір мезетте жүргізетін жүйелі бақылаулардың негізінде ғана мүмкін болады. Ауа райы туралы мәліметтерді алу мен болжауларды жасау және бұларды мүдделі ұйымдар мен халыққа хабардар етіп жеткізумен шұғылданатын мекемелер ауа райы. Қызметі ұйымына бірігеді. Ауа райы Қызметі барлық елдерде дерлік бар. СССР-де СССР Министрлер Советі жанындағы Мемлекеттік гидрометеорологиялық қызмет құрамына енеді. Ауа райы Қызметінің Орталық ғылыми-зерттеу және методикалық органы Гидрометеорологиялық орталық болып табылады. Республикалық, өлкелік және облыстық орталықтарда Гидрометео қызметтің жергілікті басқармасына бағындырылған ауа райы Бюролары ұйымдастырылған Ауа райы қызметіне бірден-бір программа бойынша
тәулігіне 00, 03, 0,6 т. б. сағаттарда Гринвич уақыты бойынша бір мезетте сегіз рет бақылау жүргізетін бірнеше метеорологиялық станциялар (синоптикалық метеорологиялық станциялар) енгізілген.

Әдеттегі метеостанциялардан басқа жолы қиын аудандарда (таулар, шөлдер т. б.) автоматикалық метеостаициялар жұмыс істейді. Атмосфераның күйі туралы мәліметтерді сондай-ақ корабльдерден, самолеттерден, ракеталардан, метеорологиялық спутниктерден береді.

Цифрлық телеграммалар түрінде гидрометеорологиялық орталыққа келіп түсетін орасан көп түпкі информациялар (бұлар күніне бірнеше жүз мың болып түседі) электрондық есептеу машиналарында өңделеді, бұл енді атмосфера қысымының нақты және болжау өрістерінің сызылған карталарын береді. Бұл қарталар фотоаппараттардың көмегімен республикалар, облыстар т. б. ауа райының карталары (синоптикалық карталар) мен оның болжауын жасау үшін негіз ретінде жергілікті болжау жүйелеріне беріледі.

Синоптикалық картаға радио немесе телеграф арқылы кодыланған метеотелеграммамен берілген өзінің бақылау пункттеріндегі ауа райы туралы деректер шартты таңбалармен және цифрлармен (Бүкіл дүние жүзілік метеорологиялық ұйым қабылдаған схема бойынша) түсіріліп отырылады.

Ауа райының жерге таяу және биіктік карталары жасалады. Жерге таяу синоптикалық карталарда изобаралар, циклондар мен антициклондар, атмосфера фронттары, түрлі ауа массалары, жауын-шашынды облыстар (78-сурет) көрсетілген. Негізгі синоптикалық карталарда үлкен кеңістікке арналған ауа райы туралы барлық мәліметтер дерлік болады. Қосымшалары жеке элементтер бойынша деректермен шектеледі. Бұдан басқа аэрологиялық диаграммалар, графиктер (мысалы, жоғарылаған сайын температураның өзгерістері) жасалады т. б.

Ауа райының биіктік карталары абсолюттік және салыстырмалы топография карталары (53—56-суреттер) циклондар мен антициклондардың, фронттық зоналар мен фронттардың құрылымдық ерекшеліктерін анықтауға мүмкіндік береді. Бұлар процестердің даму сипатын, қысым өрістерінің өзгеріс себептерін, тропосферадағы температура мен желді анықтау үшін қажет.

Ауа райы карталары — оны алдын ала болжауға арналған негіз. Ауа райын болжаудың синоптикалық методы бірден-бір болмағанымен әзірге әлі бастысы болып отыр. Болжаудың сандық методтары, мысалы, атмосфералық процестер гидродинамикасы теңдеулерін интегралдау жолымен оның өзгерістерін алдын ала айту барған сайын зор маңызға ие болып отыр. Бастапқы шарттар — ауа райының элементтерін температураны, ауа ылғалдылығын және қысымды т. б. бақылау деректері.

Ауа райын болжау мейлінше күрделі, өйткені бұлардың тұрақты дамуында өзара әрекет жасайтын факторлардың бүкіл комлпексін есепке алу қиынға түседі.

Қысқа мерзімді болжауларды жасау үшін (1—3 тәулікке) атмосфера процестерінің дамуына алдын ала жағдай жасаған себептер ашылады. Содан соң теориядан белгілі заңдылықтар мен қолда бар деректер негізінде таяудағы уақыт ішіндегі олардың дамуының ең ықтимал бағытын анықтайды.

Атмосфера процестерінің дамуында тез өзгерістер болмаған жағдайларда болжауларды жасау біршама жеңіл және олар мейлінше дұрыс болып шығады. Ауа райының сәтсіз болжалуы көбіне көп синоптикалық процестердің тез қайта құрылуын анықтаудың қиыншылықтарымен, атмосфера объектілерінің жылдамдығы мен бағыты өзгерістеріне байланысты. Қысқа мерзімді болжаулардың орташа алғанда дәл келулігі 80%-тен аспайды. Арнайы болжаулар үлкен дәлдігімен (авиация, флот, ауыл шаруашылығы т. б. үшін), жалпы болжаулар дәлдігінің аздығымен көзге түседі. Болжау мерзімі неғұрлым көп болса, оның дәлдігі соғұрлым аз болады.

Ауа райының ұзақ мерзімдік болжаулары шағын алдын ала (8—4 тәулікке) және үлкен алдын ала (ай, маусым)- болжаулар болып бөлінеді. Бұларда тек ауа райының жалпы сипаттамасы мен оның шұғыл өзгерістерінің шамаланған мезгілдері көрсетіледі. Ауа райының ұзақ мерзімді болжауын жасау мәселесі бұдан да гөрі күрделірек және бұлардың дәлдігі қысқа мерзімді болжау дәлдігінен едәуір аз.

Ұзақ мерзімді болжауларды жүйелі түрде жасау СССР-де Б.П. Мультановский ұсынған және басқа ғалымдар дамытқан методы бойынша 1922 жылы басталды. Ұзақ кезеңдегі синоптикалық карталарды зерттеу негізінде 4—8 тәулік ішінде (табиғи синоптикалық кезең) біршама үлкен территорияда жалпы тұрғыда қысым өрісінің негізгі жүйелері мен ауа массаларының үстемдік ететін тасымалы сақталатындығы анықталған, сондықтан ауа райының жалпы сипаты сақталады да күтпеген өзгерістер болмайды. Кезең басындағы атмосфера процестері дамуының бағытын біле отырып, оның қалған күндеріндегі ауа райы туралы пайымдауға болады.

Траекториялар және циклондар мен антициклондар қайталауларының көпжылдық байқаулары негізінде жасалған карталар олардың атмосфера әрекеттері орталықтарымен Азор максимумымен, Исландия минимумымен т. б. байланысын көрсетеді. Циклондар мен антициклондардың «жақсы көретін» қозғалыс бағыттары бар екендігі және атмосфера әрекеті орталықтарынан осьтер бойынша (Нордкап, венгрия, кара және т. б.) орын ауыстыратыны табылды. Ұзына бойында белгілі осьтер үйлесуі сақталатын «синоптикалық маусымдар» бөлінді. Метеорологтар жылдың осындай 6 «маусымы» бар деп санайды көктемгі (12 марттан), жаздың алғашқы жартысы (7 майдан), жаздың екінші жартысы (30 июньнен) күзгі (22 августан), қыс алды (15 октябрьден) және қысқы (21 декабрьден). Синоптикалық «маусымдардың» басталу мезгілі етіп көпжылдық байқаулардың орташасы алынған. Нақтылы жылда 20—40 күнге ауытқу болуы мүмкін.

Ауа райының айлық, маусымдық болжамын жасай отырып, мұның алдындағы айлардың (сол жылғы) және бірқатар өткен жылдардың синоптикалық жағдайларын мұқият зерттейді, процестер ұқсас дамиды деп жобалай отырып, ұқсас синоптикалық жағдайларды іріктеп алады (карта — аналогтер), ауа райын болжап айтады. Әр айдың метеорологиялық процестерінің жылдың басқа айларының арасында аналогтері бар екендігі статистикалық тәсілмен табылып отыр. Мәселен, октябрьдің атмосфералық процестерінің 73% ноғдайлары январь процестеріне ұқсайды. Ауа райын болжағанда да осы тәуелділік пайдаланылады. Түпкілікті болжау болжап айтудың түрлі тәсілдерінің қаншалықты ақталатынын есепке ала отырып бүтін бір қатар жеке болжамдар негізінде жасалады.

Ұзақ мерзімді болжамдардың дәл келуі әлі онша емес. Мәселен, айға арналған болжамның дәлдігі 70%-тен аспайды. Төтенше ұзақ мерзімді болжамдар туралы айтуға болады, бірақ бұл шешілуі әлі қашық климат болжамдарының проблемасы болады.

Ауа райын болжаудың методтарын жетілдіре түсу көптеген ғалымдар мен мамандардың синоптиктердің, климатологтердің океанологтердің, физиктердің, математиктердің, есептеу-техникасы жөніндегі, метеорологиялық спутниктер системасы жөніндегі мамандардың күш-жігерін біріктіруді талап етеді. Соңғы екі он жылдық ішінде жасанды спутниктер мен ЭВМ ауа райы қызметінің дамуына орасан зор ықпал етті. ЭВМ орасан көп метеоинформацияны (болжамды есептеп шығаруды қоса алғанда) өңдеуге мүмкіндік берді. Жасанды спутниктер бүкіл Жер бетіндегі ауа райы туралы мәлімет алуға жол ашты. Бұларда Жердің кескінін және планетаның жарық түсіп тұрған жағының бұлттылығын беретін телевизиялық аппаратура бар. Инфрақызыл аппапатура Жердің түндік жағын қарап көруге жол ашады. Актинометриялық аппаратура Жердің жылулық балансы туралы мәлімет алу үшін қызмет етеді.

Спутниктер түрлі орбиталардан Жерді түрлі жағынан «қарап», жарты шарды түгелдей бірден (бір спутниктен), «көре» алады. «Метеор» метеорологиялық спутниктердің системасын ұйымдастыру олардың үздіксіз жұмысын, планетадағы атмосфераның күйі туралы үздіксіз информацияны қамтамасыз етеді. Қазірдің өзінде-ақ ғылымның ерекше тармағы, спутниктік метеорология қалыптасқан, бұл адамға тәуелсіз қалыптасатын ауа райын болжауларда ғана емес, сөзсіз жалпы үлкен роль атқарады. Ауа райына белсенді ықпал етудің алғашқы әрекеттері де жасалған (жасанды жауын-шашын, бұршақпен күрес ).

Ауа райын ғылыми басқару проблемасы тұр. Мұның шешілуі адамзаттың әл-ауқатының жақсара түсуіне де әсер етер еді. Шек дегенді білмейтін атмосфераға қатысты мәселе болғанда Халықаралық ынтымақтың қажеттілігі ерекше сезіледі. Бұл Бүкіл дүние жүзілік метеорологиялық ұйым (ВМО) арқылы жүзеге асырылады. Көп нәрсе Мельбурндағы, Вашингтондағы және Москвадағы үш дүние жүзілік Гидрометеорологиялық орталық бастап отырған ВМО жанындағы ауа райының Бүкіл дүние жүзілік қызметіне (ВСП) байланысты болады.

Біздің уақытымызда ауа райы болжамын радио арқылы күніне бірнеше естіп, газеттерден оқуға болады. Бірақ болжамдар әдетте үлкен ауданға арқалып беріледі. Нақтылы жерде бұларды анықтау үшін ауа райының жергілікті белгілерін пайдаланған тиімді. Бұл белгілер әсіресе, ауыл шаруашылығымен шұғылданатын адамдарға жақсы таныс және көптеген ұрпақтардың тәжірибесінен алынған. Бұлардың физикалық негізі бар және оңайлығы жағынан құнды келеді. Мәселен, жазда аз бұлтты, жауын-шашынсыз (жақсы) ауа райы белгілерінің сақталуы: таңертең нашар және күндіз күшейе түсетін, әрі кешке қарай қайтадан тынатын жел, кешке қарай тарап кететін бұдақ бұлттардың таңертең (сағат 10-да) шағын мөлшерінің пайда болуы, Күн шығуымен сейілетін ойыстардағы түнгі тұман мен шық, жақсы білінетін бриздер, қыста «жалған» күн көзі, бағаналар, үлкен радиусты ақ тәждер кешкі қызыл шапақ, мұржадан жоғары көтерілген түтін т. б. Жауын шашынды бұлыңғыр ауа райына ауысу белгілері: батыстан тез қозғалатын шарбы бұлттар, гало мен тәждің пайда болуы, жұлдыздар жыпылықтауының күшейюі т. б. «Жалпы жер тану бойынша лабораториялық сабақтарда» ауа райы белгілерінің таблицасы беріледі, мұнда олардың атмосфера күйімен байланысты екендігі көрінеді.

Жергілікті белгілер бойынша ауа райын болжап айтқанда төмендегідей ережені пайдаланады: Егер бүгінгі ауа райы кешегідей болса, оның өзгеру белгілері болмаса, онда ертең де шамамен бүгінгідей болады. Егер ауа райының өзгеру белгілері байқалса, бұлардың жиынтығын пайдаланады.

Ауа райының жергілікті белгілерін бақылау табиғаттағы құбылыс байланыстарын көріп мұндағы болып жатқан процестерді түсінуге мүмкіндік береді. Сондықтан мектепте мұндай бақылауларды ұйымдастырудың маңызы өте зор.

Ауа райын зерттеу — бұл бір мезетте климатты зерттеу, өйткені атмосфера күйі зерттеледі.

2. Ауа райы қалай құбылмалы болғныменен көпжылдық бақылаулар оның алмасуының заңды дәйектілігін – белгілі тән ауа режимін байқауға мүмкіндік береді.

Шыныда Москвада 1972 жылы июлде болғандай құрғақ әрі ыстық ауа райын москвалықтар бұрын-соңды көрмеген. Ал 1969 жылы олар плащтарын мүлде дерлік шешпеді де. Январьда Москвада ауа райыв жылы болды. Бірақ көп жылдар ішінде Москвада ауа туралы деректер Москва тұрған клмат үшін әдеттен тыс ауа райлары ерекшелік емес. Алайда Москвада қыста ауа райы керісінше , аяз қыста ешқешенда байқалмаған. Қыс әрқашанда жаздан суық келеді. Атмосфера күйі жыл бойы маусымнан-маусымға заңды түрде өзгереді тек өзгерістердің жалпы фонында ғана едәуір ауытқулар болуы мүмкін.

Бұлар ауа райының құбылмалы болуын паш етеді, бірақ ауданға тән атмосфера күйін яғни климаты өзгертпеді.

Көне Грецияда қолданылғанымен Жер бетіне түсу бұрышын еске алатындай жалпы қабылданған анықтамасы жоқ.

«Климат » атмосфераның орташа күйі ретінде анықталды да, ауа райы көп жылдық бақылаулар ретінде негізінде шығарылған орташа температуралар , жауын-шашының орташа мөлшерімен метеорологиялық элементтердің орташа мәнімен сипатталады.

Орташа көп жылдық шамалар климт көрсеткіші болып саналады. Орташаларынан басқа орташа күйден ауытқуы мүмкін болатын шекті анықтайтын метеорологиялық компоненттердің (ең көп және ең аз ) ақырғы мәні де есепке алынған . Барлық климаттық көрсеткіштер климатологияның ұзақ бір методы болған есептеу жолымен яғни статистикалық алынды. ( статистикалық климатология). Мұны қолдану метеорологиялық бақылаулардың өте үлкен материалын климаттық анықтамалықтар, атластар жасауға климатын салыстырмалы сипаттамсын және классификациясын жасауы мүмкін етті.

