Слайд – 3. Біз ауаның қандай қасиеттерін білеміз? Т оптастыру. сығылады

Т

оптастыру.

Жерде жыл мезгілдерінің үзақтығы түрақты болмайды. Оның өзгеру себебі — прецессия құбылысының әсерінен болатын—күн теңелуінің ерте түсуі. Прецессия — Жерде оньщ түрлі беліктерін Күннің және Айдын, әр түрлі тартуларыньщ нәти-жесі. Жердің полярлық сығыңқы болуынан экваторлық белдеу-де бірқатар артық массасы бар. Экватор жазықтығы, жер орбитасының жазықтығымен, яғни Күн түрған жазықтықпен сай келмейтіні белгілі. Экваторының жазықтығын эклиптика ■ жазықтығына бүруға тырысып Күн Жердің жақын жатқан эква-торлық қалың бөлігін, қарама-қарсы жаққа қарағанда күштірек тартады. Бірақ Жер айналмалы дене.

Жарық беру белдеулері. Күнғе қарағанда Жердін. қозғалы-¹ сында заңды өзгеріп отыратын белгілі орны, оның бетінде тро-пиктер (23 27' с. және о. е ) және полярлық шеңберлер (66°27' с, және о, е.) сызықтарымен шектелген қазіргі жарық беру бел-деулерінің (астрономиялық жылу белдеулері) орналасуына жағдай туғызады. Күннің солтүстікте түру биіктігіне және күн-нің ұзақтығына қарай жарық беру белдеулері бір-бірінен ай-ырма жасайды. Қүн горизонттан неғұрлым биік тұрса және жа-рық беру неғұрлым ұзашрақ болса, соғұрлым белдеу жылуды көбірек алады.

Тропиктердің аралығында (солтүстік — Шаян тропикі және оңтүстік — Ешкімүйіз тропикі) ыстық белдеу жатыр, оның же-рінде Күн жылына екі рет талтүсте зениттен түседі. Экваторда мұндай моменттер 6 айдан тең уақыт аралығымен (21 март жә не 23 сентябрь) бөлінген.

Тропиктерде Күн жылына бір рет — күн тоқырауы күні зенитте тұрады, ол Солтүстік тропикте — 22 июнь, Оңтүстікте — 22 декабрь. Экваторда күн әр уақытта түнмен тең, ал белдеудің басқа ендіктерінде олардың ұзақтығыньщ айырмасы аз (2-таб-лица).

Тропиктер мен полярлық шеңберлер аралығында орналас-қан қоңыржай белдеулерде Күн зенитте тұрмайды, бірақ 24 са-ғаттың ішінде міндетгі түрде күн мен түннің ауысуы болады, мұнымен бірге олардьщ ұзақтығы жыл мезгілдері мен ендіктер-ге байланысты болады. Полярлық шеңберлерде Күн горизонттан 47°-тан жоғары кетерілмейді. Жылына бір тәулік күн гори-зонт хыртына батпайды (тиіСті жарты шарда күн тоқырауы күні) және бір тәулік горизонттан көрінбейді (қарама-қарсы жарты шарда күн тоқырауы күні). Солтүстік поляр шеңберінен Солтүстікте және Одтүстіктен оңтүстікте суық белдеулер орна-ласқан. Полюстерде Күн жарты жыл бойы үздіксіз жарық беріп түрады, бірақ оның горизонттан ең биік жағдайы 23,5°-тан ас-пайды.

Тропиктер мен полярлық шеңберлердің сызықтары жылу белдеулерінің шекаралары ретінде шартты түрде ғана қабыл-да.нылады, шындығында температура Қүннің горизонттан биік-тігіне ғана емес, басқа да факторлардан, ең алдымен төсеніш беттің сипатына байланысты болады. Алайда бұл сызықтар күн сәулелері жердін, бетіне әр түрлі үзақтықта жарық беретін бел-деулер шекарасы болатыны сөзсіз. Жарық беру белдеулері — хабиғаттыц ендік белдеулерін бөлудің алғашқы негізі.
Тропиктік және қоңыржай ендіктерде

(рефракциялары есепке алынбайды)

ең ұзақ және ең қысқа күн

Ендіктер	Ең үзақ күн	Ең қысқа күн
0°	12 с. 00 мин.	12 с. 00 мии
10°	12 с. 35 мин	11 с. 25 мии
20°	13 с. 13 мин	10 с. 47 мин
30°	13 с. 56 мин-	10 с. 04 мин
40°	14 с. 50 мин	9 с. 10 мин
50°	16 с. 09 мин	7 с. 51 мин
60°	18 с. 30 мин	5 с. 30 мин
65°	21 с. 09 мин	2 с. 51 мин
66,5°	24 с. 00 мин	0 с. 00 мин

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Жердің фигурасы мен өлшемдері.

