ПӘННІҢ ОҚУ-ӘДІСТЕМЕЛІК КЕШЕНІ«Жалпы жертану»

5В011600 – «Географи я »мамандығы үшін

ОҚУ-ӘДІСТЕМЕЛІК МАТЕРИАЛДАРЫ

Семей 2013

ҚАЗАҚСТАН РЕСПУБЛИКАСЫ БІЛІМ ЖӘНЕ ҒЫЛЫМ МИНИСТРЛІГІ СЕМЕЙ қаласының ШӘКӘРІМ атындағы МЕМЛЕКЕТТІК

УНИВЕРСИТЕТІ3 деңгейлі СМК құжаты ПОӘК

ПОӘК 042-/01-2013

ПОӘК«Жалпы жертану» пәнінің оқу-

әдістемелік материалдары№ 1 басылым

09.2013 ж.

Мазмұны

1 Глоссарий 32 Дәрістер 43 Практикалық сабақтар 524 Студенттердің өздік жұмыстары 53

ПӘН БОЙЫНША ОҚУ-ӘДІСТЕМЕЛІК КЕШЕННІҢ МАЗМҰНЫ МЕН ТІЗІМІ1. Глоссарий

Абсолют биіктік (латынша абсолют – толық, сөзсіз) – мұхит деңгейінен есептелінетін биіктік. Одан жоғары жатқан нүктенің абсолют биіктігі оң, төмен жатқан нүктенікі теріс болады.Аңғар – табаны ылдиланып кететін ұзынша ойыс. Өзен және тау аңғары болады.Дала – шөп басқан, батпақсыз жазық жер.Жазық – жер бетінің біршама тегіс немесе белесті алқабы. Жазықтың әр жеріндегі биіктіктер бір – бірінен онша ерекшеленбейді.Қырат – жер бетінің маңайындағы жазықтан оқшау көтеріліп жатқан алқабы. Абсолют биіктігі 200-500 м-ге дейін барады.Метаморфтық тау жынысы – жер қойнауындағы жоғары температура мен үлкен қысымның әсерінен өзегріп, бір түрден екінші бір түрге айналған тау жынысы.Ойпат – абсолют биіктігі 200 м-ден аспайтын жазық.Сай – ұлғаюы тоқтағаннан кейін жыраның табаны тегістелген және беткейлері түйетайлыланып, өсімдік басқан кезі.Сырғыма – тау не қыраттың беткейінен, өзен жарқабағынан, теңіз, өзен, көл жиегінен тау жынысы қабатының опырылып, төмен қарай түсіп кетуі.Тау – жер бетінің маңайындағы жазықтардан оқшау көтеріліп жатқан, беткейлері қия болып келетін биік бөлігі.Тау жотасы – ұзыннан созылып жатқан, бір – біріне қарама – қарсы беткеймен шектелген тау алқабы.Таулы қырат – жеке жота мен тау шоғырлары биік үстірттермен тұтасып жататын, аса көлемді, орасан зор, биік тау алқабы.Төбе – пішіні дөңгеленген не сопақша келген шағын қыр.Түбек – құрлықтың теңізге, көлге сұғына кіріп тұрған, үш жағына сумен қоршалып жатқан бөлігі.Үстірт – үсті тегіс не белесті, маңайындағы жазықтардан жарқабақпен оқшауланып тұратын қыраң жазық.Шатқал – тау беткейлері қия келетін әрі терең әрі тар аңғарлары.Альпілік тектогенез – жер қыртысының неоген дәуірінен осы кезге дейінгі тауларды жаратушы қозғалысы.Антропоген дәуірі – жердің геологиялық тарихының қазіргі өтіп жатқан кезеңі.Бұдан 1 млн жыл бұрын басталған.Батолит – жер қыртысының беткі қабатына қатқан интрузивті жыныс.Геоморфологиялық кешен – жердің ішкі және сыртқы күштері әрекетінен түзілетін жер бедері пішінінің кешен бірлігі.Интрузивтік тау жыныстары – жердің терең қыртысында баяу суынудан пайд аболған силикат құрамды магмалық жыныстар.Карбонатты шөгінді – құрамында көмір қышқылының қоспалары болатын жыныстар.Қалқанды жазық – тасты қатты жыныстан түзілген жазық. Ежелгі таулы аймақтардың үгітілп тегістелген аймағында кеңінен тараған.Неоген дәуірі – жердің геологиялық тарихындағы кайназой эрасының жаңа дәуірі, қазіргі өтіп жатқан антропоген дәуірінің алдвнда өткен.Орқаш тау – жер қыртысының жарықтары арасынан көтерілген бөлігі.

2.Дәріс сабағының тезистері№1 дәріс Космос және планетаМақсаты: Күн системасымен танысып және Күн системасында Жер планетасының алатын орны анықтау.Жоспар:1. Әлем дүниесі

2. Күн системасы. Планеталар.3. Күн системасында Жер планетасының алатын орны.

№1 дәрістің қысқаша конспектісі

Әлем дүниесі. Жер — сан жеткізгісіз көптеген космостық объектілермен әрекеттес жалпы заңдарға бағынатын шексіз^түрақсыз. Әлем дүниесінің (Космостың) бөлігі. Жерді тұтастай немесе оның қабығын жекелей зерттеу, оның Әлем дүниесіндегі орнын қарастырмай, космостың әсерінің есебінсіз зерттеу мүмкін емес. Жерден қазіргі радио және оптикалық телескоптардың көмегімеи Әлем дүниесінің Жерден Күнге дейінгі аралықтан үш жүз мың миллиард есе көп қашық бөлігі байқалады. Егер бізге Әлемнің «көрінетін» Метагалактика деп аталатын бөлегі бойынша болжайтын болсақ, Әлем негізінен сутек (80 %) және гелнйден (18%), аздаған басқа да элементтердің қатысуынан тұрады. Әлемнің негізгі зат массасы (98%) жүлдыздарда және ол ионданған ыстық газдан — плазмадан түрады. Метагалактикада 10 21-ден астам жүлдыздар бар. Көптеген жұлдыздарда, планеталық система болуы мүмкін деп болжана ды. Алайда, планеталардағы Әлемнің жалпы зат массасы өте аз ол 0,1%-ке де жетпеуі ықтимал.Жұлдызаралық кеңістік ерекше сирек газ, үсақ шаң-тозаңдармен толы, олар кейбір жерлерде соншалық үлкен «бұлттар» — газды және тозаңды түмандықтар түзеді. Жүлдызаралық кеңістіктің барлық бағыттарында зарядталған бөлшектердің — космостық сәулелердің қатты ағыны байқалады. Әлемде гравитациялық, магниттік жэне электр күштері өрістері бар, олар космостық объектілерді бір жерге байланыстырады. Әлемдегінің барлығы да қозғалыста болады. Жұлдыздар. Космостық объектілердің ең мадыздысы — жүлдыздар Олар өте әр түрлі келеді, себебі олардың даму стадиясы түрліше жағдайда өтетіндіктен. Жұлдыздың химиялық қүрамы, температурасы, жарқырауы, диаметрі, массасы, тығызды ғы, қозғалысымен оларға дейінгі қашықтығы олардың сәулеленуіне қарай анықталады. Жұлдыз спектрлерінің айырмашылығы ең алдымен жұлдыздың беткі қабатының температурасына байланысты болады. Температура жұлдыздың түсін де анықтайды. «Суық» жұлдыздар (3500°—6000°) ұзын толқьндарда (спектрдің қызыл бөлегі), ыстықтары (25000°—35000°) қысқа толқындарда (спектрдің көкшіл бөлегі) сәулеленеді.

Жарқырауына байланысты алып жұлдыздар мен ергежей— жұлдыздар анықталады. Олардың біріншісі күшті жарқырай-ды жәие заттың тығыздаіғы аз болуы арқылы кең көлемде (зор мөлшерде) сәулеленеді. Екіншілерінің керісінше, жарығы төмен, көлемі аз және тығыздығы мол. Мәселен, қызыл алыптар қызыл ергежейлілерге қарағанда 5—10 мың есе жарығырақ. Үлкен жүл-дыздардың диаметрі Күннің диаметріне қарағанда жүздеген есе артық (мысалы, Бетельгейзе жүлдызының диаметрі 360 есе кеп). Ергежей — жұлдыздар жерден кіші болуы мүмкін.

Жұлдыздарды массасы бойынша үнемі айыра алмайды. Жұл-дыздардың массасы Күннің массасынан 50 есе артық (сирек) немесе 10 есе кем деп есептелінеді. Жүлдыздардың тығыздығы, керісінше, мүлде әр түрлі келеді; ол алып — жүлдыздарда судың тығыздығынан миллион есе кем болуы мүмкін, ергежей—• жүлдыздарда күндегі заттардың орташа тығыздығынан (1,4 г/см3) мың есе артық, мүндай жұлдыздарда заттың 1 см3 массасы 10000 т. көп.

Көптеген жүлдыздар жалтырауын өзгертіп отырады, осыған байланысты олар айнымалы деп аталады. Тұтылмалы-айнымалы жұлдызда ол бір жүлдыз бен екінші бір жүлдыздьщ тұтылуынан, ал физикалық-айнымалы — жүлдыздың өз жағдайына байланысты болады.

Физикалық-айнымалы жүлдыздар пульсирлік және эруптивті болып бөлінеді. Олардың біріншісі жал-тырауын периодты түрде өзгертіп отырады (периодтардың уа-қыт мөлшері әр түрлі, дүрыс және дүрыс емес болуы мүмкін). Екіншісі кенет жарқ етеді. Жаңа жұлдыздар кенёт иайда болғанда олардың жарқырауы 2—3 тәулік ішінде ондаған, тіп-ті жүздеген мын. есе үлғайып, одан кейін бірнеше жылда: (неме-се ондаған жылдарда) езінің бұрынғы қалпына келеді. Тетен-ше жаңа жүлдыздар едәуір сирек пайда болады, мүнымен бірге жаңа жұлдызға қарағанда мың есе артық энергиялық сәуле шашады. 1054 ж. төтенше жаңа жүлдыз пайда болған жерде кішкен-тай жұлдыз тәріздес радио және рентген сәуле шығару көзі бар 1000 км/сек шапшандықпен үлғайып бара жатқан Шаян тәріздес түмаидықтар орналасқан. Радио және рентген сәулелерінің кезі қатаң түрде оқтын-оқтын өте қысқа аралықта толықсып түратын сәуле импульстерін шығарады. Осындай космостық радио сәулесінің көздері 1967 жылы ашылған, содан ол пульсар атанған. Қазір оның 50-ден артығы белгілі, бірақ Шаян тәріздес тұман-дығы пульсары оптиканың кемегімен ғана көрінеді!.

Жүлдыздардьщ пайда болуы жөнінде бірыңғай, жалпы жұрт қабылдаған пікір жоқ. Тартылыс күші мен магнит өрісінін, әсері арқылы газ-тозаң материяларының тығыздалуы (қоюлануы) жолымен жүлдыздардың пайда болуы туралы түрақты пікір-дің бірте-бірте қалыптасуына көп ондаған (150 жылдан астам) жылдар кетті. Бір кезде (?) жүлдыз аралық заттың массасы кризистік шамаға ауысады және тартыла бастайды (гравита-циялық конденсация). Газдың белшектері мен молекулалары пайда болған «бүлттың» орталығына жиналады; мүнымен бір-ге гравитациялық энергия кинетикалыққа, ал кинетикалық — жылу энергиясына айналады. «Бүлт» қызып, жарқырай бастай-ды — бүл протожұлдыздар (жүлдыздың бастапқы стадиясы).

Жұлдыздар бастапқы кезеңінде негізінен сутектен қүралады. Жүлдызда температура бірнеше (10—30) миллиоң градус-қа көтерілген кезде термоядролық реакция басталады, темпе-ратура көтерілген сайын олардың типтері өзгереді. Сутектің «жану» процесі арқылы ол гелийге2

айналады. Қосымша энергияның бөлінуі сығылуды тежейді. Тартылыс күші ішкі (газды) қысыммен ал энергияның пайда болуы •— оның шығаруымен тепе-теңдік қалыпқа келеді. Осындай жағдайда (эволюцияның. екінші стадиясы) жұлдыз өзгеріссіз миллиардтаған жыл өмір сүреді.

Жұлдыз ядросында сутектің «жануы» нәтижесінде ядро гелийге айналып сығылады, ол температураны жоғарылатуға және оның үстіңгі қабатында ядро процестерінін, таралуына әкеп еоғады. Осы қабаттарда ауыр гелийдің пайда болуымен байланысты ядроға қысым артады, ядро онан әрі сығылып температурасы 100 млн. және одан да жоғары градусқа көтеріледі. Ядрода гелийдін, көміртекке айналу процесі басталады, одан кейін азот, неон, магний пайда болады. Температуранын; көтерілуінен болған жұлдыз ішіндегі зор қысым оның сыртқы қабатын ұлғайтуға мәжбүр етеді. Жұлдыздардың келемі еседі, осыған байланысты беткі температура төмендеп, жарқырауы артады. Жүлдыз қызыл алыпқа (эволюцияның үшінші стадиясы) айналады. Жүлдыз, мүмкін, осы стадиясында физикалық ай-нымалы болуы: оның көлемі біресе үлғайып, біресе кішірейеді, ақтығында ол жаңа жұлдыз секілді бірден от алады. Сондай-ақ, зор мелшерде энергия бөлетін қарқынды ядро реакциясы жұлдыздьң сырткы кабаттарында басталган кезде, ол төтенше жұлдыз тәрізді копарылады. Жаңа жұлдыз оталған және төтенше жаңа жұлдыз копарылган кездс жұлдыз аралык кеңістік жұлдыздары сутектен жасалынған гелий жэне баска да ауыр эле-менттермсн байытылады. Егер екінші, және тағы баска ұрпақтағы жұлдыздар осындай жұлдызаралык материядан жасалынатын болса, онда бастапкы кезеңінің өзінде олар таза сутектен кұралуы мумкін емес екендігі түсінікті.

Жұлдыздардьщ «жанарлары» бігкен болса, ол бастапкы да баяу, кейін соншалыкты шапшац сығылып— коллапсқа айналады. Егер жұлдыздың ішіндегі электронды газдың кысымы сығылуды токтата алатын болса, заттың атомдары протондар мен электрондарга «жаншылады», және жұлдыз ак ергежейл1 жұлдызга ауысады. Ак ергежейлілерде сутек жок дерлік. Олардьң көлемі аса үлкен емес, ал тығыздығы өте күшті болады, 1,2—2-ге дейін күн массасы бар жұлдыз массаларында процесс онан әpi дамиды: электрондар протондарра сіңіп, заттардың негiзri массасы нейтронга айналады. Осы нейтронды жұлдыздар белгілі жұлдыздардың ішіндегі ен кішкентайлары жэне ең тығыз келетіндері. Олардың заттарыньң тығыздығы атом ядросыньвд

тығыздығымен бірдей. Тартылыс күші, Жерге қараганда жүздеген миллиард есе үлкен, нейтрондарды ұстап тұра алады. Нейтронды жұлдыздар сәуле аз шыгарады, сондьқтан да оны алыс кашыктьқтан байқау қиын. Алайда, олар байкауға болатын рентген сэулесінің көзi болуы да мумкін. Пульсарлар — нейтронды жұлдыздар, олардыц сэулеленуі дәл периодтылыкпен ерекшеленеді.

Радио сәуле күшті магнитті сызыктарының бойымен, яғни магнитті полюс төңірегімен жіңішке шоғырлар болып өтуінен пульсарлар тиімді болатынын түсінуге болады. Егер магнит oci жұлдыздыц айналу осімен тура келмесе сәуле космос кеңівстігіне ауысады. Мұнымен 6ipre сәуленің ауысу жылдамдығы жұлдыздыц айналу шапшандығы мен мөлшеріне байланысты болады. Өйткені пульсарлар сигналдарын бөліп тұрган периодтар мүлде кыска (0,03—4 сек дейш), пульсарлар соншалыкты шапшаңдьғымен айналады, мысалы Шаян тәрідес тұмадығ секундына 30 айналым шапшаңдықен айналады, мөлшері(диаметрі—12 км) онша үлкен емес.

Көлемді жұлдздың (2 күн массасынан артык) сығылуын газдардың ешкандайда ішкі кысымы токтата алмайды. Мұндай сығылған (коллапстанган) жулдыздар белініп шығуға жол бермейді, ендеше оныц 6ipдe-6ip бөлігі, 6ipде-6ip фотоны жайында «айту» мумкін емес, сондыктан да қара тесіктер деп аталады. Олар ездеінен баска космос денелерінің козгалысына әсер eтeтін тартылыс к.шi аркылы рана керсетед1.

1974 жылдан 6epi академик В. А. Абарцумянныц тетенше ТЫҒЫЗ жулдызга дейінгі материя шоғырларының (протожулдыздың) жарылуы жолымен жүлдыздардьщ пайда болуы жөн1ңде ұсынған болжамы онан әpi өрістеілуде. Жұлдыздар мен жұлдызаралык диффузиялык материя 6ip мезгілде пайда бол-ған. Бұл болжам елеулі негіз болып табылады, мысалы, тұңғыш болжам тұрғысынан тусіндіруге болмайтын жулдыз ассоциацияларында (осы ассоциациялардың тұраксыздығы) жұлдыздардьщ «қашуын», секунд және минут ішінде жүз, тinтi мың есе өзінің жалтырауын улғайтатын жулдыздардьң оталуын, ақырында галактикалар ядроларымен материяны лақтыруын түсіндіруге мумк1нд1к берді. Жаңа болжамды кабылдау әлем жөн1ндегі п1к1рлерд1ң барлығын кайта карауды кажет етеді. Алайда, осы eкi болжамның «байланыстырылуы» мумкін, өйткенi коллапс және антиколлапс — 6ip процестің eкi жағы.

Галактикалар. Әлемдеп жулдыздар эр турл1 системаларды курайды. Жулдыздардың 60%-тен астамы 2, 3, 4-тен 10 жулдызға дей1н, олар уш1н жалпы салмак орталығы төң1рег1нде айналатын шағын системаларға біріктірілген. Галактикалар — жулдыздардьщ саны жағынан да жэне көлем1 жағынан да орасан зор кун системалары. Олардың ондаған мыңы зерттелді. Б1зге ең жакын галактика — Андромеда тұмандығы 1 500 000 жарык жылы кашыктығында жатыр жэне ол онша улкен емес туман дағы ретінде көрінеді.

Галактикалар турпаты жағынан эллипст1к, спиральдык жэне кисык кейіпті болып келеді. Эллипст1к галактикалар тұрпаты дөңгелектен сопакшага дей1н өзгеред1. Жарык орталығынан шет жағына 6ipтe-6ipтe азаяды, жэне мундай галактиканыц айкын шекарасын жүргізу мумк1н емес.

Спиральдык галактикалар ерекше жаркыраган орталык тығыздыктан — ядродан турады жэне одан б1рыығай жазьқтыкта орналаскан спиральды тармактар тарайды. Спиральды структураның, даму дәрежсі әр турл1, эдетте спиральды структура кебipeк дамыған сайын орталык ТЫРЫЗДЫК соғұрлым кеми туседі. Кисык кейіпті галактикалар алгашкы eкi типіне қараганда сирек кездеседі. Олар да орталық тығыздану және симметриялық структура болмайды, олардың жарқырауы да салыстырмалы аз. Галактиканың түрлі типтері олардың эволюциялық стадияларына сәйкес келуі мүмкін.

Галактиканың орталық ядросынан галактиканы тастап кететін сутек сәуле түрінде материя бөлініп шығады. Галактикалар ядросында заттар мен энергиянын, мүншама саны қайдан шығады? Бүған әлі түсінік берілген жоқ.Барлық галактикалар әр түрлі сатыдағы радиотолқындарын сәулелендіреді, бірақ олардың кейбірі ғана оптикалық сияқты қуатты радио сәуле шығарады, яғни оның қуаттылығы кәдімгі галактикалардан мың, ондаған мың есе көп.Әлемде радиосәуле шығаратын көздер сондай-ақ ғажап космостық объектілер — квазарлар (төтенше жұлдыздар). Олар радиосәуле қуаттылығы жөнінде радиогалактикадан кем түсуі мүмкін,

бірақ оптикалық жарық беруден олардан асып түседі. Әлемдегі бұл ең жарық берудің айқын көзі болып табылады. Квазарлардың оптикалық сәулеленуі де және радио сәуле шығаруы да айнымалы, сондықтан да олар жүлдыздар шоғыры бо-ла алмайды, бізден өте шалғай ез алдына дербес космостық объектілер. Оларға дейінгі қашықтық миллиардтаған жарық жылымен есептелінеді, яғни олар Әлемнің байқауға болатын бөлігінде орналасқан. Квазарлардың сәулеленуі Әлемнің кең көлеміндегі заттардың қасиетін зерттеуге, онын, өткендегісіне «көз жеткізуге» мүмкіндік береді. Квазарлардың табиғаты әлі анықталған жоқ. Бірқатар ғалымдар олар болашақ галактикалардың пайда болуы бастамасы тәрізді белшектерге ыдырауда (галактика — онан әрі ыдырай жарылған квазарлар «сынықтары») деп болжалдайды.

Галактикалардьщ түрлі типтері олардың эволюциясы кезеңдеріне сәйкес келуі де мүмкін. Алғашқы пайда болу кезеңіндегі галактиканың пішіні белгісіз. Бүдан кейін орталық ядродан лақтырылған заттар, галактика айналған шақта бүралған магнитті күш сызықтарында орналасып, ол спиральды пішінге ие болады. Галактика біртіндеп сығылып, бірақ спиральды құрылымын жо-ғалтпай дискіге айналады, ал ядро заттарды лақтыруды тоқтатқан кезде (бұл бірнеше миллиард жылдан кейін болады) эллипстік пішінге айналады.

Галактикалар топтанып, щоғырланып және зор айналатын систсмалар -— төтенше галактикалар (диаметрі 20• 106 парсек) түзіп әлемде біркелкі таралмаған. Қазір 20-ға жуық төтенше галактикалар белгілі. Олардың диаметрі шамамен 50 мп(мегапарсек), бір-бірінен қащықтығы олардың диаметршен сәл асады.Әлемнің бақылауға мүмкін бөлігі — Метагалактика барлық бағытта кеңеюде, яғни барлық галактикалар ара қашықтығы артып барады. Біздің тетенше галактика үшін осы кеңейтілудің шапшандығы шамамен миллиард жыл ішінде 2 мп.

Бүкіл Әлем кеңейе түсе ме? Бүл сұраққа әзірге жауап жоқ. Метагалактика- Әлемнің бір бөлігі ғана, оның ар жағы белгісіз. Метагалактика ғана үлғайтылып қоя ма, ол жағы толық белгісіз, Метагалактика толқымалы: кеңею тартылумен ауысады, содан кейін тағы да кеңейе түсе ме және тағысын тағылар бола ма? Бұл сүраққа да белгілі жауап жоқ.

Метагалактиканың көбейетіндігінде дау жоқ. Егер,олай болса біздің пікірімізден мүлде өзгеше, ол бір кезде басталған зат алғашқы кезеңінде ерекше, тетенше қысымда (1093 г/см3) болуы ықтимал. Температурасы да мүлде жоғары — 10 млрд. градусқа жетті. Кеңею жұмысы шамамен 10 млрд. жыл кейін ғажайып күштін. қопарылуы нәтижесінде басталды делінеді. Төтенше тығыз заттың «сынықтары» жұлдыздық, жұлдыздар системаларының пайда болуына себеп болды. Олардың жаралу процесі онан әрі жалғасуда. Әлемде қазір қуатты қопарылыс-тардың (жаңа, төтенше жаңа, квазарлар) соншалықты көп кез-д-есіп отырғаны кездейсоқ емес. Метагалактиканың «қопары-лыс» нәтижесінде (мүмкін бүкіл Әлем бойынша болуы да) түзілу болжамына, космостық денемен ешбір қатысы жоқ, Метагалактиканьң кез келген жерінен бірқалыпта тараған реликті радиосәуленің ашылғаны дәлел болады.Біздің Галактика. Біздің Галактика (Қүс жолы) 150 млрд. астам жүлдыздар мен 100 млн. астам тұмандықтарды біріктіреді. Көрші галактикамен Андромеда Тұмандығымен — бірге ол үш алып спиральды, 15 ергежейлі эллипстік және бүрыс галаактикадан тұратын галактикалардың Жергілікті системасы деп аталатын орталықты қүрайды. Біздің Галактика басты галактика жазықтығына қарағанда диаметрі 30 000 п шамасында спиральды, симметриялы келеді.Орталығында қоюлана отырып жүлдыздар галактикалық жазықтықта, әсіресе Галактика орталығының төңірегінде топтастырылған. Галактиканың орталығында ядро, ол жылына 1 күн массасына тең зат массасын лақтырып отырады.

2. Күн системасы. Планеталар.Күн системасының барлық планеталалары бір жазықтықта дерлік орналасқан эллиптикалық

(шеңберге жақын) орбита бойынша Күн маңында айналады.Орбиталары бойынша үдемелі қозғалыспен қатар планеталар (Шолпан мен Ураннан

басқасы) және олардың спутниктері, орбиталық қозғалыс бағытында, өз осімен айналады.Мұнымен бірге кеңістікте осьтің айналу жағдайы үзақ уақыт мүлдем дерлік өзгермейді.

Әр түрлі планеталардың айналуы периодының әр түрлі мөлшері де сақталады. Қүн өз осімен, яғни оның ма-щында орбиталар бойынша планеталар қозғалысы бағытында айналады.Күн маңында планеталардын, орбита бойынша қозғалысын қарағанда негізгі координанттық жазықтық ретінде жер орбитасыньщ жазықтығы — эклиптика алынады.

Күн системасы планеталарыньщ қозғалысын, системаларының бірлігін дәлелдейтін дүрыс шешімін түңғыш рет Н. Коперник жасады. Оның ілімін И. Кеплер дамытты, ол планеталардың қозғалыс зандарын ашты:1. Барлық планеталар зллипс бойынша қозғалады, фокустердің бірінде, бүкіл планетаға ортақ Қүн бар.2. Планетаның радиус-векторы бірдей уақыт аралықтарында бірдей үлкен ауданды сызады.

Планеталардың бір-бірін өзара тартуы Қүн тартылысына қарағанда онша үлкен емес, бірақ сонын өзі планеталар қозғалысының ауытқуына — ұйытщуына —әсер етеді. Өйткені тартылыс күші тек қана тартатын денелерді массасьна байланысты емес, ол сонымен бірге олардың; ара қашықтығына да байланысты, онша үлкен емес, бірақ өзара жақын орналасқан денелер едәуір үйытқуды тудырады.:

Кометалар мен астероидтар плаңеталар қозғалысында белгілі бір үйытқу болдырмайды. Планеталардың әсері, бұл денелердін, қозғалысына керісінше, зор болады.

Күн системасының мөлшір жұлдыздар арасындағы қашықтықпен салыстырғанда өте кіші. Олар туралы Күннен Плутонғаа дейінгі аралықтың 5905 млн.км екендігімен анықтауға болады. Күшті созылған орбигалар бойымен қозғалатын кейбір кометалар Күннен 100 000 а. е. қашықтайды. Күн системасынын , нақты шекарасы жоқ деуге болады.

Күн. Қүн — орта мөлшердегі және жарық беретін жұлдыз, ол сутегі (70%) мен гелийден (29%) қүралатын аса зор газды шар, әр түрлі гелиографиялық ендіктерде өз осьінен әр түрлі жылдамдықпен айналады: экваторда ол жердін, 25 тәулігінде, полюс мақында 301 тәулікте бір рет. айналып өтеді. Күннін. шекарасы ретінде Жерден оньң дискісінін, көрінетін шекарасын шамамен алады. Күннің диаметрі — 1 392 000 км (жердіқ 109 диаметрі), көлемі'1,41х1033 см3 (Жердін. көлемінен 1,3-х106 есе көп), массасы 2х1033 г (Жердін. 333 000 массасы), орташа тығыздығы •—141 г/см3 (жүлдыздардың ішкі бөліктерініқ тығыз-дығы 100 г/см3 жетеді, ал сыртқы қабаттарының тығыздығы жер бетінін, атмосфера тығыздығынан кем болады).

Күннің бетіндегі күннін, қызған заттарын үстап түрған салмақ-күші жерге қарағанда 28 есе артық. Оньщ бетінін, температурасы 6 мың градусқа жуық, ал онын. ішкі бөлігінде 16 миллион градусқа жетеді. Онда қысым 100 млрд. атм. асқанда ядролық реакция жүреді. Бөлініп шыққан знергия Күннін, бетіне 10 млн. жыл шамасында жетеді. Мүнымен бірге ол бірнеше рет сіңіріліп қайтадан сәулеленеді, оның, сипаты өзгеріп отырады; сіңірілген гамма-сәулелердін, орнына рентген сәулесі, онын орнына — ультракүлгін, ен, соңында көрінетін және жылу сәулелері пайда болады. Күннің әлем кеңістігіне шашқан сәулесінін, энергиясыньщ жалпы мөлщері 3,9-1033 эрг/сек. Қүн-нін, сіңірілу және қайтадан сәулелену арқылы энергия бөліп шығаратын облысы сәулелік тепе-теңдік зона деп аталады. Одан жоғары конвекция зонасы жатыр; мүнда энергияныд алмасуы күн заттарыньщ араласуы арқылы жүзеге асырылады.Сәулеленуі бізге көрінетін, Күннің сыртқы қабаттары, күн атмосферасын түзеді, ол фотосфера, хромосфера және күн тажынан тұрады.

Фотосфера (жарық қабығы) — жүқа түссіз газ қабаты (200—300 км), онын, тығыздығы ж.оғарылаған сайын азая түседі. Осы бағытта фотосфераньщ температурасы 6000-нан 4500°-қа дейін төмендейді, бүл бүкіл күн атмосферасының ең төменгі температурасы. Фотосфера сәуле тепе-тен, жағдайында болады, ол Күннін, орталық облысынан қанша энергия бөлініп шықса пшшалықт-ы энергияны сәулелендіріп отырады. Бүл күн атмосфрасыньң негізгі бөлігі.

Фотосфераның үстінде хромосфера орналасқан. Оньң үнемі қозғалыста болатын сыртқы бетінің биіктігі 15 000—20 000 км жстсді. Одан жоғарыда (150 000 км) қызған газ — протуберанецтер}) «фонтандары» көтеріледі.

Тажыдан 300—400-ден 800 км/сек жылдамдықпен плазма (тажыньң ұлғаюы) үздіксіз бірқалыпта ағьш отырады. Бүл күн желі деп аталады. Күнде оталған кезінде 2000 км/сек шапшандықпен Жерге жетерлік корпускулдар енсіз ағындары космос кеңістігіне тарайды.

Күннің көрінетін сәулелерінің 10% жуығы нейтрино — бөл-шектері екені анықталды, онда әлектр зарядтары жоқ және ол затты жарып ететін таңғажайып қасиеті бар, Электрмен зарядталған және бейтарап белшектер ағындарынан басқа Күннен дүние кеңістігіне электр магнитті толқындар: гамма сәулесі, рентген, ультра күлгін-, жарық, инфрақызыл, радио толқындары тарайды. Күн сәулеленуінің негізгі бөлігі жарық және инфрақызыл сәуле ретінде белініп шығады.

Күннің көрінетін сәулелері аса түрақтылығымен ерекше (оның жарқырауының езгеруі 2% аспайды). Қүн спектрінің ультра күлгін және рентген бөліктері Күн активтілігіне бай-ланысты өзгеріп отырады. Сондай-ақ корпускулярлық сәулёле-нудің интенсивтілігі де өзгереді. Күн активтілігі, күн атмосфе-расында пайда болған әр түрлі түзілістер қатарында: күн дақ-тары, факелдер, флоккулдар оталулар байқалады. Оның барлығы Күннің жалпы әлсіз магнит өрісінін, фонында магниттік өрісі қуатыньң күшеюіне байланысты (қуаттылық 1 эрстеда).

Күн дақтары — фотосфералардьщ салыстырмалы суық учаскелері, олардьң температурасы қоршаған кеңістіктегіден шамамен 1500° төмен және олармен салыстырғанда қарайып көрі-неді. Күн дақтары пайда болғанға дейін оның орнында күшті магнит өрісі орнайды, ол газ конвекциясын баяулатып, сол ар-қылы энергияны фотосфераға төменнен өткізеді. Дақтар топ-тобымен пайда болады және олар бірнеше сағаттан бірнеше айға дейін өмір сүреді. Орташа дақтың көлденеңінің мөлшері 7000—15000 км жетеді. Дақтар тобында аса ірі екеуі ерекше, біреуі топтың шығыс, екіншісі батыс шетінде орналасқан, Олар бір-біріне қарама-қарсы полярлығымен белгіленеді. Ал бүкіл биполярлық группа конвективтік зонаның зор үясын түзеді. Дақтар пайда болатын зона күн экваторының екі жағында 5-тен 45° ендіктерге орналасқан. Ал басқа ендіктерде олар сирек. пайда болады. Дақ топтары барлык, уақытта жарығырақ тал-шықтылар түзілісімен — фотосфералық факельдермен қоршал-ған. Оларда магнит ерісінін, қуаты дақтарға қарағанда темен, бірақ жалпы гелиомагниттік өрісінің қуатына қарағанда жоға-ры. Бәсең магнит өрісі күшті конвекцияны тоқтата алмайды, керісінше, оны күшейте түседі, зат қозғалысын магнит қуатты линиясынын бойьшен «реттей» отырып, дүрыс «бағытқа» саладыФакелдер — салыстырмалы. түрақты түзілістер, оларды бар-лық гелиографиялық ендіктерде байқауға болады, дақтарға қа-раганда олардың алатын ауданы да үлкен. Хромосферада фотосфераныц факелдерінін жалғасы флоккул деп аталады. Оларды біріктірііг факел алаңдары деп те атайды. Күн активтілігінің — ең күшті және тез дамитын керінісі хромосфералық оталыстар-олар кенеттен және жарықтығы өте күшейіп үдей түседі, кейін баяу әлсірейді. Оталудың-көпшілігі бірнеше минутпен шектеледі. Тек ең қуатты .оталуы бірнеше сағатқа созыла-ды. Оталу кезінде рентген және ультракүлгін сәулелер күшейіп, радио сәулелердің шарпуы байқалады, күн заттарының бөлшектері — корпускулалар атылып шығады. Оталу күн -атмосферасының басқа бөлігінде де процестердін. активтілігін арттырады. Кейбір жағдайларда күннен космостық сәулелер бөлініп шығады, олардын, протондары ерекше қуатты болып келеді. Оталудың жалпы энергиясын мыңдаған сутегі бомбаларының жарылыс энергиясьшен салыстыруға болады.Күннін, оталуы —күрделі қүбылыс. Олар бір-біріне қарама-қарсы белгідеғі магнитті өрісі бар жақын жатқан екі дақтардың арасында пайда болады. Олардың энергиясы магнит өрісінің .өзгеруі есебінен пайда болады. Оталудың көпшілігі хромосфе-рада.пайда болады, бірақ олар күн тажының төменгі. бөлігінде болып тұрады.

Күннің оталуы — міндетті түрде Жерге әсер етеді, бірақ оны әр уақытта байқауға болмайды, өйткені ол ең алдымен Жердің магнитті өрісінің әсеріне байланысты болады

Күн активтілігіне байланысты түзіліс хромосфера затының «бұлттары» — протуберанецтер, олар күн тажында ондаған мың километрге, ал кейбір жағдайларда одан да едәуір жоғары көтеріледі. Олар арқылы хромосфера мен таж аралығында зат алмасу болады. Протуберанецтер формасы, мөлшері және өмір сүруінін, ұзақтығы (минуттан айға дейін) жағынан әр түрлі. Протуберанецтерді оталудан сырттай айыру қиын, олардың кейбіреуі оталумен байланысты да болады.