Климатологиядағы статистикалық метод іс жөніндегі маңызын қазірде де жоғалтпаған.

Алайда бірқатар метеорологиялық элементтерге ауа райын қандай болса солай бөле салу атмосфераның нақтылы күйін зерттеуге бөгет жасады.

Оларды жеке есептеліп шығарылған ұштасуы табиғатта өте-мөте сирек ұшырайтын болып шықты.

Ауа райының берілген жердегі барлық байқалған заңды дәйектерінде көрінген ауа райының көп-жылдық ретінде анықталған климатты тұңғыш рет Е.Е. Федоров жаңа комплексті методтың қолданылуы климатология дамуына (комплексті климатология) жол ашты. Комплексті методтың мәні мынада: климатты сипаттау үшін жеке алынған орташаланған метеорологиялық элементтер емес, нақтылы күйінде нақты ауа райын білдіретін осы элементтердің комплекстері , яғни ауа райының комплексті типтері пайдаланылады.

Ауа райының комплекстері типтерінің көмегімен ауа райының көп жылдық режимі- климат сипатталады.

Комплексті метод түрлі климаттардың ерекшеліктерінің жақсы беретін ауа райындағы климат құрылымының кеңінен қолданылатын графиктерін құруға мүмкіңдік берді. Географя орташа айлық температураның қисық жүрісімен, ауа температурасының шеткергі мәндерімен, жауын -шашын диаграммаларымен, радиация және жылу баланстары бойынша деректермен толықтырылады.

Комплексті методпен бір мезетте синоптикалық карталардың көмегімен белгілі бір аймақтың климатына әсер ететін процестерді ашуға мүмкіндік беретін синоптика-динамикалық метод (динамикалық климатология) дами түсті.

Мұнда ауа массасының қозғалысына, олардың трансформациясына, фропттық цестер мен атмосфера құйынына ерекше маңыз беріледі.

«Климат» ұғымының көптеген анықтамаларынан ең көп қолданылатын анықтамасы: «Климат дегеніміз Күн радиациясы төселме беттің сипаты және осылармен байланысты атмосфера циркуляңиясы себепші болатын ауа райының көп жылғы режимі.

Жердің, ара қатысты оның өсінің еңіс жағдайында қозғалысы жыл бойындағы Жер бетіндегі Күн жылуының әр түрлі. бөлінуін, климаттық . маусымдылығын, әр түрлі ендікте климаттың бірдейі ені анықтайды. Жылулық белдеулердің— Жер климатының пайда болуы осы арқылы түсіндіріледі, Клитаматағы бұл айырмашылықтар Жер бетіне Күн жылуының, байланысты және -төселме беттің сипатына тәуелді емес.

Жер беті мүлде біркелкі болса, экватордан полюске» климаттың заңды өзгерісін анықтай отырып, олар да орын алғап болар еді.

Әр текті төселме беттің ықпалы Күн жылуының атмосфераға әр келкі қабылданып, берілуі, атмосфераға ылғал отыруы, ауа қозғалысына ықпалы бір жылу белдеуі түрлі климаттардың қалыптасуын анықтайды. Жарық шектерімен климат белдеулері шектерінің дәл келмеуі түсіндіреді. Төселме бет дегеніміз климат қалыптасуының екі маңызды факторларының екіншісі.

Су бетімен құрылық бетінің ықпалыдар түрлі болуы климаттар теңіздік және континенттік болып қалыптасады.

Мұхиттың жұмсартатын ықпалынан айырылған.Орографияның ықпалы (Жер бетіндегі биіктіктср мен әркеліліктің өзара орналасуы) әсіресе таулы жерлерде ерекше болып

Бұл шек сан алуан, өйткені ол ауа ылғалдылыгы мен көтерілу кезінде ылғалдың бөліну интенсивтігіне байланысты (Гималай 1000—1500 м, Орталық Кавказ — 2500 м). Жауын-шашын қатты түрде жауып, еріп үлгере алмайтын жерде, тауларда климатқа ықпал ететін мұздықтар пайда болады. Таулардағы климат айырмашылығына беткейлердің түрлі экспозициясы, үстемдік ететін желдерге қарағанда олардың әркелкі орналасуы ашады. Ауа. шағын қабатпен жайылғаңда, әсіресе суық ауа ыстарын тежеп қалатын барьер ретінде таулар климатқа елеулі ықпал етеді . Тауларда ауаның жергілікті. церкуляциясы өте жиі пайда болады.

Таулардың атмосфера күйіне жасайтын ықпалына, горизонталь климаттық зоналылықты күрделендіре түсетін, климаттардың, вертикаль белдеулілігі байланысты. .

Төселме беттің климатқа ықпалын қарастырып отырып, поляр аудандарына едәуір алаңды алып жатқан мұз басқан ауданға көңіл аудару қажет.

Мұз бен қардың шағылыстыру қабілстінің үлкен екені белгілі (альбедо 0,9-ға дейін). Егер де мұздар Жерді тұтас жапқан болса, оның бетінде ауаның орташа температурасы шамамен 100° С-қа төмендейтіні (қазір бұл 15° С) есептеп шығарылған Поляр аудандарында мұздың басуы жоғарғы және төмгі белдіктер арасындағы температура контрастарын арттыра отырып ауа температурасын қатты төмендететіні айқын. Бұлардың климат зональдылығы күшейе түседі.

Маусылдық қар басуы, өсімдік басуы және төселме беттің басқа ерекшеліктері

климатқа ықпал етеді.

Тропиктік белдеуде материктердің батыс жағалауларыың климатының қалыптасуына, пассаттарда болатын инверсияны күшейтетін, қоңыржай ендіктер тарапынан субтропиктік максимумның (антициклоппың) шығыс бөлігіндегі суық ағыстар мен ауа ағымы ықпал етеді. Нәтижесінде температуралық инверсия шекарасы кондеисация шекарасынан төмен орналасады да конвекция дамымайды , демек бұлт пайда болмайды және жауын-шашын жаумайды, Температураның жылдық жүрісі мұхмтта

типіндегідей болады. Тұмандары өте жиі, бриздер дамығаи. Жоғарылаған сайын ауа температурасы әуелі біраз артады сонан соң төмендейді, жауын-шашын мөлшері артпайды.

Континенттердің шығыс жағалауларының тропиктік климаты батыс жағалауларының климатынан неғұрлым жоғары температурасымен және жауын-шашындарының көптігімен көзге түседі,

Экватордан антициклонның батыс бөлігіне әкелінетіи жылы ағыс пен ауаның әсерінің нәтижесінде пассаттық инверсия әлсірсйді де конвекцияға кедергі жасамайды.

Таудың жел жақ беткейлерінде жауын-шашын көп, бірақ жоғарылаған сайын бұлардың мөлшері көбеймейді, өйткені пассаттар төменгі қабатта ғана ылғалды болады. Желден ық жақ беткейлерде жауын-шашын аз.

Жазда мұхиттар үстінде антициклоидар, материктер үстіндй төмендеген қысым облысы жақсы байқалады. Қыста субтропнк тік белдеуде циклондық әрекет басым келеді.

Материктік субтропиктік климат. Жазы ыстық, құрғақ айларының орташа температурасы 30° және жоғары максималдысы 50°-тан асады. Қысы біршама суық, жауын-шашынды.
Лекция №11

Тақырыбы: Жер гидросферасының көлемі мен құрылымы жайлы жалпылама мәліметтер

Жоспары:

1. Жер бетіндігі сулар

2.Табиғи судың аса маңызды қасиеттері.
Лекцияның мақсаты:

Жер гидросферасының көлемі мен құрылымы жайлы жалпылама мәліметтерді қарастыру.

1. Жер бетінде су көп. Ол 510 мил. км²-дің 361 мил. км²,яғынй бүкіл ауданның 71%-ін алып жатыр. Құрлықтың үлесіне 149 мил. км²(29%) ғана алып жатыр.

Жерде су мен құрлықтың бөлінуіне бірқактар ерекшеліктер бар.Құрлық оңтүстік (19%) жарты шарға қарағанда солтүстікте (39%) үлкен ауданды алып жатыр. Солтүстік жарты шардың қоңыржай ендіктерді түгелге дерлікқұрлық шеңбері, оңтүстік жарты шардың қоңыржай ендіктерінде құрлық аз.(түгел су шеңбері) 60ºс. е. Құрлықтың алып жатқан ауданы солтүстікке және оңтүстікке қарай азаяды да,60º о.ендіктен солтүстікке және оңтүстікке ұлғаяды.

Гидросфераның жалпы көлемі 1454·327 200 км³.Үздік-создық болғанымен біртұтас су қабыршағынан төмендегідей сулар бөлінеді.Дүние жүзілік мұхит суы-1370 00 0000 км³,жер асты суы –60000 000 км³,топырақ ылғалы-82 000 км³,құрылық бетіндегі сулар:мұздықтар-24 000 000 км³ ,көлдер-230 000 км³,өзендер-1200 км³ және атмосферадағы су 14 000 км³ .Осы сулардың барлығы судың бір күйінен екінші күйге тез ауыса алатын қабілетімен ерекшеленеді.

Антарктидадан басқа материктерде барлығыда оңтүстікке қарай тартылады, батыста барлығында дерлік үлкен шығанақтар құрлыққа сұғылып кірген, ал шығыста, ал шығыста мұхит жағына шығып тұр.Солтүстіктен құрлық кең тараған ендіктерден(60-70º) оңтүстікке матерйктер жалпы үш бағытта үш сәулемен созылып жатыр. Оңтүстік материктер солтүстік материктердің жалғасы тәріздес, оларды әр уақытта терең жер орта теңіздермен бөлінген. Солтүстікпен салыстырғанда оңтүстік материктердің шығысқа қарай аздап ауыысқанын оңай байқауға болады.

Жер бетінде су мен құрлықтың бөліну ерекшеліктерін кездейсоқ деп қарауға болмайды. Олари жерге қатысына қарай сыртқы және ішкі пратцестердің материктер мен мұхиттар қалыптастыруды қосылып тигізген әсерінен және планетаның түзілген 4-5 миллиард периоды бойы ол күрделеніп бытысқан болады. Бұл ерекшеліктердің жалпы қабылданғантүсінігі әле жоқ.

Ішкі себептердің әсерінен болған магнт өрісінің өзгерістерінен баасқа , Күн әрекетіне байланысты өзгерістер де бар. Олар тұраақты геомагниттікөріске қосыллып ,ауыспалы магнит өрісін құрайды. Магниттік өрістің тез вариациясының периоттысекунттің бөлігінен бірнеше күнге дейін. Олар өздігінен жазатын проблемалармен тіркеліп отырады. Периодтық тез варияациларға күн тәулікті және ай тәулікті джатады. Екі варияациның мөлшері жер ендігінде және маусымға баиланысты. Микропульсацияның көптеген тйптері бар- периодпен ауытқуы бірнеше секундтан артпайды.

Геомагниттік өрістің жүйесіз ұйытқуының ішінде магниттік дауылдар ерекше белгілі, әрі қызықты . Магниттік дауылдар бүкіл жер бетінде басталып әдетте ол бірнеше күнге созылады. Күшті магниттік дауылдар жылына шамамен бі рет ал аса күшті еместері айына бірнеше ретболады.27 күнде қайталанатын тенденциясы байқалады. Магниттік дауылдардың болу себебі Күнніңкорпускулалық сәуленуінің әсері, әсіресе ол жердің магниттік өрісіне күннің от алуының кезінде күштірек болады.Магниттік дауылдарда полярлық шұғыла пайда болады, қысқа толқындарға радио байланс бұзылады және басқа құбылыстар байқалады. Магниттік дауылдардың шығу механизмі әле белгісіз.

Ракета мен спутниктер арқылы магнит өрісін зеріттегенде жерден алыстаған сайын оның бір тектес еместігі бірте-бірте азайып барып баяу жоқ болатындығы дәлелденеді. Күн жағында геомагниттік өрістің планетааралық кеңістіктің магниттік өрісімен шекарасы – магинотосфераның шекарасы – едәуір айқын байқалады Магинитоссфера симметрялы емес . Оның формасы күн желінің әсері мен жасалған,ол жердің магнит өрісінде кедергіге ұшырап оны оралып өтеді.Алайда мұнымен бірге магнетесфераның шекарасынан 2-4 R қашықтықта соқпа толқын ²паида болады. Күн плазмасы ,ол арқылы өткенде нығыздалады қозғалыспен баияулаттады және қызады . Соқпа толқынмен магнитосфера шекарасы арасындағы кеңәстік осы плазмамен толған . Оның қысымымен геомагниттік өріс сыгыла береді әбден бұл қысым магнит өрісінің қысымымен теңелгенше жалғасады. Күн желі күшті болган сайын , соғұрлым магнитосфера көбірек сығылады және керісінше .

Сондықтан да, магнитосфераныңмөлшерінің мұхитпен шектеседі. Солтүстік мұзды мұхитпен Атлантмұхитының шекарасы күрделірек.

Атлантика мен Дүние жүзілік мұхитты қазіргі зерттеулер көптеген ғылымдарды оның оңтүстік бөлігінде өзіндік үлкен ерекшеліктер бар деген қортындыға келіп отыр. Оңтүстік мұхитты бөлу қажеттігі туралы да пікірлер болды бірақ оныңи шекаралары бұрынгыдан мүлдем басқаша. Оңтүстік мұхиттың солтүстік шекарасы жақсы көретінполярлықсулармен қоңыржай ендіктің сулары қосылыс зонасы –шамамен 50˚және 60˚ о, е, ¹аралығы мен өттетін антарктидада конверкциясы фронтты боиымен жүргізуді ұсынады.

2.Табиғи судың аса маңызды қасиеттері. Су сутегімен оттегінің қарапайым қоспасынан пайда болады. Жер беті жағдайында тек су ғана 3 күйде кездеседі. Сондықтан ол Жер бетіндегі географиялық қабықтарының барлығында кездеседі.

1.Жылу қабылдағышы. Су-Жер бетіндегі ең жылы денелердің бірі болып табылып,жазда мұхиттардың, өзендердің, көлдердің беткі қабаттары Күннің сәулелерін өзіне жұтып,қыста сол жылуды өзінен шығарып табиғатта су 3 күйде кездеседі: қатты, газ, сұйық жєне саѓан байланысты географиялыќ ќабыќтыњ барлыѓында кездеседі немесе µзініњ єсерін тигізеді.Табиғи судың маңызды қасиеттерінің бірі-оның бір күйден екінші күйге ауысуы. Судыњ с±йыќ немесе ќатты к‰йінен буѓа айналуы жєне керісінше будан с±йыќ к‰йге µтуі су немесе м±з бетіндегі бу ќысымыныњ белгілі бір дєрежесінде м‰мкін жєне ол температураѓа байланысты болады.Таза су қалыпты қысым жағдайларында 100⁰ С –та қайнайды, 0⁰ –та қатаяды. Судың тағы бір ерекше қаситеттерінің бірі-ол судың әрдайым қоспалармен кезесуінде. Мысалы: су әрдайым түрлі тұзды болып келуінде.Судың тұздылығы %_0-промиллмен белгіленеді.