2. Жер құрылысы.

3. Жердің қозғалысы және оның салдары.

№3 дәріс Жалпы географиялық заңдылықтар.

1. 
   Геосфера. Географиялық қабықша.
   
2. 
   Құрлық пен мұхиттың таралуы.
   
3. 
   Зоналылық.
   

1. 
   Геосфера. Географиялық қабықша.
   

Жерде су мен қүрылықтың белінуінде бірқатар ерекшеліктер бар. Құрылық оңтүстік (19%) жарты шарға қарағанда, сол-түстікте (39%) үлкен. ауданды алып жатыр. Солтүстік жарты шардың қоқыржай ендіктерінде түгелге дерлік қүрылық шеңбері, оңтүстік жарты шардың қоңыржай ендіктерінде құрылык аз (гүгел су шеңбері); 60° с. е. құрылықтың алып жатқан ауданы солтүстікке және оңтүстікке қарай азаяды да, 60° о. ен-діктен солтүстікке және оңтүстікке үлғаяды. Солтүстік полярлық облысында су, оңтүстік полярлық облысты құрылық алып жатыр. Егер шекарасын жүргізсек, оньщ ішіне солтүстігінде Солтүстік Мүзды мүхитты түгелімен, ал оңтүстігінде Антарктиданы орналастырсақ ол шамамен 71° солтүстік және оңтүстік ендіктер бойымен өтеді.

Антарктидадан басқа материктердің барлығы да оңтүстікке қарай тарылады, батыста барлығында дерлік үлкен шығанақ-тар қүрылыққа сүғынып кірген, ал шығыста мүхит жағына шығып тұр. Солтүстіктен қүрылық кең тараған ендіктерден (60—70°) оңтүстікке материктер жалпы үш бағытта үш сәулемен созылып жатыр. Оңтүстік материктер солтүстік материк-тердің жалғасы тәріздес, олардан әр уақытта терең жер орта теңіздермен белінген. Солтүстікпен салыстырғанда оңтүстік материктердщ шығысқа қарай аздап ауысқанын оңай байқауға' болады.

2. Құрлық пен мұхиттың таралуы.
Жер бетінде су мен қүрылықтың бөліну ерекшеліктерін кез-дейсоқ деп қарауға болмайды. Олар Жерге қатысына қарай сыртқы және ішкі процестердің материктер мен мүхиттар қа-лыптастыруда қосылып тигізген әсерінен және планетаның тү-зілген 4—5 миллиард периоды бойы ол күрделеніп бытысқан болады. Бүл ерекшеліктерді жалпы қабылданған түсінігі әлі жоқ.

Мұхит бірыңғай, оныа кез келген нүктесінен, қүрылықты басып өтпей-ақ, кез келген басқа жеріне баруға болады. Дүние жүзілік деп аталатын бірыңғай Мүхит, шартты бөліктерге—мүхиттарға бөледі. Қазіргі уақытта төрт мұхит бөлінеді (4-таб-лица).

Солтүстік Мүзды мүхит туралы мәселе Халықаралық гео-графиялық конгресте 1912 ж. талқыланды; ешқандай шешімге келген жоқ, бірақ бірқатар елдерде, оның ішінде Россияда Ю. М. Шокальскийдің үсьнысы бойьшша Солтүстік Мүздьі мүхит полярлық теңіз деп аталды, ол сонымен бірге Атлант мүхитына жатқызылды. Картада үш мүхит қана қалды. Алайда 1935- ж. Солтүстік Мүзды мүхит Дүние жүзілік мұхиттыа мүл-дем ерекше белігі ретінде қайтадан «қалпына» келтірілді, сейтіп Совет Одағында басылып шығатын карталар мен кітап-тарда қайтадан пайда болды.