Күннің активтілігі әлсін-әлсін өзгеріп отырады. Оны ең алдымен күн дақтары санының өзгеруінен байқаған, тшті өзгеру-дің орташа периоды 11 жылға тен, (кейін бұл дәлелденді де) екендігі анықталды. Бұл күн.активтілігі құбылыстарынық бүкіл комплексі үшін: факелдер мен флоккулдардың таралуы, оталудың жиілігі, протуберанецтердің саны, тажының формасы — дұрыс

болып шықты. Қүн активтілігінің максимумдарының ара-лық интервалы 7-ден 17 жылға дейінгі, ал минимумдар аралық 9-дан 14 жылға дейін ауытқитын болғандықтан периодтықтан көрі 11 жылдық цикл жөнінде айтқанымыз дүрыс. Қүн активті-лігінің 11 жылдықтан басқа 5 жылдық, 22 жылдық (магнитті) және 80-90 жылдық (ғасырлық) циклдары ең дүрысы деп сана-лады. Сондай-ақ үзақтығы бірнеше жүз жылға (8—10) созыла-тын «үзын» цикл болатындығы да болжанады. Күн активтілігі-нің периодтары туралы мәселе толық шешілді деп айтуға бол-майды.

Ғалымдар күн активтілігі циклдік өзгеруінің себептері күн-нің магнитті өрісінің езгеруімен байланысты деп санайды, бірақ бүл жөнінде бірыңғай пікір жоқ. Біреулері өте бәсеқ және «шатысқан» Күннің жалпы магнитті өрісі тереңдегі процестерден пайда болды десе, басқалары Күн атмосферасында тұратын бір-қатар магнитті облыстардың жинақталуы нәтижесінде жалпы магнит ерісі пайда болады деп есептейді. Қалай болғанда да Күнде болып жатқан процестерде магнит өрісінің ролі анық.

Жер Күннің, әсерін үнемі сезініп отырады, ол осы күннен ғана энергия қабылдайды. Күнде болып жатқандардың барлығы Жерге бағытталған күн энергиясыньщ толқындары арқылы беріледі. Күн активтілігінің циклдігі географиялық қабықтағы құбылыстардьщ циклін тудырады. Қүннің жер процестеріне және ең алдымен өмірмен байланысты процестерге әсері жақсы болуымен қатар, бүл жағдайда, әсіресе күн оталуының қауыртты әсері де болуы мүмкін.

Күнді зерттеу үшін, оның активтілігінде больп жатқан өзгерістерге бақылау орнату мақсатымен стандартты программа бойыңша үнемі бақылау үйымдастырылды. Ол жұмыстар бірқа-тар елдерде, оның ішінде СССР-де жүргізілуде, Күнге қызмет жасаудың езіне 100 жылдай уақыт етті.

Планеталар. Қүн системасының тоғыз үлкен планеталары мына тәртіппен орналасқан: Меркурий, Шолпан, Ай мен Жер, Марс, Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун, Плутон. Планеталар ор-бита аралығы Күннен алыстаған сайын үлғая түседі.

Планеталар мөлшері, химиялық қүрамы, массасы, тығьізды-ғы, айналу периоды бойынша бір-бірінен айырма жасайтын екі топқа бөлінеді. Бірінші топқа Жер типтес планеталар — Меркурий, Шолпан, Жер, Марс, екіншіге — Юпитер типтес (алып планеталар) — Юпитер, Сатурн, Уран, Нептун жатады. Күннен ен. алыста орналасқан планета Плутон әлі онша белгілі емес, кей-бір сипаттарына қарап оны екінші топқа жатқызуға болмайды. Бірқатар ғалымдар оны Жер типтес планеталарға жатқызады, ал кейбіреулері оны ерекше қарап, Күннен соншалықта қашық-та жатқан планета қатарына жатқызады.

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

Күнге ең жақын орналасқаны Меркурий планетасы, ол ша-мамен Жерден үш есе кіші. Меркурийден Күнге дейінгі аралық қашықтығьі 46-дан 70 млн. Километрге жетеді. Меркурийлік күн тәулігі жердің 176-на тең келеді. Олар меркурийлік жылға қа-рағанда екі есе ұзынырақ. Меркурий күн жылуын Жермен са-лыстырғанда 6,69 есе артық алады. Күндізгі жағының темпера-турасы +420°С-қа көтеріліп, ал түнгі жағы — 240°-қа дейін төмендейді. Тәуліктік амплитуда температурасының осынша-лықты ауытқуы температураның интенсивті желге үшып кете-тіндігінен болады.Меркурийдщ атмосферасының тйғыздығы шамамен 50 км жоғарыдағы жердің тығыздығындай болады. Қейде онда ақ түстес, қайдан шыққаны белгісіз онша тығыз емес бүлттар (мүмкін өзі ол, тозаң да болуы) байқалады. Меркурийде ауырлық күші аз болғандықтан (жердікінен 3 есе аз), планетаның қойнауы-нан бөлініп шыққан газдар жеңіл үшып кетеді. Меркурий атмосферасында азот, көмір қышқыл газы, атомдық сутегі, аргон, неон кездеседі. Меркурийде магнит өрісі бар деп болжанады. Ғалымдар Меркурийде жарылулар мен иіндер системасын тапты.

Шолпан. Жер тобындағы Күннен есептегенде екінші пла-нета, одан шеңбер дерлік орбита бойынша, жердің 225 тәулігін-де бір айналып өтеді. -Шолпан мөлшері, массасы, тығыздығы жағынан Жерге үқсас. Бірақ планеталардың ұқсастығына қарағанда олардың аралығында айырмашылықтар кем түспейді. Шолпанның осімен айналу периоды жердің 243 тәулігіндеіг айналу бағыты Жердің осінен айналу бағытына қарама-қарсы (яғни дүниенің солтүстік полюс жағынан қарағанда сағат тілі-нің жүрісі

бойынща). Шолпан Күнді бір айналып өтуі нәтиже-сінде планетада оньщ 2 рет батуы, 2 рет шығуы байқалады; шолпандық тәулік жердің 120 тәулігіне дерлік созылады.

Шолпанның айналу осі оньщ күн маңындағы орбитасының жазықтықтығына. перпендикуляр болып келеді, ал мүның-өзі Шолпанда жыл мезгілдерінің ауысуы жоқ екендігін көрсетеді. Шолпан мен Жердің арасындағы қашықтық бір жарым жылда бір рет 39 млн. км дейін қысқарады, одан кейін планеталар алыстайды, бір-бірінен 260 млн. км дейін қашықтайды. Оның бір қызығы Шолпан әрбір осьшдай жақындаған кезінде Жерге :бетінің бір жағымен қарайды (әр уақытта түнгі жағымен.қеледі). Соған қарағанда, Жер көршілес планетанын, айналуьша әсе-рін тигізеді. Шолпанның бетін бүлт басып тұрады, соңдықтан да «Венера» және ««Маринёр» ғылыми автоматты станцияларын үшырғанға дейін ол жөнінде, түсінік аз болатын. Қазір Шолпан 93-97% көмір қышқыл газынан құралған қалың өте қызған ( + 400°-қа дейін) атмосферадантұратындығы белгілі. Шолпан атмосферасында оттегі 0,1%, азот 2% көп емес. Шолпан атмосферасының ең жоғарғы қабаты Жердегі сияқты атомаралық сутегінен түрады.

Шолпандағы бұлттардың шығу тегі және оның құрамы бел-гісіз, олмұзды кристалдардан, немесе атмосфералық газдан тұра ма? Шолпанды бұлт қаптап түратындықтан, оның Жерге қарағанда шағылыстыру мүмкіншілігі екі есе дерлік көп. Оның бетіне атмосферасын жарып өтіп күн сәулесі аз түседі, сол се-бепті ол күңгірттеніп тұрады. Алайда Шолпанның бетінде температура жоғарьі, +500°-ке жақын. Оны «париктік эффектіден» атмосфера планетанын, жылу сәулелерін жүтудан деп түсінді-реді, мүмкін әлі де ашылмаған себептері болуы. Неліктен көршілес екі планетаның сыртқы қабықтары мұндай әр түрлі? Бұған әзірге жауап табылған жоқ. Мүмкін Шолпанның Қүнге салыстырмалы жақын орналасуы, оның атмосферасықьщ өзінше эволюциясын анықтауда маңызы болуы мүмкін.

ІІІолпанньң магниттік өрісі шын мәнінде жоқ және оның атмосферасы күн желінің өтуінен қорғалынбаған.Шолпаннан әрі Күннен орта есёппен 149 млн. км қашықтық-та Жер орналасқан. Мұнда біз оған жете сипаттама бермейміз, әзірше 1, 2-таблицаларда келтірілген мәліметтермен шектеле-міз. Кейін тиісті бөлімдерде Жер жайында толығырақ қарас-тырылады.

Жерді қос планета деп негізсіз айтпаған. Оның серігі Ай орта есеппен 384 400 км. қашықтықта орналасқан, бұл Жер-Күн қашықтығының 0,003-ке жуық және Жердең ең жақын планета-лар Шолпан мен Марсқа дейінгі қашықтығының 0,01 деген сез. Жарық бүл қашықтықты 1,28 секундта өтеді.

Ай Күн системасының ең үлкен серігі емес. Мелшері жөнінен одан Сатурн серігі Титан (диаметрі 5 000 км), Юпитер серіктері Ганимед (4940 км) және Калисто (4680 км), Нептун серігі Тритон (4000 км) асып түседі. Бірақ серіктің массасының онымен қоса жүретін планетаньщ массасына қатынасына қарағанда,, яғни планетаға әсер ету мүмкіншілігі жағынан Айға тең келе-тіні жоқ.

Ай затының орташа тығыздығы — 3,34 г/см3, Айдың келеміЖёрдің көлемінен 50 есе аз. Айдың тартылыс күші жерді-кінен 6 есе әлсіз. Айдьң атмосферасы Жер стандарты бо-йынша терең вакуум. Ол Күн желімен келетін аргон, неон, гелий сияқты инертті газдардың біраз мөлшерінен түрады.Қазіргі кезде Айдың өзіндік магниттік өрісі жоқ (яғни космостық сәулеленуді ұстай қалатын радиациялық белдеулері жоқ), бірақ ай жыныстарының әлсіз магниттелуі онда бұрын бар болғанын білдіреді.

Айда ешқандай тіршіліктін. бар екендігі байқалмады. Айдың фигурасы шардан ауытқиды. Полярлық радиусы шамамен экваториалдықтан 500 м қысқа, центрден солтүстік полюске қарағанда онтүстік полюске дейінгі қашықтығы аз. Бүл ауытқуды Айдьң айналуынан деп түсіндіруге болады.

Жер — Ай системасында ауырлық центрі бар, ол Жердін. центрінен жердің 0,73 радиусы қашықтығында орналасқан. Сис-теманьщ екі мүшесі де осы центрдің төңірегінде айналады, ал ол орбита бойынша Қүнді айнала қозғалады. Мүнымен бірге Ай Жер төңірегінде айналады және өз осінен айналады. Ай орбитасы — эллипс; Ай—Жер қащықтығы орташасына қарағанда перигейінде 21 мың км аз да, апогейінде көп. Ай орбитасының, жазықтығы эклиптика

жазықтығына орта есеппен 5°09' бүрыш-пен көлбеу. Жерді айналу п.ериоды 27, 32 күн тәулігі—сидерлік (жұлдыздык,) ай болады. Ай өз осінен де сол периодпен айналады және Жерді айналу қозғадыс бағытымен айналады. Сондық-тан Айдьщ жерге тек бір жақ беті көрінеді.

Айдың беті, әсіресе оның көрінетін жағы жақсы белгілі. Ертеден теңіздер деп аталып келген қарауытқан учаскелер база-льт лавалары жапқан кең жазықтар болып отыр. Ашығырақ көрінетін учаскелер — материктер — анортозиттармен жамыл--ған жоталармен аңғарлар бар биік үстірттер: «Материктік» учаскелер Айдың теріс жағында басым.

Ай рельефінін аса тән формасы — кратерлер. Олардың Ірілерінің көлденеңі жүздеген метрге жетеді, ал кіші кратерлерінің көлденеңі не бары бірнеше ондаған сантиметрден аспайды. Кратерлер біліктермен қоршалған. Әдетте кратердің орталы-ғында аласа таулар бар. Орталығында таулары жоқ кратерлер цирктер деп аталады. Үлкен кратерлердін, центрінде жалдарысақина тәрізді таулар жасайды. Айда кратерден басқа тау қырлары мен күмбездер болады. Тау жоталарының салыстырмалы биіктігі 9, км жетеді. Айдын, бетінің рельефі сыртқы (метеориттердің құлауы) және сондай-ақ ішкі (вулканизм) процестері арқылы қалыптасқан. Айда вулканизмнің болғаны анықталма-ған, бірақ газдың шығуы байқалған. Айда жарылу системасы-ның бар екені күмән келтірмейді, онда жарықтармен жылжулардың болғаны белгіленген.

Ай тәулігінде беткі температураның өзгеруі (күндіз+ 110°С-тен түнде— 180° С-ке дейін, және бір сағаттьщ ішінде темпера-тура 100°-тан астам төмен түсуі мүмкін) ай жыныстарыньщ күшті, бұзылуына әкеп соғуы тиіс. Алайда, күшті сезімтал тер-мометрлер арқылы алынған мәліметтер сериясына қарағанда грунттың 2,5 м және 1 м тереңдігінде температураның ауытқуы байқалмаған.Ай грунтының үлгісін зерттегенде Күн системасыныд бас-қа да мүшелері сияқты химиялық элеменхтерден түратындығы, бірақ Жерғе қарағанда мүлде басқа пропорцияда екендігі анықталған. Ай жынысы көбірек ауыр салмақты, қиын балқытыла-тын химиялңқ элементтерден (титан, цирконий) және азырақ жеңіл, жеңіл балқытылатын (калий, натрий) элементтерден түрады. Жер базальтіне үқсас жыныстар басым, сонымен бірге салыстырмалы радиоактивті элементтерге бай Жерде мүлдем белгісіз жыныстар да бар, Дауыл мұхитынан әкелінген ай жы-нысының жасы 4,6 млрд. жыл екені анықталған, яғни бүл Күн системасының жасы.

Ай сілкінулерге жүргізген бақылаулар бойынша Ай мен Жер-дің і.шкі қүрылысы үқсас. Айдың қыртысы (шамамен қалыңдығы 55 км), мантия — қабығы (төменгі шекарасы 800—1000 км тереңдікте) және ядросы бар, ол балқытылған болуы мүмкін. Зерттеушілер Ай ыстық болған деп есептейді.Айдың шығу тегін түрліше түсіндіруге тырысты: біреулері Жерден бөлінген, екіншілері Жер тартып алған дейді. Бәрінен де гөрі ол Жермен және Күн системасынын, басқа да- планетала-рымен бірге газды-тозаңды бұлттардан пайда болуы мүмкін.

Марс :— Жер тобындағы сыртқы планета, Оның Күнге дейінгі ара қашықтығы 200-ден 250 млн. км ауысып тұрады. Марс Күнді толық айналып шығуы үшін 678 жер тәулігі қажет.

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

Марс атмосферасы ыдыраңқы, оның бетінде орташа қысымы Жер үстінде 40 км биіктіктегі жіер атмосферасынын, қысымына сай келеді. Марс атмосферасында көмір қышқыл газ және азот басымырақ, онда оттегі 0,3%-тен аспайды, су буы 0,05%-тей ғана. Атмосфсранын, интенсивті циркуляциясы байқалған. Жел Марстыц бетінен қара қоңыр түстішаң кетеріп, тозаңды дауылкезінде планетаньщ бүкіл дискісін апталап сарғылт бүлт жауып ., түрады.Марста да Жердегі сияқты, жылу белдеулері байқалады, жыл мезгілдерінін, ауысуы бар, бірақ маусымдарының үзақтығы әр түрлі болып келеді, солтүстік жарты шарында көктем мен жаз 371 марстық тәулікке созылады, ал күзі мен қысы 296 тәу-лік ғана. Жерге қарағанда, Қүннен қашықта тұратындықтан Марс жылуды 57% аз алады, ал планетаның ыдыраңқы атмос-ферасы жылу сәулесін көп ұстай алмайды. Сондықтан да бетін-дегі температурасы әр уақытта 0°С-тан төмен болады, тек эква-торда ғана түс кезінде +22°С-қа жетеді.. Орташа жылдық тем-пературасы Жерге қарағанда 40—45°С төмен.

Марстың ерекшелігі — ақ полярлық «беріктер» қаптаған, ол қыста өсіп, жазда тартылып отырады. Өйткені Марстың оң-түстік жарты шары солтүстікке қарағанда жылылау, оңтүстік полярлық «бөрік» күштірек тартылады, ал кейде жазда мүлдем жоғалады. Ғалымдар полярлық «бөріктер» қатқан көмір қыш-қылынан (қалыңдығы метрге жуық) және жұқа (бірнеше сан-тиметр) су мұзы қабатынан (қырау, қар болуы да) пайда.болуы мүмкін.деп болжайды. Марстың бетімен жазда еріғен бөріктің шекарасынан экватор жағына қарай тәулігіне 80 км жуық жыл-дамдықпен «күңгірттену толқыны» тарайды. Зерттеушілердін көпшілігі мұны бетінің ылғалдануымен грунттың еруімен бай-ланыстырса, ал кейбіреулер оның себебін пассаттардың тозаңдарды тасымалдауынан көреді немесе Марста қазіргі кезде өсімдік тіршілігінің тіпті қарапайым формаларының бар екен-дігі белгісіз болып отырса да бүл процесте есімдік қатынасын болжайды.

Марстын, рельефінде ашығырақ көрінетін салыстырмалы көтеріңкі кеңістіктер — «материктер» және қарауытқан депрессиялар — «теңіздер» бар. Сақиналы таулармен байланысты кратерлер, цирктер көп. Мұның өзі Марс пен Ай рельефтерінің ұқсастығын көрсетеді, Марста биіктіктер, амплитудасы 8—10 км жетеді. Марстьң беті кеуек тығыз емес және жылу сыиымдылығы аз деп болжанады, ол темір тотығы гидраттары қосын-дысы бар силикаттардан қүралған. Атақты Марсиан «каналдары» — жіңішке сызықша немесе доға тәрізді депрессиялары — «Маринер-4», «Маринер-6» және «Маринер-7» станциялары ар-қылы алынған суреттер бойынща жіщшке опырықтар типіндегі ойыстар деп қаралуда. Әр түрлі уақыттағы жарылулар глобалды және жергілікті, «теңіздердің» шеттері болып келеді де, ал үсақ күңгірт учаскелері («шығанақтар», «көлдер», «батпақтар») блоктық қүрылымын білдіреді. Марстың құрылу схемасы Ай мен Меркурийдің құрылу схемасынан принципиалдық- айырма жаеамайды. Бұл планеталармен, салыстырғанда Марс Күннің, әсерін аз алады, оның есесіне айналу режимінің әсері әлдеқайдакүшті болады.

Жер тектес планеталар жөніндегі мәліметтерден алып-планеталар туралы (Юпитер, Сатурн, Нептун, Уран) мәліметтер мүлде мардымсыз, және оншалықты айқын да емес. Алып-пла-неталар зор мөлшерімен, тығыздығы аз болғанмен массасыньң көптігімен, химиялық құрылысы басқаша қалын, атмосферасымен, Күннен жылуды соншалықты аз алатындығымен, осінен айналу жылдамдығының аздығымен, түрлі ендіктерде біркелкі емес; спутниктер санынын. көптігімен ерекшеленеді. Алып-планеталардың едәуір ішкі жылу алатын көздері болуы мүмкін, ал оны жер типтес планеталарда бар деп айта алмаймыз.

Юпатер — Күн Системасындағы ең үлкен планета. Оньщ массасы қа-лған басқа планеталардың жалпы массасьшың 71% қам-тиды. Юпитер Жерге қарағанда Қүннен бес есе алыста орна-ласқан және-күн жылуын 27 есе кем алады, оның үстіне едәуір бөлігі шағылады.

Планетаның осі оның орбита жазықтығына перпендикуляр дерлік болып келеді, ал мүның өзі жыл мезгілдері ауысуынын жақсы білінбейтіндігін көрсетеді. Осімен айналу периоды әр ендіктерде әр түрлі болады: тәулік экваторда — 9 с 5 мин 3 сек, ал орта ендіктерде — 9 с 55 мин 44 сек. Тез айналуы планета фиғурасына білінуі тиіс және атмосфера циркуляциясыңа әсер етеді.

Юпитердің беті жабылған бүлттан көрінбейді. Бүлттардыд деңгейін планетанын. сыртқы шекарасы деп санайды. Бүл деңгейде температура— 140°С, қысымы 1 атм. Планетаның атмосфе-расы негізінен сутектен (85% жуық) тұрады, онда метан және аммиак қосьшдысы бар, гелий мен су болуы да мүмкін. Бұлт қабатынын, астында газды атмосфера тығызырақ және жылырак келеді, ол бірте-бірте сұйыққа айналуы да мүмкін. Планетаныц 0,2 радиус тереңдігінде (15 мың км жуық) 3 млн. атм қысымы-мен және 10 000° жуық температурада, балқыған металлдың сутек шекарасы жатыр. Юпитердің центріне жақын ауыр заттар қабаттарының нашар араласуы жағдайында онша үлкен емес (шамамен жердің көлеміндей) темір тасты ядро түзуі мүмкін. Оның шекарасында қысым40млн. атм жуық, ал температура 20 000°-қа жете алады. Юпитерде күшті магниттік өріс бар, ол балқыған металды сутектің құйынды қозғалысы себепті пайда болады.

Юпитердің толып жатқан (13) спутниктер систёмалары бар, оның ішінде ең үлкені — Ганимед, бүл Меркурийден де ірі. Терт спутниктің Юпитерді айналу бағыты планетаның айналуына кері, соған қарағанда, ол Юпитердің тартылыс ерісі қосып ал-ған кіші планеталар (астероид) болуы тиіс.

Сатурн — Юпитерге қарағанда 2 есе, Жерге қарағанда 9 есе Күннен алыста жатыр. Сатурн көлемі жөнінен жерден 760 есе, ал массасы жөнінен не бары 95 есе үлкен. Планета жылы Жердін. 29,5 жылына тең. Осімен айналу периоды әр ендіктерде әр түр-лі: ±25—30° ендікте 10 с 14 мин, ал қалған ендіктерде 10 с 40мин.. Күн жылуын Жерге қарағанда 98 есе кем алады. Бетінде-гі температура — 183 С. Бұлт қабатының астында планетаның беті көрінбейді. рның негізгі құрылысы мен заттардын, құрамы Юпитердікіндей болуы да, бірақ Сатурнда сутек аз (75%), ам-миак табылмаған.

Сатурнның ерекшелігі — зкватор жазықтығында жатқан 3 жартылай мөлдір сақинасы, олар Кеплердің үшінші заңына сай айналады. Сақинаньң сыртқы диаметрі 275 000 км, қалыңдығы 100 м-ден 20 км аралығында. Сақина 0, 001 мм-ден 1—10 м-ге дейін мөлшердегі қатты кесектерден құралған және оның үстін қырау, мұз жапқан делінеді. Олардың пайда болуы Сатурнның 'спутниктерінің бірінің бұзылуынан. Сатурнньң 10 спутнигі бар, олар мүздан және метаннан тұруы мүмкін. Күн системасындағы спутниктердің ең үлкені Сатурнның спутнигі Титан (диаметрі 4758 км), оңың метан және аммиактан түратын. атмосферасы бар. Сатурнда магниттік өрістің бар екендігі анықталмаған.

Уранның бұдан бұрынғы қаралған планеталардан айырмашылығы Жерден телескоп арқылы ғана көруге болады. Оньң Күнге дейінгі қашықтығы Күннен-Жерге дейінгі аралықтан 19 есе көп.

Жермен салыстырғанда планетаның диаметрі 4 есе, массасы 14,6 есе артық. Күн системасындағы барлық планеталардын, көп көлбеуі — 98°. Оның осімен айналуы Қүннің және басқа плане-талардың (шолпаннан басқа) айналу бағытына қарама-қарсы жүреді.

Уран метаннан (84%), сутектен (2%) және ауыр элементтерден (14%) түрады деп болжанады. Уранға күн жылуы Жерге қарағанда 370 есе аз барады. Планетаның бетінің температу-расы —210°С.

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

Нептун Жерге қарағанда 30 есе қашықтықта Күн төңірегінде айналады, 165 жер жылы ішінде толық айналып шығады.Нептун 74% аммиактан және 26% ауыр элементтерден құ-ралады деп шамаланады. Нептун Күн жылуын Жерге қараған-да 1000 есе аз алады. Оның бетіндегГ температура — 292°С бол-ған жағдайда оның атмосферасында табылған газ (метан, сутек, мүмкін азот және гелий) қатып қалуы тиіс. Нептунның екі спутнигі бар. Олардыд бірі — Тритон, ол Күн системасындағы ең ірілерінің. қатарына жатады және ол қарама-қарсы айналады. Ол қатқан газдардан тұрады және 10 млн. жылдан 1 млрд. жыл мерзім ішінде Тритон қирап бұзылуы ігиіс, сөйтіп Сатурн-дағы еияқты сақина жасалуына негіз бар.

Плутон — Күн системасындағы бізге белгілі планеталардьщ ішіндегі ең алыста түратыны. Плутон жайында мәлімет мардымсыз және оған көз жеткізу қиын.

Кіші планеталар (астериодтар—жұлдыз тәріздестер). Астериодтардың ең үлкені — Церера, оның көлденеңі 770 км. Асте-риодтардың көпшілігі ергежейлі келеді, олардың көлденеңі жүздеген, ондаған метрден, кейде метрден аспайды. 6000-нан астам астериод бар екені белгілі, олардың 1800 орбитасы ғана анықталған.

Астериодтар негізінен Марс педа Юпитер (астериод сақинасы) орбиталары аралығындағы кеңістікте орналасқан, бірак, соншалықты созылыңқы орбиталар бойынша үлкен планеталар сияқты Күн төңірегінде айналады. Астериодтар орбиталары күн. орбитасы жазықтығына формасы мен көлбеулігі жағынан әр түрлі. Астериодтар үлкен планеталардың қозғалыс жолын кесіп өтетіндіктен, оларды планеталар қосып алуы ықтимал. Бұдан жүздеген миллиондаған жыл бүрын Марс пен Юпитер аралығында орналасқан үлкен планетаның қираған сынықтары — астериодтар деген гипотеза бар.

Түрлі белшектердің бірін-бірі тартудың нәтижесінде тозаң-ды орталықтың қоюлануы процесінен астериодтар пайда болды деп те түсіндіреді. Астериодтардың бір-бірімен соқтығысуы олардың белшектеніп, әр түрлі мөлшердегі сынықтардың пайда болуына әсер етеді.

Кометалар — астериодтарға қарағанда Күн системасының массасы аз денесі. Олардың ең үлкенінің массасы Жер массасынан миллиард есе аз.Күн төңірегінде кометалардың қозғалыс орбиталары көпші.лігінде өте созылған эллипсоид, тіпті парабола формалы болып келеді. Олардың айналу периоды көптеғен миллион жылда же-туі мүмкіи. Орбитаның жазықтығы күн орбитасының жазықты-ғына концентрацияланбайды, қозғалыс түзу, әрі керісінше болуы мүмкіи.

Қометаның қатты ядродан және сиретілген тазбен қоршал-ған — комадан тұратын басы, ал тозан, мен газдан түзілген қүйрығы (кометада бірнеше қүйрық болуы мүмкін) айқын бай-қалады. Кометалар ядросы қатты белшектер қосылған түрлі. заттардың (су, метан, аммиак, кемір қышқыл газы және басқа-лар) мұз сеңінен түрады. Осындай мүз сеңдер.і, Күннің тартылыс күш сферасына тап болып, әр түрлі эллиптикалық орбита-лар бойынша дүние кеңістігінде қозғалыста болады және оның. не басы, не қүйрығы жоқ «потенциальды» комета атанады. Үлкен планеталардьщ тартылыс күшінің нәтижесінде орбитасын. өзгертіп, Күнге жақындағанда ғана олар нағыз комета болады. Қүн жылуының және корпускул тасқындарының бомбалауының әсерінен «комета мұздары» тез ыдырап және буланып ядроның.. қатты белшектері тозаңға айналады. Ядро қабыққа оранады. Ядродан бөл-ініп шыққан газ бен тозақнан қүйрық пайда бола-ды, ол барлық уақытта миллиардтаған километрге созылып Күнге қарсы жаққа бағытталады. Күнге жақын әрбір ұшқан сайын кометаның ядросы газ бен тозаңнан айрыла береді. Ірі метеоритпен кездесу кометаның бұзылуы процесін тездете түсе-ді. Ыдыраған кометалар кометаның орбйтасы мен қозғалысын. жалғастыратын метеорит ағындарын түзеді.

Планета аралық кеңістікте метеор заты — массалары грам-дап елшенетін түрлі мөлшердегі материалдық түзілістер: тозан,-дар, сынықтар шексіз көп. Метеор денелері Жер атмосферасына түскен кезде қызып, жанып кетеді. Қысқа мерзімде оталуы, кей-де жіңішке жарқыл із қалуы байқалады. Бұл метеорлар. Олар-дың.ен, ірілері және жарығырағы — болидалар, олар отта шар-түрінде аспанмен үшып жүреді, тіпті күндіз де көрінеді. Кейде ірі метеор денесі жер бетіне жетеді, ол кезде оны метеорит деп атайды. Метеориттердің химиялық құрамы. және тығыздығы әр-түрлі болады. Метеориттер темірлі, тасты (кремний мен оттегі басым) және темірлі тасты болып белінеді. Жерге белгісіз метеориттердің химиялық элементтері табылмаған. Жерге құлаған метеориттердің салмағы әдетте бірнеше килограмнан артпайды, бір.ақ әжептәуір ірі метеориттердің түскеніанық. Жерде-табылған метеориттердін, ең ірісініқ салмағы 60 т болды. Тун-гус метеоритініқ салмағы шамамен 2000 т. Метеориттін, қүлаған ізітүрлі мөлшердегі метеор кратерлері. Жердегі ең ірі Аризона метеор кратерінің диаметрі 1200 м және тереңдігі 200 м. Оның жасы шамамен 5000 жыл. Атмосфера қүлаған метеориттердің, космостық жылдамдығын «өшіреді», атмосферасыз планеталар атмосферасы бар планеталарға қарағанда едәуір күшті бомбалануға үшырайды.

Күн системасы үсақ қатты бөлшектерден құралған тозаң бұлттармен қоршалған. Тозаңньң тығыздығы жалпы Күннен қашықтығына кері пропорциональ өзгереді. Тозаң планета қозғалысыньщ жазықтығына жуық жазықтықта жинақталады. То-заңньщ Марс пен Юпитер орбиталар аралығында, яғнй астер-иодтар топтасқан жерде көбірек қоюлануы байқалады. Мүнын, өзі астероидтардың ыдырауы есебінен болады деген ойға келті-реді. Сондай-ақ ол Күн системасында кометаның үздіксіз ыдырау процесі нәтижесінде де болады. Басқа да себептерден тб-заңның түзілуі мүмкін. Тозаң планета аралық кеңістікте Күннің тартылыс күшін оның сәулелерінің тебу күшін сезінеді.

Планета аралық кеңістік Күннен келетін жылу жылдамдығьшен және корпускулдармен қозғалушы зарядталған бөлшектерге толы. Олар планета аралық газ құрайды.

2. Күн системасында Жер планетасының алатын орны.Күн системасындағы, тіршілік. Көмір сутегі қосындысына негізделген тіршілікті түрлерін дамыту үшін планеталардың күн жылуын қолайлы мөлшерде алатын Қүн системасының кеңістігін кейде Күннін, экосферасы деп те атайды. Планеталарда экосферадағы температура +80°С-тан жоғары және — 70° С-тан төмен болмауы керек. Экосфера Күннен шамамен 92-ден 275 млн. км щамасында созылады. Планеталар осы шек сыртында бізге белгілі-өмір тіршілігі пайда болып

дамуы үшін күн жылуын не көп, не мүлде аз алады. Экосфера шекарасы тұрақ-ты болмайды, Күн активтілігіне байланысты біресе кеңейіп, біресе тартылып отырады.

Күннің экосферасының қазіргі шегіне Күн системасының үлкен 9 планетасыньщ 3-уі — Шолпан, Жер және Марс кіреді. Шолпан зкосфераның ішкі шекарасына жақын орналасқан, ал Марсоның сыртқы шекарасынан қашық емес. Ең қолайлы жағдайда Жер орналасқан, сол себепті де мұнда тіршіліктің жоғары түрі дамыған.

Экосферада планетаның орнынан басқа онда тіршілік дамуы үшін оның мөлшері, ірі массасы, атмосфераның қүрамы, ішкі жылудың маңызы бар. Жердегі сияқты ұқсас жағдай басқа да жұлдыздар системасы планеталарында болуы ықтимал, олай болеа онда да тіршіліктің жоғары түрі дамуы мүмкін. Тіршіліктің бізге белгісіз түрі болуы және ол жер жағдайынан мүлдем басқаша болуы да ғажап емес. Экосфера сыртында орналасқан үлкен планеталарда күн жылуының жеткіліксіздігі ішкі жылумен де компенсациалануы мүмкін. Егер сусыз өмір сүруге болған жағдайда, теменгі температурада қатып қалатындай оньщ қүрамын ауыс-тыруға келетін болса, өмірді дамыту үшін темен температура кедергі жасамауы да мүмкін.

Метеориттерде байқалатын органикалық қосылыстар (жғгары молекулалы көмір сутегі, жердің озокерит көмір сутегі сияқты оттегі бар органикалық қосылыстар) күн, системасының сияқты иланеталарында тіршіліктідң болуына үміттендіреді, бірақ Күн системасының көлемінде жоғары дамыған тіршілік Жерде ғана екендігі күмәнсыз.

Кант (1755 ж.) Күн системасы салқын тозан, түмандығы эвөлюциялық дамыған кезде пайда. болды, ал оның центрінде Күн, шет бөліктерінде — планеталар пайда болды деп санаған. Француз математигі Лапластың (1796) болжауынша ең алғашында тұмандық газды болған, өте ыстық және тез айналып түрған, сонымен бірге одан. сақиналар — болашақ планеталар (олар Күннен бұрын пайда болған) бөлініп шыққан. Қант пен Лапластың гипотезасы қазірде ғылыми маңызын жойған жоқ.Планета системасынын, шығуы туралы түсінікті дамытуда О. Ю. Шмидтің және оның ізбасарларының еңбектері зор үлес қосты. Суық газды-тозаңды бүлттан планета системасының қалыптасу процесі жалпы алғанда жеткілікті негізделген.

Айналмалы газды-тозаңды бүлттың бірінші кезегінде тозаңды бөлшектер мен планеталардьің аралығында, салыстырмалы ірі денелер пайда бола бастады. Жеңіл газды молекулаларға қарағанда жылдамдығы өте баяу тозаңдар айналып түрған бүлттың орталық жазықтығына топтаса түседі. Бірте-бірте то-заңдар аралықтары азайып, өзара тартылыстары артады, бүлт-тьщ қозғалысы бағытында Қүн төңірегінде айналып жүрген тозаң белшектері қоюлана түседі. Уақыт озған сайын қоюланған тозаңдар салыстырмалы ірі денеге айналды — кіші планета— астериодтар пайда болды. Ең ірі денелер үсақ денелерді өзіне тартьш отырып, бірте-бірте мөлшері үлғайьщ үлкен планета-ларға айналады. Мүнымен бірге ауіырлық күшінің әсерімен пла-нета заттарыньң гравитациялық қайта бөлінуі жүзеге асты.

Басында оның мөлшерінің салы,стырмалы тез артуы бұлттан тартқан заттардың қосылуы есебінен болды. Қейін де планета-лардың «өсуі» жалғасты, бірақ ол баяу жәие оның бетіне :

тікелей түскен заттар есебінен болып отырды. Сандық есептері Жер қазіргі массасына 200 млн. жыл ша-масында жеткенін көрсетеді. Осы периодтың аяғында планета температурасы шамамен +1300°С болған, бірақ беті суық еді. Қейін радиоактивті ыдыраудан бөлінген жылуы есебінен қызып планета қойнауындағы заттар балқып, химиялық дифференциа-цияланды.

Протопланеталық бұлт тозаңының көптігінен күн -сәулеленуі үшін мелдірдігі аз брлып келеді. Сондықтан Күнге таяу орналасқан бүлттың бөлігі күшті қызады да, ал Күннен алыста жатқан белігінің температурасы ете төмен болады.

Күнге таяу газдардың б.іртіндеп таралып кететіндігінен тек тез үшып кетпейтін, тез ерімейтін бөлшектері ғана сақталған. - Мұнда Жер типтес планеталар орналасқан. Күннен алыста төмен температура жағдайында газ суық тозан. бөлшектер болып мүздап, олардың көлемін үлғайта түседі. Бұлттың бүл бөлігінде алып-планеталар қалыптасқан.