Судың келесі қасиеті-судың жылу өткізгіштігімен жылу сиымдылығында болып табылады.Су қоймаларын қыздырғанда араластыру бастр роль атқарады.Мұз бадан да гөрі аз жылу өткізгіштікке ие бола отырып,суды суынудан жақсы сақтайды.

Судың тағы бір ерекшелігі оның молекулаларлық құрылысымен олардың өзара орна ласу ерекшеліктерінде болып табылады.1 см ³ сұйық суда 0⁰С температурада 3,35·10²² молекула болады.Гидросфераны, атмосфераны, литосфераны, организмді қамтитын Күннің энергиясы мен ауырлық күштерінің ықпалымен су алмасуының үздіксіз процестері жүреді.

1.Дүние жүзілік мұхит ағыстары

Дүние жүзілік мұхит ағыстарын, мұхит суының қозғалысын қарастыру.

Солтүстік пассат ағысы Гвинея шығанағында басталады, мұхитты кесіп өтеді де Антиль аралдарына жақыңдайды. Судың бір бөлігі Кариб теңізіне кіреді (Кариб ағысы) де осы жерден Мексика шығанағына енеді. Бір бөлігі Антиль аралдары бойымен өтіп (Антиль ағысы) Мексика шығанағынан шығатын ағынды флорида ағысымен қосылып кетеді. Флорида және Антиль ағыстары қосылуынан Үлкен Ньюфаундленді банкасына дейін созылып жатқан Гольфистрим пайда болады.

Басқа мұхиттармен салыстырғанда Солтүстік Мұзды мұхиттағы ағыстардың бөлінуі Солтүстік полюстегі мұхит жағдайына байланысты үлкен ерекшелігімен көзге- түседі. Евразия материгінің солтүстік жағаларын бойлап, шығыстан батысқа және Гренландияның шығыс жағаларын бойлап солтүстіктен оңтүстікке соғатын күшті желдер, жалпы алғанда Атлант мұхиты жағына мұздар мен беткі суларының дрейфін тудырады. Мұнда өзара байланысты бірнеше циркуляциялар туады: біреу — Бофорт қазан шұңқырындағы — антициклондық, екеуі — Нансен қазан шұңқырында-антициклондық (Гренландиядан солтүстікке қарай) және циклондық (Жаңа Жерден солтүстік шығысқа қарай) циркуляциялар. Соңғы екеуі Атлант мұхитына көптеген мөлшерде су мен мұзды алып кететін Шығыс-Гренландия ағысының тууына мүмкіндік жасайды.

Норвегия ағысы жылы атлантика суын әкеледі. Нордкап мүйісінде ол материк жағасын бойлап шығысқа кететін Нордкап ағысына, әрі солтүстікке тартатын және бірте-бірте 100— 900 м-ге деиін тереңдікте бататын (біршама шағын тұздылығы арқасында) Шпицберген ағысына бөлінеді. Бұл ағыстың жылы суы материк беткейіне сығыла отырып, шығысқа қарай қозғалады да қалыңдығы 600 м-ге дейін салыстырмалы жылы (+2°, р,4-2°,5С дейін) судың аралық қабатын жасайды. Температурасы +1⁰,5,-(-1⁰,8С су тереңдікте жатады. Беринг бұғазы арқылы өткен Тынық мұхиты суы Солтүстік Мұзды мұхитта дербес ағыс түзбейді.

Тынық мұхитында Солтүстік пассат ағысы экватордан солтүстігірек (с. е. 10 және 22° арасында) орналасқан. Мұхиттың батыс бөлігінде, Филиппин аралдарында, ол тең емес үш тармаққа бөлінеді: біреуі пассат аралық қарсы ағысқа құйылады, екіншісі Зоңд аралдарына кетеді, ал ең күшт үшіншісі Куросио (Гольфстримнің аналогы) жылы ағысын құрайды.»Кюсю аралына жақын Куросиодан Цусима бұғазы арқылы Жапон теңізіне енетін батыс тармақ — Цусима ағысы тарайды.

Куросио Жапон аралдарының шығыс жағаларын бойлап, Хонсю аралында (40-шы параллель маңы) шығысқа қарай бұрылып көлденең Солтүстік Тынық мұхиты ағысына ауысады. Материк маңында бұл ағыс Калифорния (күштірек) және Аляска,ағыстары (әлсізірек) болып бөлінеді. Солтүстік эква-торлық — Куросио — Солтүстік Тынық мұхиты — Калифорния ағыстары солтүстік Атлант шеңберін құрайды.

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

Батыста Оңтүстік пассат ағысынан оңтүстікке алдымен Мадагаскар, сонан соң Мозамбик ағыстары кетеді, бірақ оның суының негізгі массасы солтүстікке бұрылады. Жазда ол оңтүстіктен солтүстікке кететін Сомали ағысын құрайды, қыста пассат аралық қарсы ағыстың бастауын береді.

Дүние жүзілік мұхиттың барлық жерінде тіршілік түрлі формаларда және түрлі көріністерде өмір сүреді. Тіршілік ету жағдайларына қарай мұхитта екі түрлі облыс бөлінеді. Су қабаты (пелагиаь) мен түбі (бенталь). Бентал – жаға маңы – литораль, тереңдігі 200 метрге дейін және тереңдік – абиссаль болып бөлінеді. Литораль үстіндегі су қабатын пелагиаль облысы деп аталады.

2. Мұхит суының қозғалысы

Мұхит суларының бүкіл массасы үздіксіз қозғалыста болады. Бұл судың тұрақты араласуын жылудың, тұздың және газдың бөлінуін қамтамасыз етеді. Судың түйіршіктері әдетте байланысты келетін, тербеліс және сондай-ақ ілгерілемелі қозғалыстар жасайды, бірақ бұлардың біреуі басымырақ болады. Мәселен, толқу—көбіне судың тербеліс қозғалыстары, ағыс — ілгерілемелі қозғалысы.

Өздерін тудырған күштердің тікелей ықпалымен болатын толқындар мәжбүр (байланысты) толқындар; өздерін тудырған күш әрекетін тоқтатқаннан кейін, біраз уақыт- созылып жалғасатын толқындар — еркін толқындар делінеді.

Егерде бөлшектердің орнын, біраз уақыт өткеннен кейін қарайтын болсақ, бұлардың барлығы орбитада бірдей аралық-қа орыналмастырған болып шығады да 1', 2', 3' және басқа орындарды алады. Суретте толқын формасы оңға"—жел бағытына қарай орын алмастырғаны көрінеді. Толқынның жел жақ беткейінде тұрған бөлшектер төмен түскенде, ық жақ беткейінде тұрған бөлшектері көтеріледі. Трохоида ілгерілемелі қозғалыс жоқ болғанда ғана туа алады. Алайда дөңгелек орбитальды және ілгерілемелі қозғалыстары қосылуының салдарында олар желдің жылдамдығы неғұрлым көп болса, толқыннан неғұрлым тік болса, горизонталь бағытта керіліп жатқан эллипс орбитасы бойынша соғұрлым көп орын ауыстырады. Сондай-ақ эллипс орталығы да ілгерілемелі қозғалысқа ұшырайды. Осының нәтижесінде жел толқындарының профилі трохоидтан күшті айырықшаланады: олардың төбесі өткірленеді, табаны трохоидадағыдан гөрі неғұрлым доғал келеді.

Ішкі толқындардың пайда болу себептері әлі жеткілікті анық емес, бірақ олар бірнешеу екендігі даусыз.

1. Жер асты сулары.

2.Грунт сулары.

3.Өзен, көлдер

4.Батпақтар мен мұздықтар
Лекцияның мақсаты:

Құрлық сулары - Жер асты суларын, грунт суларын, өзен, көлдер, батпақтар мен мұздықтарды қарастыру.

Су тау жыныстарында бос кеңістік саңлау ,жарықша ,кеуек болғанда ғана болады.Жер қыртысының жоғары шөгіндіқабаттарында жыныстың бөлшектері арасындағы өте ұсақ қуыстар-кеуектердің мейлінше үлкен маңызы бар.

Кеуектерде молекулятлық күштер ұстап тұрған жыныс бөлшектерін қоршаған жұқа қабық (пленка) түзді,олар пленкалы су деп аталады. Пленкалы су жыныстарды сумен тікелей жанасқанға дейін және кейін өлшеу арқылы байқалады.Құм пленкалы суды иеленген сусымалылығын жояды.

Судыњ мањыздылыѓы.Су ќарапайым екі атомдардыњ ќосындысы болѓанымен, Жердегі б‰кіл тіршілік иесініњ тарауына жєне дамуына ‰лкен єсері бар.Ѓалымдар басќа планеталарды зерттегенде ол планетадаѓы тіршілікті табу маќсатында ењ бірінші ол планетадаѓы –судыњ бар жоќтыѓын зерттейді. Судыњ адам денсаулыѓына єсері.

Сі тірі организмдердіњ ќ±рамдас бµлігі болып табылады.¤сімдіктердіњ ќ±рамында 90% -ін су ќ±райды, адамныњ ќ±рамында 60-65%-ін, адам с‰йегініњ 22%-ін ,адам миыныњ -75%-ін адам ќаныыњ 92 % ін судан ќ±ралады.

Адам организміндегі судыњ “міндеттері ” мыналар:

-дене температурасын реттейді.

-адам терісіне оттегі мен ќоректік заттар тасымалдайды.

-тамаќты энергияѓа айналуына єсер етеді.

-ќоректік заттардыњ керекті органдарѓа жетуге кµмектеседі.

-адам организмінде жиналѓан ќалдыќтар мен шлактардыњ шыѓуына єсер етеді.

Адам организмінде ќоректік судыњ мµлшерініњ µзгеруі жєне судыњ ќ±рамындаѓы т±здылыѓыныњ µзгеруі салдарынан ас ќорыту процесі µзгереді.

Адам µз организміндегі судыњ азаюы бірден єсер етеді жєне сусыз бірнеше тєулік ќана µмір с‰реді.Адам µз организмінініњ 2% суын жоѓалтса организм шµлдеу процесі басталып,10 % суын жоѓалтса галлюцинация жєне ж±тыну процесі б±зылады.10-20% суын жоѓалтса µміріне кері єсер тигізе бастайды.Жануарлар 20-25 % организм суын жоѓалтса µледі.

Ж±мыс т‰ріне ,сыртќы ортаѓа байланысты адам тєулігіне 2-4 литр су ішеді.Орташа тєуліктік сумен ќоректену 2-2,5 литрге тура келеді.

Кеуектерде молекулятлық күштер ұстап тұрған жыныс бөлшектерін қоршаған жұқа қабық (пленка) түзді,олар пленкалы су деп аталады. Пленкалы су жыныстарды сумен тікелей жанасқанға дейін және кейін өлшеу арқылы байқалады.Құм пленкалы суды иеленген сусымалылығын жояды.

Ауырлық күшінің әсерінен кеуектерде қозғалатын су гравитациялық су делінеді.Су өткізбейтін жыныстарға жеткесін ол сулы горизонтты құрайды да оның беткі еңісіне сәйкес қозғала береді.

Аэрация зонасының сулары топырақ суымен ыза суларын қамтиды.

Аэрация зонасында су шектелуі таралады да уақытша болады.Топырақ суы топырақтың өзінен ажырамайды және сонымен бірге қарастырылуы тиіс.Ол ең үстінгі бетте жатады,су өткізбейтін қабаты болмайды.

Ыза суы –шектеулі таралған ,жергілікті су өткізбейтін қабаты нысиар үстінді уақытша жиналған жер асты суы .Ол жаңбыр және еріген судың сіңуі нәтижесінде пайда болады ағып кетеді және буланады. Ыза судың деңгейі шұғыл ауытқып тұрады, жылдың құрғақ кезінде жалпы құрғап қалады. Тайызда жатуды,нашар фильтрациялану ыза суының күшті ластануының жиі тудырады, сондықтан да оны тұрмыс мақсаттарында пайдалануға жол бермейді.

2.Грунт сулары-тұрақты судың гаризонттың бетінен бірінші ау өткізбес қабат жауып жатпаған су. Бұлар арлық жерде дерлік таралған және ұзақ уақыт бола алады.

Шамасы әр түрлі түйірлерден тұратын жыныстардаең аз кеуектік болады, бұл жағдайда ұсақ бөлшектер ірілердің арасындағы кеуектерді толтырады да бос кеңістік өте аз қалады. Саздық кеуектігі -40-50%, лесстердікі-40-50%, құмдікі-30-40%, құмтастікі 4-25%, ізбест тастардікі -0,6-16% Жердің бетіндегі шөгінді шыныстардың орташа кеуектігі -35-45%. Кеуектік пен жыныстық ылғал сыйымдылығы – оның суды ұстап тұру мүмкіншілігіне байланысты. Топырақтағы немесе жыныстағы су мөлшері оның ылғалдылығы деп аталады. Ылғалдылық ылғал сыйымдылықтан көп болуы мүмкін емес. Жыныс ішіндігі су, оның төмен айыстыратын ауырлық күшінің әсерінде және суды жыныс ішінде ұстауға тырысатын молекуярлық күштердің әсерінде болады. Ауырлық күшімен молекулярлық күштердің арасындағы қатынас кеуектің орталығына қарайғы бағытта өзгеріп отырады. Молекулярлық күштердің нетижелі. (Р) деп аталатын қашықтыққа ауырлық күштің әрекетінен бұл күштердің әрекеті басым болады. Егер кеуек үлкен болас (d›2р). оның орталық бөлігіндегі молекулярлық күштер ауырлық күшінен нашарырақ әрекет етеді, бұл суды кеуектен ағып кетуге мәжбүр етеді. Бірінші жағдайда жыныс су өткізбейді, екіншісінде су өткізеді. Жыныстық су өткішгіштігі, оның кеуектілігіне байланыссыз, өйткені бұл кеуектердің көлемімен емес, олардың мөлшерімен анықталады. Сондықтан да саз су өткізбейді, ал кеуектігі аз құм су өткізеді.

Кеуектерде молекулярлық күштер ұстап тұрған жыныс бөлшектерін қошаған жұқа қабық (пленка) түзеді, олар пленкалы су деп аталады. Жыныспен тікелей жанасатын және әсіресе ол күшті ұстап тұрған су- молекулалары гигроскоптік су түзеді. Гигроскоптік судың пайда болуы үшін ылғалдың сіңуі мүмкін емес: жыныс суды ауадан өз бойына тарта алады.

Ауырлық күштің әсерінен кеуектерде қоғалатын су гравитациялық су ділінеді. Су өткізбейтін жыныстарға жеткесін ал сулы горизонтты құрайды да оның беткі еіісіне сәйкес қозғла береді. Гравитациялық судың қозғалысының көбіне ламинарлық сипаты басым болады. Ауырлық күшінің әсерінен суға қаныққан жыныстан гравитациялық судың ағып шығу қабілеті су шағымдылығы деп аталады.

Сулы горизонт үстінде капилляр суы көтеріледі. Ол кеуектермен ұсақ жарықшылары толтырады, солардыңішінде солардың ішінде беткі кернеу күштерімен ұсталып тұрады. Ұсақ түйірлі құмда-35-тен 120 см-ге дейін, ірі түйірлі құмда-2-ден 3,5 см-ге дейін, лис пен саздарда бірнеше метрге дейін болады.

Кеуек көлемінің түйіршік көлеміне тәуелділігін схемалық бейнелеу.

Жер қыртысында көптеген мөлшерде байланысты су болады (гипсте, мысалы, ол 22% - тен астам, мираблитте-55%). Бұл су минералдардың өте күшті қызуы нәтижесінде (+400⁰ с дейін және одан жоғары) олардың толық бұзылған жағдайында ғана бөлініп шығады.