Материктердін, жағалауымен тура келетін мұхиттардың шекаралары күмән келтірмейді, ал судың бетімен өтетін жерлері шартты түрде ғана алынады. Әсіресе Атлант, Үнді және Тынық мүхиттарыньщ арасындағы олардын, оңтүстік бөлігінің (Оңтүстік мүхит көлемінде) шекараларын анықтау қиын. Шартты түрде олар Игольный (Африка), Оатүстік (Тасмания аралы) мүйістері және Горн (Оңтүстік Америка, Горн аралы) мүйісі меридиандарымен Антарктидаға қарай жүргізіледі. Түбінің рельефі бойынша шекараларды жүргізуге болады, бірақ олар да дәл бола алмайды. Үнді мен Тынық мұхиттардың шекаралары Азия мен Австра-лия аралығындағы бөлікте Малакка түбегінен Үлкен жәнё Кіші Зонд- аралдары доғасыньщ сйртқы жағымен Жаңа Гви-неяға және Торресов бұғазы арқылы Австралйяға өтеді. Солтүстік Мүзды мүхит Дежнев (Азия) мүйісі Уэльский Принці (Солтустік Америка) мүйісі сызықтары бойьшша Ты нық мұхитпен шектеседі. Солтүстік Мұзды мұхитпен Атлант мүхитының шекарасы күрделірек: ол Лабрадор түбегінен Баф-финов жеріне (Гудзонов бүғазы мен Гудзонов шығанағы Сол-түстік Мүзды мүхитқа жатады), ал одан кейін шығысқа қарай Дейвис бұғазы арқылы Гренландияға, Гренландиядан Ислан-дияға, одан әрі Фарерский аралдарына және Скандинавия түбе-гіндегі Стадланд мүйісіне дейін барады.

Антарктика мен Дүние жүзілік мүхитты қазіргі зерттеулер кептеген ғалымдарды оның„ оңтүстік бөлігінде өзіндік үлкен ерекшеліктер бар деген қорытындыға келтіріп отыр. Оңтүстік мүхитты бөлу қажеттігі туралы да пікірлер болды, бірақ оның шекаралары бүрынғыдан мүлде басқаша. Оңтүстік мүхиттың солтүстік шекарасын жақсы көрінетін полярлық сулармен қо-ңыржай ендіктің сулары қосылыс зонасы — шамамен 50° және 60° о.' е.¹ аралығымен өтетін антарктида конвергенциясы фрон-ты бойымен жүргізуді ұсынады.

Құрылық Мүхитпен 6 ірі бөлікке — материктерге (конти-ненттерге) бөлінеді: Евразия, Африка, Солтүстік ' Америка, Оңтүстік Америка, Австралия, Антарктида және көптеген үсақ бөліктер аралдар бар, «Материк» деген үғымнан басқа «дүние жүзі бөлігі» деген де үғым бар — ол айналасындағы аралдарымен материк немесе материктің бір бөлігі (мәселен, Европа). «Дүние жүзі бөлігі» деғен үғым европалықтардың оларға бүрын белгісіз жерді ашумен байланысты шықты. Жа-ңадан ашылған жерлерді бүрынғы белгілі Ескі дүниеден өзге-ше Жаңа Дүние деп атады.

Американың екі материгі дүниенің бір бөлігі құрайдь, Евразия екі бөлікке белінеді — Европа және Азия. Дүние жүзі бөлігі небары алтау; Европа, Азия, Африка, Америка, Аветралия, Антарктида. Егер Евразияны дүниенің екі бөлігіне тарихи бөлу негіздел-ген болса, ал табиғатта олардың шекарасын шартты түрде ғана жүргізуге болады. Сондықтан да әр ғалымдардың түрліше жүргізетініне таңдануға болмайды. Шекараны Орал жотасының шығыс беткейінің табаны, Орал өзені, Каепий теңізінің солтүс-тік жағалауы және Қара теңізге қарай Кума-Маныч ойысы бойымен жүргізген ең қолайлы. Осылай бөлген кезде Кавказ түгелімен Азияға жатады.

Материктер бетінің мөлшері мен сипатына қарай өте әр түрлі. Евразия материгі қалған бес материктің эрқай-сысынан ауданы жағынан ғана едәуір басым емес, сонымен бірге бетінің өте күрделі еипатымен ерекше. Мүнда Жердің ең биік таулары және құрылық бетіндегі өте терең депрессиялар орналасқан. Әрбір материктің оны басқадан ажырататындай өзіндік ерекшеліктері бар, екі бірдей материк жоқ. Бірақ мұнымен бірге материктер бетінің сипатында ұқсас ерекшеліктері бар. Олардың әрқайсысы үшін және құрылық үшін тұтас ал-ғанда 1000 м кем биіктіктер басым болуы және биік таулардыа салыстырмалы аз таралуы тән, Таулар меридиандар мен параллельдер бағьпына жақын, бағытта созылған белдеулер құрай-ды (30—40°). Солтүстік және онтүстік ендіктің маңында орналасқан жоталардың шьщдары соншалықты биік келеді. Жерде әр түрлі биіктіктер мен тереңдіктердщ алып жатқан ауданының қатынасы жайлы гипсографиялық қисық сызық көрнекті түсінік береді. Әр түрлі биіктіктер мен тереңдіктерді алып жатқан изогипс (бірдей, биіктіктер сызықтары) және изобат (бірдей тереңдіктер сызықтары) аудандарын карталарда өлшеудің нәтижесінде алынған мәліметтер негізінде гипсогра-фиялық қисық сызық диаграммасы жаеалынады.