Плутонның мөлшерінін, кіші болуын оның планета системасында «шетте» орналасқандығымен түсіндіруге болады, Бұл планетамен жақынырақ танысқан кезде байқалатын көршілес жатқан планеталардан ерекше айырмашылығын түсіндіру әзірге мүмкін емес.

Протопланеталық бүлттың өзінің, пайда болуы туралы өте маңызды сүрақ шешілмей отыр. 0. Ю. Шмидтін, газ-тозадды бұлтты Күннің жұтып алатындығы жөніндегі болжамы дәлелденбеді. Бүкіл Күн системасының бір мезгілде пайда болуы дұрысырақ сияқты. Мүмкін ол қопарылыспен байланысты болуы да Жер —Күн системасындағы онымен.бір мезгілде пайда бол-ған және осы системаның зандылықтарына бағынышты планеталардың бірі бірақ сонымен бірге оның өзіндік ерекшеліктері де бар және Күн системасының мекендейтін бірден-бір планетасы.

Жерде болып жатқан құбылыстар мен процестердің бүкіл күрделілігін дүрыс түсіну үшін, оньщ болашағын болжау үшін адамзат Жер туралы мүмкіндігінше көп білуі кажет. Жерді Әлемнің бөлігі ретінде қарастырмайынша оны біліп болу мүмкін емес. Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар: 1. Әлем дүниесі

2. Күн системасы. Планеталар.3. Күн системасында Жер планетасының алатын орны.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№2 дәріс Жердің жалпы морфологиясы.Мақсаты: Жердің фигурасы мен өлшемдері, Жердің ішкі құрылысымен танысу және Жердің қозғалысы мен оның салдары білу.Жоспар:

1. Жердің фигурасы мен өлшемдері.2. Жер құрылысы.3. Жердің қозғалысы және оның салдары.

Мақсаты: Күн системасымен танысып және Күн системасында Жер планетасының алатын орны анықтау.

1. Жердің фигурасы мен өлшемдері.Жердің фигурасы мен өлшемдері жайында бақылаулар мен есептеулер негізінде бірте-бірте

түсінік бола бастады. Ежелде Жер туралы түсініктін, дөңесті. диска ретінде кеңінен таралуы адамдардың көргенімен түсіндіріледі, олар горизонт сызығынын дөңгеленіп түрғанын көрген, одан барып кемелердіңбіртіндеп горизонт сыртына жоғалғанын, немесе керісінше горизонт сыртынан шығып келе жатқанын байқаған. Біздің эрамыздан жеті ғасыр бүрын Жердің дөңгелек екені белгілі болған, сол кездін өзінде-ақ оны өлшеуге әрекет жасалған. Біздің эрамызға дейінгі IV ғасырда Аристөтель сол кезде Жердін шартәрізді екендігі жөніндегі деректерді жинақтап, негізін қалаған. Ал біздін, эрамызға дейінгі II ғасырда Эратосфен Киренский Асуан (Сиена) мен Александрия аралығындағы меридианнын. кесіндісін (доғасын) градусын (бүрыштық қашықтығы) жергілікті жерде өлшеп, меридианнын, бір градусыныңұзындығы 110,6 км тең екендігін есептеп шығарған. Мүның өзі шын орташа өлшеміне (111,2 км) жақын келеді. Содан бері Жердің шар тәрізді екендігі жөнінде жақа дерек Күн тұтылғанда жерді дөңгелене қара көлеңке басып- жердің үстіңгі бетінде жұлдыз аспанының . өзгеруі болатындығын Аристотельдің жүргізген бакылауы дәлелдеп отыр. Жердің радиусы 6371,7 км тең. Алайда көп үзамаңй Жердің шар еместігі дәлелденді. И. Ньютонның айналып түрған дененің фигурасы міндетті түрде шардан ауытқиды дегені дұрыс болды. Бүл жайында Ришенің сағатпен (1672 ж.) жүргізген белгілі тәжірибесі анықтады, Парижде (48°5Г с. е ) онын. маятнигі Кайендегіге (бб' с. е.) қарағанда тезірек жүрді. Кайендегі сағат Париждегідей жүруі үшін маятникті қысқарту керек болды. Қоңыржай ендіктен экваторлыққа

ауыстырған кезде маятниктін, жүруінің бәсеңдеуі осы бағытта оның Жердің центрінен қашықтығының артуынан екендігі анықталды.

Ньютон Жердін, сығылу себебін түсіндіріп қана қойған жоқ, ол оны есептеп шығарды. Ньютонның есебіне қарағанда Жердің полярлық жартылай осі экваторлыққа қарағанда 24 км қысқа болып шықты. : Жер айналмаған жағдайда ғана шар тәрізді болар еді. Онда. бүкіл жер бөлшектері өзара тартылыс күшінің ңәтижесінде жал-пы тартылыс фигура центрінің айналасында біркелкі орналасқан болар еді. Шардың бетінде тартылыс күші барлық жерде бірдей және центрге бағытталған. Бүл тепе-теңдіктің беті. Дене айналған кезде центрден тебу күші пайда болады, ол айналу жылдамдығыньщ квадратына тура пропорционал және айналу осьпен қашықтыққа кері пропорционал Центрден тепкіш күштің бағыты айналу осіне перпендикуляр. Орталықтан полюсте айналу жылдамдығы О-ге тең болса, тепкіш күш те 0 болады; экваторда айналу жылдамдығы көп болса (жер үшін 464 м/сек) тепкіш күш те көп болады.Центрден тепкіш күш тартылыс күшін азайтады. Осы екі күштің біркелкі әсер етуі ауырлъщ күші деп аталады. Полюстен экваторға қарай салмақ күші азаяды. Полюстерде және экваторда оньщ бағыты радиус бағытымен (яғни фигура центріне)сай келеді Полюс пен экватор аралығыңда бұл сияқты сай келу болмайды. Беттің тепе-теңдіғі бұзылады, оны қалыпқа келтіруге тырысушылық массалардың зкватор бағытына ауысуын тудырады. Бұл ауысу бет тепе-теңдікке (ауырлық күшін бағытына перпендикуляр) жеткенге дейін созылады. Массалардьщ полюстен «шығып» экваторға «қосылуы» бірінші кезекте беттің тө-мендеуін (радиустың қысқаруын), ал екінші кезекте оның көтерілуін (радиустың ұзаруын) болдырады. Сығылу пайда больш фигура айналу эллипсоидына ауысады. Массаның (ағуы нәтижесінде полюсте бетінен центрге дейінгі қашықтықтың қысқаруы салмақ ' күшін арттырады, экваторда керісінше, ол азая түседі. Полюс пен экватордың арасындағы салмақ күшінің өзгеруі тең, мүнымен бірте массаның ағысына және центрден есептегенде қашықтықтың өзгеруіне кетеді. Жер айналымы жылдамдығыньщ әрбір өзгерісі оның поляр-лық сығылу дәр'ежесіне (массаның ағуы жағдайына байланыс-ты) әсер етуі тиіс. Планеталардьщ фигуралары олардық айна-лу жылдамдығына оәйкес келеді. Осінен айналу жылдамдығын 17 есе арттырған кезде 1,4 сағ. ішінде бір айналса біздің планетамыздыд күл-талқаны шығуы керек. :

Эллипсоидтық айналу — тығыздығы біркелкі тарағ.ан неме-се біртекті дене айналған кезде түзілетін дүрыс фигура. Геоид-ті неміс ғалымы И. Листинг 1873 ж. үсынған. Жер фигурасы-ның нақты шартты аты («геоид» жер т'әріздес). Геоидтің бетінің ауытқуы эллипсоидтың бетінен әрі кеткенде ± 100 м аспайды. Геоид дүрыс геометриялық дене емес. Оньщ формасын анықтау үшің арнаулы елшеулер қажет, ал эллипсоид үшін оның бір ме-ридианының қисығын өлшеудің өзі де жеткілікті.Геоидтің беті Мүхиттың тыныш жатқан бетіне сай келеді, ал материктерде ол ауырлық күшін өлшеу нәтижесіне қарай шамалас анықталуы мүмкін. Жердің бетіне әсерін тигізетін, ішкі және сыртқы күштёр оның деңгейлік беттен ауңтқуын болды-рады. Олардьщ әрекеті тоқтаған кезде судың беті тез деңгейлік қалыпқа келеді,. ал қүрылық бетінің тегістелуі салыстырмалы баяу келеді. Біз көретін жердің беті сыртқы және ішкі процестердің әрекетімен күрделенген және ол Жердің нақты физикалық бетін құрайды. Ол зллипсоидтын, бетінен кейбір жерлерде бірнеше километр ауытқиды.

Ауырлық күші унемі нақты физикалық бетті тегістеуғе, оны деңгейлік бетпен теңестіруге бағытталған. Алайда геоидтін, беті де өзгеріссіз қалмайды: оған Жердің айналу жылдамдығыньщ өзгеруі және жер массасының қаіта бөлінуі әсер етеді.Геоид 1 : 298,2. сығылумен эллипсоидқа ете жақын. Оньщ эллипсоидтан ауыт:қуы заңды ақиқат. Оңтүстік полюс облысына қарағанда солтүстік полюс облысындағы геоид эллйпсоидтан 20—30 м жоғары екен. Эллипсоидтан әсіреее қашықтай түсетін экваторлық белдеудің учаскелері: 6—10° б. б., 174—170° ш. б. Осы бағытта геоидтің үлкен экваторлық осі орналасқан." Геоид полярлық қана еыес, еонымен бірге экватор бойымен сығылған г екі ості емес, үш ості эллипсоидқа жақын түратындығы анық-талды.Жер эллипсоидьщың өлшемдері:

экваторлық радиусы (үлкен жартылай осі) а = 6378,245 км;полярлық радиусы (кіші жартылай осі) 6 = 6356,863 км;орташа радиусы = 6371,110 кммеридианның үзындығы = 40 008,550 км; экватордың.ұзындығы = 40 075,696' км жер бетінің ауданы 510,106 км2; Жердің көлемі = 1,083- Ю12 қм3. .Жердің фигурасы мен мөлшерін анықтауда жасанды спутниктер зор ррль атқарады.

Осы келтірілген Жер өлшемдері СССР-де қабылданған. Олардың үш ості эллипсоиды Ф. Н. Красовский эллипсоиды атанған.Жердің фигурасы мен мөлшерінің географиялық маңызы ете зор. Жер фигурасы экватордан полюстерге қарай бағытта күн сәулелерінің жер бетіне түсу бүрышын заңды түрде азайтып отырады. Сол бағытта жер беті қабылдайтын күн энергиясынын, мөлшерінін, азаюы және географиялық қабықтың баеты. заңдылығы — енді зоналылығы сонымен байланысты. Жердің мөлшері географиялық қабықтын, мөлшерін, онда болып жатқан процестердің кеңістіктегі масштабтарын анықтайды.

2. Жер құрылысы.Жердің қүрылысы қабықтардан тұрады. Ядронын, төңірегінде қабықтың дұрысқа жақын

шеңберлі қабаттары — орналасқан, олардын,әрқайсысының өзіне тән қүрамы мен қасиеттері. бар. Жердің сыртқы газ қабығы — атмосфера, онда барлығы 5,1-1015 т зат (Жердің массасынын, миллиардтай бөлігіне жуық) бар; атмосфераның үстіңгі шекарасы бірден білінбейді. Жердің мөлшерін және орташа тығыздығын анықтаған кезде бүл қабық есепке алынбайды. Жердін сұйық қабығы — гидросфераның 1,4-1018 т массасы бар. Оның орташа қалындығы 4000 км шама-сында. Жердін, қатты денееінің тікелей бақылауға берілетін тереңдігі 8 км жер радиусымен салыстырғанда соншалықты мардымсыз келеді. Сейсмикалық гравита-циялық, магниттік, электр магниттік, термикалық, ядролық және басқа да зерттеулер мәліметтеріне қарағанда жердің ядросы (жер көлемінін. 1,6% және. массасы 31,5%), оны қоршаған қальң қабығы — мантиясы (Жер-діқ көлемі 83% және массасының 67%), оның бетінде жүқа жер қыр тысы (көлемі 1,2%, массасы 0,5%) бар. Жер қыртысы Мохоровичич бөлімі арқылы мантиядан ажыратылған. Мохоровичич белімі биік таулардың астында 80км тереңдікке түседі, жазықтықтар астында 30—40 км тереңде салыстырмалы бірыңғай орналасады, мүхит түбінде 10 км-ге дейін көтеріледі. Орташа жер қыртысының қалыңдығы қонтиненттермен салыстырғаңда мұхит астында бес есе аз. Мұхиттың және континенттік қыртыстың айырмашылығы бір ғана қалыңдықта емес. Мұхит қыртысы екі қабатты: қүрамы базальтқа жақын (ортаща тыыздығы 2,85 г/см3 жуық тау жынысы қабаты, оның бүкіл дерлік беті шегінді жыныстармен жамылған. Қонтийенттік қыртыста базальтты қабатпен шөгінді жыныстар арасында гранитті қабат бар, яғни ол үш қабатты. Мантия — Мохоровичич белімінен төмен 2900 км тереқдікке дейін орналасқан. Ғалымдар мантиянық температурасы бетінде 100—150° С-тан ядронын, шекарасында 3800° С-қа, дейін деп болжайды. Заттьщ тығыздығы тереңдеген сайын үздіксіз еседі: 3,5 г/см3-ден 5,2 г/см3-ке дейін.' Жоғарғы мантияда континенттің астындағы 100—200 км, мүхиттьщ астындағы 50—60 км терең-7дікте астеносфера (әлсіз сфера) ж.атыр. Астеносферада темпе-ратура балқу температурасына жақын, бірақ үлкен қысым заттың балқуына мүмкіндік бермейді. Бұл зат өте түтқырлы болғандықтан қысымньщ салдарынаң баяу ағуы да мүмкін. Астеносферадан жоғары жатқан қабаттар: мантияның кристалды жыныстардан түзілген ең жоғарғы бөлігі мен ж,ер қыртысы қосылып литосфера (тасты сфера) деп аталады. Жарылулар ар-қылы плиталарға бөлінген литосфера «аққан» астеносферамен бірге жылжуы мүмкін. Жарықтар бойымен плиталарды жылжыта отырып, астеносфера заттары кейбір жерлерде жер бетіне көтеріледі.Жер ядросының (радиусы 3500 км шамасы) тығыздығы 12,3 г/см3, температурасы 4000—5000° С, қысьшы 3,6 млн. атм. Ядро бөлінеді: сыртқы ядро, аралық зона және радиусы 1280 км. ішкі ядро. Сыртқы ядросьі сүйық, ішкісі қатты деп болжанады. Күн системасынын, барлық планеталары сияқты түзіліп Жер үздіксіз дамып отырды: заттары өзгерді, араласты, оған қабаттар пайда болды.

Бүл процестер аяқталған жоқ. Олар зор мелшерде энергия шығарып және жүтып отырғанда жүріп жатады. Жердің ішінде энерғия радиоактивті элементтердін, ыдырауынын, нәтижесінде бөлінеді, Жердід ааттарыыың тығыздалуы, оньщ сығылуынан гравитацияланады. Бүл ядролық әнергия, деформацияланған атом энерғиясы болуы мүмкін. Осы энергияның есебінен Жердін, ішкі бөлігінде жоғары температура болады. Жылына жердің 2-1020 қал мелшерінде жылуы оның беті арқылы кетіп жатады, Бір жыл ішінде жердін бетіне түсетін күн жылуыньщ мөлшері оның небары 1/1000-і геогра-фиялық қабыққа түседі, ол тек жоғарыдан ғана емес төменнен де келеді, бұл онда болып жатқан процестер үшін өте маңызды. Жердің тартылыс күші заттардын. тығыздығына планета массаеына байланысты. Егер Жердің массасы аздау болса ол қазіргі бар газ бен су қабықтарын ұстап тұра алмаған болар еді. Оның массасы зорырақ болса, ол сутек, метан сияқты газдарды көп мөлшерде ұстап тұрар еді және атмосфераньщ құрамы мен қалыңдығы да басқаша болар еді.

Жердің қабықтық қүрылысы, планетаның сыртқы бөлігіндегі қабықтардың әр түрлі құрамдағы заттарының бір-бірімен жанасуы және өзара сіңісуі, мөлдір атмосфера арқылы күн сәу-лелерінін, олардың контакт қабатына енуі комплексті қабықтьщ пайда болуына жағдай жасады, мұнда жаңа компонент ретінде тіршілік туып, дами түсті.

3. Жердің қозғалысы және оның салдары

Жер бір уақытта талай қозғалыстарға қатысады. Ол өз осінен айналады. Күн маңымен айналады, Айменен ортақ және бүкіл Қүн системасымен ортақ ауырлық центрінін, төңірегінде, Кун системасы қүрамында Галактика ядросы маңында қозғалады, бүкіл Талактикамен бірге Әлем кещстігінде айналады. Бірақ жерде болып жатқан процестерге тигізетін әсері жағынан бастысы — біздің планетамыздьщ осьтік және орбиталық қозғалыстары. Бүкіл қозғалыстар бір уақытта болатындықтан, олардың тигізетій әсері шатысьш жатады.Жердің осінеи айналуы. Егер Жерге солтүстік полюс жағы-нан қарайтын болсақ, Жер батыстан шығысқа қарай сағат стрелкасына қарама қарсы айналып, 23 с 56 мин ішінде өз осінен толық айналып шығады. Жердің барлық нүктелерінің айналу бүрыштық жылдамдығы бірдей (15°/сағ). Айналудың сызықтық жылдамдығы жердің тәуліктік айналу периоды ішінде нүктенің өтетін қашықтығына байланысты. Жердің бетіндс осьтің шығуын беййелейтін нүкте ғана — географиялық полюстер (солтүстік және оңтүстік) қозғалмайды. Экватор сызығын-дағы нүктелер үлкең жылдамдықпен (464 м/сек) айналады. Экватор — екі полюстен бірдей қашықтықта, айналу осіне пер-пендикуляр жазықтық Жерді қиюынан пайда болған үлкей шеңбер. Егер Жерді ойша экваторға параллель жазықтықтармен қиятын болсақ, жер бетінде батыстан шығысқа созылған сызықтар — параллельдер пайда болады. Параллельдердің ұзындығы экватордан полюскеқарай қысқарады, соған сай олар айналғанда сызықтық жылдамдық та азаяды Бір параллельдегі барлық нүктелердің айналуьша сызықтық жылдамдығы бірдей.

Жердің айналу осі арқылы Жерді жазықтықтармен қиятын болсаг оның бетінде солтүстіктен оңтүстікке қарай бағытта сызықтар — меридиандар (латынша — тал түстік) пайда болады. Бір меридиандағы бүкіл ңүктелердің айна-луының сызықтық жылдамдығы әр түрлі және ол экватор-дан полюске қарай азаяды..

Жердің өз осінен айналуына тербелу маятнигімен жасалған белгілі тәжірибе (Фуко тәжі-рибесі) айқын дәлел бола алады.

Механика заңы бойынша кез келген тербелу денесі тербелу жазықтығын сақтауға тырысады. Еркін ілініп қойылған тер-белу маятнигі тербелу жазықтығын езгертпейді, мүнымен бірге, егер Жер бетінде осындай маятниктің астына белу белгілері бар шеңбер орнататын болса, онда осы шеңберге қарағанда, жердің бетіне қарағанда маятниктің тербелу жазықтығы өзгеретінін көреміз. Бүл тек қана маятниктің, астындағы жер бетінің айналатын жағдайында болуы мүмкін, Полюстерде маятниктін, тербелу жазықтығы-нын, өзгеруі сағатына 15° болады.

Жердін, осінен айналуының өте маңызды салдары бар. Жер айналғаң кезінде, планета фигурасы қалыптасуында әсерін ти-гізетін центрден тепкіш күштің ролі, оның ауырлық күшін түзу-дегі маңызы жайыйда жоғарыда қарап өтілді.

Жер айналымының ауытқыту әрекеті. Жердің осінен айна--луыньщ маңызды салдарының бірі — олардың қозғалысыньщ бағытынан дене ауытқыған тәрізді көрінуі. Инерция заңы бойынша кез келген қозғалушы дене дүние кеңістігіне қарағанда қозғалыс бағытын (және жылдамдығында) сақтауға тырысады. Егер қозғалыс жылжып.бара жатқан бет үстінде, яғни қазіргі жағдайда, айналған жерде болса, осы үстіңгі бетпен байланысты бақылаушыға, деңе өз қозғалысының бағытын ауыстырған тәрізді көрінеді. Шындығыңда ол ешқайда бұрылмастан белгілі бағыты бойынша қозғалады, оның астындағы беті жанына «кетіп» бұрылады. Жер айналымьшың ауытқу әрекетін Кориолис күші деп атайды.

Кориолис күші дене қозғалысына әр уақытта перпендикуляр бағытталған, егер айналым сағат стрелкасьша қарсы болса қозғалыс бағыттан оңға қарай, ал сағат етрелкасы бойынша б.олса, солға қарай бағытталған. Бұл күш дене қозғалысының жылдамдығына байланысты; қозғалыс тездеткен сайын ауытқу кө-бейе түседі. Егер дене қоз-ғалысыньщ бағытьі айналу осі бағытьшен дәл келетін болеа, ауытқу 0-ге тең. Ай-налу оеі мен дене қозғалы-сы бағытында бұрыш ұлғайған сайын ауытқу өсе түсе-ді. Айналу осіне қозғалыо перпеңдикуляр болғавда ауытқудьщ максимумы болады. Кориолис күші дене к,озғальісы'бет бойьшен бол-ғанда да, қүлап түскенде де әсерін тигізеді.

Полюстерде ғана дене еш-қайда ауытқымай тік түседі: оның қүлау бағыты жер осінін, бағытымен дәл келеді, Экваторда қүлаған дененін, қозғалу бағыты осьтің бағытына перпендикуляр, сондықтан да ауытқу көбірек болады. Өйткені, Жер ба-тыстан шьіғысқа қарай айналады, құлаған денелер шығысқа қарай ауытқуы тиіс.Дене қозғалысы горизон-тальды жазықтықта болеа, ауытқудьщ максимумы кері-сінше полюстерде, ал минимумы экваторда болады. Солтүстік жарты шарда ауытқу оңға, онтүстікте — солға (егер оңтүстік полюс жағыкан қараса Жер сағат стрелкасы бойынша айнала-ды). Бүл меридиандар және параллельдер бойынша дене қозғадыстарының кез келген бағытында да дұрыс болады..Уақыт. Жердін, осімен айналу периоды — тәулік — уақыт өл-шеудін, табиғи бірлігі. Біз жердің осімен айналуын сезбейміз, бірақ аслан күмбезінің бізге көрінетін қозғалысы бойьнша біз оны бақылай аламыз. Сондықтан да күн тәулігін қандай да болмасын жұлдыздың (жұлдыз тәулігі), немесе Күннің (нақты. күндік тзулік) екі кульминациялары арасыңдағы орташа уа-қытпен өлшеуге болады. Нақты Күндік тәуліктердің ұзақтығы әр түрлі болады (Жердің Кун төңірегінде ауысу жылдамдығы біркелкі еместігін еске түсіріңіз) және ол дәл уақытты өлшеуге жарамсыз. Практика мақсаты үшін орташа күндік тәуліктері қолданылады. Орташа күн уақыты — ойша алынған нүкте ор-таша Қүнмен өлшенеді, ол біркелкі ауысып, яғии жыл ішінде толық айналып жасайтын периодты нақты Күнді белгілейтін нүкте. Орташа күндік тәулік —орташа күн уақытының 24 саға-ты. Тәуліктщ бастамасы болып орташа Қүннің төменгі кульми-иация моменті, яғни түн ортасы алынады.

Тәулік барлық меридианда бір уақытта басталады. Әрбір меридианның өзіндік жергіліктіуақыты бар, ол шығысқа қарай орналасқан сайын, онда соғүрлым жаңа тәулік ерте басталады Жер айналасында әрбір сағат сайын 15°-қа бүрылады; сондықтан бір-бірінен 15° қалып қойған меридиандарда жергілікті уақыт 1 сағат айырма жасайды. Егер меридиандардың аралық қашықтығы 1° болса, уақыт айырмашылығы 4 мин. болады.

Дүние жүзілік уақыт ретінде бастапқы меридиан (гринвичтік) уақыты алынған. Жергілікті уақытты дүние жүзілікке болмаса керісінше келтіру үшін нүктенің бастапқы меридианнан бұрыштық қашықтығын — оныңбойлығын — білу керек. Дүние жүзілік уақыт астрономияда пайдаланылады, ал ол нақты өмірде қолданылмайды. Жергілікті уақыт көршілес пункттердің уақыттарының әр түрлі болуынан қолайсыздық туғызады, Сондықтан да XIX ғ. өзінде бүкіл Жер бетін әрқайсысы 15° есебімен 24 сағаттық бел-деуге бөліп бвлдеулік уақыт жүзеге асырылды. Белдеулік уақыт сол белдеудегі орта йеридиан бойынша есептелінеді Белдеу шекарасынан асқаң кезде уақыт 1 с. өзгереді.

Бастапқы немесе нольдік белдеуде гринвич меридианы уақыты болады, ол белдеуді қақ ортасьшан беледі. Бірінш белдеудің уақыты бастапқысының уаіқытынан 1 с, екінші 2 с және с. с. Айырмащылық болып отырады.

Белдеулердің шекаралары меридиандар бойынша емес, саяси, шаруашылық және басқа да шекаралар (сағаттық поястар картасын қараңыз) бойынша жүргізілді.

Совет Одағында тәулік ішінде электр қуатын бірқалыпты жұмсау және кешкі сағаттарда электр ,станциялардың артық жұмыс істеуш болдырмау мақсатында 1930 ж. үкімет декретімен сағат стрелкасы бір сағат алға жылжытылды. Сол себепті СССР территориясының бүкіл сағаттық белдеулерінде белдеудің шығыстағы келесі уақыты сияқты сағат бір сағат алда жү-реді. Бұл декрет уақыты саналады. Егер батыстан шығысқа ауысқан жағдайда, әрбір сағат белдеуінде сағатты жергілікті (белдеулік) уақыт бойынша, яғни олардың стрелкасын бір сағат алға жылжытатын болса, жер шарын айналған саяхаттын, аяғында ол 24 сағатқа алға жылжытқан болып есептелінеді, сөйтіп артық тәулік «пайда» болады. Шығыстан батысқа ауысқан жағдайда сағат стрелкасын кейін жылжыту керек, сонда саяхат аяғында бір тәулік «жоғал-тылған» болып табылады. Жүзу және үшу кезінде тәулік есебі дүрыс болуы, үшің шартты сызық — даталардың ауысу сызығы белгіленді, моряктар мен үшқыштар оны басьш өткенде бір тәулікті шығарып тастайды (бір сан), немесе батыстан шығысқа болмаса .шығыстан батысқа, бағытына қарай бір санды екі рег санайтын болады.

Күн мен түннің ауысуы. Жердің өз осінен айналуы жер бетінде шығыстан батысқа қарай күн жарығының ауысуын — күн мен түннін, ауысуын тездетеді.Егер жер осі орбита жазықтығына перпендикуляр келетін болса жарық бөлетін, жазықтық (жерді жарық және көлеңке бөліктерге бөлетін жазық) барлык ендікті тең екі белікке бөлген болар еді де, барлық ендіктерде күн мен түн әр уақыіта бірдей тең келер еді.

Жердің осі орбитасыньщ жазықтығына көлбеу жағдайда күн мен түн бүкіл ендіктерде тең болу үшін, жер осі жарық бөлетін жазықтықта жатуы тиіс және жарық бөлетін сызық жарық бөлетін жазықтық (жер бетін кесіп еткенде пайда болған сызық) географиялық' полюстер арқылы етуі қажет. Жер осінің солтүстік шеті Күнге келбеу келгенде жарық бөлетін жазықтық жердің осін Жердің центрінде қиып өтіп, Жерді төмендегідей екі жартыға беледі, солтүстік жарты шардьщ үлкен бөлігіне жарық түседі де, ал кіші бөлігі көлеңкеде қалады. Оңтуетік жарты шардың, керісінше үлкен бөлігі келеңкеде болады. Егер Жердің осі оңтүстік шетімен Қүнге көлбеу келсе онтүстік жарты шарға, солтүстікке қарағаңда, жарық көп түседі. Жарық бөлетін сызық мұндай жағдайларда географиялық полюстер арқылы өтпейді.және бүкіл ендіктерді (0° басқасын). жарық және көлең-ке етіп тең емес екіге бөледі, күн мен түн, экватордан басқа, барлық ендіктерде тең емес. Күнге қар.ай көлбеу жарты шарда, күн түннен үзағырақ та, ал оған қарама-қарсы жарты шарда, керісінше, түн үзақ болады. Жарық бөлетін сызық кесіп өтпей-тіи ендіктерде және олар түгелімен Жердің жарық түскен неме-се жарық түспеген жағында, шамалы уақыт тұрып қалса, осы мерзім ішінде (полюстерде жарты жыл болғанға дейін) күн мін түнніқ ауысуы бол-майды.Жердің Күнді айнала қозғалуы. Егер күн мен түннің ауысуы Жердің осінед айналуымен, ал олардық тең еместігі осінін, орбитаға көлбеулігімен анықталатын болса, экватордан басқа барлық ендіктерде күн мен түннің үзақтығыньщ үздіксіз өзгеруі — планета. Күнді айнала қозғалғанда жер осінін, езгеріссіз дерлік жағ-дайда тұратындығынын, нәтижесі.Жер эллипстік орбита бойынша көрсетілген Күнді айнала қозғала ды, мүнымен бірге күнге дейін қашықтық афелийінде (5 июль) 152 млн. километрден перигелийінде (3 январь) 147 млн. километрге дейін өзгеріп түрады. Жер орташа 29,8 км/сек жылдамдықпен бүкіл орбитаны — 940 млн. километрді 365 тәу. 6 сағ. 9 мин 9,6 сек. айналыд өтеді. Бүл аралық жүлдыз жылы (сидерикалық) деп аталады.Күнді айнала Жердің лшлдық қозғалысын аспанда Күннің орныньщ^үздіксіз өзгеруібойынша бақылауға болады; күннің тал түстегі биіктігі (әр түрлі( ендіктерде біркелкі емес) және оньщ шығу және бату жері өзгеріп отьтрады. Күннін. кезге кері-нетін жылдық жолы — аспан сферасында жасалатын үлкен шеңбер — эклиптика жер орбитасы жазықтығыньщ аспан сфе-расындағы қимасы болып табылады. Ол жердін, экватор жазық-тығыньщ аспан сферасымен қиылысқан сызығы — аспан экваторына 23°27' бүрышпен көлбеу. Эклиптика аспан экваторын Күн бір жарты' шардан екініііі жарты шарға ауысқан кезде көктемгі және күзгі күн теқесуі нүктелерінде кесіп өтеді.

Жыл мезгілдерінің ауысуы. Кеңістікте жер осінің белгілі (көлбеу) жағдайда Жердін, Күнді айнала қозғалысыньвд салдары — жыл мезгілдерінің ауысуы. Жъы мезгілдерінің ауысуын қараумен бірге Жердің өз осінен және Күнді айнала қозғалысы-ның тағы бір әсерін «комбинаңиясын» — күн мен түнніц тең еместігін және олардың ұзақтығының өзгерісін қарамауға бол-майды.

Солтүстік жарты шарда агроңомиялық жаздың басталуы 22 июнь (жазғы күн тоқырауы) болып саналады. Бүл уақытта оңтүстік жарты шарда астрономиялық қыс басталады. Жазғы күн тоцыраған күні Жер афелийге жақын болады. Жердің осі солтүстік шетімен Қүнге көлбеу болады және талтүсте күн сәулесі 23°27' ендікке — Солтүстік тропикке тік түседі. Бұл күні Қүн солтүстік жарты шардың барлық- ендіктерінің аспанында жылдыд ең жоғары биігінде тұрады. 66°33' с. е. (Солтүстік по-лярлық шеңберден) солтүстіктегі, ендіктер толығымен Жердің жарық түскен жартысында қалады, Мүнда Қүн горизонттан әрі .жалпы батпайды. Солтүстік полярлық шеңбер мен экватор аралығындағы барлық ендіктерде күн түннен ұзағырақ болады. Жазғы күн тоқырауы Күні солтүстік жарты шарда жарық түсуінің жыл іщіндегі ең көбі.

Оңтүстік жарты шарда жазғы күн тоқырау күні Күн гори-зонттан өте төмен тұрады. 6б°33' о. е.-тен (одтүстік полярлық шеңберден) —оқтүстікте полярлық түн болады, ол солтүстік жарты шардың сол ендіктеріндегі полярлық күннің үзақтығы-мен сай келеді. Оңтүстік полярлық шеңбермен экватор аралық-тағы оңтүстік жарты шардьвд барлық ендіктерінде күн түннен қысқа болады. Оңтүстік жарты шарда, жарық түсуінің жыл ішіндегі' ең азы.

Орбита бойынша үздіксіз жылжып отырып, Жер 23 сентябрьде қалпында тұрғанда, жарық белетін сызық географиялық по-.люстер аркылы етедідебүкіл Жердекүнмен түн теңеледі. Бүл күзгі күн теңелуі күні. Екі жарты шарда (солтүстік және оңтүс-тік) жарық бірдей түседі. 23 сентябрь — солтүстік жарты шарда аатрономиялық күздің басталуы да, ол оңтүстікте астрономия-лық көктемнің басталуы. -Қысқы күн тоқырау күні, 22 декабрьде, Жер перигелийге жақын келеді. Күнге оңтүстік жарты шар қараған кезде, онда астрономиялық жаз басталады, ол солтүстік жарты шарда аст-рономиялық қыс орнайды. Оңтүстік тропикте (23°27' о. е.) тал-түсте күн сәулелері тік түседі. Оңтүстік полярлық шеңбермен (66°33' о е.) шектелген Оңтүстік полюс маңы облысында Күннің көзі батпайды; солтүстік жарты шардың сол сияқты облысында Күн шықпайды. Оңтүстіқ жарты шарда жыл ішінде жарық тү-суінін. ең көбі, солтүстікте ен, азы болады. 22 июньдегідей эква-торда ғана күн мен түн теқеседі.

Көктемгі күн теңелуі күні — 21 мартта Күн Жерге 23 сен-тябрьдегідей жарық береді; ол экваторда зенитте түрады және барльщ ендіктерде күн мен түн теңеледі. Солтүстік жарты шар-да астрономиялық көктем; оЕтүстікте күз түседі).

Жер орбита бойынша әр түрлі жылдамдықпен қозғалады . Ол Күнге бәрінен де жақьга келген, периодта, оның қозғалыс жылдамдығыньщ ең кебі (30,3' км/сек). Жердің Афелййді өткен кездегі жылдамдығы (29,3 км/сек), ең азы. Бұдан шығатын қорытынды, бүкіл жыл мезгілдерінің ішінде солтүстік жарты шарда ең үзағы жаз да, еқ қысқасы қыс болады, ал оңтүстік-те — керісінше. Қазіргі уақытта солтүстік жарты шарда көк-тем 92,8 тәулікке, жаз 93,6, күз — 89,8, қыс — 89,0 тәулікке со-зылады. Слайд – 3. Біз ауаның қандай қасиеттерін білеміз?Топтастыру.

сығылады көрінбейді серпімді

жануды қолдайды түссіз мөлдір

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 күнЕндіктер Ең үзақ күн Ең қысқа күн0° 12 с. 00 мин. 12 с. 00 мии10° 12 с. 35 мин 11 с. 25 мии20° 13 с. 13 мин 10 с. 47 мин30° 13 с. 56 мин- 10 с. 04 мин40° 14 с. 50 мин 9 с. 10 мин50° 16 с. 09 мин 7 с. 51 мин60° 18 с. 30 мин 5 с. 30 мин65° 21 с. 09 мин 2 с. 51 мин66,5° 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.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№3 дәріс Жалпы географиялық заңдылықтар.Мақсаты: Табиғғаттағы географиялық заңдылықтармен танысуЖоспар:

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

1. Геосфера. Географиялық қабықша.Жер бетінде су кеп. Ол 510 млн. км2-дің 361 млн. км2, яғни бүкіл ауданыньң 71%-ін алып

жатыр. Қүрылықтың үлесіне 149 млн. км2 (29%) ғана тиеді.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). 4 - т а б ли ц аМұхиттар , Көлемі

(млн. км2)Максимал тереңдігі (м)

Орташа тереңдігі (м)

Тынық Атлант Үнді Солтүстік Мұзды

179,67 93,36 74,91 13,10

11022 9128 7450 5449

4028 3332 3897 1025

Мұхитты тұңғыш ғылыми бөлуді голландтық географ Варений 1650 ж. ұсынды. Ол 5 мұхитты: Тынық, Атлант, Үнді, Солтүстік және Оңтүстік Мүзды мұхиттарды бөліп шығардьі.