Жер қыртысында орналасқан жер асты суларын жату жағдайларына қарай, аэрация зонасы суына, грунт суымен пласт аралық суға (қысымды және қысымсыз) бөлуге болады.

Жер асты сулары деп жер қыртысында кезігетін барлық физикалық күйдегі суларды айтамыз (мұз), бу (газ) және сұйықтық). Жер қыртысындағы суларға барлық тайыз орналасқан тегеурінсіз жер асты сулары немесе жергілікті (локольды) тегеурінді. Жер асты сулары жатады.

Аэрация зонасының сулары топырақ суы мен ыза сулары қамтиды.

Аэрация зонасында су шектеулі таралады да уақытша болады. Толтырылмаған кеуектерде ауа циркуляциясы болады. Топырақ суы топырақтың өзінен ажырамайды және сонымен бірге қарастырылуға тиіс. Ол ең үстіңгі бетте жатады, су өткізбейтін қабаты болмайды және ілмелі деп аталады.

Ыза су – шектеулі тараған, жергілікті су өткізбейтін жыныстар үстінде уақытша жиналған жер асты суы. Ол жаңбыр және еріген судың сіңуі нәтижесінде пайда болады, ағып кетеді және буланады. Ыза судың деңгейі шұғыл ауытқып тұрады, бірақ су бояу сіңетін болғандықтан грунт суының деңгейі бірдей көтерілмейді, жауын-шашын түскеннен немесе қар ерігеннен кейін едәуір уақыт өткен соң барып көтеріледі.

Грунт сулары деңгейінің жағдайына орман әсер етеді. Мұнда ашық жерге қарағанда жер бетінен булануға ылғал шығыны аз болады. Грунт суларының айнасының беті әдетте рельфтің төмендеуіне қарайғы бағыт бойынша еңісті толқын тәрізді болады. Грунт сулары грунт тасқындарын түзе отырып еңіс жаққа қарай фильтрленеді. Сирек су өткізбейтін пластик беті үңгіме болады. Әдетте сол жерде грунт бассейні пайда болады.

Ірі түйірлі құмдарда грунт суларының қозғалу жылдамдығы тәулігіне 1,5-2,0 м, ұсақ түйірлі құмдар мен құмайттарда 0,5-1,0 саз дақтар мен лестерде тәулігіне – 0,1 – 0,3 м. Грунт суларының температурасы әдетте ауа температурасына қарай өзгеріп отырады.

Грунт суларының химиялық құрамы мен минералдану дәрежесі олар орналасуынан жыныстардың құрамы мен қоректердіретін суға, жату тереңдігіне және климат жағдайларына байланысты. Сондықтан да климат неғұрлім құрғақ болса минералдану дәрежесі соғұрлым жоғары болады.Грунт суларының режимі мен минералдануы географиялық зоналыққа бағынатын климатқа, топырақ және өсімдік жамылғысының сипатына байланысты болғандықтан грунт сулары да зоналы болады.

3. Өзен дегеніміз-өзі қалыптастырған аяаңда-арнада ұзақ уақыт ағып жатқан табиғи су ағыны. Өзеннің басын, оның бастауын көптеген жағдайда шартты түрде ғана анықтауға болады. Өзендер өздері қоректендіретін жылғалардың бұлақтар мен атмосфералық жауын-шашындардың ұласыпқосылуынан басталады,батпақтардан , көлдерден, мұздықтардан т.б ағып шығады. Өзеннің аяғы-оның соғысы әдетте теңізге, көлге басқа ірірек өзенге барып құятын жері.

Єрбір µзенніњ бастауымен ќатар атырауы болады. Жер бетіндегі µзен атыраулары ќ±йылысына ќарай мынадай т‰рлерге бµлінеді:

1).Дельта -µзенніњ ќатты аѓысыныњ салдарынан тау жыныстарын атырауѓа дейін аѓызып келіп ,атырауда кµлге немесе тењізге ќ±яр т±сында µзіне тєн жер бедерін ќалыптастырып, соныњ салдарынан кµлге немесе тењізге µзен суыныњ тарамдалып ќ±йылуын айтамыз.Дельтаѓа тєн ќ±йылысы бар Жер бетініњ µзендері:

а)Еуразияда-Лена,Яна,Ганг,Брахмапутра,Волга,Рейн,Индигирка,т.с.с

б)Африкада-Ніл,Нигер,т.с.с.

в)Солт‰стік Америкада-Миссисиипи,Маккензи,т.с.с

г)Оњт‰стік Америкада-Ориноко,т.с.с.

д)Австралияда-Муррей,т.с.с.

2.Эстарий- тењізге ќ±яр атырауы варонка тєріздес болып ќ±йылады.

Эстурийге тєн ќ±йылысы бар Жер бетініњ µзендері:

а)Еуразияда-Объ, Енисей,Дон,Янцзы, Печора,Анадырь,Таз,т.с.с

б)Африкада-Гамбия,Конго,т.с.с.

в)Солт‰стік Америкада- Коларадо, Фрейзер,Телон,Колумбия,т.с.с

г)Оњт‰стік Америкада- Ла-плата,Амазонка жєне оныњ салалары ,т.с.с.

д)Австралияда-т.с.с.

3.Лиман -µзен атырауыныњ ешќандай ќ±йылысќа тєн емес т‰рі.Лиман атырауына тєн Жер бетініњ µзендері:

а)Еуразияда- Тигр,Инд,Меконг, Хуанхэ,Амур,Колыма,Висла, Эльба,т.с.с

б)Африкада-Сенегал, Кунене,Лимпопо, Замбезт, Джуаба,т.с.с.

в)Солт‰стік Америкада-Черчилл, Олбани,Нельсон,Юкон,Бразос,Рио-Гранде,т.с.с

г)Оњт‰стік Америкада-Магдалена,Парниба,Рио-Каларадо,Сан-Франсиску ,т.с.с.

д)Австралияда-Гаскойн,т.с.с.

¤зен бассейні –барлыќ µзен ж‰йесін µзіне кіргізетін ,Жердіњ ірі сулы бµлігі.Ењ ірі бассейнді µзен-Амазонка µзені,оныњ бассейні –7,2 млн.км ².

Өзендердің қоректенуі.Өзендер қоректенуінің негізінен 4 көзі бар: жауын , қор, мұздық, жер асты. Қандайда болмасын қоректенуді көзінің рольі олардың уақыт ішіндегі ұштасуы мен бөлінуі негізінен алғанда климат жағдайларына тәуелді. Мысалы: ыстық климатты жерлерде қормен қоректену болмайды, тереңде жатқан груит суларыда өзенді қоректендірмейді, қоректенудің бір ден -бір көзі жаңбыр суы. Суық климаты елдерде өзенді қоректендіруде жазда қор суының , ал қыста жер асты суларының маңызы зор. Қоңыржай климатта қоректенудің әр түрлі көздері ұштасып келеді.Қоректенуге қарай өзендегі судың мөлшері өзгеріп отырады. Бұл өзгерістер өзен деңгейінің ауытқуларынан байқалады. Қоректенуде ері ген қар суы маңызды роль қоңыр жай – суық климат өзендерінің режим інде 4 фаза немесе гидрологиялық маусым: Көктемгі су тасу, жазғы межень, к‰згі тасќын мен ќысќы межень болып бµлінеді.

Кµл- Жер бетіндегі µз табиѓи ќалыптасќан ойыс ќазанш±њќырында жайылѓан Жер беті суы.Кµлдердіњ жалпы ауданы 2,1 млн.км ² ,ол Жердіњ 1,4 % Алып жатыр.Ењ ‰лкен кµл –376 мыњ .км² ,б±л кµл єлемдік м±хит кµлемінен 28 метр терењдікте жатыр жєне т±зды кµл болып табылады.Ењ ірі т±щы кµл Солт‰стік Америка ќ±рлыѓындаѓы Жоѓарѓы кµлі(82,4 мыњ.км² ),ењ терењ -Байкал кµлі (1620 метр) .

1.Кµлдіњ кµлемі -су айнасыныњ ауданы.

2.Жаѓалаулыќ сызыѓыныњ ±зындыѓы- жаѓалаулыќ ауданыныњ немесе жаѓалаулыќ н‰ктелерініњ ќосындысы.

3.Кµлдіњ ±зындыѓы- жаѓалаулыќ сызыќтарыныњ ±зындыѓы.

4. Кµлдіњ ауданы-жаѓалаулыќ сызыќтарымен жаѓалаулыќ н‰ктелерініњ ќосындысы.

5.Кµлдіњ орташа терењдігі- су массасыныњ кµлемініњ ауданѓа ќатынасын айтамыз.

6.Изобат- бірдей терењдіктегі сызыќтар тізбегі.

Кµлдердіњ типтерге бµлінуі.

Кµлдер жаралу тегіне ќарай эндогендік жєне экзогендік болып бµлінеді.

4.Батпаќтармен м±здыќтар.Батпаќтар.Батпаќ дегеніміз ылѓал с‰йгішµсімдіктер б‰ркеген жєне ќабатыныњќалыњдыѓы кемінде 0,3 мболатын шымтезек т‰зілу процесімен сипатталатын тым артыќша ылѓалданѓан ќ±рлыќ бетініњ учаскесі.

Б±л батпаќтарда минерал с‰йгіш µсімдіктер кµп, сондыќтан ойпањдыќ (эфтрофты) деп аталады. Негізінен атмосфералыќ жауын-шашындармен ќоректенетін батпаќ жоѓарѓы батпаќ (олигатрофты) деп аталады. Сипатымен ќоректенетін судыњ минералданудєрежесі жаѓынан орталыќ орынды алатын батпаќ ауыспалы (мезотрофты) деп аталады.

М±здыќтар. М‰здыќтар дегеніміз ќатты атмосфера жауын-шашындарыныњ жинаќталу жєне бірте-бірте ќ±ралу нєтижесінде ќ±рлыќта пайда болѓан м±здыњ ќозѓалыстаѓы кµп жылдыќ ќабаты. Жамылѓы м±з басуда.Хионосфераѓа кіретін ќ±рлыќтыњ ‰лкен бµлігін м±з ќаптап жатыр. Б±л жамылѓы м±здыќтарѓа кіреді. Таулыќ м±з басу. Сырт кµзге жамылѓы м±здыќтан кµлемініњ шаѓындыѓымен жєне формаларыныњ ќиссапсыз кµп сан алуандыѓы-мен µзгеше келеді. М±здыќ комплекстері. Жеке м±здыќтардыњ бірігуі нєтижесінде қ±ралады. Ќазіргі м±здыќтар. 16 млн. км²-дей жерді алады, б±ларды 99%-ті поляр ендігіне тиісті.

1.Жердің қатты қабаты- литосфера материктік және мұхиттық жер қыртысының құрылысы.

2.Литосфералық плиталар мен литосфералық қозғалыстар.

Лекцияның мақсаты:

Литосфера жайлы жалпылама мәліметтерді қарастыру.

Жердің қатты қабаты- литосфераны білуіміз үшін- Жердің жасымен Жердің ішкі құрылысын білуіміз қажет. Жердің абсолютті жасы 4,6 млрд жыл.

Жер қыртысының дамуының негізгі этаптары. Жердің құрылысы осы 4,6 млрд жылдық даму тарихында көптеген өзгерістер енді. Ұзаққа созылған докембрий этабы 4 млрд жылға созылған және оның немесе ол туралы аз мәліметтер бар. В. Е. Хайн зерттеуі бойынша ерте архей заңында- алғашқы құрлықтық жер қыртысы- гранитті- гнейсті тау жыныстарымен жер қыртысы қалыптасқан деген жорамал бар. Бұндай тау жыныстарымен қапталған жер қыртысының ең көнесі 3,8- 4,0 млрд. жылдық жер қыртысыГренландияның оңтүстігінен табылған. Бұл кезеңдегі жер құрылысы ірі алғашқы аралдар болды. Архей заңының барлығында осы аралдар бірігіп, кейін блоктарға бөлініп- платформаларға бөлінді.

2.Платформалар арасына ажыралу зоналарында протогеосинклиналдар т.б.

Археймен ерте протерозой кезеңінің барлық кезеңінде рельефтің дамуы олардың бірігуімен көзге түседі. Осының нәтижесінде Пангея І (грекше- рап- барлық, Qe- жер дегенді білдіреді) деген, ірі құрлық п.б.. Бұл ірі құрлық кейін- ежелгі платформалар немесе кратон (грекше kratos- күш д.б) дарға бөлінді. Қазір жерде 9 ірі ежелгі платформалар бар. Олар: Солтүстік- Америка платформасы, Шығыс Европа платформасы, Сібір платформасы, Қытай (Оңтүстік Қытай және Шығыс Қытай платформалары), Оңтүстік Америка платформасы, Африка, Аравия платформасы, Үнді платформасы, Австралия платформасы, Антарктида.

2- ші. этап- 135 млн жыл бұрын- Солтүстік- Америка платформасымен Шығыс Европа платформасы бірігіп 1 материк- Лавразия материгін құрды. Мезазойдың басында Гандвана мен Лавразия материктері қазіргі Батыс Жерорта теңіздің аумағында үлкен суперкантинент Пангея ІІ- ге бірікті.3- ші этап. 65 млн жыл бұрын.

Мезазойдың басында Пангеяның (ІІ) бөлінуімен көзге түседі. Бұл этапта жаңа мұхит Тетис мұхиты п.б. сипатталады. Тетис мұхиты Орталық Америкамен Жерорта теңізі арқылы және Гималай, Үндіқытай, Индонезия арқылы немесе осы орталықты қамтыған мұхит болды. Мезазайда Үнді және Атлант мұхиттары п.б. Алдын Оңтүстік жарты шарда, кейін Солтүстік жарты шарда мұхиттар п.б. Нәтижесінде Солтүстік Америка Евразиядан бөлініп шықты.

4- ші этап. 37 млн жыл бұрын олигоценнің басында рельеф өзгеріп, биік емес таулар пайда бола бастады. Кайназойда жер қыртысының жаңа даму этапы құрылды. Н. И. Николаев бұл этапты- неотектоникалық этап деп атады. Неотектоникалық этапты- Жердің Альпілік қалыптасу кезеңі басталып бұл кезеңі неогеннің аяғына дейін жалғасты. (Соңғы 65 млн жыл) Альпілік қалыптасу кезеңі Тетис мұхитының орнында қалыптасқан тау жоталары болды. Олар- Альпі, Пиреней, Апенин, Карпат, Кавказ, Гиндукуш, Батыс Памир, Гималай таулары болу кезеңі. Шығыс- Тынық мұхиттың геосинклиникалдық белдеу- Анд, Кардильер таулары. Неотектоникалық этапта жас платформаларға рифттік өлкенің қалыптасуы басталды. Бұл жүйе бойынша: Шығыс- Африка рифттік жүйесі мен Қызыл теңіз пайда болу процестері жүрді. Сонымен, неотектоеикалық этап- дүниежүзілік мұхит түбінің жер бедері қалыптасуы аяқталды. Сонымен, неотектоникалық этап- қазіргі құрлықтармен мұхиттардың конфигурациясының қалыптасуы аяқталып қазіргі жердің келбеті қалыптасты.

1. Рельефтің құрылысы және даму тарихы.

2. Эндогендік рельеф қалыптастырушы фактор.
Лекцияның мақсаты:

Рельефтің құрылысы және даму тарихын, эндогендік рельеф қалыптастырушы факторларды қарастыру.