Гипсографиялық қисық еызықтан қүрылықта 1000 м кем биіктер, ал Мүхитта — 3000-нан 6000 м дейінгі тереңдіктер басым екендігі көрінеді. Биік таулар және терең су науалары Жерде өте аз орын алады. Гипсографиялық қисықты пайдалана отырып, құрылықтьщ орташа биіктігін, Мүхиттьвд орташа тереңдігін, жердің қатты бетінің орташа деңгейін және Жердің нақты физикалық бетінін, орташа деңгейін анықтауға болады.

Қүрылықтьщ орташа биіктігі 875 м. Дүние жүзілік мұхит-тың орташа тереңдігі 3790 м. Жер қыртысының яғни мұхитсыз қатты бетінің тегістелген бетінің деңгейі қазіргі Мүхит деңгейі-нен 2430 м темен орналасқан болар еді. Егер мұхиттың барлық суын осы деқгейден жоғары орналастырсақ, онын, деңгейі қазір-гісінен 250 м жоғары болған болар еді. Бүл деңгей Жердің физикалық бетінщ орташа деңгейіне қабылданады.

Гипсографиялық қисықты жердің қатты бетінін, қортынды-профиль ретінде қарауға болады, мүнда екі саты — материктік және мұхиттық болып айқын бөлінеді. Оның біріншісі Жеңілірек (гранитті) массалардан, ал екіншісі—онан ауырырақ (базальттық) массалардан пайда болған. Гипсографиялық қи-сықтың екі сатысы жердің бетінің құрылысына тән ерекшелік-терді анықтайды. Қисық сызықтық көлбеуінің елеулі өзгерісі биіктік пен тереңдік сатыларына' сай оны бірнеше бөліктерге: тауларға, қыраттарға, ойпаттарға, материктік қайраңға (шельфке), мате-

риктік беткейлерпе, мұхит түбі (табаны) жән терең суды науаға бөлуге мүмкіндік жасайды

3. 
   Зоналылық.
   

Жердің бетінде су мен құрылықтың таралуы, сондай-ақ материктік бетінің сипаты географиялық қабықтың структура-сын анықтайтын маңызды факторлар қатарына жатады. Егер шар тәріздес фигурасы және Жердің айналымы, оның осі ке-ңістікте белгілі жағдайда түрғанда жер бетіне күн жылуының зоналы таралуын (экватордан полюс бағытына оның санының заңдылықпен өзгеруі), демек, географиялық қабықтағы да зо-нальдықты тудырады, ал су мен қүрылыстың әр түрлі тара-луы — зональдықтан жылу мен ылғалдың белінуінде едәуір ауытқулық себебінен және ірі региондардың (аудандардың) пайда болуынан болады.

1. Геосфера. Географиялық қабықша.

2. Құрлық пен мұхиттың таралуы.

3. Зоналылық.

№4 дәріс Литосфера – географиялық қабықшаның құрамдас бөлігі.

1. Жердің заттық құрамы.

2. Магмалық тау жынысы.

3. Шөгінді тау жынысы.

4. Метаморфттық тау жынысы.
№4 дәрістің қысқаша конспектісі

Жердің заттық құрамы. Жердің орташа химиялық құрамы метеориттердің орташа құрамының шамасындай деп саналады. Осы элементтер жоғарыда айтылған жер қабаттарында түрліше тараған.

Мантия қабаты кремний тотығына кедей, магний мен темірге бай тотықтардан тұрады. Тығыздығына қа­рағанда, жер ядросының тегі таза темір мен никель қоспасынан түзілгенге ұқсайды.