Мүзды мүхиттардын, шекарасы полярлық шеңберлер бойынша жүргізілді. Мүхиттарды бүлайша бөлу XX ғ. дейін сақталды. Одтүстік полярлық шеңбердін, ішінде Антарктиданьщ орңаласқаны белгілі болғанда Оңтүстік Мүзды мүхитты бөлуді тоқтатты. Мөлшері мүлде шағын Солтүстік, Мүзды мүхитты бөлудің (басқа мүхиттармен салыстырғанда) қажеттігі де сондай-ақ күмән келтірді.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.Жеке материктер мен жеке мүхиттардың гипсографиялық кисықтарыньщ да сондай

ерекшбліктері бар, ол жердің бүкіл беті үшін гипсографиялық қисық бөлігіне сай келеді.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.Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

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

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№4 дәріс Литосфера – географиялық қабықшаның құрамдас бөлігі.Мақсаты: Литосфера қабығын құрап жатқан магмалық, шөгінді, метаморфттық тау жыныстарымен танысу.Жоспар:

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 — 5,79Кремний- 25,70 Магний - 3,23Алюминий – 7,65 Натрий— 1,81Темір — 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.Мақсаты: Жер бедері, оның пайда болуы мен дамуын қарастыру.Жоспар: 1. Жер бедері туралы түсінік.

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

Эндогендік процестер. Жердің беті ешкашан тыныштык қалпында болмайды. Жер бетінің бір бөлігі баяу көтерілсді дс, баска бөлігі баяулап ойысып төмен ТҮСЕДІ, ал ҮШІНШІ жерде карқынды катпарлы процестер жүріп жатады.Тектомикалык козғалыстардың негізгі кайпар көздері - жер айналуының механикалык. энергиясы, радиоактивтік заттардың ыдырауы, гравитациялык (ауырлық КҮШІ) энергия және жер койиауындағы жылу ағынлары мси әр түрлі физикалык-химиялык процестердің энергиясы.

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

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

Сәйтіп, эндогендік процестер түрлі тектоникалык козгалыстармен және соиымен байланысты жер кыртысының деформациясымен тікелей байланысты. Олар жер сілкінудің, эффузивтік және интрузивтік магматизмінің және гидротермалды ерітінділер козгалысының басты себсптері. Эндогендік процестер жер кыртысы калыптасуынын, жәнс жер койнауындағы заттардыц бөлініп жекеленуінің негізі болып табылады. БҮЛ процестер экзогендік процестермен косарлана эсер етуі нәтижесіиде түрлі рельеф пішіндерінін. калыптасуына мүмкіндіктугызып кана коймай, кеп жағдайда экзогендік процестердің каркынын және сипатын бслгілсйді. БҰНЫҢ барлығы эндогендік процестердің рельеф күрылуыпдағы ерекше ролін көрсетеді.Экзогендік процестер. Экзогендік рельеф қүратын факторларға әр түрлі климат элементтерінің, өзендер меи көлдердің, теніздердің, мүздыктар мен карлардың, желдін, және тағы баска элементтердің әсеріжатады.

Экзогендік рельеф қүратын процестердің негізгі көзі КҮН радиациясы, ол жер бетімен, гидросфера және атмосферамен өзара әрекетесіп, әр түрлі климаттык жаіщайлар кдлыптастырады. Ал климат жағдайлары бүкіл жер бетінің еззгеруінде нег і з і і факторлардын. бірі болып саікьчады. Климат элементтеріній ішіндеғі аса маңызды фактор - ауа температурасы. Осы ауа температурасының әсерінен әр түрлі табиғи белдемдердіц климаты калыптасады. Мән.г ілік мүздықтар мен кар жамылғысыпың пайда болуы, тау жыныстарының МҮЖІДҮІ ,, химиялык проиестер және т.б. осы ауа темнературасымен тікелейбайланысты.

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.Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№6 дәріс Атмосфера – Жердің ауа қабығы. Ауаның физикалық қасиеті және атмосферадағы процестер.

Мақсаты: Ауаның физикалық қасиеті және атмосферадағы процестермен танысуЖоспар:

1. Ауа қысымы2. Күн радиациясы.3. Ауа температурасы.4. Атмосферадағы су.

Ауа қысымы. Атмосфераның салмағы жердің салмағынан миллион есе аз, бірақ оның жер бетіне түсіретін қысымы айтарлықтай және Мұхит деңгейінде беттің әрбір квадрат сантиметріне 1033,3 г (1 м2-ге 10 333 кг) келеді. Бұл қысым сол деңгейде 45° ендікте 0°-та қимасы 1 см2 биіктігі 760 мм сынап бағанасы қысымымен теңдеседі. Сынап бағанасының 760 мм қысымы қалыпты атмо-сфералық қысым деп есептелінеді. Атмосфера қысымын динамен кескіндеуге болады. Қалыпты қысым 1013 250 дин/см2 тең. 1 см2-ге 1000 000 дин қысым – 1 бар, 0,001 бар–1 миллибар, 1 013 250 дин/см2–- 1013,25 миллибар. 1000 мб 750 мм сын. бағ. сәйкес келеді; 1 мб = 0,75, немесе т-мм сын. бағ; 1 мм сын. бағ. = 1,33 мб.СИ системасында қысым өлшеу бірлігі – паскаль (Па). 1 мм сым. бағ.= 133,322 Па, 1 бар –105 Па, 1 мб=100 Па. Қалыпты қысым – 101 325 Па. Биіктеген сайын атмосфера қысымы азая береді, өйткені атмосфераның жоғары жатқан қабатының қалыңдығы жұқара береді. Атмосфера қысымы 1 мб-ға өзгеруі үшін көтерілу немесе төмен түсу қажет болатын метр есебімен алынған қашықтық бар сатысы деп аталынады. Бар сатысы биіктеген сайын өсе береді.

Биіктік (мың. м) 0–1 1–2 2–3 3–4 4–5 5–6

Бар сатысы (мм) 10,5 11,9 13,5 15,2 17,3 19,6

Бар сатысының мөлшері температураға байланысты; температура 10 көтерілгенде ол 0,4% өседі. Жылы ауада бар сатысы үлкенірек, салқын ауада – кішірек, сондықтан атмосфераның биік қабаттардағы жылы облыстарында салқын облыстарға қарағанда қысым артық болады.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

аталған жоғары қысым облыстары (Азия және Канада макси-, мумдері). Арктикалық үстінде қысым көтеріңкі, бірақ көтеріңкі қысымның (1016 мб) тұйық облысы Гренландияның үстінде ғана оқшауланады. Оңтүстік жарты шардың қоңыржай және субполярлық ендіктерінде – төмен қысымның тұтас зонасы Антарктида үстінде – тұрақты, бар максимумы.

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

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

Ауаның қозғалысы сонымен бірге беттің әр қилы салқындауынан да болуы мүмкін. Бірақ бұл жағдайда салқындаған учаскенің үстіндегі ауа сығылады да, бірқатар биіктікте сол деңгейдегі көршілес, мұнан жылырақ учаскелердің үстіндегіге қарағанда қысым төмен бола бастайды. Жоғарыда салқын учаскеге қарай ауа қозғалысы туады да, оған қоса оның үстіндегі қысым өсе түседі оған сәйкес көршілес учаскелердің үстінде қысым төмендейді. Жер бетінде ауа қысымы

көтеріңкі облыстан қысымы төмен облыстарға яғни салқын учаскеден жан-жағына қарай тарай бастайды. Кеткен ауаның орнын жоғарыдан түскен ауа толтырады.

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

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

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

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

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

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

Желдің қалыпты тәуліктік соғуын әрдайым атмосфера аласапыраны бұзып отырады.Желдің ең үлкен орташа жылдық жылдамдығы (22 м/сек) Антарктида жағасында байқалды.

Мұнда желдің орташа тәуліктік жылдамдығы кейде 44 м/сек-қа жетеді, ал кейбір кездерде 90 м/сек болады. Ямайкада кейбір кездерде жылдамдығы 84 м/сек-қа жеткен дауылды жел байқалған.

1000 м биіктікке дейінгі атмосфера қабаты үйкеліс қабаты деп аталады.Желдің бағыты жел соғып түрған горизонт нүктесінің жағдайымен анықталады. Желдің

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

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

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

нүктесінде бөлшек қозғалысының бағыты изобара бағытымен дәл келеді, Г және А4 күштері бір-біріне теңеседі (геострофиялық тепе-теңдік) және бөлшектің қозғалысы изобараның бойымен инерциясы арқылы ғана жалғаса береді. Ауаның үйкеліссіз түзу сызықты бір қалыпты қозғалысы геострофиялық жел деп аталады.

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

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

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

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

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

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

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

Желдің энергиясы болады, ол табиғатта үйкеліске, бөлшектерді көшіруге жұмсалады, буға беріледі (толқу, жел ағысы), Кейде жел тіпті жағымсыз құбылыстарды (топырақтың жел эрозиясы, су тасқыны) тудырады. Жел энергиясын пайдалану, энергияның басқа түрлерін пайдалануға болмаған жағдайларда маңызды. Жел двигательдері егістік пен жайылымға су беретін насостарды іске қосады. Жел электр станциялары шет аудандарда клубтарға, мектептерге, ауруханаларға және

т. б. жарық беруге мүмкіндік жасайды. Экспедицияларда барлау партияларында өте жиі пайдаланылады, ішінара жел энергиясы СП дреифтеуші станцияларына, поляр метеорологиялық станцияларына қызмет етеді.

БАСЫМ ЖЕЛДЕРЖердің бетіндегі басым желдің зоналылығы қысымның зоналық бөлінуіне байланысты.

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

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

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

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

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

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

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

Полярлық (биік ендік) звено 65° ендікпен шектеледі. Мұнда үстінде төменгі қысым жаққа біраз ауытқуы бар (яғни полюске қарай) батыс тасымалы, екі километр биіктікке дейін күшті шығыс желі басым болады. Қоңыржай (орташа ендік) звено 65° пен 25°–30° ендіктер арасында орналасқан. Биіктеген сайын күшейе түсетін батыс тасымал басым болады. Ендіктер аралық тасымал циклондар мен антициклондар арқылы жүзеге асады. Тропиктік (төменгі ендік) звено 25°–30° пен экватор аралығында болады. Тропиктерде 1–2 км биіктікке дейін және экваторда тропосфераның жоғарғы шегіне дейін ауа қозғалысының жалпы бағыты шығыстан батысқа қарай болады. Пассаттар үстемдік етеді. Пассаттар үстінде, ерекше, пассаттарға қарама-қарсы – антипассаттық ауа ағыстары байқалмайды. Тропосфераның жоғарғы шегіне пассаттар жетпеген

жерде – батыс тасымал бар. Батыс желдердің меридиандық құраушысы үлкен емес, бірақ экватордан ауаның біраз ағып шығуын олар бәрібір қамтамасыз етеді. Материктер мен мұхиттардың қызуы мен суынуының әр түртүлілігіне муссондардың пайда болуы байланысты. Муссондар дегеніміз жылына екі рет бағытын мүлде дерлік қарама-қарсы өзгертіп отыратын (қыстан жазға және жаздан қысқа қарай) ауа ағыстары. Жаз бен қыста бұлар өте орнықты келеді, өтпелі маусымдарда муссондардың орнықтылығы бұзылады.

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

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

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

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

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

Июльде экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткері солтүстікке таралады. Пассаттардың таралу облысы солтүстікке қарай ығысады.Осы кезде оңтүстіктен экваторлық депрессияға қарай іргелес алқапта (оның январлық және орташа жағдайлары арасында) пассаттар орнын бағыты қарама-қарсыға жақын желдер алады, өйткені ауа экватордан солтүстікке ығысатын экваторлық депрессияға қарай бағытталады. Январьға қарай оңтүстік бірте-бірте ығыса отырып, экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткергі оңтүстік

жағдайды алады (мұнда депрессия кей жерлерде ғана экватордан оңтүстікке байқарлықтай енеді). Солтүстік жарты шардағы пассаттар экваторлық алқапта июльдегі экватордан соғатын үстемдік еткен желдерді ауыстыра отырып экваторға дейін жетеді. Сонымен маусым бойынша қарама-қарсы жел алмасу облысы (қыста басым шығыстық, жазда басым батыстыққа) тропиктік (экваторлық) муссондар облысы пайда болады. Экватордан соғатын жазғы муссон жаңбырлы ауа райын әкеледі. Қысқы муссон дегеніміз тиісті жарты шардың пассаты, ол жауын-шашынды өте аз әкеледі.

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

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

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

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

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

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

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

Құрылық жаққа кеткен ауаның орны, оның теніз үстіне төмен түсуімен толықтырылады.Жағалық бриз күн батқаннан кейін пайда болады да, құрылық судан гөрі күштірек суынғанда

түнде соғады. Ауаның циркуляциясы күндізге қарама-қарсы. Бүл жоғары өрлей аққанда (күндіз құрылықта, түнде су үстінде) бұлттар түзіледі, төмен қарай аққанда аспан бұлтсыз болады.

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

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

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

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

Өзіндік тау-аңғарлық желдер сол биіктіктегіге көршілес жазық үстіндегі ауаға қарағанда тау аңғарындағы ауаның күштірек қызып, әрі суынатындығынан туған, сондықтан күндіз ол аңғардың

табанын бойлап жоғары көтеріледі (аңғар желі) түнде төмен ағады (тау желі). Беткей желдері мен өзіндік тау-аңғарлық жел бірігіп жергілікті циркуляцияның күрделі системасын құрайды.

Фен мен бора дегеніміз ауа ағысына рельеф ықпалымен туатын бей-берекет желдер.Фен дегеніміз көбінесе қар мен мұздықтар бүркеген таудай соғатын жылы, құрғақ және

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

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

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

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

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

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

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

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

2. Күн радиациясы. Жер күн сәулелері тасқыны астында айналып тұрады. Оған күннің шығарған бүкіл сәулесінің екі миллиардтан бір бөлігі ғана келгенімен, мұның өзі жылына 1,36-1024 кал. құрайды. Күн энергиясының осындай мөлшерімен салыстырғанда Жер бетіне келетін басқа энергияның барлық кірісі өте мардымсыз. Мәселен, жұлдыздардың сәулелік энергиясы келетін күн энер-гиясының жүз миллионнан бірін, космостық сәуле шашу — екі миллиардтан бірін құрайды, Жердің ішкі жылуы оның бет жағында күн жылуының мыңнан бір үлесіне тең. Сонымен Күннің электромагниттік сәуле шашуы — күн радиациясы географиялық қабықта өтетін процестер энергиясының негізгі көзі. Бұл радиацияның 46%-і көрінерлік (толқындарының

ұзындығы 0,40-тан 0,75 мк дейін), ал 54%-і көрінбейтін, яғни көз қабылдамайтын (оның 7%-і толқындарының ұзындығы 0,002-ден 0,4 дейінгі ультра күлгін радиация және 47%-і толқындарының ұзындығы 0,75 мк-дан артық (инфрақызыл радиация) радиациядан тұрады. Күн радиациясының 99%-і қысқа толқынды (0,1-ден 4 мк дейін),ұзын толқынды радиацияға (4-тен 100—120 мк дейін) 1%-тен азы тиеді. Күн радиациясы интенсивтілігін өлшеу бірлігі ретінде күн сәулелері бағытына перпендикуляр абсолют қара дене бетінің 1 см2-і 1 минутта жұтқан жылу калориясының мөлшері алынады (кал/см2. мин). Күннің жер атмосферасына келетін сәулелік энергия тасқыны өте тұрақты болып келеді. Оның интенсивтілігін күн тұрақтылығы (Ло) деп атайды да, 1,98/см2-мин2 балап алады. 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 тек жартысын ғана жарық қып тұрады. Сондықтан жер бетінің әрбір 1 см2-іне орта есеппен жылына шамамен 260 кал ғана келеді. Күн радиациясы интенсивтілігінің сәулелердің түсу бұрышына байланыстылығын қарастырайық. Радиацияның максимум мөлшерін күн сәулелерінің бағытына перпендикуляр бет қабылдайды, өйткені бүл жағдайда оған түсетін күн сәулелері шоғырының бүкіл энергиясы алаңда сәулелер шоғыры қимасы — а — тең қимамен таралады. Сол сәулелер шоғыры көлбей түскенде оның энергиясы енді үлкен алаңға (Ъ қимасы) жайылады да, беттің аудан бірлігі оны аз мөлшерде қабылдайды. Неғұрлым сәулелердің құлау бұрышы аз болған сайын, соғұ-лым күн радиациясының интенсивтілігі де аз болады. Күн сәулелерінің құлау бұрышы (Күннің биіктігі) 23°27'с. е.-тен 23°27' о. е.-ке дейін ғана (яғни тропиктердің аралығында) 90°-қа тең бола алады. Қалған ендіктерде ол әрқашанда 90°-тан аз болады. Сәулелердің кұлау бұрышының азаюына сәйкес жер бетіне түсетін күн радиациясының интенсивтілігі де азаюға тиіс. Күннің биіктігі барлық ендіктерде жыл бойы және тәулік бойы тұрақты болып қалмайтындықтан күн жылуының мөлшері үздіксіз өзгеріп түрады. Үстіңгі беттің қабылдайтын күн радиациясының мөлшері оған күн сәулелерінің жарық түсіру ұзақтығына тура байланысты болады.Экваторлық белдеуде (атмосферадан тыс) Күн жылуының мөлшері жыл.бойы онша көп ауытқымайды, ал биік ендіктерде 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 жылуының Жердегі максимум мөлшерін қабылдайды. Бұл мөлшер солтүстік жарты шарда жазғы күн тоқырау күні экватордағы жылудынң тәуліктік жиынтығынан 36% асып кетеді. Дегенмен экватордағы күннің ұзақтығы бұл кездегі полюстегідей 24 сағат емес 12 сағат болғандықтан уақыт бірлігіне тиетін күн радиациясьшың мөлшері экваторда ең көп қалпында қалады. Күн теңесу және күн тоқырау күндерінде әр түрлі ендіқтердегі Күннің талтүстегі биіктігі (градус есебімен)Ендік 21/Ш 22/УІ 23/1X 22/ХП

Солтүстік полюс Солтүстік поляр шеңбеРі Солтүстік тропикЭкватор Оңтүстік тропик Оңтүстік поляр шеңбері Оңтүстік полюс

0

23,5 66,5 90 66,5

23,5 0

23,5

4790 66,5 43

0-

0

23,5 66,5 90 66,5

23,5 0

-

0 43 66,5 90

47 23,5

Күн жылуының тәуліктік жиынтығының 40—50° ендік маңында байқалатын жазғы максимумы бұл жерде күн едәуір биік жағдайда Күннің айтарлықтай ұзақ (10—20° ендіктегі бұл уақыттағыға қарағанда артық) болуымен байланысты. Экваторлық және полярлық аудандар қабылдайтын жылу мөлшерінің айырмасы қысқа қарағанда жаз азырақ болады.Оңтүстік жарты шарға өзінің жазғы кезеңінде жылу сәйкес кезеңде (яғни жазда) солтүстік жарты шарға түсетін жылуға қарағанда артық түседі. Қысқы жағдай керісінше: оңтүстік жарты шар солтүстік жарты шарға қарағанда күн жылуын аз қабылдайды. И ю н ь д е радиациянынң ең көп жиынтығын солтүстік жарты шар, әсіресе континенттің түкпіріндегі тропиктік жбне субтропиктік аймақтар қабылдайды. Солтүстік жарты шардың қоңыржай және полярлық ендіктегі қабылдайтын күн радиациясы жиынтықтары негізінен полярлық аудандарда күннің ұзақ болуы салдарынан бір-бірінен аз айырма жасайды. Экваторлық аймақта жиынтық радиация мөлшерінің біршама аздығы ауаның ылғалдылығы жоғары, бұлттылықтың мол болуынан. Жиынтық радиациянын таралуындағы зоналық солтүстік жарты шарда континенттердің үстінде және оңтүстік жарты шарда тропиктік ендіктерде байқалмайды. Ол солтүстік жарты шарда мұхиттың үстінде жақсы көрінеді және оңтүстік жарты шар-дың тропиктен тыс аймақтарында анық байқалады. Оңтүстік поляр шеңбері маңында күннің жиынтық радиациясыньщ мөл шері 0-ге жақындайды. Декабрьде радиацияның ең көп жиынтығы оңтүстік жарты шарға келеді. Антарктиданың биік орналасқан мұз беті июньдегі Арктика бетіне қарағанда ауаның өте мөлдірлігіне байланысты жиынтық анағұрлым артық қабылдайды. Шөлдерде (Калахари, Үлкен Австралия жылу мол, бірақ оңтүстік жарты шардың көп жерін Мұхит алып жатуынан жоғары ылғалдылық және едәуір бұлттылық) жылудың жиынтығы солтүстік жарты шардың нақ сол ендіктеріндегі июньдегіге қарағанда біраз кем. Солтүстік жарты шардың экваторлық және тропиктік ендіктерінде жиынтық радиация біршама аз өзгереді және оның таралуындағы зоналық Солтүстік тропиктен солтүстікке қарай ғана анық байқалады. Ендік артқан сайын жиынтық радиация айтарлықтай тез азаяды, оның нольдік изосызығы Солтүстік поляр шеңберінен сәл солтүстікке таман өтеді. Альбедо. Күннің жиынтық радиациясы бетке түскеннен кейін, біразы кейін қарай атмосфераға шағылысады. Беттен шағылысқан радиация мөлшерінің сол бетке түскен радиация мөлшеріне қатынасы альбедо деп аталады. Альбедо (а) беттің шағылыстыру мүмкіншілігін көрсетеді және бөлшек санмен немесе процентпен өрнектеледі. I — а — сіңу коэффициенті. Жер беті альбедосы оның қасиетіне және жай — күйіне, түсіне, ылғалдылығына, кедір-бұдырлығына т. б. байланысты. Ең көп шағылыстыру қасиеті жаңа жауған қарға тән — 0,90-ға дейін барады. Құмды шөл бетінің альбедосы 0,09-дан 0,34-ке дейін (түсіне және ылғалдылығына байланысты), сазды шөл бетінде—0,30, балғын шөпті шалғында — 0,22, шөбі қураған шалғында 0,931, жапырақты орманда — 0,16— 0,27, қылқанды орманда 0,06—0,19, егістікте —0,07—0,10. Атмосфераның Күннің қысқа толқынды сәуле шашуын (тура және шашыранды радиацияны) өткізіп, Жердің ұзын толқынды жылылық сәуле шашуын ұстау мүмкіншілігін оранжереялық (парниктік) эффект деп атайды. Оранжереялық эффектіге байланысты жер бетінің орташа температурасы +15 ; атмосфера болмаса ол мұнан 21—36° төмен болар еді.Атмосферадағы су. Жер атмосферасында 14 000 км3-дей су буы бар. Су атмосфераға негізінен Жер бетінен буланудың нәтижесінде барады. Ылғал атмосферада конденсацияланады, ауа ағындарымен тасымалданады және қайтадан жер бетіне жауады.Сөйтіп тұрақты су айналым жүріп тұрады.Ол судың үш күйде (қатты, сұйық және бу түрінде) бола алу мүмкіншілігіне және бір күйден екінші күйге оңай өте алуына байланысты.

Ауа ылғалдылығының сипаттамасы. Ауадағы су буының болмысы – ауаның ылғалдылығы абсолют ылғалдылықпен, нақтылы серпімділікпен, сыбағалы ылғалдылықпен, қанығу серпімділігімен, салыстырмалы ылғалдылықпен, ылғалдық дефицитімен, шық нүктесімен 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 сандық мәні өте жақын; ал + 16,4°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, Емб, Емм–белгілі температурада ауада су буының ұсталу шегі: Максимум ылғал болмысы температураға тікелей байланысты, Ауаның температурасы неғұрлым жоғары болса, ол соғүрлым су буын көбірек ұстай алады. Ауа төмен температурада су буын өте аз мөлшерде ұстай алады. Сондықтан ауа температурасының төмендеуі конденсация туғызуы мүмкін.

Салыстырмалы ылғалдылық г – су буының нақтылы серпімділігінің қанығу серпімділігіне процент есебімен көрсетілген қатынасы:

г= е/Е*100. Салыстырмалы ылғалдылық ауаның су буымен қанығу дәрежесін сипаттайды. Ауа қаныққанда Е = е; г=100-%. Ылғалдылық дефициті Д – белгілі температурада қанығу жетімсіздігі: Д=Е–е.

Шық нүктесі Т°– ауадағы су буы оны қанықтыру жағдайына жеткізетін температура. г<100° жағдайда Т° әрқашанда ауаның нақтылы температурасынан төмен болады.

Булану және буланушылық. Су буы атмосфераға төселме беттен булану (физикалық булану) және транспирация арқылы барады. Физикалық булану процесі дегеніміз судың шапшаң қозғалып жүрген молекулаларының жабысу күшінен босап, олардың беттен бөлініп және атмосфераға ауысуы. Ауа су бу-ларымен қаныққанда булану процесі тоқтайды.

Булану ылғалдылық дефицитіне және желдің жылдамдығына байланысты. Бұл, байланыс мынадай формуламен кескінделеді: W бул ==Е–e*f (и) (Д а л ьтон з а ңы). Мұндағы бұл – белгілі уақыт бірлігінде (сек) бет бірлігінен (см2) буланған судың грамм есебімен мөлшері; f (u) – эмпириялық жолмен тағайындалған «жел факторы». Әр түрлі деректер бойынша 0,5-тен 1,0-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. Осының нәтижесінде буланатын беттің температурасы төмендейді.

Барлық ендіктерде де мұхиттан булану құрылықтан буланудан анағұрлым артық. Оның мұхит үшін максимум мөлшері жылына 3000_ см-ге жетеді. Мүхит бетінен буланудың жылдық жиынтығы тропиктік ендіктерде барынша мол және ол жыл бойы аз өзгереді. Мұхиттан максималдық булану қоңыржай ендіктерде қысқа, полярлық ендіктерде жазға тура келеді. Құ-' рылық бетінен максималды булану мөлшері 1000 мм құрайды. Оның ендік бойынша өзгешеліктері радиация балансымен ылғалдануға 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 өзінде булану үлкен мөлшерге жете алмайды. Бұл жағдайда буланушылық деп аталатын – булану мүмкіншілігі өте зор болады. Су бетінде буланумен буланушылық бір-біріне сәйкес |келеді. Құрылық үстінде булану буланушылықтан әлдеқайда аз болуы мүмкін. Буланушылық жеткілікті ылғалданған жағдайда құрылықтан булануы мүмкін шаманы көрсетеді.

Ауа ылғалдылығының тәуліктік және жылдық өзгерісі. Ауаның ылғалдылығы буланатын бет пен ауаның температурасының өзгеруіне, булану мен конденсация процестерінің аратынасына, ылғал тасымалына сәйкес үнемі өзгеріп тұрады. Ауаның абсолют ылғалдылығының тәуліктік өзгерісі қарапайым және қос-қосынан болуы мүмкін. Біріншісі температура-ның тәуліктік өзгерісіне сәйкес келеді. Бір максимум және бір минимумға ие болады. Сонымен бірге ылғал жеткілікті жерлерге тән. Оны мұхит үстінен, ал қыс пен күзде құрылық үстінен байқауға болады. Қос өзгеріс екі максимум мен екі минимумнан тұрады және құрылыққа тән. Күн шығар алдындағы

таңғы минимум түнгі сағаттардағы өте нашар булануға (немесе тіпті оның болмауына) байланысты. Күннің сәуле энергиясының кірісі артқан сайын булану өседі, абсолют ыдғалдылық максимумына сағ. 9 шамасында жетеді.

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

Абсолюттік ылғалдылықтың толық өзгерісі 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, минимумы – сағат 15–16-ға келеді.

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

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

Салыстырмалы ылғалдылық ендік өзгергенде біршама мардымсыз өзгереді: мәселен, 0–10° ендіктерде ол ең көп дегенде 85%, 30–40° ендіктерде – 70% және 60–70 ендіктерде 80% құрайды. Салыстырмалы ылғалдылықтың айтарлықтай төмендеуі солтүстік және оңтүстік жарты шарлардағы, 30–40° ендіктерде ғана байқалады.

Салыстырмалы ылғалдылықтың ең үлкен орташа жылдық мөлшері (90%) Амазонканың сағасында, ең аз мөлшері (28%) Хартумда (Шөлдің аңғары) байқалған.

Конденсация және сублимация. Су буымен қаныққан ауада оның температурасы шық нүктесіне дейін төмендегенде немесе ондағы су буы мөлшерден көбейгенде конденсация жүреді – су бу күйінен сұйық күйге өтеді. 0°С темен температурада су сұйық күйге соқпай қатты күйге өтуі мүмкін. Бұл процесс сублимация деп аталады.

Конденсация да, сублимация да ауада конденсация ядросында, жер бетінде және әр түрлі заттардың бетінде өтуі мүмкін.

Төселме беттен салқындайтын ауаның температурасы 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 жапырақтарында пайда болады. Қоңыржай ендіктерде шық бір түнде 0,1–0,3 мм, ал жылына 10–50 мм ылғал береді.

Қырау – қатты ақ түсті. Шық қандай жағдайда болса, сондай жағдайда, бірақ 0°-тан төмен температурада пайда болады (сублимация). Шық түзілгенде жасырын жылу бөлінсе, қырау түзілгенде керісінше жылу жұтылады.

Сұйық және қатты қызылсу 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 мүз қабыршағы.

Қылау - ылғалмен қаныққан ауадан температура 0°-тан едәуір төменде ағашқа, сымға және үйлердің бұрышына қонып қалатын ақ борпылдақ қоным.

Жаңбырдың немесе тұманның өте салқындаған тамшыларын 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 0°,–5° температурада пайда болады.Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Ауа қысымы2. Күн радиациясы.3. Ауа температурасы.4. Атмосферадағы су.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№7 дәріс Атмосфера циркуляциясы.Мақсаты: Ауа массалары мен атмосфералық фронттар, муссондар, циклондар мен антициклондар, жергілікті желдермен таныстыру.Жоспар:

1. Ауа массалары мен атмосфералық фронттар.2. Муссондар3. Циклондар мен антициклондар.4. Жергілікті желдер.

2. Атмосфера циркуляциясы. Атмосфера сипаты барлық жерде бірдей емес үздіксіз қозғалыста болып тұрады.

Атмосфераның үш төменгі қабаты - тропосфера, стратосфера және мезосфера – ауаның жалпы циркуляциясымен біріккен ауа ағымдарының жиынтығы. Жоғарыда жатқан қабаттар – термосфера мен экзосфера-төменгі қабаттармен байланысы болғанымен – күшті сиреген ауа қозғалысының үлкен ерекшеліктеріне ие болады. Бұл атмосфераның жалпы циркуляциясы әзірге әлі өте аз зерттелген. Атмосфераның жер бетіндегі табиғатқа ықпалы жағынан анағұрлым маңызды бүкіл осы қабатын қамтитын ауа ағымдарының күрделі системасы болып келетін тропосфера циркуля-цаясы барлығынан жақсы мәлім. Тропосфераның жалпы циркуляциясы -бүкіл атмосфераның жалпы циркуляциясының негізгі бөлігі. Соны біз негізінен алғанда қарастыратын да боламыз. Беті біртекті, шар тәрізді Жер өзінің енкектігі жоқ осімен айналмайды, ал оның жан-жағынан жарқырап күн түсіп тұр. Мұндай жағдайларда тропосфера ауасының жалпы циркуляцисы өте қарапайым болуға тиіс. Экватор үстінде қанығу салдарынан ауа көтеріледі де, жоғарыда жоғары қысым аймағының пайда болуына әкеп соғады. Полюстердің үстінде жоғарыда төменгі қысым аймағы (ауаның беттен, суу нәтижесі) пайда болады. Тропосферада изобара беттер полюстер жағына еңкейген болады. Осы бағытта ауа қозғалысы туады. Ауаның экватордан жоғары ығысуы жер бетінде экваторлық депрессияның пайда болуына әкеп соғады. Полюске қарай жоғарыда ауаның қосымша мөлшерінің ағуы жерге жақын аймақта қысымның көтерілуіне әкеп соғады. Тропосфераның төменгі қабатында қысымның бөлінуіне сәйкес ауа полюстерден экваторға қарай қозғала бастайды, яғни оның меридиональдық та-

СЬІ1ПЛьшІшдДаЬда экватор үстінен 10 км жоғары және полюстер мен тропиктер арасынан 2-4 км жоғарыдағы атмосфера қабатында қысым экватордан полюске қарай жалпы бірте-бірте төмендейді. Изобаралар параллельдерге қарай жақын орналасады бар градиенті меридианды бойлап полюске қарай бағытталған бұл бағытта ауа қозғалуға тиіс. Бірақ, егер әзірше төселме беттің біртектілігі туралы болжауды сақтай отырьш, Жер айналуын ескеретін болсақ, ауа градиент бағытынан бірте-бірте ауытқи отырып солтүстік жарты шарда – оңға, оңтүстікте – солға изобаралардың бойымен батыстан шығысқа (геострофиялық жел) қарай қозғалады. Әрбір жарты шарда жоғарыда полюстер айналасында ауаның қозғалысы, яғни полюстер үстінде ортасында төменгі қысым болған екі циклондық система пайда болады. Төменде, керісінше, полюстерде ортасында жоғары қысым болған екі антициклондық система болуға тиіс.

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

Қызған бет үстінде ауа көтеріледі, сондықтан да жоғарылаған сайың қысым артады, суық бет үстінде кері процесс болады. Нәтижесінде изоба-ралар батыс-шығыс бағытынан ауытқиды. Жоғары қысым аймағында бұлар полюс (жал) жаққа, төменгі қысым аймағында экватор (шұңқыр)

жаққа қарай иіледі. Өйткені жалдар төменгі қысым жаққа қарағандықтан изобаралар мұн-да бір-бірінен үлкен аралықта қалып қояды. Ал жоғары қысым жаққа қараған шұңқырларда керісінше изобаралар иіле отырып, тропосфераның жалпы қозғалысында батыстан шығысқа орын ауыстыратын орасан зор (Жер айналасындағы бүкіл кеңістікте олар алтыдан аспайды) «жатқан» толқындар түзеді. Изобара бойынша үйкеліс қабатынан тыс орын ауыстыратын ауа өзінің қозғалысында изобаралардың иілуін қайталайтын ауа тасқындарын түзеді. Температура өзгерістері (қысым да) қысқа аралықта аса үлкен фронтальдық зоналарда мұндай ағындар түзілу үшін жағдай мейлінше қолайлы болып келеді. Мұнда орасан зор атмосфералық құйындардың циклондар мен аитициклондардың түзілуіне жағдай жасайтын энергияның үлкен запастары шоғырланады. Бұлардың тууы жоғарыда ауа ағынында болып жататын процестермен тікелей байланысты. Қозғалыс шамалы болғанда ағын жалдар мен шұңқырлардай оралып өтеді немесе олармен бірге қозғалады. Тез қозғалатын ауа ағыны жылдамдығын сақтай отырып, инерциясымен изобаралар таралатын толқын бөлігінде жайылады да, изобаралар жақындасатын бөлігінде қысылады.Циклондар мен антициклондар.

Жоғарыдағы ауа ағынында болатын өзгерістер жер бетінде қысым өзгерістерін туғызады. Ауаның жайылатын аймағы астында қысым күрт төмендейді, қысылатын аймағы астында керісінше, күрт көтеріледі. Соның нәтижесінде жер бетінде қысымның жоғарғы және төменгі аймақтары пайда болады, оларда циклондар мен антициклондар қалыптаса алады.

Циклондар дегеніміз желдері аймақтың шетінен ортасына қарай (солтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы) ескен циклондық системасы бар төменгі қысымды тұйық аймақта (бара минимумы). Жер бетінде болатын еңкіш осьті жоғары өршігіш атмосфера құйындары.