1.Жер бедерін кейбір түсініктері -рельеф деп. атайды. Рельеф дегеніміз- Жер бетінің сыртқы бейнесін айтамыз. Жер бедерінің әр-түрлі болуымен байланысты рельефтің формалары пайда болады.

Рельефтің құрылысы және даму тарихы, қазіргі жер бедеріне сипаттама жасайтын ғылым- геоморфология деп. атаймыз.Геоморфология-грекше”gе”-жер; “mоrрhе-” форма деген мағына береді.

Рельеф литосфераның бір-бөлігі болғандықтан, литосферамен тығыз қарым-қатынаста болады.Сондай-ақ ол географиялық қабықтармен де тығыз байланыста болады. Литосфера (грекше- Litos- тас дегенді білдіреді) тау жыныстарымен басқа қабаттардан ерекшеленеді. Литосфераның ірі- ірі блоктарға ажыратылғанын- литосфералық плита деп аталады. Литосфераның плиталар горизонталь бағытта астеносферада қозғалады, егер қозғалса сейсмикалық, тектоникалық қозғалыстар туындайды.

Жер бедері ішкі және сыртқы процестердің тоғысуы немесе ішкі және сыртқы процестер нәтижесінде туындайды.

Жер бедерінің сипаттамасын жасау үшін рельефтің формаларын анықтап алуымыз қажет. Олар түрінежәне көлеміне қарай мынадай типтерге бөлінеді:

-планетарлық формалар- көлемі миллиондаған шаршы шақырымға жететін(құрылықтар, мұхит түбінің жер бедері жатады) ,яғни үлкен аумақты алып жататын рельефтің түрі.

-мегаформа-жүз мыңдаған шаршы шақырымды алып жететін (тау жүйелері, жоталар,жазықтаржатады) яғни үлкен біршама аумақты алып жататын рельефтің түрі.

-макроформа- мегаформалардың бір бөлігі ойпаттар мен үстірттер жататын рельефтің түрі.

-Мезоформалар- бархандар, тау жыңдарының аймақтары. Бұдан басқа микроформалар, наноформалар деген кіші рельеф формаларының түрлері бар.

Рельеф құрайшы факторлар көп болғандықтан да рельефті классификациялауда да тұжырымдамалар көп.Қазіргі кезде И.П.Герасимов пен Ю.А.Мещеряковтың классификациялау жорамалын қолданылады.Жер бедері ішкі және сыртқы процестердің тоғысуы немесе ішкі және сыртқы процес тер нәтижесінде туындайды. Жер бедерінің сипаттамасын жасау үшін рельефтің формаларын анықтап алуымыз қажет.Олар түрінежәне көлеміне қарай мынадай типтерге бөлінеді:

-планетарлық формалар- көлемі миллиондаған шаршы шақырымға жететін(құрылықтар, мұхит түбінің жер бедері жатады) ,яғни үлкен аумақты алып жататын рельефтің түрі.

Геотектура –Жердің геофизикалық космостық процестердің нәтижесінде қалыптасқан Жердің ең ірі рельеф пішіні.Геотектураға бірінші типіне- барлық планетарлық рельеф пішіндері жатады. Геотектураға екінші типіне- барлық тау жүйелерімен жазықтық-платформалық аймақтық рельеф пішіндері жатады.

Қалыптасу және даму кезеңі –палеозой және мезозой эрасына тура келеді.Осы кезеңдерге Жердің геоморфологиялық даму кезеңі болып табылады.

2. Эндогендік рельеф қалыптастырушы фактор.

Эндогендік фактор ішкі күштерінің нәтижесінде қалыптасқан рельеф түрлерін атаймыз.Жер қыртысындағы заттардың тез ысып немесе тез суынуы нәтижесінде жер қыртысымен литосфераның бір жерден екінші жерге қозғалуына алып келеді.Бұл құбылысты –тектоникалық қозғалыстар деп. аталады.Осы құбылыс нәтижесінде тау жыныстарынң мүжіліп-үгілуіне алып келіп,соның салдарынан ыжердің рельеф пішіндері қалыптасады.

Тектоникалық қозғалыстардың бөлінуі:

-Жер бетіндегі қозғалыстың бағытына қарай-вертикальды және горизонтальды болып бөлінеді.

-Қозғалыстың жылдамдығына қарай-тез және жай болып бөлінеді.

-Қозғалу кезеңіне қарай-геологиялық өткен кезеңдегі, жаңа кезеңдегі қозғалыстар, қазіргі кездегі қозғалыстар болып бөлінеді.

Қозғалыстардың нәтижесінде тау пайда болу немесе тау мүжілу процесі туындайды.

Экзогендік рельеф қалыптастырыушы фактор. Экзогендік фактор єрќашан эндогендік факторлармен тыѓыз байланыста болады. Эндогендік процестер ќалыптастырушы немесе ќ±раушы фактор болып табылады. Экзогендік процестерге-ауырлыќ к‰ші жатады.Ауырлыќ к‰ші денудация процесін тудырады,ал ол жою к‰шіне ие,сондай-аќ аккумуляциялыќ процестерді де туындатады, ол µз кезењінде жер бедеріне єсері- жер бедерін тµмендетіп немесе терењдетіп жіберуінде. Экзогендік фактор –Жердіњ морфом‰сіндік пішінін туындатушы негізгі фактор болып табылады.Морфом‰сіндік ењ негізгі ќалыптастырушы- жел болып табылады.Жел минералдармен тау жыныстарын физикалыќ т±рѓыдан жєне химиялыќ ќ±рамыныњ µзгеруіне єсер етеді.

Жоспары:

2.Геоморфологияның даму тарихы

Бедер қалыптасуды, геоморфологияның даму тарихын қарастыру.

Бедер – эндогендік жєне экзогендік процестердіњ µзара ќарым ќатынасєрекетінен ќалыптасќан ќ±рлыќ беті жєне м±хит т‰бі пішіндерініњ жиынтыѓы. Ќысќаша айтќанда, бедер – жер беті пішіндерініњ жиынтыѓы.

Бедер жеке пішіндерден, ал пішіндер элементтерден ќ±ралады. Бедер элементтері – жер бетініњ жай категориясы, мысалы, жеке беткейлер, шыњдар, тµбешіктіњ етегі жєне т.б. Бірнеше бедер элементтері бедер пішіндерін ќ±райды. Бедер пішіндері – биіктігі немесе терењдігі, ±зындыѓы немесе ендігі бар жер бетініњ кµлемді табиѓи ќ±рылысы.

Бедер пішіндері – оњаша (жеке шоќы, тµбешік), немесе ашыќ (сай, жыра), оњ (дµњесті) жєне теріс (ойысты), жай жєне к‰рделі болып келеді. Бедер пішіндерініњ элементтері кµбінесе табиѓат агенттерініњ єсерінен µдерініњ морфологиялыќ кµрсеткіштерін жоѓалтып дµњгеленіп ќалады, к‰рделі т‰рлерінде беткейлердіњ пішіндері иілу арќылы бір – біріне ауысып т±рады. Экзогендік агенттер єрекетінен борпылдаќ тау жыныстары ‰йіліп, шоѓырлану арќылы аккумуляциялыќ бедер пішіндерін (ќ±м тµбе, ќ±мшаѓыл) жєне ±заќ уаќыт ‰гіліп, шайылу арќылы денудациялыќ немесе эрозиялыќ бедер пішіндерін (денудациялыќ жазыќтарды, жыралар мен µзен ањѓарларын) ќалыптастырады.

Эндогендік к‰штердіњ єсерінен жердіњ бір т±сы кµтеріліп, тау мен ќыраттар т‰зіледі, ал екінші т±сында тµмен майысып, ойпаттар пайда болады. Экзогендік к‰штер тауды б±зады, ойпатты жерлерді борпылдаќ материалмен толтырып тегістейді. Б±л екі к‰ш µзара ќарама – ќарсы єрекет жасайды жєне олар єр жерде, єр ќарќында ±дайы болып жатады. Нєтижесінде, осы екі к‰штердіњ µзара ќатынасы єсерінен жер бетінде пайда болѓан ќазіргі бедер пішіндерініњ алуан т‰рін кµреміз. Бедер пішіндерініњ ќай баѓытта дамуы (кµтеріле дамуы немесе керісінше, тµмендей дамуы) – м±ныњ бєрі сол жер ќыртысыныњ ќасиетіне байланысты. Геоморфологияныњ негізгі ±станымдарыныњ бірі – бедердіњ географиялыќ ќ±рамбµліктерініњ бірі бола т±ра, б‰кіл табиѓатпен тыѓыз байланыста т±тас алынып ќаралуы, ол µзі ѓана µзгеріліп ќоймай, жалпы табиѓаттыњ дамуына єсер етеді. Жер ќыртысы, атмосфера, гидросфера, биосфера арасындаѓы ќатынасты аныќтайтын болѓандыќтан, геоморфология, геология, геоботаника, гляциология, топыраќтану ѓылымдарымен де тыѓыз байланысты.

Соњѓы кездегі жер туралы ѓылыми зерттеулерде “биосфера” деген т‰сінік кењ таралѓан. Биосфераны жердіњ б‰кіл органикалыќ тіршілігініњ жиынтыѓы деуге болады. Б±л ќабат атмосфераныњ тµменгі 10-12км бµлігін (тропосфераны), гидросфераны, жер бетін жєне литосфераныњ беткі ќабатын ќамтиды. Осы ќабатты ќ±райтын тірі жєне µлі организмдер бедер ќалыптасуында тікелей ерекше биогендік бедер пішіндерді жєне геологиялыќ шоѓырларды т‰зеді немесе жанама т‰рде тау жыныстарыныњ химиялыќ, физикалыќ ќасиеттеріне жєне планетамыздыњ ауа, су ќабаттарыныњ µзгеруіне єсер тигізеді.

Жоѓарыдаѓы айтылатын т‰сініктерге негіздей отырып, бедер ±ѓымын ќосымша аныќтауѓа болады. Геоморфологиялыќ зерттеулердіњ нысаны бола т±ра, бедер планетамыздыњ жер ќыртысы, су, ауа жєне биологиялыќ ќабаттарыныњ к‰рделі сипаты µзара ќарым – ќатынастары нєтижесінде пайда болѓан.

Жер ќ±рылысында бедер туралы айта кететін ерекшеліктердіњ бірі: жер шарыныњ єр ќабаттарын бµле т±ра, ол, сонымен ќатар, жердіњ беті, литосфера, атмосфера, гидросфера жєне биосфера ќабаттарыныњ бір – бірімен µзара єрекеттесетін ортасы.

Бедер, географиялыќ ландшафтыњ жєне географиялыќ ортаныњ негізгі бµліктерініњ бірі. Сондыќтан бедер географиялыќ ортаныњ µзге ќ±рам-бµліктерімен бірге зерттелуі тиіс. М±ныњ µзі геоморфологиялыќ физикалыќ географиямен жєне басќа географиялыќ ѓылымдармен тыѓыз байланысты екендігін кµрсетеді.

2.Геоморфологияныњ даму тарихы жайлы ќысќаша мєліметтер.Кµне грек ѓалымдары біздіњ жыл санауымызѓа дейінгі ІІІ-ІІ ѓасырлар арасында Жердіњ шар тєрізді екендігін аныќтаѓан жєне оныњ шењберін есептеуге тырысќан. Б±л сол кездегі антик єлем ѓалымдарыныњ зор мањызды жетістігі деп санауѓа болады. Орта ѓасырлыќ парсы ќ±жаттарында біздіњ кењ байтаќ ќазаќ даласын Дешти-и Ќыпшаќ (Ќыпшаќ даласы) деп атаѓаны бєрімізге мєлім. Атаќты араб саяхатшысы Ибн-Батута ХІV ѓасырдыњ 30-шы жылдарында Алтын Орда астанасы Сарай Беркеден Хорезм еліне сапар шеккенде ќырыќ к‰н бойы Каспий мањы ойпатымен ‡стірт жазыѓы арќылы ж‰ріп, µзініњ кµрген жерін “Ибн-Батута саяхаты” деген кітабында сипаттаѓан.

Ењ алѓаш бедердіњ даму зањдылыќтары XVIII ѓасырдыњ орта шенінде белгілі орыс ѓалымы М.В.Ломоносовтыњ ењбектерінде ќаралѓан. 1763жылы жарыќ кµрген “Жер ќабаттары” деген ењбектерінде ол геологиялыќ ќ±рылымдар жєне жер ќыртысы мен бедердіњ дамуы туралы µз т±жырымдарын келтірген.

М.В.Ломоносов бедердіњ дамуы ішкі жєне сыртќы к‰штердіњ єсерінен болатындыѓын атап кµрсетті, б±л аныќтама б‰гінге шейін басты ±станымдардыњ бірі ретінде т‰сіндіріледі. Автор б±л ж±мысында жердіњ ішкі к‰штердіњ єсерінен пайда болѓан бедер пішіндеріне кµбірек кµњіл бµлген.

М.В.Ломоносов тербелмелі ќозѓалыстардан тењіздердіњ трансгрессиясы мен регрессиясы жєне тењіз жаѓаларыныњ бедер пішіндерініњ пайда болуын, ал кµтерілу мен иіліп тµмен т‰суі нєтижесінде таулар мен ойыстардыњ пайда болѓанын т‰сіндірді. Сыртќы к‰штерге, жоѓарыда аталѓандай, жел, жањбыр, µзен сулары, тењіз толќындары, м±здыќ т.б. єрекеттер енгізілді. М±нда аѓын судыњ эрозиялыќ жєне аккумуляциялыќ єрекеті бедердіњ µзгеруіне ‰лкен єсерін тигізетіндігі айтылѓан. Сонымен, М.В.Ломоносов ењбектеріне ќарап оны геоморфологияныњ негізін ќалаушы деп толыѓымен айтуѓа болады. Біраќ ол кезде оѓан ешкім кµњіл аудармады, м±ныњ µзі аталѓан саланыњ єрі ќарай дамуына ќолбайлау жасады.

ХІХ ѓасырдыњ орта кезінде Ш.Уєлиханов пен П.П.Семенов – Тянь-Шаньский алѓаш рет Іле Алатауыныњ орографиялыќ сипаттамасын берді.

Геоморфология ХІХ ѓасырдыњ соњы мен ХХ ѓасырдыњ басында дербес ѓылым болып ќалыптаса бастады. Ол кезде геоморфологияда екі баѓыт болды: бірі – американ ѓалымы В.Дэвис бастаѓан геоморфология зањдарын географиялыќ оралымдарѓа (циклдерге) баѓындыру теориясы; екіншісі – неміс ѓалымы В.Пенк ±сынѓан тау беткейлеріне морфологиялыќ талдау жасау арќылы жер ќыртысы ќозѓалыстарыныњ зањдылыќтарын аныќтау теориясы.

Жер ќыртысыныњ єр бµлігініњ ењ алдымен биіктеп, жоѓары кµтерілуінен таулар пайда болуын жєне одан кейін бірќалыпты тµмендеуіне сєйкес жазыќќа айналуын В.Дэвис географиялыќ оралым (цикл) деп атайды. Дэвистіњ айтуы бойынша, єр орлым бір пішіндерден екіншісіне ж‰йелі т‰рде алмасып т±рады. Б±л оралымныњ ерте кезењін В.Дэвис жастыќ кезењі (стадия юности), орта кезењін – ќалыптасќан жетілу кезењі, ал соњѓысын шµгу кезењі (стадия дряхлости) деп атайды. Соњѓы кезењді автор пенеплен (фр.peneplaine – жазыќќа ±ќсас) деп атаѓан.