Жер қабығының құрамы. Жер қабығының құрлықтар құраған ең үстіңгі 10—15 км қабатының ғана нақты химиялық құрамын анықтай аламыз. 6000 химиялық анализді пайдаланып, осы қабаттың орташа құрамын есептеп шығарған американ ғалымы Ф. Кларк болды. Әрине, кейінірек ол санлар талай рет түзетілді. Дегенмен Ф. Кларктың 40 жыл сарп еткен еңбегін бағалап, атақты геохимик Л. Е. Ферсман жер қабығындағы әp элементтің проценттік мөлшерін оның кларкы деп атауды ұсынды. Қазіргі деректер бойынша, жер қабығының құрамына ең көп тараған — сегіз элемент. Олардың жалпы мөлшері салмақ процентімен есептегенде 98 проценттен асады.

Оттек - 46,50 Кальций — 5,79

Кремний- 25,70 Магний - 3,23

Алюминий – 7,65 Натрий— 1,81

Темір — 6,24 Калий - 1,34

Қалғандарының шамасы, %: Ті —0,52; көміртек 0,46; сутск - 0,16; Мп — 0,12; күкірт - 0,11. Қалған аталмаған элементтер бар-жоғы 0,37 шамасында ғана.

№ 2 дәріс. Тау жыныстары туралы жалпы түсінік.

Тау жыныстары дегеніміз бір немесе бірнеше мине­ралдың табиғи агрегаттары. Бірнеше минералдан түзілген тау жыныстарын полиминералды (грекше «по­ли»—көп), жалғыз минералдан тұратын мономинералды (грекше «моно»— біреу) деп жіктейді. Тау жыныстарының минералдық құрамы, ішкі құрылысы және жер қойнындағы жату пішіні олардың пайда болу жайын көрсетеді. Жыныстың құрылысын оның құрылымы (структурасы) мен түзілімі (текстурасы) анықтайды.

Құрылымы деп тау жынысының кристалладану құрамында минералдық түйіршектердің абсолюттік және салыстырмалы мөлшерін, олардың пішінін, ішкі құрылысының өзгешелігін айтады. Түзілім (текстура) ұғымына тay жынысы бөлшектерінің кеңістікті өзара толтыру, онда орналасу жайын көрсететін ұйғарым кіреді.Жаралу тегіне сай барлық тау жыныстары үлкен үш топқа бөлінеді: 1) магмалық, 2) шөгінді, 3) метаморфтық.

Магмалық (грекше «магма» — қамыр, коймалжың) жыныстар магманың (күрделі құрамды силикатты қамырдай иленіп, балқыған заттың) кейінде қатып, кристалдануынан пайда болады. Егер магма жер астында кептеліп қалып, күшті қызу мен қысым әсерінен баяу (ендешс толык.) кристалданса, оларды интрузивтік (латынша «интро»— ішкі) немесе енген (внедрившиеся) тереңдік жыныстар дейді. Жер бетіне төгілген магманы лава дсп атайды да, оның қатаюынан пайда болган магмалық жынысты эффузивтік (латынша «эффзио» — төгілу, құйылу) немесе төгілген (излившийся) вулкандық жыныс деген ат қояды. Жанартау өзегін толтырған жыныстар кейін көкке атылып олардың күл-сынықтары, үгінділері жер бетіне үйілуінен құрылғанын пирокласты (грекше «пирос» — от, «класт» — үгінді) жыныстар дейді.

Магмалы тау жыныстар кремний қышкылының тұздарынан құралады. Соның мөлшеріне қарай олар төрт топка бөлінеді де олардың әрқайсының аты екі сөзден тұрады: І-орында интрузивінің атауы, екіншісі — оның эффузивтік үйлестігінің атауы.

I) Қышқыл магмалық жыныстарда SiO мөлшері 65процснттен артық. Оларға кварц пен дала шпаттарына бай гранит-липарит (риолит) тобы жатады.

2) Орта жыныстарға (Si0₂ шамасы — 65—52%) дио­рит—андезит тобы жатады. Олар да кварц жоққа тән, плагиоклаз (көбі) бен 15—30% қоңыр түсті амфибол, пироксен, биотит минералдардан құралады.

3) Негізгі жыныстарға құрамында 52—42% Si0₂ бар габбро—базальт тобы жатады. Олар негізгі плагиоклаздар (битовнит, анортит) мен 30—52% пироксендерден тұрады.

4) Ультранегізді жыныстардың химиялық құрамындағы Si0₂ мөлшері 42%-тен кем перидотит-пикрит тобы жатады. Олар темір. магнийге бай силикаттардан — оли­вин, пироксен құралады.