Антициклондар дегеніміз желдері аймақтың ортасынан шетіне қарай (солтүстік жарты шарда сағат тілі бағытымен) ескен антициклондық системасы бар Жер бетінде жоғарғы қысымды, тұйық аймақта (бара максимумы) болатын еңкіш осьті төмендей соққан атмосфера құйындары.

Бұл құйындар мейлінше жадағай келеді, өйткені олардың горизонталь өлшемдері вертикаль өлшемдерінен 100–150 есе үлкен (диаметрі 1500–3000 км, биіктігі 2–4 км, максимумы 15–20 км).

Тропиктен тыс циклондар. Циклонда төселме бетте ауа төменгі қысым аймағының орталығына қарай аға бастайды. Циклон фронтальдық зонада түзілетін болғандықтан, ол пайда болған жерде жылы және суық ауа түйіседі. Ауаның орталыққа: қарай ағуы жылы және суық ауаның жақындасуына әкеп соғады да циклон ішінде фронтты сақтап, дамыту үшін жағдай жасайды. Мұндай циклонды жер бетінің жергілікті қызуынан туған (термиялық циклон) 1 циклоннан фронттық құрылымы ажыратады. Циклондардың кейбір жағдайда болмаса фронттық құрылымы болуға тиіс екендігі айқын.

Циклондар көбінесе батыстан шығысқа қарай қозғалып, солтүстікке қарай біраз ығыса отырып, әдетте бірнеше тәулік өмір сүреді. Циклондардың жылдамдығы сан алуан, әдетте 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 анағүрлым 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 райына орасан ықпал етіп жүздеген фронтальдық циклондар өмір сүреді. Көтерілетін ауада бұлттар түзіліп, жауын-шашын жауады. Мұнда бүұл 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 (5° с. және 5° о. 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 жаңбыры мол, күшті найзағайлы келеді.

Мұхиттың жылы ( + 27° С-тан төмен емес) бетінде көбінесе 5 және 20° ендік арасында әр жарты шарда тропиктік циклондар түзіледі. Спутниктердің көмегімен жүргізілген байқаулар бұл құйындар тропиктік және пассат фронттарында және фронттардан тыс көп мөлшерде туатын осал депрессиялардаи дами алады. Бұларда желдің жылдамдығы 17 м/сек-тан асқан жағдайларда осындай депрессиялардын, біразы ғана (шамамен оннан бірі) тропиктік циклондарға айналады. Желдің жылдамдығы 17-ден 32 м/сек-қа дейінгі тропиктік циклондар, тропиктік 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 бөлінумен қосарланатын жылы және ылғалды ауаның (атмосфераның тұрақсыз стратификациясы салдарынан) интенсивті көтерілуі арқылы түсіндіріледі. Тропиктік циклонның ерекшелігі – дауыл көздері – диаметрі төменгі бөлігінде 30 км-ден және жоғарыға қарай бірнеше жүз километрге дейін ұлғая беретін (10–12 км биіктікте) құйын орталығындағы тыныштық облысы. Дауыл көздерінің түзілуі бар градиенті, центрден тепкіш және Кориолис күштерінің циклоннық осы бөлімдерінде теңеліп, ауа мүлде дерлік қозғалмай қалатындығымен байланыстырылады. Бар градиентінің күші центрден тепкіш және Қориолис күштерінен артық болатын жерде шекара «қабырға» туады, осы арқылы ауа орталыққа қарай қозғалу мүмкіндігі болмай тез көтеріле бастайды, нақ осы жерде желдің жылдамдығы мейлінше үлкен болады, Дауыл көзі орталығында ауаның өрлей қозғалысы байқалады, сондықтан да аспан ашық, бұлтсыз, осы кезде айналада нөсер жаңбырлы және нажағайлы қалық будақ бұлттар байқалады.

1956 жылдан 1965 жылға дейінгі деректер бойынша Жер бетінде жыл сайын орта есеппен 70 тей тропиктік циклон туады, мұнда оңтүстіктегіден солтүстік жарты шарда көп болады. Тропиктік циклондардың ең жиі туатын бірнеше орталығы бар. Тропиктік циклондардың мөлшері жағынан бірінші орын алатын Тынық мұхитында бұл, Сары теңіз, 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 қарайғы Самоа аралына дейінгі акватория. Екінші орын алатын Атлант мұхитында, тропиктік циклондар түзілетін ошақтар (жергілікті атаулары – дауылдар): Мексика бұғаздары, Кариб теңізі, Щщі Антиль аралдарының аудандары. Тропиктік циклондар Аравия теңізі, Бенгаль бұғазы үстінде. Мадагаскар мен Маскарен аралдары арасындағы Австралияның солтүстік-батыс жағалаулары мен Кокосов аралдары арасындағы аудандарда (жергілікті атауы–горкандар мен вилли – вилли) өрістей отырып, Үнді мұхитына бәрінен сирегірек барады. Түзілу ошақтарынан тропиктік құйындар субтропиктік антициклондарды айнальш, солтүстік жарты шарда солтүстік батысқа, оңтүстікте оңтүстік батысқа қарай қозғалады. Егер тропиктік циклон қоңыржай ендіктерге жететін болса, оның бағыты осы ендіктерде ауаның 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 көадері жоғалады. Ол сөнеді немесе қоңыржай ендіктердің циклонына (тропиктіктен тыс) айналады. Мұхит үстіндегі өзі сорып алатый ауада сонщама көп ылғал болмай (циклон энергияны аз алады),

ал төменгі бетпен үйкеліске энергия шығыны артып, құрылыққа тап болған тропиктік циклон ерекше тез сөнеді. Тррпиктік цик|-лондар энергияның көп мөлшерін төменгі ендіктерден неғүрлым жоғарғы ендіктерге апарады, бірақ әзірге олардың атмосферада өтетін процестерге ықпалы жеткілікті зерттелмеген, өйткені олардың түзілу механизмі әлі жеткілікті анық емес.

Тропиктік циклондар керемет апаттар тудырады. Олар құрылыстарды қиратады, заттарды үлкен қашықтықтарға алып кетеді (мысалы, мебельді ені 80 км бүғаздың 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 кететін биіктігі он этажды үйдей (20–30 м) толқындар. 1970 жылы ноябрьде Бенгалгг жағасына лап қойған дауылдар және аралдар мен құрылықтың кең алқабын басып кетіп қосарланған толқындар 300 мыңнан астам адамды құртты, (толық емес деректер бойынша) елді мекендерді, порт құрылыстарын, темір жолдарды, дамбыларды, кепірлерді 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 «келетін» елдерде олардың қозғалысы мен дамуын қадағалайтын арнаулы қызмет ұйымдастырылған.

Шағын құйындар. Атмосферада түрлі масштабтағы құйын қозғалыстары үнемі байқалады. Жоғарыда қаралған циклондар өте ірі құйындар: ала құйындар, томболо – шағын, кіші масштабты құйындар. Олардың диаметрі бірнеше ондаған метрден (су үстінде) бірнеше жүздеген метрге дейін (құрылық үстінде) болады. Шағын құйындарға ауа тез айналады (50–200 м/сек жылдамдықпен) да, бүкіл құйын бір мезетте 10–20 м/сек-қа жуық жылдамдықпен араласады.

Құйын теңіз үстінде – ала құйын болып та, құрылықта – тромб болып та (Солтустік Америкада бұларды торнадо деп атайды) түзіле алады. Келе жатқан суық ауаның алдында қызып кеткен бет үстінде атмосфераның орнықсыз вертикаль тепе-теңдігінде ала құйындар (тромбылар) туады, нәтижеде жылы ауа бірден көтеріледі, жер бетінен біраз биіктікте қысым қатты төмендейді. Қысымы өте төмен сиреген облысқа ауа тез көтерілгенде жоғарыдан – бұлт, төменнен– су, тозаң т. б. сорылады. Атмосферада беттің біраз биіктігінде, құйын орталығындағы қысым өте төмен тар ұштармен қосылған екі воронка көрінеді.

Шағын масштабты құйындар күшті қиратқыш келеді. Тромбылардағы желдің жылдамдығы тайфундардағыға қарағанда едәуір көп болады (200 м/сек-қа дейін). Бұлар ағаштарды тамырымен жұлып, үйлерді қирата алады. Лап етіп соққан құйын өзінің бүкіл «тіршілігімен» бірте су қоймасын «сорып» алады, ал содан кейін су балдырынан, балықтардан, бақалардан бір жерде ғажап «жауын-шашын» жауады. Құйын өткенде қысымның тез төмендейтіні соншалықты үйлердің әйнектері ұшып кетеді. Осындай кезде үйлердің жарылған жағдайлары да мәлім.

Тромбылар (торнадо) Солтүстік Америкада өте жиі болатын құбылыс. АҚШ-та 1915 жылдан 1950 жылға дейін «476 млн. доллар тұратын және 7961 адамды қазаға ұшыратқан» 5204 торнадо тіркелген. Европада тромбылар біршама сирек болады.

Антициклондар. Қоңыржай ендіктерде циклондар арасында қозғалмалы аніициклондар пайда болады. Бұлардың қайсысы болсын жетёкші ағынның бағытында, яғни ^батыстан шығысқа қарай 30–40,км/сағ жылдамдықпен орын ауыстырады. Цик-лонның қозғалысы қызған бет үстінде, ал антициклонның қозға-лысы суынғаа бетте.баяулайды да, олар азды-көпті тұрақты, бола алады. Антициклондар жеңілдеу тұрақтайды. Қейде суық бет үстінде жергілікті суық антициклон пайда болады.

Антициклонның дамуы, әдетте тропосфераның жоғарырақ қабаттарында кезігетін ағындар облысы астында жоғарғы қысымды облыстың түзілуінен басталады. Максимум ортасынан ауаның лықсуы пайда болады; оның орны кезігетін ағындар облысынан түскенмен толтырылады.

Дамудың бірінші стадиясында жас антициклон 2–3 км биіктікке дейін байқалатын біршама шағын төмендейтІн құйын болып келеді. Екінші стадияда максимал дамитын стадиясында – антициклондық қозғалысқа барған сайын жоғары қабаттар 8–-12 км биіктікке дейін қосылады.

Үшінші стадияда –талқандалу стадиясында антициклон аз қозғалатын болады, ауаның жоғарыдан келіп, оның антициклон орталығына түсуі тоқтатылады. Мұндай антициклон фронттық зонада түзілгенімен, мұнда фронт болмайды; орталықтан бағытталған ауа ағыстары фронтты шетіне әкетеді. Әдетте фронт антициклонды үш жағынан

дерлік көмкереді (б9л екі циқлон арасында жатқан антициклон үшін тән). Фронттық бетті антициклонның орталық бөлігінен біраз биіктікте байқауға болады.

Антициклонда ауаның төмен қарай қозғалысымен қосарланатын адиабаттық қызуы антициклондарға тәи сығу инверсиясының түзілуіне әкеп соғады, оның пайда болуы неғұрлым жоғары деңгейде ауаның төмендеу жылдамдығы антициклонның төменгі бөлігіне қарағанда аз болудан және мұнда ауаның төмендеуі ғана емес, сондай-ақ жан жағына таралу салда-рынан.

Жер бетіндегі антициклон орталығына тымық ауа тән, бірақ шет-шетінде едәуір күші бар жел болуы мүмкін.

Циклондар мен антициклондардың дамуын талдаудаң тропосфераның жерге таяу қабатында пайда болған циклондар мен антиңиклондар, жоғарыда изобараның таралатын облысынан ауаның ағып кетуі және кезігу облысына ауаның ағып келу процестері төмендегі құйындар орталықтарындағы ауаның ағып кетуі мен ағып келу процестерінен интенсивтірек больш шыққанда оларды толық компенсациялайтын жағдайда өмір сүре беретіндері белгілі.

Жоғарғы қысым жалдарының дамуы олардың оқшаулануына, жоғары қысымның тұйық облысына айналуына әкеп соға алады, жылы биіктік антициклон туады. Төменгі қысымды қолаттың дамуы нәтижесінде олардың орнына суық биіктік циклондар қалыптаса алады. Биіктік циклондар мен антициклондардың қалыптасуына полюстер жағынан шұңқырларға суық ауаның және экватор жағынан жалдарға 2 жылы ауаның ағып келуі жол ашады.

Биіктегіге қарама-қарсы жерге таяу, циклондар экватор жағынан келген (жал осінің батысынан) ауаның жайылу облысы астында орналасып жылы больш шығады, ал жерге таяу антициклондар полюстерден келетін (қолат осінің батысын ала) ауаның кезігу тасқындары облысының астында орналасып суық болып шығады. Ауаның жетекші тасқьшымен шығысқа ауыса отырып биіктік циклондар мен антициклондар жерге таяудағылардан тезірек қозғалып, олармен ұласып кетеді де тропосфера бір жерлерде жоғалып кететін, екінші жерлерде қалыптасатын бірнеше орасан зор құйындарға бөлінген болып шығады.

Шығысқа қозғалғанда циклондар полюске қарай антициклондар-экваторға қарай ауытқитын болады. Циклондар мен антициклондардың мұндай «бет алыстарының» себебі – ендіктіқ артуымен арта түсетін жердің осьтік айналуынын. ауытқу әрекеті. Сөйтіп циклондарда да, антидиклондарда да құйынның полюске жақын бөлігінде ауытқу күші көп болады Бірақ мұнда циклондарда бұл орталықтан бағытталғандықтан (бар градиентше қарама-қарсы) циклон шығысқа орын ауыстырумен бір мезетте солтүстікке қарай бірте-бірте ығысады Солтүстік және оңтүстік жарты шарлардағы 65° ендіктің маңында Циклондар, төменгі қысымды зона жасап, полюстік аудандардағы жоғары қысымның ықпалымен кідірістейді.

Антициклондарда орталықтан бар градиенті бағытталғанда Жер айналуының ауытқу күші, керісінше, орталыққа қарай бағытталған, сондықтан антициклондар экваторға қарай орын ауыстырады, Төменгі ендіктерде ауытқу күшінің әлсіреуі нәтижесінде 25 –30° ендік маңында әр жарты шарда жоғарғы қысымның үздіксіз зонасын жасап, антициклондар жинақталады Бұлар, ендік бойынша күшті созылған субтропиктік максимум-дар дегенді түзіп, Мұхит үстінде ерекше шоғырланады.

Атмосфераның жалпы циркуляциясындағы циклондар мен антициклондардың ролі орасан зор. Жер айналуының ығысу әрекеті меридиандық ауа ағындарын ендікке айналдыра отырып, ендіқтер арасындағы ауа алмасуына кедергі жасайды. Төменгі ендіктерден жоғарыларға ауаның ауысуы, ал демек жылу алмасу да, негізінен алғанда циклондар мен антициклондар арқылы жүзеге асырылады. Бұл әсіресе тропиктен тыс ендіктерде байқалады. Егер интенсивті, биіктік және аз қозғалатын циклондар мен антициклондар қатар орналасса, бұл жағдайда, циклонның артқы жағындағы ауа жоғарғы ендіктерден төменгі, ан-тициклонның алдыңғы жағындағысы, керісінше, қоңыржай ендіктерден жоғары ендіктерге ауысады. Қоңыржай ендіктердегі атмосфера циркуляциясының мұндай типі - меридиандық деп аталады. Ол батыс тасымалы жақсы көрінетін, ал циклондардың артқы жақтарындағы ауаның басып кіруі өте мардымсыз зоналық типтен өзгеше. Қоңыржай ендіктердегі атмосфера циркуляциясының бұл екі типі жыл бойында бірін-бірі алмастыра-ды. Олар ауысқанда ауа райы біреуінің басым түсуіне байланысты.

Егер экватордағы төменгі қысым мен поляр облыстарындағы жоғарғы қысым те-миялық себептермен байланысты болса (бірінші жағдайда жер бетінен ауаның қызуы, екіншісінде суынуы), онда қоңыржай ендіктердегі төменгі қысым, ал субтропиктік ендіктердегі жоғары қысым дегеніміз – бірінші жағдайда циклондардың, екінші жағдайда антициклондардың жиналу нәтижесі болады.

Атмосфераның төселме бетпен өзара күрделі әрекеттесуінің нәтижесінде климат қалыптасады. Климаттың қалыптасуындағы басты роль Күн радиациясына – барлық атмосфералық процестер энергиясының көзіне тиісті.

Жер бетінде Күн радиациясының бөлінуі планетаның шар тәрізді пішінімен анықталады – бұл климаттағы ендіктерге байланысты айырмашылықтарды түсіндіреді. Жердің орбитаға қатысты оның осінің еңіс жағдайында қозғалысы жыл бойында Жер бетіндегі Күн жылуының әр түрлі бөлінуін, климаттың маусымдылығын, әр түрлі ендікте климаттың бірдей еместігін анықтайды. Жылулық белдеулердің – Жер климатының зоналылық негізінің пайда болуы осы арқылы түсіндіріледі. Климаттағы бұл айырмашылықтар Жер бетіне Күн жылуының түсуіне байланысты және төселме беттің сипатына тәуелді емес. Егер де Жер беті мүлде біркелкі болса, экватордан полюске қарай климаттың заңды өзгерісін анықтай отырып, олар да осындай орын алған болар еді.

Әр текті төселме беттің ықпалы Күн жылуының атмосфераға әркелкі қабылданып, берілуі, атмосфераға ылғал беріп отыруы, ауа қозғалысына ықпалы бір жылу белдеуі шегінде, түрлі климаттардың қалыптасуын анықтайды. Жарық түсу шектерімен климат белдеулері шектерінің дәл келмеуін түсіндіреді. Төселме бет дегеніміз климат қалыптасуының екі асамаңызды факторларының екіншісі.

Су беті мен құрылық бетінің ықпалы әр түрлі болғандықтан климаттар теңіздік және континенттік болып қалыптасады.

Континенттік климат Мұхиттың жұмсартатын ықпалынан айырылған. Теніз климатынан оның басты айырмашылығы – континенттіктің өсуімен арта түсетін, температура тербелістерінің үлкен, жылдық және тәуліктік амплитудалары. Континенттік климатта ауа ылғалдылығы теңіздіктен аз, бұлттылық, жауьш-шашын, жел жылдамдығы азаяды.

Мұхит үстіндегі және оған жапсарлас континенттердің бөлігі үстіндегі климаттың қалыптасуына мүхит ағыстары зор ықпал етеді. Олар жылу мен суықты тасымалдайды. Суық ағыстар атмосфераның тұрақсыздығын азайтады. Ауаның вертикальды қозғалысын және жылу мен ылғал алмасуын әлсіретеді. Суық ағыстар үстінде булану жылы ағыстардағыдан гөрі аз интенсивті келеді. Бұлардың үстінде және олардың жылы ағыстарымен шекарасында тұман жиі пайда болады.

Мұхит ағыстарының ықпалымен бір ендіктердегі батыс және шығыс жағалаулардың климаттары түрліше болып шығады. Бұл айырмашылықтардың пайда болу заңдылығын Дүние жүзілік мұхит ағыстарының схемасы түсіндіреді. Экватордан шығатын ағым жылу әкелетін, ал экваторға қарай аратын ағым суық әкелетін болғандықтан, материктердің батыс жағаларының климаты шығысқа қарағанда қоңыржай ендіктерде жылырақ, тропиктік ендіктерде керісінше болуға тиіс.

Орографияның ықпалы (Жер бетіндегі биіктіктер мен әр келкіліктің өзара орналасуы) әсіресе таулы жерлерде ерекше болып келеді. Жоғарылаған сайын Күн радкациясының келуі арта түседі, бірақ сәуле шығару да арта түседі, сондықтан температура төмендейді. Кейде қыста кері құбыбысты, жоталар арасындағы шұңқырға суық ауаның келуінен туған температура инверсиясын байқауға болады. Жауын-шашынның мөлшері биіктікке қарай белгілі бір шекке дейін артады да одан жоғары да кемиді. Бұл шек сан алуан, өйткені ол ауа ылғалдылығы 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 мүздықтар пайда болады. Таулардағы климат айырмашылығына беткейлердің түрлі экспозициясы, үстемдік ететін желдерге қарағанда олардың әркелкі орналасуы жол ашады. Ауа шағын қабатпен жайылғанда, әсіресе суық ауа ағыстарын тежеп қалатын барьер ретінде таулар климатқа елеулі ықпал етеді.

Тауларда ауаның жергілікті циркуляциясы өте жиі пайда «болады. Таулардың атмосфера күйіне жасайтын ықпалына, горизонталь климаттық зоналылықты

күрделендіре түсетін, климаттардың вертикаль белдеулілігі байланысты.Төселме беттің климатқа ықпалын қарастыра отырып, поляр аудандарында едәуір алаңды

алып жатқан қазіргі мұз басуға көңіл аудару қажет.Мұз бен қардың шағылыстыру қабілетінің үлкен екені белгілі (альбедо 0,9-ға дейін). Егер де

мұздар Жерді тұтас жабатын болса, оның бетінде ауаның орташа температурасы шамамен 100°С-қа төмендейтіні (қазір бұл 15° С) есептеп шығарылған. Поляр аудандарында мұздың басуы жоғарғы және төменгі ендіктер арасындағы температура контрастарын арттыра отырып, ауа температурасын қатты төмендететіні айқын. Бұлардың ықпалымен климат зональдылығы күшейе түседі.

Маусымдық шар басуы, өсімдік басуы және төселме беттің көптеген басқа ерекшеліктері климатқа ықпал етеді.

Төселме беттің климатқа ықпалының масштабы мейлінше сан алуан: бір жағдайда бұл материктер мен мұхиттардың, екіншісінде жеке тау жоталарының, үшіншісінде орман массивтерінің т. б. ықпалы. Бұл ықпалдар біріне-бір «үстемеленеді», сондықтан әрбір неғүрлым «ұсақ» климатта «үстемеленген» климаттың сипаттары болуға тиіс. Бір климаттық белдіктің барлық климаттарының горизонт үстіндегі Күн биіктігіне, күн мен түннің ұзақтығына, ауаның жалпы үстемдік етуші қозғалысына бағынышты міндетті түрде ортақ ерекшеліктері болады.

Атмосфераның циркуляциясы жоғарғы және төменгі ендіктерде Күн сәулелері әр келкі қыздырған Жердің біртекті төменгі беттерінде де болар еді, бірақ айтарлықтай күрделі болмас еді. Әртекті төселме бетті ықпалы атмосфера циркуляциясын күрделі ете түседі (мысалы муссондар, жергілікті желдер) және осы арқылы климаттың әр түрлілігі артады.

Дүние жүзілік ылғал айналымы системасында су бетінен құрылыққа ауа ағыстарының ылғал тасуының зор маңызы бар.Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Ауа массалары мен атмосфералық фронттар.2. Муссондар3. Циклондар мен антициклондар.4. Жергілікті желдер.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№8 дәріс Климат және оның түрлері.Мақсаты: Климат және оның түрлерімен танысу.Жоспар:

1. Теңіздік, құрлықтық және муссондық климат.2. Климаттың жіктелуі.3. Ауа массаларының негізгі типтері мен климаттық белдеулер

№8 дәрістің қысқаша конспектісі

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:1. Теңіздік, құрлықтық және муссондық климат.4. Климаттың жіктелуі.5. Ауа массаларының негізгі типтері мен климаттық белдеулер

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№9 дәріс Гидросфера – географиялық қабықтың құрамдас бөлігі. Дүние жүзілік мұхит.Мақсаты: Дүние жүзілік мұхит суының физикалық және химиялық қасиеттерімен танысу.Жоспар:

1. Мұхит суының физикалық және химиялық қасиеттері.2. Мұхит суының қозғалысы3. Мұхит – тіршілік ортасы.

№9 дәрістің қысқаша конспектісіМұхит суының физикалық және химиялық қасиеттері. Тұздылығы. Салмағы жағынан алғанда Мұхит суы 96,5% таза судан және 3,5% оның ішінде еріген тұздан, газдан және ерімейтін жүзгін бөлшектерден түрады. Түрлі заттардың біршама шағын мөлшерінің болуы басқа табиғи сулардан оған елеулі айырым береді. Бұл Жер бетіндегі белгілі барлық химиялық элементтер бар, қоректік ерітінді. Мұхит суында әсіресе хлор, натрий, магний, күкірт көп болады. Мүнда бром, көміртегі, стронций, бор едәуір аз болады. Барлық қалған элементтерге 1% аз келеді, яғни олардың қүрамы мардымсыз аз. Бұлардың арасында организмге мейлінше қажет биогендік элементтер де (фосфор, азот т. б.), микроэлементтер де бар. Мүхиттағы түздардың жалпы мөлшері 50-1016т. Бұлар Мұхит-тың түбін шамамен 60 м, бүкіл Жерді 45 м, ал қүрылықты 153 м қабат болып бүркей алады. Мұхит суында барлығынан көбі натрий (NaCl,.Na2SO4 – 1 литрде 27,2 г) яғни ас түзы (NaCl), сондықтан да Мүхит суының дәмі түзды келеді. Содан соң магний түзы MgCl2 (1 литрде 3,8 г) және -MgSO4 (1 литрдё 1,7 г) келеді, суға ащы дәм береді. Мүхит суында 1 м3-те 0,3 мг күміс және 1 м3-те 0,008 мг алтын болады. Бүлардың жалпы мөлшері едәуір болғанымен (алтын 11 млрд. тоннаға жуық) мүндай концентрацияда өндіру пайдалы емес.

Мүхит суының таң қаларлық ерекшелігі – түз қүрамының түрақтылығы. Мүхиттың түрлі бөліктерінде ерітінді аз немесе күшті болуы мүмкін, бірақ ең басты тұздардың қатынасы өзгеріссіз қалады. Сондықтан да судың жалпы түздылығын анықтау үшін хлордың мөлшерін анықтау және шыққан шаманы 1,81 (S = 1,81 С1%о) көбейту жеткілікті болады. Мұхит суы түздың құрамының түрақты болу себебін оның араласып түруынан көруге болады, бірақ бүл түсінікті жеткілікті деп есептеуге болмайды. Мұндай түздылықтың пайда болуы туралы сұрақ туады. Мантия затынан су бөлініп шыққанда су буымен бірге қүрамында хлор, бром, фтор қоспалары бар вулкан түтін-дері белініп шығады деп болжанады. Жер бетіндегі «бірінші» су қышқыл болды, ол тау жыныстарынан сілті элементтерін натрий, калий, кальций, магний т. б. ала отырып оларды сіл-тісіздендірді. Бұлардың, хлормен және броммен реакциясының нәтижесінде ерітінді нейтралданып, ал сонан соң жалғасып келіп түскен сілті элементтердің есебінен, қазіргідей аздап сілтілі болды. Мұхитта есімдік тіршілігі пайда болғанда (бұдан 3 млрд. жылдан астам бүрын) бос оттегі пайда болды. Жер қойнауынан бөлінген азот тотыққанда бос азот, ал көмір-тек қосылыстары тотыққанда бос көмір қышқылы түзілді. Палеозойдан бастап (500 млн. жыл бүрын) Мүхит түрғындарының қазба қалдықтарына қарағанда мүхит суының түздық құрамы өзгермеген. Бірақ егер өзендер мұхитқа басқа түзды қүрамды суды үздіксіз әкеліп құйса, мүны қалай түсіндіруге болады. Бұлар әкелген, ерітілген заттардың мөлшері жылына 5,4 млрд. т, ал қалқымалары жылына 32,5 млрд. т жетеді ( -таблица).

-таблицаСуда еріген заттар судағы тұз мөлшері (жалпы массадан %)

мұхиттық өзендік

Хлоридтар Сульфаттар Карбонаттар Басқа заттар

88,7 10,8 0,3

0,2

5,0 10,0

60,0 25,0

100,0 100,0

Әуел баста өзен суларындағы тұз құрамы сірә Мүхит суының құрамына жақын болса керек. Бірақ уақыт өтуіне қарай қүрылық бетінде минералдар біршама өзгеруінің нәтижесінде ол басқаша болды. Өзендердің Мүхитқа әкелген түздары едәуір дәрежеде шығындалады. Қаңқалар мен раковиналар қүратын организмдер кальций мен кремний қосылыстарын судан алады. Нашар еритін химиялық қосылыстар – темірдіқ аллюмосиликаттары (глаукониттер), фосфориттер, темір-марганец түзіліс-тері – судан бөлініп қалады. Темір-марганец конкрециясы мұхит түбі алаңының 10 процентін жабады.

Кейбір жануарлар өз денесінде белгілі бір заттарды концентрациялауға қабілетті келеді. Су тыныстағанда, қоректенгенде жануарлар организмі арқылы өтіп өзгеріске ұшырайды. Нак, осы өсімдіктер мен жануарлар мұхит суының, қазіргі тұздық құрамын анықтайды.

Дүние жүзілік мұхиттың орташа тұздылығы 35%0 (про-милль). Қайсы жағына болсын орташа тұздылықтан ауытқуды негізінен алғанда тұщы судың кіріс-шығыс балансындағы езгерістер тудырады. Мүхиттың бетіне жауатын атмосфералық жауын-шашындар, құрылықтан келетін ағындар, мұздардың еруі тұздылықты, булануды төмендетеді, мұздың түзілуі, кері-сінше оны арттырады. Құрылықтан келген су жағалаудың, әсіресе езен қүбылысына жақын жердің түздылығына айтар-лықтай әсер етеді.

Мүхит бетіндегі түздылық оның ашық бөлігінде негізінен атмосфералық жауыи-шашын мен буланудың қатынасына (яғни климаттық жағдайларға) тәуелді болғандықтан оның таралуында ендік зоналылық байқалады. Бұл изогалин –■ тұздылығы бірдей пункттерді қосатын сызықтар картасынан жақсы керінеді.

Экваториалдық ендіктерде судың беткі қабаттары мүнда жауын-шашын мөлшері буланудан кәп болуы салдарынан бір-аз тұщыланған. Субтропиктік және тропиктік ендіктерде беткі қабаттардың түздылығы жоғары болады, бұл ашық Мұхиттың беті үшін максимумы 36–37%0 жетеді. Бүл булануға кеткен судың шығынын жауын-шашынның жаумайтындығымен түсін-діріледі. Мүхит ылғалды жоғалтады, түз болса қала береді. Тропиктік ендіктерден солтүстікке және оңтүстікке қарай мүхит суларының тұздылығы буланудың, жауын-шашын мөл-шерінің артуынан біртіндеп 33–32°/оО-ге дейін төмендейді. Жоғары ендіктерде мүхиттың бетінде түздылықтьщ төмендеуіне қалқыма мүздардың еруі әсерін тигізеді.

Мүхит бетінде тұздылықтын. ендік бағытта таралуын ағыс-тар бұзады: жылы ағыстар оны арттырады, суық ағыстар, кері-сінше төмендетеді.

Мүхиттар бетіндегі орташа тұздылық әр түрлі. Ең кеп орташа түздылық Атлант мүхитында – 35,4 %о, ең азы – Сол-түстік Мұзды мүхитта – 32 %о, Атлант мүхитыньщ жоғарғы тұздылығы онын, салыстырмалы енсіз жағдайында материктер-дің әсерімен түсіндіріледі. Солтүстік Мүзды мұхитқа түщылан-дыратын әрекетті Сибирь езендері жасайды (Азияның жағалау-ларында тұздылық 2О°/оо-ге дейін төмендейді).

Түздылық езгерістері негізінен алғанда, тұщы судьвд кірісі мен шығысына байланысты болғандықтан, олар атмосфералық жауын-шашын тікелей жауатын және суды буландыратын бет-кі қабатта және соның астындағы араласу тереңдігін анықтай-тын шағын қабатта ғана байқалады. Араласу 1500 метр тереңге дейінгі су қабатын қамтиды. Дүние жүзі мүхиты суының тұздылығы тереңірек те өзгеріссіз қала береді (34,7–34,9 °/оо).

Тереңге қарай түздылықтың өзгеру сипаты Мүхит бетіндегі түздылықты анықтайтын жағдайларға байланысты. Тереңдікке қарай түздылық өзгерістерінің терт типін беледі:

I – экваторлық, II – субтропиктік, III – қоңыржай және IV – полярлық.I. Экваторлық ендіктерде тереңдеген сайын түздылық бір-тіндеп өседі де, мүнда мұхиттың

тропиктік бөлігінен экваторға қарай неғүрлым түзды су келетін 100 м тереңдікте максимумға жетеді. Тұздылық 100 м тереңде кемиді, ал 1000–1500 м терен,-нен бастап түрақты дерлік болады.

II. Субтропиктік ендіктерде түздылық 1000 м тереңдікке дейін тез азаяды, онан тереңде ол түрақты болады.

III. Коңыржай ендіктерде тереңдеген сайын түздылық аз езгереді.IV. Полярлық ендіктерде мұхиттың бетіндегі тұздылық мей-лінше төмен, тереңге қарай әуелІ

бұл тез өседі, ал содан кейін шамамен 200 м тереңдіктен бастап мүлде дерлік өзгермейді.

Теңіз беттеріндегі судың тұздылығы мүхиттың ашық бөле-гіндегі түздылықтан күшті айырма жасауы мүмкін. Бүл да ең алдымен су балансьшен анықталады, демек климаттық жағдай-ларға да байланысты. Теңіз ашық Мұхитқа қарағанда езі шайып жатқан құрылықтың ықпалына едәуір күшті үшырайды. Теңіз құрылыққа неғүрлым тереңірек кірсе, оньщ Мүхитпен байланысы неғұрлым аз болса, орташа мұхиттықтан оның суының тұздылығы соғұрлым көп айырықшаланады.

Полярлық және қоңыржай ендіктердегі теңіздердің суыньщ балансы оң болады. Сондықтан да олардың бетінде, әсіресе өзендер қүяр жерде түздылық төмен. Өзен саны аз болып келетін қүрылықпен қоршалған субтропиктік және тропиктік ендіктердегі теңіздердің тұздылығы жоғары болады. Қызыл теңіздің түздылығының көптігі (42%о-ге дейін) қүрғақ және ыстық климат жағдайларындағы оньщ қүрылық ортасындағы жағдайымен түсіндіріледі. Теңіз бетіне жауын-шашын жылына не бары 100 мм мелшерінде жауады, құрылықтан келетін ағын жоқ, ал булану жылына 3000 мм-ге жетеді. Мұхитпен су алма-су тереңдігі 125 м, тар Баб-эль-Мандеб бүғазы арқылы өтеді. Жерорта теңізінің жоғарғы түздылығы (39%0-ге дейін)–қү-рылықтан келетін ағын мен жауын-шашын буланудың орнын толықтырмауының, ал мүхитпен су алмасудың қиындай түсуінің нәтижесі. Қара теңізде (18%о, керісінше, ағын буланудың ор-нын түгелге жуық толтырады ағынның жылдық қабаты 80 см) және жауын шашын судың балансын оң жасайды.

Мрамор теңізімен еркін су алмасуының жоқтығы төмен түз-дылықтың сақталуына көмектеседі. Бір жағынан Мүхиттың, скінші жағынан күшті түщыланған Балтық теңізінің ықпальша ұшыраған Солтүстік теңізде тұздылық оңтүстік-шығыстан солтүстік-батысқа қарай 31%0-ден 35%0-ге дейін артады.

Мұхитпен тығыз байланысты барлық шеткі теңіздердің тұз-дылығы Мұхитқа жапсарлас бөліктердің түздылығына жақын болады. Өзен келіп құятын теңіздердің жағалық бөліктерінде су күшті тұщыланады да тұздылығы көбіне бірнеше промилль ғана болады.

Теңіздерде тереңдігіне қарай түздылықтың өзгеруі беткі түздылыққа және осыған. байланысты мүхитпен су алмасуға (немесе көршілес теңізден) бағынышты. Егер теңіздің түздылығы Мүхиттын, (көрші теңіздің) түздылығына қарағанда аз болса, оларды қосатын бүғазда неғүрлым тығыз мұхиттық су бүғаз арқылы теңізге енеді де теңіз түбін толтырып төмен түсе-ді. Бұл жағдайда теңіздегі түздылық тереңдеген сайын артады. Егер теңіз Мүхиттың (теңіздің) көрші бөлігіне қарағанда тұз-дырақ болса, бұғаздағы су түбімен Мүхит жаққа, ал су бетімеи теңіз жаққа қозғалады. Беткі қабаттары осы физика-географиялық жағдайлардағы теңізге тән болып келетін түздылық пен температураға ие болады. Ең түпкі судын, тұздылығы ең. төменгі температура кезіндегі беткі түздылыққа сай келеді.