В.Дэвис жер бедеріне єр т‰рлі факторлардыњ єсер ететіндігін дєлелдейді, олар – тектоникалыќ, аѓын судыњ, м±здыќтыњ, желдіњ жєне таѓы басќа єрекеттердіњ єсері.

В.Дэвистіњ теориясы геоморфологияныњ ѓылыми пєн болып ќалыптасуындаѓы алѓашќы кезењ болып табылады. Д‰ние ж‰зіндегі кµп елдердіњ геологтары мен географтарына осы теория ‰лкен єсерін тигізді, ол осы уаќытќа дейін µз мањызын жоѓалтќан жоќ. Дей т±рѓанмен, оныњ зерттеулерініњ кейбір кемшіліктері де болѓандыѓын ескерген жµн. Олардыњ алѓашќысы – бедердіњ оралымды дамуы табиѓатта болмайтын бір пішіндердіњ екіншісіне ќайта – ќайта т±йыќ т‰рде ќайталанып отыруы. Дэвис ењбегініњ екінші кемшілігі – тектоника мен бедер арасындаѓы µзара ќарым – ќатынастыњ м‰лдем сµз болмауы. Ал шынында, б±л екі процесс єр жерде, ±дайы ќосарласа ж‰ретіні белгілі. Дэвис ењбегініњ таѓы бір кемшін т±сы – ол бедер дамуыныњ к‰рделі процестерін мейлінше жењілдетіп, жай ѓана с±лба (схема) т‰рінде келтірген.

Басќа ѓалымдардыњ ішінде геоморфология ѓылымыныњ дамуына µзініњ едєуір ‰лесін ќосќан – неміс ѓалымы Вальтер Пенк. Ол жер бедерініњ кескіні (профилі) бойынша жер ќыртысы ќозѓалысын сипаттау ‰шін тектоникалыќ ќозѓалыс жєне денудация арасындаѓы ќарым – ќатынас єрекеті нєтижесінде ќалыптасќан тау беткейлерініњ дамуын толыќ ќарастырды. Ол тау беткейлерін ‰ш т‰рге бµлді: тік беткей (прямой склон). Егер де жер ќыртысыныњ кµтерілуі сыртќы к‰штердіњ єсеріне, яѓни денудация процесіне тењбе – тењ болса, онда тік беткейлер ќалыптасады, егер де ‰гілу процесі тектоникалыќ кµтерілуден басым болса, онда ойыњќы иілген беткейлер болуы м‰мкін, ал керісінше жаѓдайда, яѓни денудация процесі тектоникалыќ кµтерілуден артта ќалып отырса, дµњестене иілген беткейлер жиі кездеседі.

В.Пенк ѓылымѓа бірнеше жања ±ѓымдарды енгізді. Олар беткейлер экспозициясыныњ жањаруы, жергілікті базис, эрозия т.б. Ол ќ±рлыќ бедерініњ денудациялыќ даму т±жырымдамасын ±сынды. М±нда таулы аймаќтардаѓы жазыќтану процестерініњ єсері, В.Дэвис айтќандай “жоѓары” жаѓынан емес, “б‰йір” жаѓынан жазыќ баѓытта ж‰зеге асады. Тегістелу процестері тау беткейлерініњ аѓын су мен атмосфера агенттерініњ єсерінен параллельді кейін шегінуі арќылы, яѓни µзендердіњ су алабын бµліп т±ратын суайрыќ ќыраттар жан – жаѓынан жуылып – шайылып, аласањќырап, сонымен ќатар ањѓарлардыњ геометриялыќ тµмен дењгейде сєл ењкіш келген жазыќ – пениплен ќалыптасады.

1. 
   Бедердіњ пішіндері мен элементтері
   
2. 
   Бедердіњ морфография жєне морфометриясына байланысты жіктелуі
   

Бедердіњ пішіндері мен элементтерін, бедердіњ морфография жєне морфометриясына байланысты жіктелуін қарастыру.

1.Бедердіњ пішіндері мен элементтерін зерттеп білу олардыњ негізгі белгілерін, яѓни морфометриясын, морфографиясын, ќалыптасу тегін (морфогенезисін) жєне кµнелігін (жасын) аныќтауѓа м‰мкіндік береді. Белгілі бір аумаќтыњ бедерін зерттеу ‰шін ењ алдымен оныњ морфографиялыќ жєне морфометриялыќ сипатын, яѓни морфологиясын білу ќажет.

Морфография – (гр.morphe – пішін+graphy – бейнелеу, суреттеу) бедердіњ сыртќы бейнесін, оныњ пішінін бейнелеу. Морфометрия (гр. morphe – пішін+metreo - µлшеу) – бедерге сандыќ сипаттама беру. Морфометриялыќ тєсілмен белгілі геоморфологиялыќ аймаќтарыныњ бедер пішіндерін µлшеу олардыњ ±зындыѓын, енін, биіктігін, терењдігін жєне бедердіњ тілімделу жиілігін аныќтау арќылы ж‰зеге асады. Морфометриялыќ мєліметтер кµбіне топографиялыќ жєне аэрофото – жєне ѓарыш материалдарын талдау нєтижесінде алынады. Ж‰ргізілген µлшеулер мен есептеулер негізінде арнайы морфометриялыќ карталар жасалынады. Морфометриялыќ мєліметтер, єсіресе, жол ќ±рылыстарын жобалауѓа, эрозия процесіне ќарсы к‰рес ж‰ргізуге, м±найлы – газды тектоникалыќ ќ±рылымдарды іздестіруге ќажет.

Геоморфологиялыќ зерттеуде жєне геоморфологиялыќ картографиялау кезінде жер бедерініњ негізгі зерттеу нысаны – жоѓарыда айтылѓан бедердіњ жеке пішіндері мен элементтері жєне бедердіњ генетикалыќ типтері.

Бедердіњ генетикалыќ типтері (генетические типы рельфа) дегеніміз – белгілі бір табиѓат єрекетінен ќалыптасќан морфографиялыќ (мµлшері) жєне морфогенесизі жаѓынан ±ќсас жер беті пішіндерініњ зањды т‰рде ‰йлескен табиѓат ќ±рылыстары. Мєселен, желдіњ єрекетінен пайда болѓан бедердіњ эолдыќ типі, м±здыњ єрекетінен ќалыптасќан биік тау µлкелердегі бедердіњ м±здылыќ типі, тењіз єрекетінен т‰зелген бедердіњ тењіздік типтері.

2.Бедердіњ морфография жєне морфометриясына байланысты жіктелуі.

Гипсометриялыќ (гр. hypsos – биіктік, metreo - µлшеу) сипаттама, яѓни жер беті биіктігін µлшеп зерттеу жер бедерініњ ењ мањызды морфометриялыќ сипаттамасыныњ бірі. Ќ±рлыќ беті м±хит дењгейінен кµтерілу мµлшеріне байланысты ойпатты (низменный) 0 м-ден 200 м-ге дейін, ќыратты (возвышенный) 200 м-ден жоѓары бедерге бµлінеді.

Ойпатты бедер – кµбінесе жазыќ баѓытта жайласќан жас борпылдаќ тау жыныс ќабаттарынан т±ратын тегіс, жазыќ алќабы. Жер шарындаѓы аса ірілері – Амазонка, Батыс Сібір, ‡нді – Ганг, Каспий мањы жєне т.б. ойпаттар. Ойпаттардыњ беткі жазыќтыѓы тењіз дењгейінен тµмен орналасќан т‰рлері де бар (мысалы, Каспий мањы ойпаты).

Ќыратты бедер наќты биіктігіне, геологиялыќ ќ±рылымына жєне тілімделу сипатына байланысты ќыраттарѓа, ќыратты жазыќтарѓа, ‰стірттерге, жайпаќ тауларѓа ажыратылады.

Ќыраттар жєне ќыратты жазыќтарѓа наќты биіктігі 200 м-ден 500м-ге дейінгі жер бетініњ кейбір ‰лкен бµліктері жатады. Олардыњ ‰сті тегіс, ењкіш, ойыњќы жєне дµњесті иілген болып келеді. Морфология жаѓынан осы екі аймаќтардыњ ішкі µњірі жазыќты, ойлы – ќырлы, жонды – тµбелі немесе белесті, ќырќалы жєне сатылы болады. Геологиялыќ ќ±рылысына ќарай аккумуляциялыќ жєне денудациялыќ жазыќтар деп жіктеледі.

Аккумуляциялыќ жазыќтар – жер ќыртысыныњ иіліп тµмен т‰скен т±старында борпылдаќ шµгінділердіњ ±заќ уаќыт жиналуыныњ нєтижесінде ќ±ралѓан. Басќаша айтќанда, егер ќарастырѓан бедер пішінініњ топографиялыќ беті оны ќ±ратын тау жыныстарыныњ геологиялыќ сипатына сєйкес келсе, б±ны аккумуляциялыќ бедер пішіні дейді.

Денудациялыќ жазыќтар тау жыныстарыныњ сыртќы к‰штердіњ єсерінен ±заќ уаќыт ‰гіліп немесе су эрозиясына ±щырап тегістелуінен пайда болады. М±ндай жазыќтарда кішігірім таулардыњ ж±рнаќтары (останцы) жиі кездеседі. Мысалы, Орталыќ Ќазаќстандаѓы ±саќ шоќылы Сарыарќа даласы. Осы т±рѓыдан В.Дэвистіњ Сарыарќаны кєдімгі пенепленмен тењдестіргені де тегін емес. ‡стірт (плато) – француздыњ plateau деген сµзінен шыќќан – жазыќ баѓытта жатќан тау жыныстар ќабаттарынан ќ±ралѓан, тегіс бетті кµтеріњкі жазыќтар. Б±лар тµмендеу жатќан ойпатты жазыќтардан кертпештер арќылы шектеледі.

Геологиялыќ ќ±рылысына ќарай ќ±рылымдыќ жєне жанартаулыќ ‰стірттерді ажыратуѓа болады. Жанартаулыќ ‰стірт деп магмалыќ тау жыныстардыњ берік ќабаттарымен тысталып ќашалѓан т‰рін айтады. Жанартаулыќ ‰стірт аса зор кµлемді магмалыќ массалардыњ жер бетіне шыѓып, тµгілуі нєтижесінде пайда болѓан. Индиядаѓы Декан ‰стірті, Америкадаѓы Колумбия ‰стірті, Кавказ сыртындаѓы кейбір ‰стірттер осыѓан жатады.

Ал ќ±рылымдыќ ‰стірттіњ кµрнекті ‰лгісі – Арал жєне Каспий тењіздерініњ аралыѓын алып жатќан кењ байтаќ ‰стірт жазыќтыѓы.

Оныњ солт‰стік-батыс бµлігі Ќазаќстанѓа ќарайды, ал Шыѓыс бµлігі ¤збекстанныњ Ќараќалпаќстан территориясына кіреді.

‡стірт тењіз дењгейінен орта есеппен 200 метрден жоѓары биіктікте жатќан жазыќ. Оныњ оњт‰стік-батыс бµлігі едєуір кµтеріњкі кездеседі. ‡стірттіњ ‰стінде жазда кеуіп кеткен ащы кµлді жайпаќ келген тау ойпањдар кездеседі. Геологиялыќ ќ±рылымында ‰стірттіњ астыњѓы бµлігінде – палеоген кезењініњ, ал ‰стіњгі жаѓында неоген кезењіндегі єктас, ќ±мтас жєне солардан ќ±ралѓан денудациялыќ єсеріне тµзімді шµгін ќабаттар бар.

Ќыратты аймаќтардаѓы бедердіњ кењ тараѓан пішіндерініњ бірі – тµбелері (холмы). Сырт бейнесі ж±мыр, беткейлері жайпаќтау, салыстырмалы биіктігі 200 м-ден аспайтын шаѓын оњ бедер пішіндерін тµбелер дейді. Морфологиялыќ т±рѓыдан ж±мыр жєне сопаќша келген оќшауланѓан тµбелерден басќа, ќырќалар, жалдар, жондар жєне шоќыларѓа ажыратылады. Кµлденењ ќимасы трапеция тєрізді, ±зыннан - ±заќ жалѓаса созылѓан, енсіз шаѓын ќыратты ќырќа деп атайды. Мейлінше енсіз, тізбектеле созылып жатќан, кµлденењ ќимасы ‰шб±рышты, с‰йір ±штары ‰шкір тістерге ±ќсап иірімделген ќыраттыњ аласа т‰рін жал дейді. Жон – беткейлері кµлбеу, етегі айќын білінбейтін ±зыннан - ±заќ созыла орналасќан ж±мыр баурайлы тµбелердіњ бел – белесті бір т‰рі.

‡шкір тµбелі, конус пішінді немесе, ж±мыр шыњды к‰мбез тєрізді тµбешіктерді Ќазаќстанда шоќылар дейді. Камчаткада, Курил аралдарында б±л атаумен жекелеген жанартау конустары дараланады. Кавказ бен Ќырым µњірінде шоќы сµзімен лай жєне саз балшыќтар атќылайтын жанартау кµздерін атайды.

Жайпаќ таулар (плоскогорье) – кењ ауќымды, біршама тегіс немесе белесті келген, жайпаќ жатќан немесе сєл – пєл деформацияѓа ±шыраѓан тау жыныстарынан ќ±ралѓан биік µлкелер. Жайпаќ таулардыњ жєй ‰стірттерден айырмашылыѓы – наќты биіктігі 1000 м-ге дейін, немесе одан да жоѓары болуы жєне осыѓан байланысты терењ тілімделуі. Ќыратты µлкелердіњ ішкі жаѓы тегіс емес, олардыњ бірќатар бµлігін ойпањдар мен жоталар алып жатады. Жайпаќ таулар ежелгі таулы аймаќтыњ ±заќ уаќыт тегістеліп, кейін ќайта кµтерілуі нєтижесінде т‰зілген. Б±лардыњ мысалы – Орта Сібір, Иран, Анадолы, Шыѓыс Памир жайпаќ таулары.

Кейбір зерттеушілер жайпаќ тауларѓа жоѓары кµтеріліп тегістелген жєне деформацияланѓан тау жыныстарынан ќ±ралѓан денудациялыќ жазыќтарды жатќызады. М±ндай кењ ауќымды 3000 м-ден биіктегі ежелгі пенепленніњ ќалдыќтарын Тянь-Шань тауларында “сырт” деп атайды.

Беті тµзімді платформалыќ ќабаттармен кµмкерілген, жазыќ баѓытта жататын, тау жыныстарынан ќ±ралѓан жайпаќ таулар мен ‰стірттер жер бетінде µздерініњ жазыќтыќ сипатын саќтайды.

Олардыњ айналасында ќ±ламалы немесе сатылы келген шынкемерлер (чинки) дамыѓан. Б±ндай кµтеріњкі жазыќты тµрткіл µлкесі дейді (Ќазаќстанныњ Торѓай µлкесі). Ал ‰сті берік ќабаттармен кµмкерілмеген, жазыќ баѓытта жатќан палеоген-неоген кезењініњ ќатаймаѓан тау жыныстарынан ќ±ралѓан жазыќтарды ќабатты жазыќтар (пластовые равнины) дейді. М±ндай жазыќтар Торѓай µњірінде кењ тараѓан жєне Батыс Ќазаќстанныњ едєуір бµлігін ќамтиды.

Жоспары:

Жер бедерінің пішіндерін, тау жыныстарыныњ геологиялыќ жасы стратиграфиялыќ жєне палеонтологиялыќ єдістерн қарастыру.