Қышқыл және орта магмалық жыныстардың шегінен жеке дара бөлініп, сілтілі жыныстар тобы сиенит-трахит шығады.Оларда бос кварц жоққа тән, құрамына К— Na-лы дала шпаттары мен амфиболдар, нефелин кіреді,

Шөгінді жыныстарға жер бетіндегі әр түрлі экзогендік процестер әрекетінен үгіліп, ысырылып, еріп, сонынан шөккен жыныстар тобы жатады. Жаралуына сәйкес олар үш топқа бөлінеді: 1) кесекті (үгінді),2) химиялық (хемогендік), 3) органогендік.

Кесекті жыныстар түпкі жыныстардың механикалық жолмен бұзылып, үгіліп. шайылуынан пайда болады.Құрылымына (кесектерінің мөлшеріне) қарай олар тағы үшке бөлінеді:

1) ірі кесекті қолсымалы, сусымалы, дөңбек, малта, қиыршық жинақтар немесе цементтелген (конгломерат, брекчия, гравелит,

2) құм, кұмтас, құмай (алевролит), 3) балшық (аргиллит).

Химиялық шөгінділер деп су ерітінділерінен тұнып шөккен жыныстар жинағын атайды. Олар құрамындағы минералдарға сәйкес әктасты (ізбестас, доломит, мергел), сульфатты (гипс, ангидрит), галогенді (ас тұзы, калий тұздары), алюминийлі (бокситтер), темір тотықты (қоңыр теміртас), кремийлі (опока, яшма, кремний-тақтатас), фосфатты (фосфориттер) түрлерге жіктеледі. Саз, балшық жыныстардың бірсыпырасы да химиялық жолмен түзіледі.

Органогендік жыныстар жан-жануарлардың, өсімдіктердің дене қалдығынан, кейде олардың тіршілік әрекеттерінен пайда болады. Оларға ізбес құрамды әк тастар, қабыршықтастар, кремиийлі диатомиттер, радиолияридтер, көміртек каустобиолиттер (грекше «каутоси жанар, «биос» — өмір) — шымтезек, коңыр және тас көмір, мұнай жанар тақтатастар жатады. Көбінесе хемогендік және органогендік жыныстар бірге, аралас пайда болады.

Шөгінді тау жыныстары қазіргі жер қабығының массасының 10 процентін құрап, онын бет аумагының 75 процентін жауып жатыр.

Метоморфтік тау жыныстары Жердің терең қойнауларындағы жоғары қызу мен күшті қысым магма жапсарларындағы қызу мен газ, булардың әсерінен өзгеріп, қайтадан жаралған (грекше «метаморфозис» — өзгеру) жыныстар тобын айтады. Бұлар слюда хлорит, талкь сиякты минералдарға бай болғандықтан әдетте сұр жасыл түсті келеді және құрылысы әрдайым толық кристалды, тақталанған, бір бағытта параллель бейімделген пішінге көшеді.

Метаморфтік күш (қысым мен температура ) өскен сайын тақтатас, филлит, кристаллы тақтатас, гнейстер, амфиболиттер (темір, магний тотықтарына бай) жыныстар реті құралады. Метаморфизм әсерінен кварцті құмтастан кварциттер, әктасты жыныстардан мәрмәрлар көмірлі жыныстардан графитті жыныстар пайда болады. Магма жапсарында одан бөлініп шыққан су буы, әp түрл газдар реакциясы әсерінен ізбестастардан скарндар, балшық-құмды жыныстардан мүйізтастар (роговик), бокситтен корунд жыныстары түзіледі. Өзін-өзі метаморфтау әсерінен базальт тұқымдастар амфиболиттерге,

өте негізді жыныстар (дуниттер) серпентиттерге (змеевиктерге) көшеді.

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Жердің заттық құрамы.

2. Магмалық тау жынысы.

3. Шөгінді тау жынысы.

4. Метаморфттық тау жынысы.

Ұсынылатын әдебиеттер: 1,2,3,4,5

№5 дәріс Жер бедері, оның пайда болуы мен дамуы.

1. 
   Жер бедерін түзуші процестер.
   
1. 
   Эндогендік процестер.
   
2. 
   Экзогендік процестер.
   

жатады.

байланысты.

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

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

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

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Жер бедері туралы түсінік.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Атмосфералық жел.

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

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

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

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

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

Желдің қалыпты тәуліктік соғуын әрдайым атмосфера аласапыраны бұзып отырады.

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

1000 м биіктікке дейінгі атмосфера қабаты үйкеліс қабаты деп аталады.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

БАСЫМ ЖЕЛДЕР

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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