Тереңдікке қарай түздылық өзгерістерінің түрлі жағдай-лары Жерорта, Мрамор, Кара теңіздерден жақсы көрінеді. Атлант мұхитынан гөрі Жерорта теңізі анағүрлым түзды. Гиб-ралтар бұғазында (ең тайыз жері 338 м) теңізден мүхитқа тереңдік ағысы орын алады. Жерорта тещзінің суы шоңғалдан төмен түседі, мүхиттағы шоңғалға жақын біраз тереңдікте түздылығы жоғары облыс түзеді. Бүғаздын, бетімен мүхит суы теңізге ағады. Жерорта теңізінщ түбінің бүкіл өн бойында оның. суыньщ тұздылығы 38,6 %о болса, ал бетінде ол шығыс бөлікте 39,6%о-ден батыста 37%о-ге дейін өзгереді. Шығыс бөлікте тұздылық тереңдікке сәйкес азаяды, батыста арта түседі.

Мрамор теңізі екі теңіздің – аса тұзды Жерорта теңізі мен түзы азырақ Қара теңіздің арасында орналасқан. Дарданелла бүғазы арқылы өтіп, тұзды Жерорта теңізінің суы теңіз түбін толтырады, сондықтан да түбінің түздылығы 38°/оо-. Бетінен қоз-ғалған Қара теңіз суы Босфор арқылы Мрамор теңізіне келедГ де, бүлардьщ беткі қабаттарының суын 25 %о дейін түщылан-дырады.

Мұхит суындағы газдар. Мүхиттағы суда газдар әр уақытта еріген болады. Мүхит суының газдарды еріте алатын қабілеті оның температурасына, түздылығы мен гидростатикалық қысы-мына байланысты. Судын, температурасы мен түздылығы не-ғұрлым жоғары болса, мұның ішіндегі газдардың еруі соғүр-льш аз болады. Суда, ең алдымен оттегі мен көмір қышқыл газы (оттегінің қос тотығы) сондай-ақ күкіртті сутегі, аммиак, метан еріген болады. Газдар суға атмосферадан түседі, химия-лық және биологиялық процесс кезінде бөлініп шығады, олар-

ды өзен алып кетеді, олар су асты атқылаулары кезінде келіп түседі. Газдардың қайта. таралып бөлінуі араласу арқылы өтеді.

Оттегі мұхитқа атмосферадан түседі де фотосинтез кезінде бөлініп шығады. Ол дем алуға, тотығуға жұмсалады. Қызған жезде (көктем, жаз) су оттегін атмосфераға береді, суынғанда (күз, қыс) оны атмосферадан тартады. Фотосинтез процесінің интенсивтігі суға Күн сәулелерінің түсуіне байланысты болғандықтан мүндағы оттегінің мөлшері тәулік бойынша ауытқиды және тереңдікке қарай өзгереді.

Судың беткі қабаты (100–300 м) барлық уақытта оттегіне қанық; сонымен бірге оның қүрамы экватордан полюске қарай есе түседі: 0°–5 см3/л, 50° с. е.~8 см3/л. 200 м тереңге жарық. аз енеді, өсімдік кездеспейді, оттегінің қүрамы азаяды. Оның •400-800 м тереңде ерекше күрт төмендеуі елі органикалық зат-тарды толықтыруға жүмсалумен түсіндіріледі. Мүхиттың түп жағындағы қабаттарға оттегін полярлық ендіктерде төмен түсіп экваторға қарай жылжыған суық сулар әкеледі. Оттегі мүхит түрғындарына да қажет. Суық ағыстарының оттегіне байырақ 'болатындығы бүларда тіршіліктің дамуына жол ашады.

Көмір қышқыл газы, оттегі мен азоттан айырмашылығы мүхит суында, негізінен алғанда байланысқан күйде, көмір-қышқыл қосындылары түрінде (карбонаттар мен бикарбонат-тар) болады. Ол суға атмосферадан келіп түседі, организмдер дем алғанда және органикалық заттар

шірігенде бөлініп шыға-ды, су асты атқылауларында жер қыртысынан келіп түседі. Оттегі сияқты көмір қышқыл газы суық суда жақсы ериді. Сондықтан температура жоғарылағанда су оны атмосфераға береді, төмендегенде – сіңіреді. Күндіз өсімдіктердің көмір-қышқыл газдарын түтынуының күшейе түсуіне байланысты оньщ судағы мелшері азаяды, түнде, керісінше, өсе түседі. Жо-ғары^ ендіктерде Мүхит көмір қышқыл газын сіңіреді, төмен-гілерінде – оны атмосфераға бөледі. Мүхиттағы көмір қышқыл тазыньщ қоры 45–60 м3/л қүрайды. Бүл Мұхитқа қарағанда, атмосферада 60 есе аз болады. Мұхит біресе газды сіңіріп отырады, біресе оларды атмосфераға бөліп шығарады. Мүхит пен атмосфера арасындағы газ алмасулары – үздіксіз процесс.

Азот мүхит суында әрқашанда болады, бірақ оның мөлшері басқа газдарға қарағанда атмосферадағыдан гөрі аз. Мүхитта, •ол, сірә, үлкен роль атқармаса керек. Қейбір түп маңындағы бактериялар оны нитраттар мен аммонййлерге айналдырып жібереді.

Теңіз суындағы газдардың мөлшері мен таралуы мұхиттар-дан елеулі түрде басқаша болуы мүмкін. Тереңдігі оттегімен жабдықталмайтын теңіздерде күкіртті сутегі жинақталады. Бүл қоректік заттарды тотықтыру үшін анаэробты жағдайлар-да сульфаттар оттегін пайдаланатын бактериялар қызметінің нәтижесінде болып жатады. Күкіртті сутегімен уланған жағдайларда қалыпты органикалық тіршілік мүмкін емес. Түбінде күкіртті сутегі таралған теңіз үлгісі Қара теңіз бола ала-ды. Тереңдеген сайын су тығыздығының артуы Қара теңізге су массасыньщ тепе-теңдігін қамтамасыз етеді. Мүнда судың толық араласуы болмайды, оттегі – тереңдеген сайын бірте-бір-те жоғалады. Түбіне 6,5 см3/л жеткенде күкіртті сутегінің мөл-шері артады.

Тығыздық Мұхит суында түздылықтың артуымен әрқащанда өсе түседі, өйткені судан гөрі үлкен меншікті салмағы бар заттардьщ қүрамы артады. Судың бетінің тығыздығының ар-туына суынуы, булануы, әрі мүздың түзілуі себепті болады. Судьщ қызуы, сондай-ақ тұзды судың атмосфералық жауын-шашын суымен немесе еріген сумен араласуы тығыздығын азайтады. Беткі қабаттың суының тығыздығьі- артқанда конвекция пайда болады.

Мұхиттың бетінде тығыздықтың өзгерісі 0,9960-тан 1,083-ке дейінгі шекте байқалады. Ашық мүхитта тығыздық, әдетте, температурамен анықталады, сондықтан да экватордан полюс-ке қарай жалпы өседі. Мүхитта судың тығыздығы тереңдеген сайын арта түседі.

Қысым. Мұхит бетінің әрбір квадрат сантиметріне атмосфе-ра шамамен 1 кг. күшпен (бір атмосфера) түседі. Сондай қы-сымды с.ондай ауданға биіктігі не бары 10,06 м су бағанасы түсіреді. Сонымен, әрбір 10 м тереңдікке қысым 1 атм. артады деп санауға бо^іады. Үлкен тереңдікте болып жатқан барлық процестер күшті қысым арқылы болады, бірақ бұл мұхит тү-бінде тіршіліктің дамуына кедергі жасамайды.

Мұхит суының мөлдірлігі. Қүн нұрының энергиясы су қаба-тынан өте отырып, шашырап және сіңіріледі. Оның шашырауы мен сіңірілу дәрежесіне судын, мөлдірлігі байланысты. Судағы қоспалардың мөлшері барлық жерде бірдей емес және уақыт ішінде өзгеріп отыратындықтан, мөлдірлік те түрақты болып қала бермейді. Ен. аз мөлдірлік жағадағы тайыз суда әсіресе теңіз дауылынан соң байқалады. Планктон кең дамыған кезде судың мөлдірлігі едәуір азаяды (3% кебірек). Мелдірліктің азаюы мүздардың еруінен туады (мүзда әрдайым қоспалар болады; бүдан басқа мұз ішінде түрып қалған ауаның толып жатқан көпіршіктері суға ауысады). Судын. мөлдірлігі тереңдігі сулардың бетіне көтерілген жерлерінде артатындығы байқалған.

Қазіргі кезде мелдірлікті жарық шоғырының өткен жолынын, қашықтығына байланысты әлсіреу заңын пайдалануға негізделген мөлдірлік өлшегіш қүралымен анықтайды. Су қа-баты арқылы өткен жарық шоғы елшенеді. Мұхиттағы күн нұрының өту тереңдігі жарықтың осы заманғы жарық қабыл-дағышымен – фотоэлектрондық көбейткіштермен өлшенеді, бұлар тіпті жеке фотондарды да ұстай алады. Мөлдір суда күн нүры 600 м тереңдікте 1012 есе әлсірейді; онда ете қараңғы болады. Лай су үшін бұл тереңдік аз.

Мүхиттар мен теңіздер суының түсі. Жарықты жинап сіңіру және шашырату нәтижесінде Мүхиттың (теңіздің) таза сулы қабаты көгілдір немесе тек түсті2 болады. Судың бұл түсін «мұхит шөлінің түсі» деп атайды. Планктон мен неорганикалық қоспалардьщ болуы судың түсіне әсер етеді де ол жасылдау келген реңкке ие болады. Қосымшалардьщ көп мөлшері суды сарғылт жасыл етеді, тіпті өзен сағалары маңында қоңыр бо-. луы да мүмкін.

Экваторлық және тропиктік ендіктерде Мұхит суының басым түсі қоңырқай көгілдір, тіпті көк болып келеді. Мысалы, Бенгаль шығанағында Аравия теңізінде, Қытай теңізінщ оңтүстік бөлігінде, Қызыл теңізде судың түсі осындай. Жерорта теңізінің суы көкпеңбек; түсі жағынан Қара теңіз суы осыған жақын. Қоңыржай ендіктерде көптеген жерлердің суы жасылдау (әсіресе жағаларда), мүз еріген аудандарда айтарлықтай жасыл-данады. Полярлық ендіктерде жасылдау түс басым болады.

Дүние жүзілік мұхит суының температурасы. Мүхиттың негізгі жылу алатын көзі – онын, бетіне түсетін күн радиациясы (тура және шашыранды).

Мүхит суы жылуды сондай-ақ атмосфераның үзын толқын-ды сәулеленуін сіңіре отырып мүз түзілуден, ылғал конденса-циясынан бөлінген жылудан және химиялық-биологиялық процестерде белініп шығатын жылудан алады. Мүхитқа жауын-шашындар, езен сулары, ауамен келген жылулар сумен жана-сады және жылы мүхит ағыстары жылу әкеледі. Мұхиттың терең қабаттарының температурасына Жердін. ішкі жылуы меи төмен түсетін судьвд адиабаттық қызуы ықпал етеді.

Мұхит жылуды негізінен булануға, ауаны қыздыруға, өзендер мен мүхит ағыстарының суық суларын жылытуға, мүздар-ды ерітуге және басқа процестерге жүмсайды.

Судың температурасы жылу балансына байланысты, мүнда бүкіл Мүхит үшін күн радиациясын судың сіңіруіне және була-нуға жылудың кетуіне анықтаушы маңыз беріледі. Нақтылы жағдайларда жылу балансы статьясының маңызы езгеріп отырады да екінші дәрежелі статьялар жетекшіге айналады. Мысал ретінде түрлі физика-географиялық жағдайларда жатқан екі теңіздің – Қара және Карск теңіздерініқ жылулық балансын келтіреміз. Жылу балансы элементтерінің барысындағы өзгерістер су температурасының-барысын анықтайды.

Мұхит беттеріндегі су температурасы ауытқуларының тэуліктік амплитудасы, оның үстіндегі ауа температурасының тәу-ліктік амплитудасынан едәуір аз. Күндіз жылу келіп түседі (күн радиациясы), бірақ күшті булану нәтижесінде шығында-лады. Түнде су атмосфераға жылу шығарады да; судың суынған бетінде ылғал конденсация болғанда оны алады. Сондай-ақ температураның ауытқулары судың үлкен жылу сиымдылығы-ның арқасында баяулайды.

Мұхиттьщ бетінде су температурасы ауытқуларының тәуліктік амплитудасы орташа есеппен 0,5°-тан аспайды. Ең үлкен тәуліктік амплитуда төменгі ендіктерде (1°-қа дейін), ең азы – жоғары ендіктерде (0°-қа дейін). Мүхиттағы температураның тәуліктік ауытқулары бағынышты роль атқарады, бірақоларсу-дың жоғарғы қабатында жылудьщ қайта бвлінісінің ең қысқа циклі больга табылады.

Мүхиттың бетіндегі температура ауытқуларыньщ жылдьщ амплитудасы тәуліктіктен көп болады. Бұлар радиациялық баланстьщ жылдық өзгерісіне, ағыстарға, басым желдерге байланысты және түрлі ендіктерде түрліше болады. Төменгі ендіктерде (1°) және жоғарғы (2°) ендіктерде температураның жылдық ауытқулары көп болмайды. Бірінші жағдайда, жылу-дың көп мөлшері жыл бойында біркелкі бөлінеді, екіншісінде – қысқа жаз ішінде су күшті қызып үлгермейді. Ең көп жылдық амплитуда (10°-тан кеп) қоңыржай ендіктерде байқалады.

Теңіздерде осы ендіктегі ашық Мүхиттағыға қарағанда, құ-рылық әсерінен температура ауытқуларыньщ жылдық ампли-тудасы көп болады. Қоңыржай ендіктердегі теңіздер ең көп жылдық амплитудамен кезге түседі (Қара теаіз–17–24°С, Жерорта – 14°С, Балтық теңізі – 17°С).

Температураның тәуліктік және жылдық ауытқулары Мү-хиттағы химиялық және биологиялық процестерге елеулі ықпал етеді.

Изотерма картасына қарап, Мұхит бетіндегі таралуы зона-лы екендігіне көз жеткізуге болады. Зоналылықты мұхит ағыстары, түрақты желдер мен- құрылық ықпалы бұзады.

Судьщ ең кеп орташа жылдық температурасы (27–28°) экваторлық ендіктерде байқалады. Августен февральға қарай су температурасының таралуындағы өзгерістер карталарда изотерма бүкіл системасынын. оңтүстікке қарай жалпы ауысуымен көрсетіледі. Тропиктік ендіктерде ағыстың ықпалымен бір ен-діктің өзінде мұхит бетіндегі су температурасы шығысына қарағанда батыс жағалауда жоғары. Бұл ендіктердегі шығыс жағалауларда температураньвд темендеуіне жағалаулардан суды ығыстыратын пассаттар басым болады: кеткен судың орны-на судьщ төменде жатқан, неғұрлым суық қабаттары көтеріле-ді. Солтүстік жарты шардың қоңыржай ендіктерінде

ағыстардың арқасында Мұхит температурасы шығыс жағалауларда жоғары келеді. Оңтүстік жарты шарда 40° о. е.-тен оңтустікке қарай құрылық ете аз болады да температураның ендік таралуы мүлде дерлік бұзылмайды.

Мұхиттың бетіндегі ең жоғары температура (+32 С) Тынық мұхитында августе, ең төменгі – февральда Солтүстік Мүзды мүхитта (–17°С) байқалады. Орташа жыл бойынша Мүхиттың беті Солтүстікке қарағанда оңтүстік жарты шарда суығырақ болады (суық антарктикалық сулардың ықпалы).

Мұхит бетінде орташа жылдық температура +17,4°С, ^ал сол уақытта ауаньвд орташа жылдық температурасы +14°С. Үлкен белігі төменгі ендіктерде жатқан ( + 19,1°) Тынық мұхи-ты бетінің, Үнді (+17,1°), Атлант (+16,9°) мүхитының орташа температурасы жоғары болады. Мүхит бетінің 54 %-шщ орташа жылдық температурасы +20°С жоғары, тек 14%-і ғана +4 С төмен болады. Суыньщ үлкен жылу сыйымдылығыньщ арқасын-да Мұхит Жердегі күн жылуының аккумуляторы болып табылады.

Мұхиттағы температураның тереңдік боиынша өзгерісі. Су-дың жоғары қабатын қыздыратын күн радиациясының жылуы темен жатқан қабаттарға өте

баяу беріледі. Мүхит суы қабат-тарында жылудың қайта таралуш жонвекция және толқын мен ағыстардың араласуы арқасында өтіп жатады. Сондықтан да, әдетте тереңдеген сайын температура төмендейді. Жоғары және орта ендіктерде жазда қызған беткі қабат астьгада тем-ператураның шүғыл секірісті жүқа қабаты – термоклин орна-ласады. Күшті толқындарда және қысқы суыну кезінде секіріс қабаты жойылады немесе төмен түседі де шұғылдығы азая түседі. Бүл ендіктерде қыста судың интенсивті вертикалдық циркуляциясы болады, демек тіршілік дамуы үшін қолайлы жағдайларды қамтамасыз ететін оттегі мен қоректік түздар-дьвд тасымалы болады.

Экватордан с және о. ендіктердің 50–60 -на деиш термо-клин ШО-ден 700 метрге дейінгі теревдіктерде түрақты. Өйтке-ні температуралық секіріс қабаты – тығыздық өзгерісшің қа-баты болғандықтан, мүның ішінде үсақ тірі организмдер шоғырланады, балықтар жиналады. _

Солтүстік Мұзды мүхитта судың температурасы 50–100 м тереңдікке дейін төмендейді де, сонан соң жоғарылайды 200– 600 м тереңдікте максимумге жетеді. Температураның бүл ар-туы қоңыржай ендіктерден поляр ендіктеріне жылы сулардын

енуінен туады, бірақ еріген сулармен тұщыланған судың жоғар-ғы. кабаттарынан гөрі неғұрлым тұзды болады. Осы қабат астында температура тағы да төмендейді де 800 м тереңдікте бұл 0°-қа тең болады.

Температураның едәуір өзгерістері қуаты 200–1000 м Мұ-хит суынын, жоғарғы қабаттарьшда ғана болады. Тереңіректе температура +4, +5°-тан аспайды және ете аз езгереді. Жоға-ры ендіктердің түбіндегі судың температурасы 0°-қа жуық, экваторлық және қоңыржай ендіктерде +2°, +3° болады. Жалпы Дүние жүзілік мүхиттыц орташа температурасы +3,8°- Мүхиттағы орын алып отырған температураның тара-луы, судың циркуляциясымен түсіндіріледі (төменнен қараңыз). Мүнсыз жылудьщ жоғарыдан төмен қарай біртіндеп таралуы (конвекция, жылу өткізгіштік) сайып келгенде судьщ барлық қабатында температураны теңестіруге әкеп соққан болар еді.

Теңіз бетінін, температурасы қүрылықтың, Мұхитпен су алмасудың, өзен суы қүйылымының және басқа да себептердің ықпалымен осы ендіктердегі Мүхит температурасынан: әжептә-уір ерекшеленеді. Алайда, температураның ендікке байланыс-тылығы осы арада да көрінеді. Еңжоғарғы температура+32°-қа дейін – Қызыл теңіздің бетінде. Қара теңізде, оның орта бөлігінде, жазда су 26°-қа дейін қызады, шығанақтардың сол-түстік-батыс бөлігінде қыста мұз түзіледі. Азов теңізіңде жаз-да температура +24, +30° жетеді, қыста 0°-қа дейін төмендей-ді. Балтық теңізі мен Фин шығанағында судың температурасы жазда + 17°-қа дейін, Ботнида +10, +12°-қа дейін көтеріледі; қыста шығанақтар қатып қалады. Ақ теңізде ең жоғарғы тем-пература +14°, октябрьден майға дейін теңізді мүз бүркейді.

Теңіздерде тереңдеген сайын температураның өзгеруі бірқа-тар себептерге байланысты е'ң алдымен мұхиттың көршілес беліктерімен су алмасуға байланысты. Мүхитпен еркін қатыса-тьш теңіздер, мысалы, Беринг, Охот теңіздерінің температура-ларының таралу сипатына қарай жалпы алғанда Мұхиттың көршілес бөлігінен ерекшеленбейді. Құрылықтың ағыны, мүз-дың еруі және

басқа да себептердің ықпалынан туатын темпе-ратура таралуындағы кейбір ерекшеліктер судың тек жоғарғы қабатында ғана байқалады. Мүхиттан шоңғалмен белінген теңіздерде температураның таралуы түрліше, бұғаздьщ терең-дігіне, теңіздің тұздылығына, оның бетіндегі температураға байланысты. Мүхиттың көршілес бөлігіндегі шоңғалдың түбіне қарағанда, теңіздің жылы және азырақ тұзды қазан шүңқыры, Мүхиттан шоңғал арқылы қүйылатын суымен толтырылады. Бұл су шоңғал деңгейінде Мұхитта болған температураны сақ-тайды. Су мұхиттан анағүрлым түзды теңіз түбі, ен, салқын кезде беткі қабаттардың температурасы бар сумен толтырыла-ды. Мәселен, Жерорта теңізі (теңіз тереңдігі 4400 м) түрінде судын. температурасы +13°–бұл беткі қабаттардың ең төмен-гі температурасы. Судың беткі және тереңдегі қабаттарының

әркелкі тұздылығы бар теңіздерде (мәселен, Қара теңіз) тем-ператураның бөлінуі түздылыққа байланысты. Қыста суына келіп, су тұздылығы көп қабатқа дейін шөгеді де, жыл бойында температураның өзгеруі тек жоғарғы қабатта ғана болады. Төменгі, неғұрлым түзды қабаттарда температура шонғал дең-гейіндегі көршілес мүхиттың (теңіздің) температурасыңа бай-ланысты. Қара теңізде бүл жыл бойына +9°-қа тең болады.

Мүхит суының түпкі қабатынын, температурасына Жердің ішкі жылуы ықпал ете алады. Бұл жөнінде Қызыл теңіздің түбіндегі ойыстардың жоғарғы (+72°С дейін) температурасы кепіл бола алады. Бүл ойыстардағы су кәдуілгі мүхит суынан гөрі мың есе көп темір, марганец, түсті металдардан түратын ыстық түздық (S>27O°/oo). Зерттеулер Қызыл теңіз Дүние жүзілік мүхиттың белсенді қалыптасып бара жатқан түбінің учаскесі екендігін көрсетті.

Мұхиттағы мұз. Судың қату температурасы оның түздылы-ғына байланысты. 'Түздылығы жоғары болған сайын қату Тем-пературасы төмен болады (қар. 20-таблица). Түздылау су (S<24,7%o,) түщы су сияқты қатады, бірақ неғүрлым төменгі температурада қатады. Тұзды судьщ қатуы (S–24,7%0) суыну кезінде туатын конвекциямен баяулайды.

Мұхитта мүздың түзілуі кейінде бірігіп қатып қалатын түщы кристалдардың пайда болуынан басталады. Мұнда мұз кристалдары арасындағы кеңістікте күшті түздық тамшылары қалады, сондықтан мүз тұзды келеді. Мұз түзілуі кезінде тем-пература төмен болған сайын мұз тұздырақ бола түседі'. Түз-дық кристалдар арасынан бірте-бірте ағып шығады, сондықтан да уақыттың өтуіне қарай мұз тұщыланады.

Тынық суда мұз түзілгенде қатып қалатын кристалдар бір-дей дерлік бағыт алады. Олардың оптикалық осьтері судың бетіне перпендикуляр және бір-біріне параллель келеді. Осы жағдайларда түзілген мүздардың структурасын инелі деп атайды.

Араласқан кезде мұзды кристалдар сынады, ретсіз орнала-сады әдетте инеліден гөрі неғүрлым тұзды губкалы структурадағы мұз пайда болады. Көбіне мұз аралас структуралы болады.

Тұзды мүздың тығыздығы тұщы мұздың тығыздығынан аз келеді (0,916–0,86). Бүл ауа кепіршіктерінің кептеген мөлшер-де болуымен түсіндіріледі. Тығыздыққа байланысты мүздың суға бату дәрежесі анықталады. Орта есеппен алғанда мұздың 9/10 бөлігі суға батьга түрады.

«Түздың қүрамы тұзды мұздың беріктігін түщы мүздан гөрі азайтады, бірақ анағүрлым серпімді де тұтқыр болады. Жүқа түзды мұз қатқанда сынбайды, тек көтеріліп төмен тү-седі.

1 Мұздын. тұздылығы оның еру кезіндегі судын, тұздылығымен анықта-лады.Таза тұщы мұздың түсі көгілдір болады, тұзды мұз жасыл реңкке ие болады, қардьщ және

ауа көпіршігінің енуі мұзды бозғылт етіп жібереді. Түщыланған және сығылып тығыздал-ған теңіз сулары уақыт өтуіне қарай көк түске ие болады.

Мұзды кристалдар. – теңіз мұзы қалыптасуының бастапқы сатысы. Штиль (тымық) ауа райында бу жинақталғанда жұқа мұз пленкасы сало (қаймақ мұз) түзіледі. Мұздың пайда болу процесі суынған судың бетіне қардың жаууын жылдамда-тады. Қар жентектеледі, тығыздалады да ботқа тәрізді масса (снежура) пайда болады. Жағаны бойлай оған қозғалмай бе-кітілген жиек мұзы – мұз саласы (забереги) пайда болады. Бірте-бірте өсе отырып, бұл неғұрлым енді жағалық салаға (припайға) айналады. Судың беті тыныш болғанда қаймақмұз қатып қалғанда тұщы суда мөлдір жұқа мұз – сынғақ мұз (склянка) және тұзды суда серпілмелі (нилас) мұз пайда бола-ды. Толқын кезінде жеке мұз дискілері (блиндер, тарелка-лар) – блиндалы мұз пайда болады. Склянка мен

нилас одан әрі есе түскенде және блиндалы мүз қатқанда қалыңдығы 7– 10 см жас мұз (молодик) түзіледі. Бірте-бірте қалыңдай оты-рып мұз қалыңдығы 30–70 см ересек мұзға айналады,

Солтүстік жарты шардың жоғары ендіктерінде қыста түзілген мұз жаз бойында еріп үлгірмейді; сондықтан да поляр мұздарының арасында түрлі жастағы – бір жылдықтан кеп жылдыққа дейінгі -мұздар үшырайды. Арктикада бір жылдық мұз қалыңдығы 2–2,5 метрге, Антарктикада–1–-1,5 метрге жетеді. Көп жылдық мүздардын, қалыңдығы 3–5 метрге және одан жоғары болады. Мұздардың сығылуымен бірге олардың қалыңдығы 40 м-ге жетеді.

Тұтас тегіс мүздың кеңістігі жарықтармен тілінген. Мұз сығылғанда жарықтардың шеттерінен сынады да, мүздар қыры-нан түрып үйінді мұздар (торостар) құрап қатып қалады. Ықпа (дрейф) мұздардың үлкен алқабы уатылғанда мұз танабы (мөлшері көлденеңінен 10 км-ге дейін) мүз танаптарының сынықтары (100-ден, 500 метрге дейін), ірі опырылған (20– 100 м) және үсақ опырылған мұздар (20 м) түзіледі. Опырыл-ған мұздар мұз танабына тұтасып қатып қала алады.

Мүхиттар мен теңіздерде кездесетін мұздар шығуы жағынан сан алуан. Теңіз мүздарынан басқа өзен және материк мұздарын үшыратуға болады. Өзен мүздары тұщы, бұлардың ішінде гуминді заттар болғандықтан жиі сарғылттау тіпті қо-ңырлау да болып келеді. Олар көктемгі мүз жүру кезінде өзендермен алынып келеді де жазда ериді немесе теңіз текті мұздарға қосылады. Бұлар жаздың басында Сибирь өзендері-нің сағасында Арктикада біршама көп, ол Антарктикада мүлде жоқ.

Мүхиттағы мұздар – қозғалмайтын және ықпа болады.. Қозғалмайтын мұз құрылықпен немесе қайраңмен байланысты тұтас мүз жамылғысы. Әдетте бүл жағалық припай. Ықпа мұз (дрейфтеуші) жағамен байланысты емес және ағыс пен желдің ықпалымен қозғалады. Қейде ол қозғалмайтындығын сақтап қалады.

Солтүстік Мүзды мұхиттың орталық бөлігін бүркеп жатқан көп жылдық қалың ықпа мүздарды (орташа қалыңдығы 5 м) пак муздары деп атайды. Бүлардың үлкен қалыңдығы – мүздың есе түсуі мен мүз үйілулерінің нәтижесі. Торостағанда мүндай мүздың беті әркелкі болады, ал мүздың еруі мен қар жауу мүны біраз тегістейді. Температуранын. сан қайтара өз-геруі (жыл мезгілінің ауысу нәтижесі) мүз структурасының езгерісін тудырады. Мүз еру мен қар жауу мүздың бетінің бір-аз тегістелуіне әкеп соғады, торостау мүз үймелерін жасайды.

Пак мұздарда түздар мен ауа көпіршіктері мүлде дерлік болмайды, сондықтан да көгілдірлеу түсті болады. Солтүстік Мүзды мүхитта пак мүздар мұздардьщ жалпы ауданының 70– 80% алады, Оңтүстік мұхитта жалпы болмайды. Кәдімгі мұз жарғыш кемелер бүл мұздардан өте алмайды.

Мүздың еруі оның бетіне күн радиациясы мен жылы ауа-ның ықпалынан болады және ластанған учаскеден (әдетте жағалардан) басталады. Ауаның температурасы 0°-тан жоғары болғанда, қардың интенсивті еруі нәтижесінде мүздың бетінде келшелер – снежница түзіледі. Жағалау алқапқа ені 5 км-ге жататын таза су жиектері пайда болады да бірте-бірте жылымға айналады. Күн сәулелерінің қыздыру нәтижесінде мүз кесектеріне бөлінеді. Мүз кесектері сынып мүздың жиектерін-де мұз бөлшектерінің қүрсаулары түзіледі де, ақырында мұз кристалдарға ыдырайды.

Мұз Дүние жүзі мүхитының бүкіл экваториясының 15%-тейін бүркейді, яғни 55 млн. км2, соның ішінде 38 млн. км2 оңтүстік жарты шарда.

Мұхит мүздарының таралу шекаралары едәуір маусымдық өзгерістерге үшырайды. Арктикада – мұздың ең көп таралуы апрель-майға, ең азы – августің аяғына қарай келеді. Антарк-тикада қыста бұлар материкті тығыз сақинамен қоршап ала-ды. Жазда жағалық припай сынады да солтүстікке қарай алынып кетіледі. Қазіргі кезде Тынық және Үнді мұхиттары-ның оңтүстік бөлігінде поляр мүздарының орташа шекарасы о. ендіктің 55°–60° маңында өтеді, Атлант мұхитында бүл о. ендіктің 50°-на дейін жетеді. Ықпа мүздардың таралу шегінен айсбергтер әлдеқайда қашыққа шығып кетеді. Бұлар әдетте Антарктида, Гренландия және Солтүстік Америка архипелагы аралдары маңында түзіледі. Үлкен массасы және суға терең батуы айсбергтерге солтүстік жарты шарда 40–50°С ендікке, ал айсбергтері ірірек оңтүстікте 30–40° о. ендікке жетуге мүмкіндік береді. Уэделла тещзінде теңізшілер биіктігі 100 метрге дейін, үзындығы 170 км-ге дейін көлемі 500 км3-дей «терткүлді» айсбергті (тегіс және үлкен ауданды алып. жатқан) көр-ген.

Гренландия маңында биіктігі 157 км-ге дейін, көлемі 31 км3 ге дейін тау тәрізді айсбергті байқаған 1.

Мүхит мұздылығынын, ғасырлық ауытқулары туралы тарихи деректер дәлелдейді. Мәселен, нормандтар X ғасырда Исландия мен Гренландияға еркін жүзіп барып жүргендігі мәлім, XIII ғасырда ауыр мұздық жағдайлардың салдарынан бүл жүзулер тоқтап қалған. Қазір тағы да Гренландияға баратьш жол мұздан ашылған.

Мұз жамылғысы бүкіл Жердің климатына, Мүхиттағы тір-шілікке орасан зор ықпал етеді.Мүхиттардағы, әсіресе теңіздердегі мұздар кеме жүруі мен теңіз кәсіпшілігін қиындатады.

Мүздарды қадағалап, олардың режимін зерттеу үшін арнаулы мұз қызметі үйымдастырылады.Совет Одағы Солтүстік теңіз жолымен, оған жапсарлас кеаістіктердегі бүкіл трассада

мүздарды қадағалап, олардың режимін зерттеуді қамтамасыз етеді. Қуатты мұз жарғыштар тар шығанақтарды қүрсап жатқан мүздарда жол салады, кеме керуенін бастап өткізеді. Мұз қызметі Балтық тещзінде, Сол-түстік теңіздің шығыс белігінде бар. Ньюфаунленд банкасынан оңтүстікке қарай айсбергпен соқтығысу нәтижесінде «Титаник» трансмұхит лайнерінін. 1912 жылғы опаттан кейінгі жерде (бор-тында 1490 жолаушысы бар) Солтүстік Атлантикада айсберг-тер мен олардың орын ауыстыруын қадағалап, кемелерге хабарлап отыру үшін Халықаралық мүздық патруль үйьмдастырылған.

2. Мұхит суының қозғалысыМүхит суларының бүкіл массасы үздіксіз қозғалыста болады. Бүл судың түрақты араласуын

жылудың, тұздың және газдын, бөлінуін қамтамасыз етеді. Судың түйіршіктері әдетте байланысты келетін, тербеліс және сондай-ақ ілгерілемелі қозғалыстар жасайды, бірақ бүлардың біреуі басымырақ болады. Мәселен, толқу – көбіне судьщ тербеліс қозғалыстары, ағыс – ілгерілемелі қозғалысы.

Толқулар. Судың толқуы – деңгейлік беттің тепе-тендігінің бүзылуьшың және осы тепе-теңдікті қалпына келтіруге салмақ күштерінің ұмтылуының нәтижесі. Мүхит бетінің толқуының басты себебі – жел. Сондай-ақ, толқулар атмосфера қысымы-нын, шүғыл өзгерісінен де тууы мүмкін. Жер сілкіну, вулкандардың атқылауы, толысу түзетін күштер мұхит суының бар-лық қабаттарында толқулар тудырады.

Өздерін тудырған күштердің тікелей ықпалымен болатын толқындар мэжбүр (байланысты) толқындар; өздерін тудырған күш әрекетін тоқтатқаннан кейін, біраз уақыт созылып жалғасатъін толқындар – еркін толқындар делінеді.

Толқын элементтері. Толқынның көлденёй. кесіндісінде оның формасы көрінеді. Тынық су беті деңгейінен жоғары толқынның ең биік бөлігі – толқьшның қыры болады. Тынық су бетінің деңгейінен темен жатқан толқын бөлігі – қолаты (ойысы), оның ең тереңделген бөлігі – толқын табаны. Қыр мен табаны арасында – толқын беткейі.

Толқын ұзындығы, биіктігі, тіктігі, кезеңдігі жәие жылдам-дығы арқылы сипатталады. Толқынның ұзындығы (X) кершілес екі толқынның қырларыңың немесе табандарыньщ ара-, сындағы горизонталь аралық. Толқынньщ биіктігі (Н) – оның табаны үстіндегі көтерілген қыры. Тіктігі (а) – толқын биіктігінің оның үзындығының жартысына қатынасы–'Н:-.

Толқын кезеңі (t) – толқынның әр нүктесі оның ұзындығына тең аралыққа орын ауыстыратын уақыт аралығы. Жылдамдық (V):– толқынның қыры (немесе оның профилінің кез келген нүктесі) белгілі бір уақыт мөлшерінде (секундта) жүріп өтетін аралығы.

Толқындар қысқа (бүлардың таралу орнындағы тереңдік-тен аз ұзындық) және үзын (тереңдіктен асып түсетін ұзындық) болып бөлінеді. Қысқаға – жел толқьшдары, ұзынға – сейсмикалық және көтерілу-қайту толқындары жатады.