1.Ќазіргі геоморфологияныњ негізгі аныќтамасыныњ бірі – эндогендік жєне экзогендік процестердіњ µзара єрекетініњ нєтижесінде ќалыптасќан бедер пішіндері. Б±л т‰сінік жер бедер генезисініњ жалпы ±станымы, дегенмен, жеке бедер пішіндерін зерттегенде оларды наќты талќылап, м±ќият талдау ќажет.

Жоѓарыда айтылѓандай жер бедерініњ ењ ірі пішіндері – планетарлыќ мега жєне макропішіндер, ал кейбір жаѓдайларда бедердіњ мезопішіндері – де µздерініњ генезисі жаѓынан эндогендік пішіндерге жатады. Ауќымы жаѓынан майда келген микропішіндер кµбінесе экзогендік бедер пішіндеріне жатады. Эндогендік жєне экзогендік процестер бедердіњ ќалыптасуында µзара тыѓыз байланысты. Єдетте эндогендік процестерден ќалыптасќан ірі бедер пішіндерінен экзогендік процестер арќылы одан єрі к‰рделеніп жањадан мезопішіндер жєне микропішіндер ќ±рылады немесе, керісінше, жер бетіндегі кедір – б±дырларды тегістеп, жазыќтандырады.

Ќазіргі ѓалымдар арасындаѓы кµзќарас бойынша, эндогендік бедер т‰зілу процестерініњ ќайнар кµзі – жердіњ жылулыќ энергиясы. Осы табиѓат к‰шініњ єрекеті жер ќойнауындаѓы заттардыњ графитациялыќ жєне радиоактивтік ыдырауы нєтижесінде туындайды. Ол жер ќойнауындаѓы гравитациялыќ жєне радиоактивтік процестерден, магманыњ ќызуы жєне одан кейінгі салќындауынан, жер ќыртысын ќ±растырѓан заттар кµлемініњ µзгеруінен болады. Соныњ салдарынан жер ќыртысы ќабаттарыныњ т±тастыѓы айырылып – ажырауына жєне ќалыптасќан тектоникалыќ жарылымдар бойымен блоктардыњ єр баѓытта ауысуына, яѓни дизъюнкциясына немесе пликативтік дислокация ќ±рылуына єкеп соѓады. Кейбір тектоникалыќ жарылымдар жер ќыртысыныњ тµменгі ќабаттарын жарып µтіп, тау жыныстарыныњ балќыѓан ошаќтарына дейін жетуі ыќтимал. М±ндай жарыќтар жер беті мен оныњ ќойнауларын жалѓайтын т‰тіктер іспетті жєне осы каналдар бойымен жер ќойнауындаѓы балќыѓан заттар жоѓары ќарай ±мтылады.

Егер магма жердіњ бетіне шыќпай, жер ќыртысыныњ ішкі ќабаттарында ќатып ќалса, онда интрузиялыќ шоѓырлар ќалыптасады. Ірі интрузиялардыњ (батолиттер, штоктар) пайда болуы олардыњ ‰стінде жатќан тау жыныстарыныњ жату т‰рлерініњ µзгеруіне жєне механикалыќ ауысуына, яѓни пликативтік немесе дизъюнкциялыќ б±зылуына м‰мкіндік туѓызады. Енген магмалыќ шоѓырлар кіріктіруші тау жыныстарына динамикалыќ ќысым, жылу жєне химиялыќ єсер ету нєтижесінде, оларды метаморфты тау жыныстарына ауыстарады.

Жанартау каналымен жер ќыртысындаѓы жарыќтарды бойлап жер бетіне газ, су буымен ќоса шыѓып, тµгілген магманыњ ќатаю процесі эффузиялыќ магматизм немесе вулканизм деп аталады.

Жер сілкінудіњ кµпшілігі – жер ќыртысыныњ терењ ќойнауларындаѓы тектоникалыќ ќозѓалыстардыњ, наќты айтќанда, дислокацияларыныњ нєтижесі. Жер ќойнауынан босаѓан энергия серпінді толќындар т‰рінде тектоникалыќ жарылымдар бойымен жан – жаќќа тарап, жер бетініњ тербелуі т‰рінде сезіледі. Жер сілкіну – планета ќойнауындаѓы болып жатќан ќазіргі тектоникалыќ процестердіњ айќын кµрінісі.

2.Жер ќыртысындаѓы тектоникалыќ ќозѓалыстар жєне олармен ќоса тектоникалыќ жарылымдардыњ пайда болуы, блоктардыњ алмасуы, ќатпарлы ќозѓалыстар, терењгі магматизм, вулканизм єрекеті жєне жер сілкіну – міне, осылар жердіњ ішкі энергиясыныњ кµзі болып табылатын бедер т‰зілу процестері. Дегенмен, осы процестер єсерінен ќ±ралѓан бедер пішіндері жер бетінде µзгеріссіз т‰рде сирек кездеседі, олар µздерініњ пайда болу кезењінен бастап экзогендік процестердіњ єсеріне ±шырайды жєне соѓан байланысты µзгереді.

Экзогендік процестердіњ негізгі ќайнар кµзі – жер бетіндегі су, ауа, литосфера материалыныњ ќозѓалу энергиясына ауысќан к‰н сєулесініњ энергиясы. Экзогендік процестердіњ ќатарына жер бетініњ аѓын суларыныњ, м±хиттыњ, тењіздіњ жєне кµлдіњ су массаларыныњ бедер т‰зілу єрекеттері, жерасты суларыныњ, жел мен м±здыњ єрекеттері жатады. Аталѓан процестерге гравитациялыќ энергия (ауырлыќ к‰ші) ќатысады, сондыќтан осы процестер таза эгзогендік процестер болып саналмайды. Б±ндай бедер пішіндерініњ беткейлерінде ж‰ріп жатќан бір топ беткейлік процестерді айтуѓа болады. Аќырында, ѓылым мен техниканыњ ќарыштай дамуына орай, адамдардыњ шаруашылыќ єрекеттерініњ бедер т‰зілу факторы ретіндегі ролі жылдан жылѓа ныѓайып µсіп келеді.

Геоморфологиялыќ зерттеудегі негізгі маќсат – жер бедерініњ морфография, морфометрия жєне генезисін белгілеумен ќатар, оныњ жасын аныќтау. Ал геологияда тау жанастарыныњ жасы жалпы геологиялыќ ќатарлардыњ негізгі мазм±ны болып саналады.

Тау жанастарыныњ геологиялыќ жасы стратиграфиялыќ жєне палеонтологиялыќ єдістермен аныќталады. Соњѓы кездері тау жыныстарыныњ жасы жалпы геологиялыќ карталардыњ негізгі мазм±ны болып саналады.

Тау жыныстарыныњ геологиялыќ жасы стратиграфиялыќ жєне палеонтологиялыќ єдістермен аныќталады. Соњѓы кездері тау жыныстарыныњ геологиялыќ жасы наќтылы (абсолюттік) геохронология тєсілдерімен де толыќтыруда. Геоморфологияда бедер пішіндерініњ жасын белгілеу к‰рделі мєселе, µйткені геологиялыќ єдістер тек бедердіњ аккумуляциялыќ пішіндерініњ жасын аныќтау м‰мкін, ал денудацияланѓан бедер пішіндерініњ жасын белгілеу ќиынѓа т‰седі. Сондыќтан геоморфологияда геология ѓылымына ±ќсас бедердіњ “салыстырмалы” жєне “наќтылы жасы” туралы ±ѓымдар ќолданылды.

2.Эрозия базисі

Құрлықтағы ағынды сулар әрекетінен қалыптасқан жер бедерін, өзендердің негізгі арналарын, эрозия базисін қарастыру.

1.¤зендер негізгі жер бедер ќ±ру факторлары:1)µзен аѓысы 2)µзен аѓысыныњ жылдамдыѓы. ¤зен аѓысы мен шыѓыны жлуын- шашынныњ мµлшеріне жєне су жинау алабына тєуелді. Ал жекеленген µзендерді, µзен ж‰йелерін су ќорымен ќамтамасыз ететін, сумен мейлінше ќаныќќан беткі жазыќтыќты, топыраќты жєне тау жыныстарыныњ белгілі бір ќабатын біріктіретін ауќымды аймаќты µзен алабы деп атайды. ¤зен алабыныњ ерекшелігі: оныњ аумаѓы бастаудан ќ±йылысына дейін µседі, сондай-аќ су шыѓыны да кµбейеді. Керісінше су айрыќќа жаќындаѓан сайын µзен аѓысы толыќ тоќтаѓанѓа дейін азаяды. Б±л сипаттамалардыњ мањыздылыѓы мынада: ол кейбір геоморфологиялыќ мєселелерді, мысалы, суайрыќтардыњ эрозия єрекетін, µзендердіњ бір-біріне ќосып алу ќ±былысын тау µлкесініњ пенепленденуін т.б негіздеуге жєне т‰сіндіруге м‰мкіндік береді.

Кµктемгі су тасќыны кезінде µзенніњ су шыѓыны жоѓары (максималды) болады,сондыќтан ол µзен арнасында орасан зор б±зу ж±мысын ж‰ргізеді, ал су азайѓанда оныњ жылдамдыѓы бєсењдеп, бедер б±зу єрекеті де тµмендейді.¤зен аѓысыныњ жылдамдыѓы оныњ ењістігіне байланысты. Ењістік-µзенніњ ќ±лау биіктігініњ оныњ ±зындыѓына ќатынасы. Ќ±лау биіктігі деп бастауы мен саѓасыныњ наќты биіктіктері арасындаѓы айырманы айтады.

Ењістік µлшемі ондыќ бµлшектер т‰рінде немесе µзенніњ ќ±ламалы (м-км), яѓни промиль арќылы µрнектеледі. Мєселен, µзенніњ орташа ењістігі 0,07 немесе 0,07 м-км делік. Єрине, µзенніњ ењістігі неѓ±рлым мол болса, соѓ±рлым оныњ жылдамдыѓы жоѓары болып, µзен µз арнасын мейлінше б±зып эрозия єрекетіне ±шыратады. ¤зенніњ бойлыќ жылдамдыѓымен ќатар єр т‰рлі кµлденењ циркуляциялыќ аѓыстары бар. ¤зен иіні бµлікшесінде ењ алдымен µзен т‰бініњ аѓысы ќалыптасады. Ол арнаныњ жар ќабаќ ойыњќы жаѓасынан жайпаќтау келген шыѓыњќы жаѓасына ќарай аѓады, ал компенсациялыќ немесе беткі аѓыс, керісінше, µзен бетімен арнаныњ шыѓыњќы жаѓасынан ойыњќы жаѓасына ќарай ±мтылады.

Сµйтіп аѓын бойындаѓы судыњ кµлденењ циркуляциясы ж‰зеге асады. Жоѓарыда айтылып µткендей, осындай аѓынныњ кµлденењ циркуляциясынан басќа, µзенніњ бойлыќ аѓыны да бар. Б±л екі аѓын ќосылып шиыршыќ тєрізді аѓыс т‰зеді. Спираль тєрізді аѓыс µзен б±рылысында ењ жоѓарѓы амплитудаѓа жетіп, бірте-бірте екі µзен иінініњ ортасында оныњ ќарќыны азаяды. Осыѓан байланысты аѓын суыныњ жыдамдыѓы бєсењдегеннен кейін, екі иінніњ ортасында аллювиалдыќ материал жиналып, µзенніњ саяз жері – ќайрањ ќалыптасады. ¤зен аѓысыныњ кµлденењ циркуляциясыныњ пайда болуы нєтижесінде арна аѓысыныњ негізгі зањдылыќтарыныњ бірі – меандрлану ќ±былысы пайда болуыныњ м‰мкіндігін туѓызады. Нєтижесінде су аѓыныныњ єрекетінен арнаныњ ойыњќы жарлауыт жарнасы ќопарылып б±зылады да содан ќалыптасќан топыраќ бµліктері µзен т‰бініњ аѓысымен шыѓыњќы жаѓада иіліп, арна бойындаѓы малта тастан жєне ќ±мнан ќ±рылѓан арна бойымен жалдар ќ±рады.

2.¤зен аѓысы µзініњ аѓу барысында арна айналасындаѓы тау жыныстарын б±зып, аѓызып єкетіп, жања µзен арнасын ќалыптастырады, яѓни арна эрозиясын т‰зеді. Басќаша айтќанда эрозия – тау жыныстарыныњ су аѓындары єсерінен шайылуы б±л процес ‰ш т‰рлі әрекеттер нєтижесінде ж‰зеге асуы ыќтимал:

Турбуленттік аѓыс кезінде су ауытќып, тењселіп, ќ±йынша араласып аѓады. Соныњ салдарынан аѓыс бойында кµтеру к‰шін туѓызады, осы тасќын к‰ш арна т‰бінен топыраќ бµлшектерін ќозѓап, айырып алып, аѓыс бойымен тµмен аѓызып єкетеді;

Эрозия аѓысы арна т‰бінде тікелей динамикалыќ єсер ету нєтижесінде ж‰зеге асады. Ол тау жыныстары т‰йірлерініњ µзен т‰бінен домалана тасымалдануына, сµйтіп µзен аѓысыныњ жиегіне соќќылана, тырмалана, ‰йкелене жєне ќажала ќозѓалуына байланысты.

Эрозия судыњ ќ±рамы мен температурасына ќарай химиялыќ ыдырауына байланысты.

Осы процестер судыњ ‰демелі аѓуы нєтижесінде пайда болады. Сондыќтан эрозия т±раќты ќарќындылыѓымен жєне динамикалыќ µзгешелігімен сипатталады.

Эрозиялыќ єрекеті аѓып жатќан судыњ кинетикалыќ энергиясы арќылы ж‰зеге асады. Эрозияныњ ж±мыс µлшемі су массасы мен су жылдамдыѓы квадратыныњ кµбейтіндісініњ жартысына тењ:

м±нда:

жєне єр мезгілде жарамды болып табылады.

1.Тау жыныстарының үгілі қарқандылығы

2.Үгілу қабығы

Лекцияның мақсаты:

Тау массасының еруіне және бұзылуына байланысты қалыптасқан бедер типтерін қарастыру.

1.Тау жыныстарыныњ ‰глуі (морылуы) деп ауаныњ, су мен тірі организмдердіњ єсер ету нєтижесінде жер бетіндегі минералдар мен тау жыныстарыныњ б±зылып ыдырауын айтады.

Тау жыныстарыныњ ‰гілу ќарќындылыѓы оныњ єр т‰рлі физика-механикалыќ ќасиеттеріне жєне химиялыќ тµзімділігіне байланысты. Тау жыныстарыныњ негізгі ќасиеттеріне олардыњ беріктілігі, т‰сі еру ќасиеті, ќат-ќабаттылыѓы жєне таѓы басќа ќасиеттері жатады. Тау жыныстарыныњ беріктілігі олардыњ механикалыќ єсеріне тµзімділік кµрсетуі, мысалы, бірт±тас ќатты порфирит немесе кварцитке ±ќсас ж±мырланѓан магмалыќ тау жыныстары баяу; бєсењ ‰гіліп, жер бетінде дµњес бедерлерді ќ±райды, ал икемді, ж±мсаќ тау жыныстары керісінше сыртќы, экзогендік єсерінен жылдам б±зылып шайылып кетіп жер бетініњ ойыс пішіндерін т‰зеді. Т‰сі аќшыл тау жыныстары к‰н сєулесін шаѓылтады, ал ќара т‰сті тау жыныстары к‰н сєулесін µзіне тартып, кµбірек ќызып, µз аумаѓын ±лѓайтып жылдам ‰гіледі. Б±ѓан мысал ‰шін гранитті алайыќ. Ол µзініњ беріктілігіне ќарамастан шµлді аймаќтарда тез ‰гіледі, себебі оны ќ±райтын минералдар єр т‰сті болады. Єр минералдыњ т‰сі єр т‰рлі болѓандыќтан олардыњ к‰н сєулесін ќабылдау ќасиеті де біркелкі болмайды, ±лѓаю коэффициенті де єр т‰рлі. Сонда жылыну мен суыну кезі алмасќан кезде бірнеше минералдардан ќ±ралѓан т±тас гранит тастар босап ‰гіле бастайды. Осы гранит тастарды ќ±райтын ќызѓылт дала шпат минералы химиялыќ ыдырау нєтижесінде сазды топыраќќа айналып, кварц т‰йірлері кейін борпылдаќ ќ±м т‰йірлеріне ауысады.

Табиѓат факторларына байланысты ‰гілудіњ ‰ш т‰рі бар. Олар: физикалыќ, химиялыќ жєне органикалыќ. Физикалыќ (механикалыќ) ‰гілуге температураныњ µзгеруі, тау жыныстарыныњ жарыќшаќтарында судыњ ќатуы мен еруі, жануарлар мен µсімдіктердіњ тіршілік єрекеті, булану, су ќ±рамындаѓы т±здардыњ кристалдану процестері жатады.

Физикалыќ ‰гілу барысында тау жыныстарыныњ кесек тастары температураныњ к‰рт µзгеруіне байланысты кµлемін бірде ‰лкейтіп, бірде кішірейтіп т±ратындыќтан шытынап сынады. М±ндай жаѓдайлар шµлді аймаќтарда жєне биік таулы µлкелерде жиі кездеседі.

Єсіресе к‰н мен т‰нніњ ауысуына байланысты ауа температурасыныњ тєуліктік ауытќуынан тау жыныстарыныњ к‰ндіз ќатты ќызып, т‰нде сууыныњ зор мањызы бар.

Температура жоѓарылаѓан сайын тау жыныстарыныњ тау жыныстарыныњ сыртќы бµлігі к‰н сєулесінен, ішкі бµліктерінен гµрі молыраќ ќызып, кµлемі ±лѓаяды да нєтижесінде жарылып б±зылады.

Тау жыныстарыныњ жылу µткізгіштігі біршама тµмен болѓандыќтан олардыњ сыртќы ќабаттары ќабыршаќтанып, ішкі массадан бµліне бастайды. Ал, температура тµмендеуінен тау жыныстарыныњ сыртќы ќабаттары ішкі ќабаттарѓа ќараѓанда жылдамыраќ суиды.

Сµйтіп, алма-кезек жылыну мен суыну себебінен тіпті ењ тµзімді, берік тау жыныстарыныњ µзін б±зып ыдыратады. Тау жыныстарыныњ механикалыќ ыдырау нєтижесінде олардыњ ауамен, сумен шектесуі єлдеќайда арта т‰сіп, химиялыќ ‰гілудіњ дамуын жењілдете т‰седі.

Су жєне єр т‰рлі еріткіштер єрекетінен тау жыныстары еріп, сілтілену гидрация, дегидратация, гидролиз ќ±былыстарын тудырады да оттегі тотыѓуды к‰шейтеді, кµмір ќышќыл газы судыњ химиялыќ белсенділігін жєне сутегі иондарыныњ шоѓырлануын арттырады. Химиялыќ процес нєтижесінде жања минералдар пайда болады. Мысалы, дала шпаттары мен слюдалар каолинитке, гидрослюдаларѓа айналады, ал ерітіндіге т‰скен заттар шайылып кетеді. Физикалыќ жєне химиялыќ ‰гілулер бір мезгілде µтеді, біраќ наќты физикалыќ – географиялыќ жаѓдайларѓа байланысты біреуі екіншісінен басым болады. Ќуањшылыќ, биік таулы, полярлыќ аймаќтарда физикалыќ жєне механикалыќ ‰гілу басымдау, ал ќоњыржай белдемдерде немесе ылѓалды, субтропиктік белдеулерде химиялыќ ‰гілу басым.

Химиялыќ ќ±былысќа кµбірек ±шырайтындар: єктастар, доломиттер, тас т±здар, гипстер жєне таѓы басќа карбонатты тау жыныстары. Б±лар жењіл еріп, сумен ерітіндіге шыѓады. Нєтижесінде жер бетінде єр т‰рлі ќуыс бедер пішіндері – ‰њгірлер, карстыќ ш±њќырлар, ќ±дыќтар жєне т.б. пайда болады.

Органикалыќ ‰гілуде механикалыќ жєне биохимиялыќ єрекеттер арќылы таужыныстарыныњ б±зылуы. Механикалыќ б±зуды µсімдіктер µздерініњ тамыр ж‰йесі арќылы атќарады. Аѓаштардыњ тамыры тіпті берік ќатты т‰пкі тау жыныстарыныњ тамыры ќаланыњ кµшелеріндегі бетон, плитаны немесе асфальт ќабатын тесіп µтетіні баршамызѓа аян. Механикалыќ єрекеттен басќа органикалыќ ‰гілу µсімдіктердіњ, жануарлардыњ, микроорганизмдердіњ, бактериялардыњ, сањырауќ±лаќтардыњ, балдырлардыњ, ќыналардыњ, м‰ктердіњ биохимиялыќ єрекеттеріне тыѓыз байланысты. Олар µздерініњ тіршілік етуі ‰шін, не болмаса µзі солѓаннан соњ бойынан кµптеген кµмірќышќыл газдарын жєне органикалыќ ќышќылдарды шыѓарып тау жыныстарын бµлшектеуге жєне ыдырау ‰шін едєуір єрекет жасайды. Сµйтіп, химиялыќ жєне биохимиялыќ ыдырау процестері тоќталмастан µте береді.

‡гілген тау жыныстарыныњ кµп бµлігі ешќашанда µз орнында ќалмайды, тасымалдау агенттері арќылы (салмаќ к‰ші, аѓын сулар, жел к‰ші, м±здыќ єрекеті) бедердіњ тµменгі ойпат аймаќтарына жєне м±хиттарѓа барып шµгеді.

‡гілу жєне ‰гіліске ±шыраѓан бµлшек заттардыњ тасымалдануыныњ жєне шµгуініњ жинаќтыќ процестерін денудация (лат. denudatio – ашылу) деп атайды. Басќаша айтќанда денудация – тау жыныстарыныњ б±зылуы, ‰гілуі жєне пайда болѓан ‰гінділердіњ кµтеріњкі аймаќтардан салмаќ к‰ші су, жел, м±здыќ єрекетінен сырѓып, ойыс µњірлерге шµгуі.

‡гілу нєтижесінде жер бетінде бір жаѓынан минералдыќ массалар µзгеріп орнынан ауысып т±рса, екінші жаѓынан шайылу єрекетінен тµменде жатќан т‰пкі тау жыныстары ‰немі жер бетіне ашылып шыѓып, ‰гілу процесі одан єрі терењдей т‰седі.

Сµйтіп жер беті ±дайы жањарып, ќ±рлыќтыњ кµтеріњкі µлкелері тµмендейді, таулар б±зылып, ќ±лдырап жазыќќа айналады, бедердіњ бір т‰рі жойылып басќа т‰рлер пайда болады. Аќырында жер бетініњ кедір-б±дыры тегістеліп денудациялыќ жазыќтар (пенеплен) ќалыптасады.

‡гілу ќабыѓыныњ т‰рі жєне ќалыњдыѓы кµптеген табиѓи факторларѓа байланысты. Оныњ ќалыптасуына алдымен жоѓарѓы температура мен мол ылѓал жєне тегіс бетті жазыќтыќ ќолайлы. Сонымен ќатар тау жыныстарыныњ тозу-‰гілу мерзімі ±заќ болуы шартты. ‡гілу ќабыѓы µзініњ ќ±рамы мен ќалыњдыѓына ќарай бірнеше т‰рге бµлінеді, олар: а) химиялыќ аса µзгермеген, негізінде т‰пкі тау жыныстардан ќ±ралѓан кесек тасты ‰гілу ќабыѓы;

б) химиялыќ мµлшерде µзгерген т‰пкі тау жыныстарымен ќатар дала шпат пен слюданыњ µзгеруі арќылы сазды-гидрослюда минералынан ќ±рылѓан гидрослюдалыќ ќабыќ; в) монтмориллониттыќ ќабыќ – алѓашќы минералдардан терењ химиялыќ µзгерістен µтіп т‰зелген негізінен сазды минерал – монтомориллониттен ќ±ралады; г) каолинит ќабыќ; д) ќызыл топыраќты ќабыќ; е) латеритты ќабыќ. ‡гілген ќабыќтардыњ соњѓы екі т‰рі ±заќ мезгіл бойы жєне т‰гелімен ‰гіліп, алѓашќы тау жыныстар ќ±рамынан толыќ ажырауы нєтижесінде пайда болѓан. Жоѓарыда атап айтылѓан ‰гілген ќабаттар т‰рлерініњ єрќайсысыныњ µздерініњ табиѓат зоналыќ сипаттамасы бар. Мєселен, кесек тасты ‰гілу ќабыќтар полярлыќ биік таулы µлкелерде, сонымен ќатар тасты шµлдерде кездеседі. Гидрослюдалыќ ќабыќ суыќ жєне ќоњыржай зоналарда дамиды. Монтмориллонниттыќ ќабыќ дала жєне шµлейт аймаќтарда, каолинитті жєне ќызыл топыраќты ќабыќтар – субтропикалыќ зонада т‰зілген, ал латеритті ќабыќ – алюмосиликаттардыњ єбден µршіген химиялыќ ‰гілудіњ єсерінен, ыстыќ жєне ылѓалды экваториалдыќ зоналардыњ жазыќ µлкелерінде т‰зілген тау жыныстарыныњ ќызыл т‰сті ерекше т‰рі.

Жоѓарыда айтылѓан ‰гілу процестерініњ бедер т‰зетін ролін ерекше айтып кетуге болады.

Жалпы айтќанда ‰гілу процесініњ µзі ќандай да болсын ерекше бедер пішіндерін ќ±рмайды. Біраќ тау жыныстары ыдырауыныњ ‰немі жєне мањызды факторы бола т±рып, б±л процес басќа экзогендік агенттердіњ тасымалдауына ќолайлы борпылдаќ материалын дайындайды да, ауырлыќ к‰ші єрекеті арќылы сол материалды гипсометриялыќ тµмен жерге ыѓыстырып, ауыстырып єкелуге єсер етеді. Дєл осы жаѓдайда ‰гілу процесініњ бедер т‰зілуінде атќаратын орны µте зор.

‡гілу ќабыѓыныњ елеулі практикалыќ мањызы да бар. Кµптеген ќымбат пайдалы ќазбалар, мысалы, бокситтыњ, темір тотыќтарыныњ кені, никель, кобальт жєне хром кендерініњ кейбір т‰рлері осы ‰гілу ќабыѓына байланысты. Т‰рлі – т‰сті минералдардыњ шашылымды кенорындарын іздестіруде ‰гілу ќабыѓын зерттеудіњ келешегі µте зор.

Д‰ние ж‰зінде єр геологиялыќ дєуірлерде ќалыптасќан ‰гілу ќабыѓы кењ таралѓан. ТМД аумаѓында протерозой эрасыныњ ‰гілу ќабыѓы Карелия мен Украинада, девон кезењініњ ќабыѓы Тиман ќыратында, мезозой мен Ќазаќстанныњ Сарыарќа даласында кездеседі. Торѓай облысындаѓы белгілі Аманкелді боксит кенорны осы мезозой кезіндегі кењ жазыќ пенепленіне байланысты.
Лекция №21

Тақырыбы: Территорияның климаттық ерекшеліктеріне байланысты қалыптасқан бедер типтері

Жоспары:

1.Экзогендік факторлар

2.Бедер және климат

Лекцияның мақсаты:

Территорияның климаттық ерекшеліктеріне байланысты қалыптасқан бедер типтерін, экзогендік факторларын, бедер және климатты қарастыру.

1.Экзогендік бедер ќ±ратын факторларѓа єр т‰рлі климат элементтерініњ, µзендер мен кµлдердіњ, тењіздердіњ,м±здыќтар мен ќарлардыњ , желдіњ жєне таѓы басќа элементтердіњ єсері жатады.

Экзогендік бедер ќ±ратын процестердіњ негізгі кµзі к‰н радиациясы, ол жер бетіне, гидрофераѓа жєне атмоцфераѓа µзара єрекеттесіп, єр т‰рлі климатыќ жаѓдайлар ќалыптас тырады. Ал климат жаѓдайлары б‰кіл жер бетініњ µзгерунде негізгі факторлардыњ бірі болап саналады. Климат элементтерініњ ішіндегі аса мањызды фактор – ауа температурасы.Ос ы ауа температурасыныњ єсерінен єрт‰рлі табиѓи зоналардыњ клиата ќалыптасады.Мєњгілік м±здыќтар мен ќар жамылѓысыныњ пайда болуы, жыныстарыныњ ‰гілуі, химиялыќ процестер жєне т.б. осы ауа температурасына тікелей байланысты.

Климаттыњ екінші мањызды элементтерініњ бірі жауын –шашын. Олар µзендердіњ,кµлдердіњ, батпаќтардыњ жєне м±здыќтардыњ пайда болуына едєуір єсерін тигізеді. Тау жыныстарыныњ ыдырауына жєне олардыњ тасымалдануына, бедердіњ кµптеген пішіндері тілімделіп жања пішіндердіњ ќалыптасуына жауын-шашын µте ќолайлы жаѓдай жасайды. Жел бір жаѓдайларда ќ±м бµлшектері арќылы тау жынысарын б±зып, ќашап, µњдеп механикалыќ єсер етсе, екінші жаѓдайларда ќ±мныњ тасымалдануына, шµгуіне жєне жања аккумуляциялыќ жер бедерлер ( ќ±м тµбелер, барќандар, жаѓалыќ шаѓылдар жєне т. с.с.) ќ±рылуына себепші болады. М±здыќтар биік тау µлкелерде едєуір механикалыќ (экзарация) єрекет жасап, ерекше м±здыќ бедер пішіндерін ќ±рады.

Жер бетініњ ќ±рылуына єрќашан єсерін тигізіп отыратын таѓы да бір экзогенді бедер т‰зетін процестердіњ энергиялыќ кµзі- гравитация немесе ауырлыќ к‰ші.Б±л к‰штер арќылы неше т‰рлі опырылма, сусма, жылжымалар, ќар кµшкіндері жєне т.б. қиратқыш табиғи құблысттар пайда болады.

Экзогендік процесетердің жалпы энергисының негізгі көзінің бірі- Желдің өз осі бойымен және Күннің төңірегінде айналуы, осының әсерінін жырдың төрт мезгілінің болуы және күн мен түннің ауысып тұрады. Ауа температурасының, жауын-шашын мөлшерінің және табиғи қиратқаш құбылыстардың оқтын-оқтын маусымдық өзгеруі, жалпы айтқанда бедер пішіндерінің құрылуына едәуір әсер ететін бүкіл табиғи ландшафтының жаңаруы осы құбылыстарға байланысты. Сонымен қатар Жердің өз осі бойымен айналуы бедердің өзгеруіне тікелей ықпалын тигізеді.