Толқынның көрінетін. қозғалысы – судың бөлшектерінің шамалы ілгерілемелі қозғалысымен қосарланған оның формасыиың қозғалысы. Мұны су қоймасынын. толқыған бетінде жүріп жүрген затты желсіз ауа райында бақылап отырып көруге болады. Ол бірде көтеріледі, бірде темен түседі; көтеріліп толқынның қозғалыс бағытында біраз орын алмастырады, тө-мен түсіп кері бағытта орын ауыстырады. Мұның осылай болатын себебі, толқын қозғалғанда бөлшектер шенберге жақын

орбитамен қозғалады. Орбитанын, жоғарғы бөлігінде (толқын қырында) бола отырып, бөлшектер алға, төменгі бөлігінде (та-банында) бола отырып – кейін қозғалады. Жел тудырған толқын қозғалысын толық қарастырайық.

Жел толқындары. Жел судың бетіне әсер етеді де оларды орбита бойынша қозғалуға мәжбүр етіп (сағат тілі бойынша) бөлшектерді тепе-теңдік куйден шығарады. Мұнда, егер бұл 84-суретте көрсетілгендей, жел солдан оңға қарай соғады деп көз алдымызға келтірсек, сол жақта жатқан су белшектері бұлардан онға орналасқан бөлшектерден гөрі бұрын тербеле бастайды. Осының нәтижесінде әрбір бөлшектер өзініқ қозға-лысы үстінде өзінен оң жақта жатқан бөлшектен қальш қоя-ды және бұлардың бәрі әр түрлі фазаларда болады. 1 бөлшек орбитаның ең төменгі нүктесінде түратын болсын; осы кезде, 2 белшек өзінің қозғалысында 1 бөлшектен «ф» – бұрышын-дай қалып қояды, 3 бөлщек 2 бөлшектен сондай бүрыш қа-лып қояды т. с. с. Барлық бөлшектердің орнын бір мезетте жатық қисықпен қосып трохоида1 шығарып аламыз.

Егерде бөлшектердің орнын, біраз уақыт өткеннен кейін қарайтын болсақ, бүлардың барлығы орбитада бірдей аралық-қа орын алмастырған болып шығады да V, 2', 3' және басқа орындарды алады. Суретте толқын формасы оңға – жел ба-ғытына қарай орын алмастырғаны көрінеді. Толқыннын, жел жақ беткейінде түрған бөлшектер төмен түскенде, ық жақ бет кейінде тұрған бөлшектер көтеріледі. Трохоида ілгерілемелі қозғалыс жоқ болғанда ғана туа алады. Алайда дөңгелек ор-битальды және ілгерілемелі қозғалыстары қосылуының салда-рында олар желдің жылдамдығы неғүрлым көп болса, толқын-нан неғұрлым тік болса, горизонталь бағытта керіліп жатқан зллипс орбитасы бойынша соғүрлым көп орын ауыстырады, Сондай-ақ эллипс орталығы да ілгерілемелі қозғалысқа ұшырайды. Осының нәтижесінде жел толқындарының профилі тро-хоидтан күщті айырықшаланады: олардың төбесі өткірленеді, табаны трохоидадағыдан гөрі неғүрлым доғал келеді.

Толқынның қырына ықпал ете отырып, жел орбита бойынша орын ауыстыратын бөлшектердің қозғалысын тездете түзеді. Желдің толқынның табанына тигізетін ықпалы кері эффект береді. Осының нәтижесінде «толқынк бүйрасын» («ақ-желен,») жасай отырып қыр төңкеріліп қалъіп жатады.

Желдің ықпалымен толқынның бір мезетте биіктігі де, үзын-дығы да өседі, сондай-ақ кезеңі мен жылдамдығы артады. Толқынның жылдамдығы неғұрлым көп болса, оның жел жақ беткейіне жел қысымы соғүрлым осал болады. Сондықтан да толқынның есу интенсивтігі оньвд жылдамдығының (с) жел жылдамдығына (W) қатынасымен анықталады. тту =0,4–0,5, яғни толқынның жылдамдығы жел жылдамдығынан 2 есе аз болғанда толқынның өсу жылдамдығы ең көп болады. Жел мен толқынньщ жылдамдығы теңелгенде (-^ =.і] толқын теория жүзінде ең көп

биіктікке жетеді. Шындығына келгенде бұлар жел басылып енді олар жалды жасырмайтын болғанда мейлін-ше жоғары болады.

Толқынның дамуына қарай олардың сыртқы түрі өзгереді. Әуелі олар параллель қатарларды түзеді, содан соң желдің жылдамдығы артуына қарай жеке жоталарға белінеді, яғни үзьшдығы мен биіктігі ғана емес, сондай-ақ енімен де сипат-талатын екі өлшемдіден үш елшемдіге айналады. Жел одан әрі күшейе түскенде Мұхиттың бетінде күрделенген үш өлшем-ді жаңадан параллель қатарлы ете биік толқындар пайда болады. Желдің бағыты мен жылдамдығы езгеретін әдіспен толқындардың күрделі комбинациялары түзіледі. Желдің жыл-дамдығы азайғанда толқын бірте-бірте тынышталады. Әуелі кішіректері содан соң ірі толқындар жиылады да сөйтіп өте үзын жадағай толқындар – аласа толщындар ғана қалады. Биіктігі не бары бірнеше метр (төрттен аспайды) болғанда бүл толқындардың үзындығы бірнеше жүз метр болады. Сондықтан да ашық Мүхитта көзге мүлде дерлік көрінбейді. Бі-рақ үлкен жылдамдықпен тарай отырып, олар өзінің пайда болған орнынан мыңдаған километр жердегі жағаға барып соғылады. Мүхитта әр уақытта бір жерде жел толқыны туатын болғандықтан мүхиттық соқпа толқын мүлде дерлік тоқтал-майды. Алыстан келген аласа толқынға жергілікті жел тол-қындар көбіне «қоса қабаттасып» оларды күрделендіре түседі. Жел толқындары желден ауысқан энергиядан түрады. Толқынға желдің энергия беруі желдің жылдамдығына, әрекет үзақ-тығы мен екпініне тура байланысты больга келеді. Егер толқынның жылдамдығы желдің жылдамдығынан аз болса, толқын жел энергиясын алады, қарсы жағдайда жел толқынды «басады».

Толқындардьщ энергиясы екі бөлімнен – орбита бойынша қозғалатын бөліктердін, эиергиясы (кинетикалық энергия) мен теңіз деңгейінен көтерілген су массасьшың энергиясынан (по-тенциалдық энергия) тұрады. Кинетикалық энергия тереңдік жеткілікті болғанда орнында қалады, ал потенциалды энергия толқын формасымен бірге орын ауыстырады. Толқын энер-гиясының биіктігі мен ұзындығының квадратына тура пропор-ционал. Тереңдеген сайын толқын биіктігі тез азаяды, толқын энергиясы да азаяды, сонымен бұл Мұхиттың жоғарғы қабат-тарында шоғырланады.

Толқынның биіктігі 5 м және ұзындығы 100 м болғанда (дауылды толқындардың орташа мелшері) толқын энергиясы шамамен жалдың 1 метрінде 3120 кВт-сағатқа тең. Сонымен толқындалған беттің әрбір квадрат километріне 3 млрд. кВт-сағ. энергиядан келеді. Толқын қамтыған кеңістіктің ауданы жүз-деген квадрат километр болғандықтан жел толқындары энер-гиясының қоры орасан зор болады.

Жел толқындарының соққы күші орасан. Кедергіге келіп соққанда толқындардың бүлдіру күші, жүздеген тоннаға же-тетін толқын жалының массасы соғылуының есебінен, ұлғая түседі. Шағын тереңдіктерде энергияның үлкен бөлігі толқын жалына ауысады, сондықтан да толқын жағаға ерекше күшпен соғылады. Биіктігі 3,5 м толқынньщ түсіретін қысымы 7,8 т/м2 тең. Жағаны бұзылудан сақтайтын толқын қайтарғыш нақты-лы жағдайларды есепке алып жобаланады. Мәселен, Балтық теңізі үшін бұлар 11 т/м2 қысымға, Бискай шығанағында – 21 т/м2, Африканың Марокко жағасындағы 25 т/м2, Дэнберде (Шотландия) – 3,7 м/т2, Дьеппеде (Франция) – 60 т/м2 болып есептелуге тиіс.

Жағалық рельефті қалыптастыра отырып, толқындар жаға-ны бұзады және бір уақытта шайып әкеледі де түндырады.

Көпшілік желдік мүхит толқындарының биіктігі 4–4,5 м. 6–7 метрден асатын толқындар біршама сирек болады. Жел толқындарының шынайы максималды тіркелген биіктігі 34 м-ге' жуық. Теңіз дауылы толқындарының үзындығы 250 метр-ден аспайды; аласа толқындарының үзындығы 1000 метрге де-йін және одан да жоғары болады.

Теңіздерде жел толқындарының мелшері Мүхиттағылардан кіші. Олардың биіктігі 9 метрден, үзындығы 150 метрден ас-пайды.

Тереңдеген сайын толқын тез басылады, өйткені су бөлшегі қозғалатын орбиталар диаметрі тез кішірейеді, демек толқын-ның биіктігі де кішірейеді. Тереңдіктің арифметикалық прог-рессияда артуымен ол геометриялық прогрессияда кемиді.

Сірә, толқын ұзын болған сайын толқу да тереңірек енетін болса керек. Іс жүзінде алатын болсақ толқын үзындығының жартысына тең тереңдікте толқын басылады. Толқынның үзын-

дығы, оның жылдамдығы және периоды терендеген сайьтн өзгермейді. Теңіз бетінде биіктігі 8 м және үзындығы 180 м да-уыл толқындары 150 м тереңдікте 16 мм биіктікке әрең жетеді.

Толқын тайыз суға ауысқанда толқын ұзындығына тең тереңдіктен бастап су бөлшектерінің қозғалысы баяулайды. Бөлшектердің қозғалу орбиталары барған сайын күштірек созылады, ал түбіне жеткенде бұлар түзу сызықпен қозғала бастайды, жал үстінен жағаға қарай жылдамырақ және жағадан табанымен өткенде баяуырақ қозғалады. Толқын симметриясы бүзылып жал алға жылжиды да теңкеріліп кетеді, сөйтіп толқын бұзылады. Осылай соқпа толцын туады. Егер жал кепіршіктеніп беткей бойынша төмен сырғанаса бурун түзіле-ді. Соқпа толқынды жағада үнемі бақылауға болады, ал бурун кебіне бүдан біраз қашықта, рифтерде байқалады.

Тереңдік азайғанда толқын қозғалысынын, энергиясы кіші қимада таралады, негізінен алғанда жалдарда шоғырланады. Қима алаңының бірлігі арқылы уақыт бірлігіне ауысатын энер-гия мөлшері бүкіл энергия немесе оның бөлігі (түптің еңістігі-не қарай) басылғанға шейін жал соққан сәтке дейін есе береді. Тайыз суда толқын биіктігі артады, үзындығы мен жылдамдығы керісінше азаяды, толқыннын, тіктігі тиісінше арта түседі.

Орталығында өте төмен қысымы бар циклондар (тропиктік ғана емес) Мұхиттың бетінде циклондық барикалық толқынға айналатын биіктігі 1 метрге дейін дөңес тудыра алады. Мұндай толқынның жағаға келіп соғуының апаттық салдары болуы мүмкін. Жер сілкінгенде, су асты атқылауларында және су асты сырғуларында судың бүкіл қабатын қамтитын сейсмика-.лық толқындар туады. Бұлар цунами деп аталады. Толқынның ұзындығы тым үлкен болғанда, әдетте цунамидің биіктігі не бары 0,3–0,6 м болады да, олар ашық Мұхитта байқалмайды. Бірақ тайыз суларда олардың биіктігі тар шығанақтарда 20– 30 метрге дейін артады. Үлкен тереңдіктен қайраңның тар өңіріне шұғыл өткелді жерлерде цунами биікке көтеріледі. Төмен жағалауларда цунамидің биіктігі шамалы болады.

Цунами түзілген опырылу сызығына перпендикуляр бағы-тында Мұхиттың тереңдігіне пропорционал жылдамдықпен та-ралады: С = 360]/Н, мұнда С – цунамидің таралу жылдамдығы, км/с.ағ. Н – орташа тереңдік, км.

Цунамидің таралу жылдамдығы 150 км/сағаттан (Н = 250 м болғанда) 900 км/сағатқа дейін (Н = 6 км болғанда) ауытқиды..Мүхиттың терең бөліктерінде бүл арта түседі, тайыз жерінде 50 км/сағатқа дейін азаяды.

Цунами болар алдында су әдетте бірнеше минут ішінде (10–15) жағадан жүздеген метр, ал кейде (тереңдігі шамалы болғанда) километрге дейін шегінеді. Су неғұрлым ары шегінсе, цундардың биіктігін соғұрлым жоғары күтуге болады.

Соңғы мың жыл ішінде не бары 360-тай ірі цунамилар тіркелген, мұның 7з бөлігі Тынық мұхиты сейсмикалык белдеуі-нің солтүстік-батыс бөлігіне келеді.

Орасан көп қирау мен адам қүрбандықтары цунамимен байланысты. 1960 жылы 22майда Анд тауларындағы жер сіл-кінулерден туған цунами Чили жағалауларында, Американың батыс жағасынан Калифорнияға дейін, Жаңа Зеландия жаға-сында, Австралияда, Филиппин, Гавай аралдарында, Жапония-да, Курил аралдарында болды.

Камчатканың оңтүстік-шығыс жағаларына цунами жер сіл-кінуден сон тура бір тәуліктен кейін келді. Егерде Чилиді есептемесек, әсіресе күшті зардап шеккен Жапонияда толқынның биіктігі 10 метрге жетті.

Цунами жақындап келе жатқандығын тек судың шегінген-дігінен ғана емес, сондай-ақ цунами жылдамдығынан көптеген есе асып түсетін жылдамдықпен, су ішінде тарайтын және сіл-кіну кезінде туған сейсмикалық толқындар мен қысым толқындарын тіркеудің көмегімен де күні бұрын білуге болады. Цунами басқалардан жиі болып тұратын елдерде цунами туралы болжау айтып хабарлайтын арнаулы Қызмет ұйымдастырылған.

Мұхиттағы толысулар (толысу толқындары). Бірінші тарау-да қарастырылған, толысу қүрайтын күштер Дүние жүзілік мүхит суының барлық массасының қозғалысын тудырады. Күн тәулігінің ішінде жерді екі толысу толқыны айналып өтеді. Мүхитта толысу толқыны деңгейдің ен. жоғарғы жағдай-ына (толық су) кетерілуін және оның түсуі ең аз жағдайын (шағын су) тудырады. Деңгей көтерілетін уақыт аралығын – деңгей өсуінің ұзақтығы; деңгей төмендейтін уақыт аралығын деңгейдің түсу ұзащтығы деп аталады. Вертикаль бойынша то-лық және шағын су араларындағы қашықтық – толысу шамасы. Толысу шамасының жартысы толысу амплитудасы. То-лық (немесе шағын) су келуінің екі ең жақын моменттерінің арасындағы уақыт аралығы – толысу кезеңі. Ашық мүхитта толысу толқындарынын, биіктігі 1 метрдей, жағаларда кей-жер-лерде 10–18 метрге дейін жетеді. Жарты тәуліктік (ай тәулігі ішінде 2 толық және 2 шағын су), тәуліктік (ай тәулігі ішінде бір толық және бір шағын су) және аралас (тәуліктік және жартылай тәуліктік толысулар бірін-бірі алмастырады) толы-сулар болып бөлінеді. Амплитудасы бірдей және деңгейдің есуі мен түсуі үзақтығы тең толысуларды дүрыс деп атайды, бірақ шындығында мұндай толысулар мүлде дерлік болмайды. Биік-тігі (орташа шамадан толысулар амплитудасының ауытқуы) мен уақыты (орташадан деңгейдің өсу және түсу үзақтығының ауытқуы) жағынан толысулардың теңсіздігі туады.

Негізгі теңсіздіктерден басқа толысулардың жалпы көріні-сін төтенше күрделендіретін тольш жатқан екінші дәрежелі тенсіздіктер болады.

Ауырлық күшінің және Күн мен Айдың толысулар түзетін күштерінің ықпалымен уақыттың әр моментінде тепе-теңдікте болатын және толысу элипсоидын түзетін Мүхит түтас қабат-пен Жерді бүркеп жатады дегенге жол бере отырып, Ньютон-ның өзі-ақ (статикалық теория) толысулар құбылысына түсінік берген. Статикалық теория су массасында әрекеттенетін іліні-су, инерция, үйкеліс күштерін еске алмайды, Мұхит түбінің-рельеф ықпалы есептелінбейді. Сондықтан да толысудың се-бептерін, олардың периодтылығы мен теңсіздіктерін ол дүрыс түсіндіргенімен, кейбір нақтылы толысулардың маңызды ерек-: -шеліктері оның қорытындыларымен сай келмейді. Нақтылы ай-күн толысуы статикалықтан (тепе-теңдіктен) гөрі едәуір күр-делі.

Статикалық толысу үшін толық шу көтерілуінің моменті жергілікті меридиан арқылы Айдың өту моментімен сай келуге тиіс. Шындығына келгенде үйкелістің әсерінен толық су ай

аралығы деп аталатын біраз уақыт аралығына Ай кульмина-циясы моментіне қарағанда әрқашан да кешігіп отырады 1. Ай аралықтары 15 тәулік бойына оқтын-оқтын өзгеріп отырады, сонымен бірге орташа шамадан ауытқу ±1 сағаттан аспайды. Ай аралықтарынан орташа шама – орташа қосымша сағат.

Статикалық толысулардың еқ көп шамасы сизигий момен-тінде байқалуға тиіс, шындығында ол (үйкелістің әсерінен) 2–3 тәулікке кешігеді. Сизигий моменті мен жоғары толық судың түсуі арасындағы уақыт аралығын толысудың жасы деп атайды.

Статикалық теорияньщ қорытындыларына сәйкес бірдей параллельдердің үстінде жатқан барлық жер үшін тәуліктік теңсіздік бірдей, ал экваторда бұлар жоқ болуға тиіс. Шынды-ғында бүл олай емес.

Статикалық теория түсіндірмейтін толысулардың бірқатар ерекшеліктерін динамикалық теория түсіндіреді (Лаплас, 1775 ж) Осы теорияға сәйкес толысу түзетін күштер Жердің су қабығына ықпал ете отырып, оның толқын қозғалысын үздіксіз тудырады. Мүнда судың бөлшектері кейбір орбиталар бо-йынша орын ауыстырады.

Толысу толқынының жалы осы сәтте оны тудырған шырақтың (Айдың, Күннің) түрған меридианы бойынша созылып жатады. Толысу толқындары шырақтың соңынан аспан күмбезінде ол қалай орын ауыстырса, қандай жылдамдығы болса, сондай жылдамдықпен еріп отырады, яғни еріксіз (байланысты) тол-қын болып табылады. Осы меридианда толысу түзетін күштер-дің әрекеті тоқтағанда (шырақ меридиан арқылы өтіп кеткен-де), инерция бойынша бөлшектердің тербелу қозғалыстары жалғаса береді және түзілген толысу толқыны өзінін, энергия-сы үйкелісті жеңуге жүмсалып біткенше енді одан әрі еркін толқын сияқты тарала береді.

Мұхиттың толысу-қайту қозғалыстарын динамикалық тео-рия еріксіз және еркін толысу толқындарының жиынтық әреке-тінің нәтижесі ретінде алып қарайды. Егер, еріксіз толқындар тудырған күштердің периоды еркін толқындардың периодынан кіші болса, еріксіз толқындардың бағытына тура қарама-қарсы жалпы тербеліс туатындығы, әрі керісінше, егер күш периоды еркін толқын периодынан көп болса, тербелістер күш әрекетіне сай келетіндігі еріксіз тербелістер теориясынан мәлім-ді.

Еркін толысу толқындарынын, таралу жылдамдығы, олар-дың таралған жерінде мүхит неғүрлым терен, болса, соғүрлым көп болады».

Еркін толқын экваторда еріксіз толқындай 1 жылдамдықпен, одан қалыспай таралуы үшін мүхиттың тереңдігі 22 км. болу керектігін есептеулер керсетеді. 60 ендікте 5 км тереңдік жет-кілікті болады.

Шындығында мұндай тереңдіктердің жаппай таралуы тиісті ендіктерде Мүхитта жоқ. Жоғарғы ейдіктер бұған қосылмайды (70°-тан жоғары). Сондықтан да жоғары ендіктерде тура, (Жер-дің меридианы арқылы өткен шырақтың), ал экваторда айнал-ған (меридиан арқылы шырақ, өтіп кеткенде қайту болады) толысу болуы тиіс. Сірә, экватормен полюс аралығындағы кей-бір кеңістікте толысулар жалпы білінбей қалуы мүмкін. Жоғарғы ендіктерде толысулар мүз жамылғысымен «сөнеді».

Динамикалық теория толысуларды толқын қозғалысының бір түрінен деп қарастырады, бірақ олардьщ барлық ерекше-ліктерін түсіндірмейді. Түпкі тереңдік пен бассейннің берілген сипаттары жағДайларында толысу толқынының таралу ерекше-т ліктерін Эридіқ «канал» теориясымен түсіндіреді. Толысу толқыныньщ амплитудасы каналдьщ қимасы мен тереңдігі өз-гергенде канал енінің квадрат түбіріне және тереңдігінің төр-тінші дәрежелі түбіріне кері пропорционал өзгеретіндігі анықталған. Мұнымен тар және үзын шығанақтардағы толысулар-дың өсуі түсіндіріледі. Толысулардың биіктігі, әсіресе жағаға бара жатқан толысу толқыны жағадан шалқып қайтқан толы-су толқынымен қосылған жағдайда күшті еседі, мысалы, Фан-ди шығанағында (18 м), Пенжин шығанағында (.13 м), Ақ теңіз тамағында (10 м). Англия жағаларында толысу толқындары-ның шалқып қайтуы арқасында (Уайт және Уэймут аралдары аралығында) кейде тәулігіне 2 емес 4 толысу болады.

Кейбір шығанақтар мен теңіздерде шағылысу нәтижесінде түрғын толысу толқындары түзіледі. Мысалы, Қызыл теңізде барлық су массасы былайша өзгереді, батыс бөлігінде деңгейі кетерілгенде, ол шығысында төмендейді, ал ортасында өзгеріс-сіз дерлік қалады.

Материктік қайраңның едәуір енді жағдайында толысу энер-гиясы үйкелісті жоюға жүмсалады. Сондықтан да, мысалы, Шығыс-Сибирь теңізінде материк жағаларында толысулар биік-тігі 30 см-ден аспайды, ал Де-Лонга аралдарында болса 2 метр-ге дейін жетеді.

Толысулар – төтенше күрделі қүбылыс екені әбдён түсінікті. Мүхит жағасында толысулар мүлде бірдей болып келетін екі жер жоқ. Тіпті сол бір жердің өзінде күннен күнге, айдан ай-ға, жылдан жылға толысулар езгеріп отырады. Шексіз әр түр-лі езгергіштік – мүхит толысуларының өзіне тән ерекшелігі.

Осының салдарынан оларды периодтылық деп атауға болмай-ды және жорымалы периодты құбылыстарға жатқызылуға тиіс. Толысу толқындары кейбір өзендермен жоғары қарай тарап сағадан үлкен қашықтықта деңгейдің тербелістерін тудырады, Бұл қашықтық өзен түбінің еңістігі мен оның ағысы-ның жылдамдығына байланысты келеді. Амазонкада толысулар сағадан 1400 км, Святой Лаврентий езенінде – 700 км, Хатан-гада –500 км, Солтүстік Двинада – 200 км аралықта «сезі-леді».

Өзенмен жоғары өрлеген толысу толқыны жалы мен таба-нының қозғалыстары жылдамдығындағы айырмашылықтардың нәтижесінде деформацияланады. Өзенді жоғары бойлап 70– 80 км кететіи (Амазонкада–300 км-ге дейін) биіктігі 1 метр және одан да биік (Амазонкада 5 км-ге дейін) вал жиі болып тұрады. Қейбір өзендерде, мысалы Сенада, Шарантада, Севернде кеме жүрісіне қауіпті бора желдерін арнаулы гидротехникалық қүралдарының кемегімен жоюға тура келеді.

Толысу толқындарыньщ.қозғалысы туралы арнаулы карталар түсінік береді. Қартада толысулардың таралуы сизигинде толық судың бір уақытта көтерілетінін көрсететін сызықтар – кодиалдық. сызықтар көмегімен бейнеленеді. Толық судың – кодиалды бөліктің – кетерілу моментін – Гринвич меридианы бойынша уақытпен белгілеу қабылданған. Бүл әр сызықта көр-сетіледі. Кодиалдық сызықтар системасы түсірілген карта кодиалдьщ деп аталады. Мұнда толысу толқыны қозғалысынын, бағыты және оның таралу жылдамдығының өзгерісі жақсы кө-рінеді.

Түрлі пункттерде толық шағын көтерілуі деңгейімен уақытын анықтау үшін деректерді, кеме жүру үшін мейлінше қажетті, толысулардың арнаулы таблицаларында алуға болады.

Ішкі толқындар. Ішкі толқындар әр түрлі тығыздығы бар қабаттардьщ шекарасында пайда болады1. Бұлар беткі толқын-дардан ондаған есе биік бола алады, бірақ жылжу жылдамды-ғы жағынан, керісінше, олардан едәуір кем соғады. Ішкі тол-қындар барлық жерде тараған, бірақ сырт бетте олар өте сирек пайда болатындықтан оларды көзбен көріп байқау мүлде мүмкін емес. Тереңдегі тербелу қозғалыстары тереңдігі температура, тұздылық және тығыздық бөлінуіндегі болып жатқан өзгерістерді мүқият өлшеу жолымен ғана табуға болады 2. Ішкі толқындар ұзын және қысқа тұрақты сондай-ақ үдемелі болуы мүмкін.

Ішкі толқындардыңпайда болу себептері әлі жеткілікті анық емес, бірақ олар бірнешеу екендігі даусыз. Бүл толысулар, атмосфера қысымыньщ кілт езгерістері, беттік толқулар, және тіпті кемелердін, қозғалысы (тығыздығы әр түрлі қабаттардың шекарасы шағын тереңдікте жатқан жерде).

Ішкі толқындардың пайда болуында толысу түзетін күштер-дің үлкен ролі олардың өздерінің Ай фазаларымен сай келетін-дігімен дәлелденеді. Толысу ішкі толқындары Мүхиттың көптеген аудандарында судың температурасының тұздылығының және тығыздығының периодты тербелістерін тудырады. Ішкі толысу толқындары пайда болғанда мұхит суының өте қалың қабаттары тереңнен бетіне көтеріліп оның суынуын тудырып, теңіз мұзына, оған жанасатын ауа температурасына, демек климатқа да ықпал етеді. Ғалымдар географиялық қабықта бо-лып жатқан процестерге ішкі толысу толқындарының тигізетін ықпалына үлкен маңыз береді.

Түрлі сипаттағы толқын қозғалыстары мұхит суларының үз-діксіз араласуын қамтамасыз етеді, оттектің тереңге енуіне және қоректік заттардын, шығуына мүмкіндік береді. Тыныш күйімен салыстырғанда Мүхит бетін ұлғайта отырып (он балдық жел толқынында 34 есе) олар затпен энергия алмасуы арқылы Мүхит және атмосфераның езара байланысына қолайльі жағдай жасайды.

Дүние жүзілік мұхит ағыстары. Мүхит ағыстары желдің су бетіне ықпал етуінен, ауырлық күшінің әрекетінен және толысу түзетін күштердің әрекетінен пайда болады. Туу себептеріне қа-

рамастан ағыс судың ішкі үйкелісінің және Жер айналымының ауытқу әрекетінің ықпалына үшырайды. Біріншісі ағысты баяу-латады және түрлі тығыздықты қабаттар шекарасында иірілулер тудырады, екіншісі, оның бағытын өзгертеді, солтүстік жар-ты шарда оңға, оңтүстік жарты шарда солға бұрады.

Пайда болуына қарай ағыстар фрикциондық (басты себебі– қозғалған ауаның судың бетіне ықпалы), градиенттік (себебі– ауырлық күштің бетті тегістеуге және тығыздықтың әркелкі бе-лінуін жоюға тырысуы) және толысу-қайту ағыстары (се-бебі – толысуы түзетін күштердін, горизонталь құрастырушы ықпалы) болып белінеді.

Уақытша желдер тудырған фрикциондық ағыстар түрақты (басым) желдер тудырған дрейфті ағыстан айырмашылығы, желдік ағыстар деп аталады. Дүние жүзілік мүхит суының цир-куляциясында дрейфті ағыстар басты роль ойнайды.

Градиенттік ағыстар, өз кезегінде ағындық және тығыздық болып бөлінеді. Ағындық ағыстар су деңгейінің тұрақты көтерілу жағдайында, оның құйылуынан, мол атмосфералық жауын шашынның әсерінен немесе, керісінше, су деңгейінің темен түс-кен жағдайында судың ағып шығуынан, оның булануға шығын-дануынан пайда болады. Мысалы, көрші теңізден (Кариб) су ағып келу нәтижесінде деңгейдін. көтерілуіне байланысты ағын-дық ағыс Мексика шығанағынан Атлант мұхитына ағынды қам-тамасыз ететін Флорид ағысы бола алады. Өзендер ағынымен байланысты деңгейдің көтерілуінен түзілген ағындық ағыс Кара және Лаптевтер теңіздерінде байқалады. Судың айдалуын және көтерілуін тудыра отырып, жел ағындық ағысты түзуге себепші болады.

Тығыздык, ағыстары – бір тереңдіктегі су тығыздығының айырым нәтижелері. Бұларды мәселен, әр түрлі тұздылығы бар теңіздерді қосатын бүғаздарда (Босфор, Гибралтар бұғазы т. б.) байқауға болады. Егерде су тығыздығындағы айырмашы-лықтар атмосфера қысымының салдары болса, тығыздық ағыстарын бароградиенттік дейді. Тереңдеген сайын түздылық сияқ-ты температура бірте-бірте біркелкі бола түсетіндіктен тығыз-дық ағыстар басылады.

Толысу-қайту ағыстары толысулар сияқты жарты тәуліктік, тәуліктік және аралас бола алады. Олар судың бүкіл қабатын қамтиды, мүнда тереңдеген сайын басылатын басқа ағыстармен салыстырғанда бүлардың ролі арта түседі. Толысу-қайту ағыс-тарының жылдамдығы әр түрлі: ашық Мұхитта ол не бары 1 м, тар шығанақтарда 22 км/сағ-қа дейін. Толысу-қайту ағыстары қозғалысының түзу сызық бағытьш (ілгері, кейін) тек бүғаз-дарда ғана сақтайды. Ашық Мүхитта ол ауытқиды да айналу сипатына ие болады, 12 сағат 25 мин (жарты тәуліктік) немесе 24 сағат 50 мин (тәуліктік) ішікде толық айналым жасайды (солтүстік жарты шарда сағат тілі бойынша, ал оңтүстік жарты шарда сағат тіліне қарсы).

Ағыстарды тудыратын себептер бір мезгілде әрекет жасай алатындықтан, ағыстар жиі комплексті болып келеді.

Ағысты тудырған күштердің әрекеті тоқтағаннан кейін, бұл инерциялыщ (екпінді) болып тағы да біраз уақыт тұра алады. Ағыстың себептеріне байланыссыз, олар тудырған кеміген су орнын толтыруға тиіс, сондықтан да екінші қатардағы – компенсациялық ағыстар таралған.

Орналасу тереңдігіне қарай ағыстар беткі, тереңдік, тұңғиықтық болып бөлінеді.Ұзақтығына (тұрақтылығына) қарай тұрақты, периодты және уақытша ағыстар деп бөлуге

болады. Ағыстардың қайсы бір топтарға жататындығын бұларды тудырған күштердің әре-кет сипаты анықтайды.

Тұрақты ағыстар жылдан жылға бағытын және орташа жылдамдығын сақтайды. Бұларды тұрақты желдер, мысалы пассаттар тудыра алады.

Периодты ағыстардың бағыты мен жылдамдығы, өздерін тудырған себептер (муссондар, толысулар) езгерістерінің сипа-тына сәйкес ауық-ауық өзгеріп отырады.

Уақытша ағыстарды кездейсоқ себептер туғызады (әдетте жел) әрі олардың өзгерістерінде заңдылық жоқ.

Ағыстар жылы, суыщ және бейтарап бола алады. Біріншілері жылырақ, екіншілері, керісінше өздері арасынан өтетін судан суығырақ болады, үшіншілері температура жағынан одан айырымдалмайды.

Галапагос аралдары ауданындағы суық Перуан ағысының температурасы 22°-қа жетеді, бірақ бұл экватор ауданындағы судын, бетінін, температурасынан 5–6° төмен. Атлант мұхиты-нан Солтүстік Мүзды мұхитқа біраз тереңдікке енетін жылы ағыстьщ температурасы не бары 2° (тіпті мүнанда төмен) бо-лады, бірақ мұның асты мен үстінде судьщ температурасы 0° болады.

Әдетте, экватордан шығатын ағыстар жылы, экваторға бара-тын ағыстар суық болады.Суық ағыстардың жылы ағыстардан тұздылығы кем болады. Бұл – олар жауын-

шашындарынын, мөлшері көп және булануы аз облыстардан немесе суық мұздардың еруімен тұщыланған Ъблыстардан ағатындығымен түсіндіріледі.

Жылы немесе суық ағыстар өзара әрекеттескенде суық ағыс-тар егер олардын, түздылығы аз болмаса, жылы ағыстардын, астына батады. Алайда тұздылық пен температураның ұшта-суы, мысалы, Солтүстік Мұзды мұхиттағы сияқты, суық су жылы жудың үстінде жататын жағдайға жеткізе алады.

Дрейфтік ағыстарды зерттеу, бұл ағыстар бағынатын, бірқатар заңдылықтарды (Экман заңдары) шығаруға мүмкіндік берді.

1. Дрейфтік ағыстардың жылдамдығы оны тудырған желдіңкүшеюшен арта түседі де ендіктің өсуімен кемиді. 2. Беткі ағыстың бағыты солтустік жарты шарда – оңға, оңтүстікте – солға ауытқып, желдің

бағытымен сәйкес кел-мейді. Жеткілікті тереңдік пен жағадан қашықтаған сайын ауытқу шамасы теория жүзінде 45°-қа тең. Байқаулар нақтылы жағдайларда барлық ендіктерде ауьітқу 45°-тан аз екендігін көрсетеді.

3. Жел тудырған бетіндегі судың қозғалысы үйкелу салда-рынан төменде жайғасқан қабатқа бірте-бірте беріледі. Соны-мен бірге ағыс жылдамдығы геометриялық прогрессияда кеми-ді, ал ағыс бағыты (Жердің айналу ықпалымен) барған сайын ауытқиды да біраз тереңдікте беттегіге қарама-қарсы болып шығады. Қарсы ағыстың жылдамдығы беткі жылдамдығының (4%), 1/23 бөлігін қүрайды. Ағыс 180° бұрылатын тереңдікті үйкелу тереңдігі немесе дрейфтік ағыс тереңдігі деп атайды. Осы тереңдікте дрейфтік ағыстық ықпалы іс жүзінде бі-теді. Дрейфтік ағыс қамтыған бүкіл қабат Экман қабаты деп аталады. Есептеулер Экман қабатының қалыңдығы 200 м-ден аспайтындығын, ал мұндағы жиынтық тасымал солтүстік жарты шарда жел векторынан оңға және оңтүстікте – солға бағыт-талғанын көрсетеді. Мүнда желдің бағытынан ауытқу шамасы 90°-қа жетеді. Ағыс үйкелу тереңдігіне дейін таралу үшін 5 айға жуық уақыт керек.

Тайыз жерде желдің бағытынан ағыстың ауытқуы азаяды, ал тереңдік үйкелу тереңдігінен 7ш кіші болса ауытқу жалпы бол-майды.

Түп Рельефінің беткі ағыстарына, тіпті біршама үлкен те-реңдіктерде де (500 м-ге дейін) әсер етеді. Ағыстың бағытына жағдайлардын, конфигурациясы күшті ықпал етеді. Бүрыш жа-сап жағаға беттеген, ағыс екі жарылады, мүнда ағыстың үлкен тармағы доғал бүрыш жаққа кетеді. Екі ағыс жағаға тақап келген жерде, олардың арасында бүлардың тармақтарыньщқо-сылуы есебінен ағын-компенсациялық ағыс пайда болады.

Беткі ағыстардың негізгі себебі жел болғандықтан, олардьщ жалпы схемасы басым желдердің таралуын көрсетеді. Үш мұхит үшін – Тынық, Атлант және Үнді мүхиты схемада ағыстардың ортақ жағы кеп.

Экватордың екі жағы бойынша пассат желдері, желдің ба-ғытынан ауытқитын және шығыстан батысқа қозғалатын сол-түстік және оңтүстік пассат ағыстарын тудырады. Материктердің шығыс жағалауларында пассат ағыстары екіге жарылады. Экваторға бағытталған олардын, тармақтары түйісіп, пассат ағыстарының арасымен шығысқа ағатын ағын компенсациялық экваторлық қарсы ағыс түзеді. Солтүстік пассат ағысыньщ солтүстікке ауытқыған тармағы материктің шығыс жағалауымен қозғала отырып одан бірте-бірте субтропиктік антициклонньщ батыс бөлігіндегі ауа қозғалысының бағытында шегіне түседі. 30° параллельдің солтүстігінде ағысқа' мұнда үстемдік ететін ба-тыс желдері ықпал етеді және ол Мүхитты көлденең кесе шығысқа бағытталады. Мұхиттың шығыс белігінде (с. е. 50° жуық) кесе көлденең ағыс қарама-қарсы жаққа кететін екі тармаққа бөлінеді.

Бұлардың біреуі антициклонның шығыс бөлігіндегі ауа қоз-ғалысының бағытында экваторға кетеді және солтүстік пассат ағысына қосылып кеміген судың орнын толтырады. Бұл ағыс

кориолис күштерінің ықпалымен материктің батыс жағалау-ларынан кейін шегінетіндіктен, оның орнына суық тереңдеп су көтеріледі.

Сонымен, Мұхиттың осы бөлігінде осы системаның орталығына қарай ауысатын (ағыстардың антициклондық системасы) «сағат тілі бойынша» қозғалатын, ағыстардың орасан үлкен шеңбері түзіледі.

Қөлденең ағыстың екінші тармағы материктің батыс жағалауларын бойлап солтүстікке кетеді. Бұл ағыстың бір.бөлігі Солтүстік Мұзды мүхитқа енеді, ал екінші белігі Солтүстік Мұзды мұхиттан неғүрлым төмекгі ендікке бағытталған ағысқа барып қосылады. Мүнда тағы да бір, субтропиктікке қарағанда кішілеу (әрі азырақ білінетін), бірақ енді циклондық система ағыстарының шеңбері пайда болады.

Оңтүстік жарты шарда картина осыған үқсас-ты1, бірақ екінші (циклондық) ағыстар шеңбері болмайды. Оңтүстікте, тұтас су кеңістігі орналасқан және Онтүстік мүхит оқшауланатын жерде үш мүхиттың суын түтастырып біріктіретін батыс желдерінің қуатты дрейфті айналмалы антарктикалық ағысы пайда болады.

Атлант мүхитында бұл схемада көрсетілгендей пассат ағыстары және олардың арасында қарсы ағыстар орын алады. Бі-рақ оңтүстік пассат ағысы экваторда орналаспаған, ал солтүстік ішссат ағысы мен қарсы ағыс солтүстікке қарай ығыстырылған, сондай-ақ төменгі қысымды экваторлық зонамен Атлант мұхи-ты үстіндегі пассат желдері де ығыстырылған.

Солтүстік пассат ағысы Гвинея шығанағында басталады, мұхитты кесіп өтеді де Антиль аралдарына жақындайды. Судың бір белігі Қариб теңізіне кіреді (Кариб ағысы) де осы жерден Мексика шыға,нағына енеді. Бір бөлігі Антиль аралдары бойы-мен етіп (Антиль ағысы) Мексика шығанағынан шығатын ағын-ды флорида ағысымен қосылып кетеді. Флорида және Антиль ағыстары қосылуынан Үлкен Ньюфаундленді банкасына дейін созылып жатқан Гольфистрим пайда болады 2.

Гольфистрим дегеніміз Саргассов теңізінің жылы суларын солтүстіктен келетін суық сулардан бөліп жатқан, қозғалысы өте жылдам сулардьщ (3–10 км/сағатқа дейін) біршама тар жолағы болып келеді (75–130 км). 1350–1800 м. тереңдікте ағыс өте нашар болады; 2800 м терендіктен әрі де бетке қарама-қарсы су қозғалысы. байқалады. Ағыс діні бірқатар түрлі бағыттағы ағындардан (жолақтардан) иірілімдерден, тармақтар-дан түрады. Ағыстардың түрақты пульсациясы кейде онан бөлі-ніп шығатын, иірімдердің меандрлардьщ түзілуі тән больга келеді. Ағыс жылдамдығы өзгерісінің периодтық сипаты бай-қалады, ол пассаттармен батыс желдердін, жылдамдығының ез-герістерінен туады. Пассат циркуляциясы неғүрлым интенсивті. болса, ағыс жылдамдығы соғұрлым аз болады. Пассаттардың интенсивтігіне Гольфстримнің температурасы да байланысты ке-леді. Пассаттар күшейе түскенде жылы суды Мексика шығана-ғына үстеп әкелу нәтижесінде судың температурасы әуелі көте-ріледі, ал содан соң оның төмендеуі байқалады. Жылы судың соңыиан пассат тереңнен көтерілген суық суды іле-шала айдай-ды. Гольфстримнің – бетіндегі орташа жылдық температура: –25–26°, судың түздылығы 36,2 %0.

Үлкен Ньюфаундленд банкасынан оңтүстік-шығысқа қарай. (с. е. 40° біраз солтүстігірек және б. б-тың 40°-на жуық) Голь-фстрим бітеді, ол оңтүстікке және оңтүстік-шығыс бағыттағм бірқатар тармақтарға тарап және Атлант мүхитының осы бөлі-гінде судың жалпы антициклондық циркуляциясына қосылады. Үлкен Ньюфаундленд банкасының шығыс жақ шеттерінде батыс желдерінің қатысуымен Гольфстримді солтүстік-шығысқа қарай жалғастыратын Солтүстік Атлант ағысы пайда болады. 50° с. ендік маңында ағыс екі тармаққа бөлінеді. Оңтүстік тар-мағы Португалия ағысын қүрайды. Қанар аралдары мен Жасыл мүйіс арасында бұл ағыстың суы суық тереңдік суыньщ ықпалы. салдарынан физикалық қасиеті жағынан олардан айырықшала-натын Қанар ағысыньщ суларымен қосылып кетеді. Жасыл мү-йісте Канар ағысы–Атлант мұхитының солтүстік белігі ағыста-рының субтропиктік шеңберін тұйықтай отырып Солтүстік пас-сат ағысына қосылады. Солтүстік Атлант ағысының солтүстік. негізгі тармағы Норвегиялық деген атпен Солтүстік Мұзды мұ-хитқа кетеді. Солтүстік Атлант ағысынан 60-шы параллельге та-яу түбінің (рельефінің ықпалымен) Ирмингер ағысы батысқа жетеді. Мұның үлкен белігі Фарвел мүйісінде Шығыс-Гренлан-дия ағысына барып қосылып, онымен бірге Батыс-Гренландия: ағысын

түзеді. Шағын бөлігі батыс және солтүстіктен Ислан-дияны орап өтіп Шығыс-Исландия (ШығысТренландияңың тар-мағы) ағысына құйылады.

Батыс Гренландия ағысы Гренландия жағасы бойымен жүре отырып Баффиндер шығанағына кетеді. Оның кейбір белігі Солтүстік Мүзды мұхитқа барып енеді. Бүл ағыс суының қал-ған массасы оңтүстікке бүрылады да, Арктика бүғаздарынак келіп түскен суық сулармен күшейе отырып Лабрадор ағысык құрайды да Гольфстриммен кездесіп, бірқатар тармақшаларға бөлініп кетеді. Батыс тармақшалар Кабот бүғазынан шығатын ағыспен қосыла отырып, Солтүстік Американың жағалауын бойлап оңтүстікке кетеді. Материктің жағасы мен Гольфстрим жылы суларының арасында әрқашанда суық су болады. Лабрадор ағысының температурасы январьда 0°, август +12°. Бұл ағыстың суық сулары төмен бірте-бірте Гольфстримнің жылы суы астына кетеді. Лабрадор ағысы Үлкен Ньюфаундленд бан-касына, оңтүстікте 41° с. е. дейін, ал кейде оңтүстігіректе енетін айбсергтерді әкеледі.

Оңтүстік пассат ағысы экватор бойында Атлант мүхитын ке-сіп өтеді және Оңтүстік Америка жағаларында Гвиана және Бразилия ағыстарына бөлінеді. Солтүстік пассат ағысымен бipre Гвиана ағысы суды солтүстікке Кариб теңізі мен Мексика шығанағына алып барады. Бразилия ағысы оңтүстікке кетіп, 40-шы параллель маңында шғысқа қарай бүрылып Батыс жел-дер ағысына барып қосылады. Бразилия ағысының шағын бө-лігі материктің жағасын бойлап оған қабыса отырып, қозғала береді.

Бразилия ағысына қарсы 30–50 км қашықтықтағы жағадан •оның екі тармағы арасына ене отырып, шығысқа қарай бұрылып кететін (35° о. с.-те Бразилия ағысымен қосылып кеткеннен кейін) суық фолкленд ағысы бет түзейді. Африка жағасында Батыс желдер ағысынан солтүстікке қарай Бенгаль ағысытарайды. Осымен Атлант мүхитындағы оңтүстік субтропиктік анти-циклондық ағыстар сақинасы түйықталады.

Атлант мүхитындағы пассат аралық қарсы ағыс жазда бүкіл өн бойында көрінеді, декабрьден мартқа дейін ол шығыста ғана сақталады. Қарсы ағыстың жалғасы – Гвинея ағысы оңтүстік экваториальдық ағыспен қосылады.

Тыныц мүхитында Солтүстік пассат ағысы экватордан сол-түстігірек (с. е. 10 және 22° арасында) орналасқан. Мүхиттың батыс бөлігінде, Филиппин аралдарьшда, ол тең емес үш тар-маққа бөлінеді: біреуі пассат аралық қарсы ағысқа қүйылады, екіншісі Зонд аралдарына кетеді, ал ең күшті үшіншісі Куросио (Гольфстримнің аналогы) жылы ағысын қүрайды. Кюсю аралына жақын Куросиодан Цусима бүғазы арқылы Жапон теңізіне енетін батыс тармақ – Цусима ағысы тарайды.

Куросио Жапон аралдарының шығыс жағаларын бойлап, Хонсю аралында (40-шы параллель маңы) шығысқа қарай бү-рылып көлденең Солтүстік Тынъщ мүхиты ағысына ауысады. Материк маңында бүл ағыс Калифорния (күштірек) және Аляска ағыстары (әлсізірек) болып бөлінеді. Солтүстік экватордың – Куросио – Солтүстік Тыныц мұхиты – Қалифорния.ағыстары солтүстік Атлант шеңберін қүрайды.

Аляска- ағысы Аляска мен, Алеут аралдары жағаларын бойлай отырып, ішіңара Беринг теңізі мен Солтүстік Мүзды мүхитқа енеді, ішінара шағын шёңбер қүрап оңтүстік пен оңтүстік шығысқа қарай бүрылады. Беринг теңізінен Камчатка жағалауларын бойлап, Ойясио ағысына айналатын, суық Қамчатка ағысының сулары оңтүстікке қарай жүреді. 35°-да с. е. Ойясио бірте-бірте төмен кетіп тереңдік ағысқа айналады.

Тынық мүхиттағы пассатаралық қарсы ағыс жыл бойына бо-лып тұрады, бірақ солтүстік жарты шардың жазында ол солтүстікке қарай ығысады да неғүрлым енді бола түседі. Шығыста Америка жағалауларында пассат ағысына құйылатын екі қарама-қарсы ағысқа бөлінеді. Жазда қарсы ағыстьщ үлкен белігі солтүстікке қарай бұрылады.

Солтүстікке қарағанда неғүрльім тұрақты да, күшті Оңтүстік пассат ағысы батысқа қарай 23° о. е.-ке жақын өтеді. Австралия мен Жаңа Гвинея маңында ол екі айырылады. Негізгі бөлігі қарсы ағысқа қүйылады, аз бөлігі Шығыс Австралия ағысын қүрайды. Ол Тасманов теңізі бетінде судың шеңбер қозғалысын тудырады, ал содан кейін Батыс желдер ағысына барып қосы-лады. Оңтүстік Америка жағалауында Батыс желдер ағысынан солтүстікке, Оңтүстік пассат ағысы мен қосылуға күшті Перун ағысы (Гумбольдт ағысы) кетеді.

Үнді мүхитының мелшері мен орны оның беткі ағыстарының кейбір ерекшеліктерін түсіндіріп береді. Үндістан түбегі бөліп жатқан Мұхиттьщ біршама шағын солтүстік бөлігінде маусым-дарда бағытын өзгертіп отыратын муссон ағыстары басты маңызға ие болады. Солтүстік пассат ағысы мен пассат аралық қарсы ағыс қыста ғана білінеді.

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

Батыста Оңтүстік пассат ағысынан оңтүстікке алдымен Ма-дагаскар, сонан соң Мозамбик ағыстары кетеді, бірақ онын суының негізгі массасы солтүстікке бұрылады. Жазда ол оңтүс-тіктен солтүстікке кететін Сомали ағысын құрайды, қыста пассат аралық қарсы ағыстың бастауын береді.

Жазда оңтүстік-батыс муссон кезінде Үнді мүхитының солтүстік бөлігінде су жалпы алғанда батыстан шығысқа; қыста болса солтүстік-шығыс муссон кезінде шығыстан батысқа қозғалады. Осы кезде Сомали жағалауларында тағы да Сомали деп аталатын, бірақ жазғы бағытқа қарама-қарсы, ағыс өтеді.

Үнді мүхитыньщ оңтүстік бөлігінде Мадагаскар және Мо-замбик ағыстары қосыла келіп, түрақты Игольный ағысын қү-райды, бірақ олардьщ суыньщ көп бөлігі шығысқа Батыс желдері ағысына кетеді. Игольный ағысы ішінара Атлант мұхитына кі-ріп Бенгель ағысыиа қүйылады. Оңтүстікте Батыс желдер ағы-сы және шығыста Батыс-Австралия ағысы Үнді мүхитындағы ағыстардьщ субтропиктік сақинасын аяқтайды.

Үш мұхиттың оңтүстік бөліктерін қамтитын Батыс желдер ағысы (Антарктикалық шеңбер) – Дүние жүзілік мүхиттың аса үлы ағысы. Беллинсгаузен теңізінде оның ені 1300 км. Жыл-дамдығы онша емес (бетінде 0,2–0,3 м/сек) және тереңдеген сайын азаяды. Антарктиданы орап өтуі үшін беткі суына 16жыл, тереңінде – 100 жыл керек. Батыс желдерінің ағысы (батыс дрейф) толып жатқан циклондық циркуляциялардан тұрады.

Басқа мұхиттармен салыстырғанда Солтүстік Мұзды мүхиттағы ағыстардың бөлінуі Солтүстік полюстегі мұхит жағдайына байланысты үлкен ерекшелігімен көзге түседі. Евразия материгінің солтүстік жағаларын бойлап, щығыстан батысқа және Гренландияның шығыс жағаларын бойлап солтүстіктен оңтүстікке соғатын күшті желдер, жалпы алғанда Атлант мұхиты жағына мүздар мен беткі суларының дрейфін тудырады. Мүнда өзара байланысты бірнеше циркуляциялар туады: біреу – Бофорт қазан шүңқырындағы – антициклондық, екеуі – Нансен қазан шүңқырында-антициклондық (Гренландиядан солтүстік-ке қарай) және циКлондық (Жаңа Жерден солтүстік шығысқа қарай) циркуляциялар. Соңғы екеуі Атлант мүхитына көптеген мөлшерде су мен мүзды алып кететін Шығыс-Гренландия ағысының тууына мүмкіндік жасайды.

Норвегия ағысы жылы атлантика суын әкеледі. Нордкап мүйісінде ол материк. жағасын бойлап шығысқа кететін Норд-кап ағысына, әрі солтүстікке тартатын және бірте-бірте 100– 900 м-ге дейін тереңдікте бататын (біршама шағын түздылығы арқасында) Шпицберген ағысына белінеді. Бұл ағыстың жылы суы материк беткейіне сығыла отырып, шығысқа қарай қозға-лады да қалыңдығы 600 м-ге дейін салыстырмалы жылы (+2°, 0,+2°,5С дейін) судың аралық қабатын жасайды. Темпера-турасы + Г,5,+ 1°,8С су тереңдікте жатады. Беринг бүғазы арқылы өткен Тынық мүхиты суы Солтүстік Мүзды мүхитта дербес ағыс түзбейді.

Дүние жүзілік мүхиттың беткі ағыстарыньщ схемасы жалпы планда ғана дүрыс. Бақыланған әр пунктте ағыстың бағыты түрақты болып қалмайтыны және орташадан едәуір ауытқиты-ны байқалған. Ағыстар ирелеңдеп жеке тасқындарға бөлініп кетеді, иірілімдермеи күрделене түседі, әрі тіпті кері бүрылып та кетеді. Беткі ағыстарының орташа жылдамдығы минутына не бары бірнеше сантиметр, бірақ сонымен бірге олар орасан көп мөлшерде су тасымалдайды, мысалы, Гольфстрим бір жыл ішінде Жердің барлық өзендеріне қарағанда суды 20 есе көп тасиды.

Кориолис күштерінің әсерінен шығысына қарағаида Мүхиттың батыс бөлегінде беткі ағыстары жылдамырақ және енсіз бо лады.

Жел тудырған беткі ағыстар тек бірнеше ондаған метр жоғарғы қабатта ғана байқалады, сондықтан да үзақ уақыт бойы Мүхит тереңдігінде ағыстар суды араластырмайды деп санап келді. Алайда 1952 жылдан бастап Тынық, Атлант және Үнді мұхиттарында, тереңдік қарсы ағыстар бірінен кейін бірі бай-қалған. Бүларды беткі дрейфті ағыстар тудырған кеміген судың орнын толтыратын компенсация ретінде қарастырады.

Тынық мұхитында Оңтүстік пассат ағысы астында батыстан шығысқа қарай Жаңа Гвинеядан Эквадор жағаларына дейін 13 мың кв. бойда Кромвелл ағысы1 өтеді. Оның жоғарғы шека-расы кей жерлерде бетінен не бары 30 метрде, төменгі шекара-сы максимум 230 м-re дейін жетеді. 2а с. е.-ден солтүстікке қа-рай бүл іс жүзінде басылады. Бұл ағыстың жылдамдығы 1,5 м/сағатқа дейін жетеді:

Атлант мұхитындағы осындай ағыс Ломоносов есімімен аталған. _Ломоносов ағысы Оңтүстік пассат ағысы астымен мұ-хитты кесіп өтеді де Гвинея шығанағында бетіне шығады, ағыс-тың стрежені біресе үстіге көтеріледі, біресе төмен түседі, оньщ жылдамдығы 1,2 м/сек.

Үнді мұхитында тереңдік қарсы ағыс 3 екі басқа мұхиттарға қарағанда нашарырақ білінеді, ал оңтүстік – батыс муссоны болғанда мүлде жоғальш хетеді.

Тереңдік қарсы ағыстар астында су тағы да шығыстан ба-тысқа қарай қозғалады. Сірә, Мүхитта әзірге әлі белгісіз болып отырған көп сериялы қозғалыс болса керек. Тереңдік қарсы ағыстар тек төменгі пассат ағыстарының астында ғана бар емес. Судың кері қозғалысы Гольфстрим астында (шынында – онымен қатар), Куросио астында табылған. Сірә, бүл мұхит су қозғалысыньщ үздіксіздігін қамтамасыз ететін заңды құбылыс болса керек.

Теңіздердегі ағыстарды Мұхиттардағыдай себептер туғызады, бірақ мөлшерінің шектілігі, тереңдігінің аздығы қүбылыс-тың масштабын анықтайды, ал жергілікті жағдайлар ерекше сипаттар береді. Көптеген теңіздер үшін (Қара, Жерорта және т. б.) Жердің айналымының ауытқу күші әсерінен болған шеңберлі ағыстар тән болып келеді. Кейбір теңіздерде, мысалы Ақ теңізде – толысу-қайту ағыстары жақсы білінеді. Солтүстік, Кариб және кейбір басқа теңіздерде ағыстар мүхит ағыстары-ның тарамдары болып келеді.

Бұғаздар өздеріндегі ағыстардыд сипаты жағынан ағысты және ауыспалы болып бөлінеді.Ағысты бүғаздарда өзендегі сияқты ағыс бір жаққа бағытталған (Флорида бұғазы).

Ауыспалы бұғаздарда су екі қара-ма-қарсы бағыттарда алмасады, сондай-ақ судың түрлі бағыттағы тасқындары бірінің үстінде бірі (вертикальды су алмасу) немесе бір-бірімен.қатар (горизонтальды су алмасу) бола алады. Вертикальды алмасатын бұғаздардың мысалы – Босфор, Гибралтар, горизонтальды алмасатын бұғаздар Лаперуз бен

1 1952 жылы америкалык, ғалым Т. Кромвелл ашқан. Жапон теңізшілері ол туралы көп уақыт бұрын білген болатын.

2 1952 жылы «Ломоносовтың» бесінші рейсі уақытында байқалған.3 1961 жылы «Витязьдың» отыз бірінші рейсі уақытында ашылғаи.4 Батыс дрейфі астында қарсы ағыс жоқ, себебі бір жағада судьщ жи-налуын тудыратын

және оны басқа жағадан айдайтын материк жағаларында кедергі түрлері жоқ.5 Бұл бөлінуді Н. Н. Зубов жүргізген..Дейвис. Енсіз және тайыз бұғаздарда ағыстың бағыты желдің бағытына қарай қарама-қарсы

жаққа өзгере алады (Қерчь бұ-ғазы).Су массалары. Дүние жүзілік мұхит суының бүкіл массасы беткі және тереңдік болып

шартты түрде бөлінуі мүмкін.Беткі сулар – қалыңдығы 200–250 м қабат, яғни салыстырмалы өте жүқа, бірақ

сипаттамаларының ете әртүрілігімен ерек-ше динамикалы болып келеді. Тереңдік сулар – мүхит суының негізгі массасы, температурасы жағынан да, түздылығы жағы-нан да біртекті. Беткі суларда жеке су массалары бөлінеді, олар – Дүние жүзілік мүхиттың белгілі бір аудандарында қа-лыптасады, ұзақ уақыт бойында тиісті комплекстік (физикалык, химиялық және биологиялық) сипаттамалары.бар және біртұтас бүтін ретінде таралатын – судың біршама үлкен көлемдері.

Су массасының зоналық типтері: экваторлық, субтропиктік, субполярлық, полярлық болып бөлінеді2.

Экваторлық су массасының жоғары температурасы (+23°) және теменгі тұздылығы (34,4–34,6%о) бар, субтропиктік массалар жоғары температурада жоғары тұзды (35,8–36%о) бо-лып келеді. Субполярлықтар жағдайларының әртүрлілігімен, олардың маусымдарда алмасуымен ерекшеленеді. Полярлық су массаларына төменгі температура (3–4°) және төменгі түзды-лық тән, Оңтүстік жарты шарда 33,8–34 %0, солтүстікте

Әрбір су массасының қалыптасатын өз ошағы бар. Су масса-сы сапырылыса отырып араласады да қасиеттерін өзгертеді. Су массалары түйіскенде температура градиенттері, тұздылығы, демек тығыздығ.ымен де ерекше фронтты зоналар туады. Фронтты зоналар дегеніміз конвергенция зоналары.

Ауа массалары мен атмосфера фронттарынан айырмашылығы су массалары мен мұхит фронттары едәуір түрақты.

Дүние жүзілік мұхиттардың барлық сулары жалпы цирку-ляция арқылы езара байланысты. Бірақ зерттеулердін, жеткі-ліксіздігінен Мүхит суы циркуляциясының нақтылы, толық схе-масының суретін салу әзірге мүмкін болмай отыр. Мүхиттар-дың жалпы циркуляциясы туралы осы заманғы үғым негізінде – Мүхит пен атмосфераның әзара әрекеттестігі жатыр. Мүхит сулары қозғалысының басты себебі – жел. Оның ықпалымен тек беткі ағыстар ғана емес, сондай-ақ деңгейлік беттің рельефі басым жел өрістері әрекеттерінің нәтижесі болғандықтан, тереңдік ағыстар да пайда болады.

Желдің әрекетіне, Мүхиттың реакциясы түрлі факторлар мен күрделене түседі, және олардың ең бастысы – Жер айналымы-ның ауытқыту әрекеті. Желдің циркуляциясын температура мен түздылықтағы айырымдардан туатын термохалиялық циркуляция толықтырады. Тереңдік сулар суынған судьщ төмен түсуі

1 Аса бөлшекті белінуі: беткі, бет асты, аралык, тереңдік, түптік.2 Су массаларыньщ басқа да аса күрделі классификациялары бар.есебінен жоғары ендіктерде қалыптасады. Сондықтан мүнда беткі сулар тереңдік сулардан аз

айырма жасайды. Суық те-реңдік сулардың экваторға қарай таралу процесі ете баяу бол-ғандықтан, олардың жыл сайынғы толығуы мейлінше шамалы. Антарктикалық (неғүрлым тұзды) сулар Арктикалыд сумен (түздылығыаз) кезіккенде біріншісі – түбінде, екіншісі үстін-де болып шығады.

Егерде Мұхиттың бір ауданында судың төмен түсуі болса, онда басқа жерде оның көтерілуі және беткі сулардың суық тереңдіктегі сумен толығуы тиіс. Мұхиттағы периодты емес вер-тикальды қозғалыстардың орташа жылдамдығы тәулігіне не ба-ры бірнеше сантиметр. Сондықтан мүхиттардың шығыс жаға-ларында Мүхиттың тереңінен бетіне қарай суық судың көтері-луі тәулігіне бірнеше ондаған сантиметр жылдамдықпен болса қуатты (апвел^нг) деп аталады. Апвелингнің себебі жалпы ал-ғанда 90°-қа желдің бағытынан экман қабатында толық тас-қыннын, (судың жалпы тасымалынан) ауытқуы. Бүл процесс Африка мен Оңтүстік Американың батыс жағаларында ерекше жақсы көрінеді. Мұнда жағалық судың температурасы ашық Мұхиттағыдан гөрі бірнеше градусқа темен, Мұхиттьщ тереңі-нен көтерілген суық су фитопланктонның дамуы үшін демек, осы сулардағы дамыған жалпы тіршіліктер үшін қолайлы жағдайлар жасап азот пен фосфор^ын, қоспаларын әкеледі.

Сондай-ақ сулардың вертикальды алмасуы олардың конвергенция (төмен түсу) және дивергенция (көтерілуі) зоналарында да болады.

Суық тереңдік сулар беткі қабатқа түскесін бірте-бірте қы-зады және жел циркуляциясының ықпалымен дрейфті ағыстар сйстемасында жоғарғы ендіктерге орын ауыстырады, жылу апарады. Осының нәтижесінде Мұхит, атмосфераға қарағанда, төменгі ендіктерден жоғарыға жылуды көп апарады.

Дүние жүзілік мүхит пен атмосфера бірыңғай системаны құрайды. Мұхит–сәулелік энергияңы жылылыққа орасан өзгер-туші Жер бетіндегі күн жылуының аккумуляторы. Атмосфера жылу мен ылғалдың көп бөлігін Мүхиттан алады, ол негізінен тропиктік ендіктердегі булану арқылы түседі. Мүхит бетінін, шашқан жылуының маңызы аз.

Атмосфераға түскен жылу атмосфера тығыздығы мен қысы-мының таралуьша әсер етеді. Атмосфера алған жылу энергия-сының бір бөлігі механикалық энергияға айналады да жел пай-да боладьі. Жел энергияны төменгі ендіктерден неғұрлым жо-ғары ендіктерғе жылуды тасымалдайтын толқулар мен мүхит ағыстарын тудырып су бетіне береді. Мұхит мен атмосфера ара-.. сында газдар мең тұздардың үздіксіз алмасуы болып жатады. Жердің қозғалмалы екі жер қабықтарының өзара әрекет про-цестері төтенше күрделі, олардың масштабы уақыт ішінде де, кеңістікте де әр түрлі1.

Мұхит гидросфераның 94% құрайды.Мұхит пен атмосфераның езара әрекеті Жер бетінде тірші-ліктің ең қарапайым формалардан

адамның шығуына дейін пай-да болуы мен дамуының қажетті шарты.

3. Мұхит – тіршілік ортасы.Дүние жүзілік мұхиттың барлық жерінде тіршілік түрлі формаларда және түрлі көріністерде

өмір сүреді. Тіршілік ету жағдайларына қарай мүхитта екі түрлі облыс бөлінеді . Су қабаты (пелагиаль) мен түбі (бенталь). Бенталь – жаға маңы– литораль, тереңдігі 200 метрге дейін және тереңдік – абиссаль болып бөлінеді. Литораль үстіндегі су қабатын пелагиаль.облысы деп атайды.

Мұхиттың органикалық дүниесі үш топтан – бентос, планктон, нвктоннан тұрады. Бентас су қабатына үзаққа көтеріліп шыға алмайтын түпті мекендеушілер (өсімдіктер, қүрттар, мол-люскалар). Планктон ұзақ қашықтыққа баруға белсенді қабі-леті жоқ су қабатын мекендеушілер (бактериялар, грибоктар, су балдырлары, қарапайымдылар және т. б.). Нектон – ұзақ қашықтыққа еркін жүзе алатын суды мекендеушілер (киттер, дельфиндер, балықтар).

Құрылықтағы сияқты Мүхитта бір организмдер неорганика-лық заттармен қоректеніп органикалық заттарды (процудент-тер, немесе өндірушілер) түзеді, екіншілері органикалық зат-тарды (консументтер немесе түтынушылар) тұтыну есебінен өмір сүреді. Біріншіге өсімдіктер мен прототрофты микроорганизмдер, екіншісі – жануарлар жатады. Бүдан басқа жануарлар мен өсімдіктердің қалдықтарын ыдырататын, минерал-дайтын, оларды қоспаларға айналдырып, жануарлар пайдалану үшін лайықты ететін редуценттер -– организмдер бар.-

Жасыл өсімдіктер фотосинтез үшін жарық жеткілікті болған жерде ғана (200 метрден аспайтын тереңдікке дейін) дами алады. Жарықты керек етпейтін организмдер ең үлкен тереңдікке дейін Мүхит суьшың қабатын түгелдей мекендейді. Бірақ олар-дьщ дамуы бүлар үшін алғашқы продукты болып табылатын есімдіктердің дамуына байланысты. Өсімдіктерге қажетті қо-ректік заттар Мұхитта молынан табылады. Алайда фосфор мен азот қышқылдарының қосылыстары 99,9% терең қабаттарда, жарық болмағандықтан өсімдік өмір сүре алмайтын жерлерде болады. Сондықтан да үлкен тереңдіктерден жоғарғы жарық түсетін қабаттарға түзды шығарудың орасан зор маңызы бар.

Қоректі тікелей судан алып және тіректі қажет етпей, су алдырларының тамырлары да, тірек жүйелері болмайды, тү-гелдей дерлік хлорофилл тканьнан түрады, осыныд арқасында көптеген мөлшерде қоректік заттарды жинайды. Дәл сондықтан да Мұхиттағы өсімдік заттарынын, массасы өсімдіктермен қоректенетін және бірін-бірі жейтін жануарлар массасына ша-мамен тең келеді, ал қүрылықта болса бүл одан кептеген мың есе артық.

Мұхиттағы тірі заттар массасыньщ үлкен бөлігін судың 100 метрлік жоғары қабатын мекендейтін фитопланктон1 күрайды. Фитоплантонның орташа массасы 1,7 млрд. т, жылдық енімі 550 млрд. т, ал жануар организмдерінің орташа биомассасы 32,5 млрд. т, ал жылдық елшемі 53 млрд. т. Фитопланктон – мұхиттағы тағам тізбегінің бастапқы буыны. Фитопланктонның «ең кеп тараған форімасы – 15 мың түрі бар болып келетін диа-томды су балдырлары. Бір диатомды су балдыры бір айда Юмлн. дана2 бере алады. Фитопланктон тез қырылып және кептеген мелшерде желінетіндіктен ғана ол Мүхитты қаптап кетпейді. Фитопланктонның мол дамыған жері Мұхиттағы жалпы тіршілікке бай жоғарғы құнарлы орын болып саналады.

Мүхитта тіршіліктің тарауы өте біркелкі емес, әрі айқын көрінетін зоналық сипаты бар. Солтүстік жарты шардың жоғары ендіктерінде фитопланктонның даму жағдайлары қолайсыз: тұтасқан мүз жамылғысы, поляр түні, жазда горизонтта Күннің. төмен жағдайы, судың (0°-тан темен) суық болуы, тереңнен қо-ректік заттарды алып шығуды қамтамасыз етпейтін нашар вер-тикальды циркуляция (судың жоғары қабатының түщылануы-ньщ салдары). Жазда жылымдарда кейбір суық сүйгіш балық-тар мен балықпен қоректенентін тюленьдер кездеседі.

Субполярльщ ендіктерде поляр мұздары жиектерінің мау-сымдық миграциясы болады. Жылдың суық белегінде бірнеше

1 Phyton (грек) – өсімдік, planctos (грек) -– кезеген.2 Қолайлы жағдайда фитопланктонның саны тәулігіне екі есе өседі.

жүз метрдегі қабатта, су интенсивті араласып (суыну салдарынан) оттекпен және қоректік тұздармен баиды. Көктем мен жазда көп жарық түседі, әрі судың салыстырмалы төменгі температурасына қарамастан (жылудың epyre; кетуінің нәтижесі), мұнда фитопланқтон массасы дамиды. Бұдан кейін фитопланқ-тонмен қоректенетін зоопланктон дамуының қысқа кезеңі түсе-ді. Осы кезеңде субполярлық зонада көптеген балықтар жиналады (Сельдь, треска, пикша, теңіз окуны және т. б.). Әсіресе оңтүстік жарты шарда көп болатын киттер азықтануға келеді.

Қоңыржай ендіктерде екі жарты шарда судың күшті арала-суы, жылу мен жарықтың жеткілікті мөлшері тіршіліктің дамуы үшін мейлінше қолайлы жағдайлар жасайды. Бұл мұхиттың ең өнімді зоналары. Фитопланктоннын, максималды дамуы кек-темде байқалады. Ол қоректіқ заттарды сіңіреді, олардың саны азая береді де зоопланктон дамуы басталады. Күзде – фитопланктон дамуының екінші максимумы болады. Зооплаңктонның мол болуы – балықтардың мол болуына (сельдь, треска, анчоус, албырт, сардина, тунец, камбала, палтус, навага т. б.) жағдай жасайды.

Субтропиктік және тропиктік ендіктерде Мүхиттьщ бетінде-гі судың жоғары тұздылығы болады, бірақ температура жогарьі болғандықтан біршама жеңіл болып шығады, бұл араласуға бегет болады. Қоректік заттары бар белшектер.кідірмей түбіне түседі. Қоңыржай зонаға қарағанда оттек екі есе аз. Фитопланктон нашар дамиды, зоопланктон да аз болады. Субтропик-. тік ендіктерде су мейлінше мөлдір және интенсивті кегілдір түсті болады (мұхит шөлі, түсіндей). Жылы суда түбімен бай-ланыссыз Мүхиттың осы бөлегіне тән қодыр су балдырлары – саргассалар өседі.

Экваторлық ендіктерде пассат ағыстарымен экваторлық қарсы ағыстардың шекарасында судың араласуы болады, сон-дықтан да бұл қоректік тұздар мен оттегіне біршама бай келедй Қоңыржай зонасыньщ солтүстік шеттеріндегідей онша көп бол-мағанымен кершілес ендіктерден гөрі мүнда планктон едәуір көп болады.

Жылы суда көмір қышқыл газы аз болады да сондықтан кө-мір қышқыд кальцийді нашар ерітеді, бүл оньщ ішінде мол бо- • лады және өсімдіктер мен жануарлармен жеңіл сіңіріледі. Co ның нәтижесінде өсімдіктер мен жануарлардың қауашақтары мен қаңқалары көлемділікке және беріктікке ие болады, ал ор-ганизмдер елгеннен кейін қалың қабаттары төменгі ендіктерге соншама тән болып келетін карбонат шегінділері маржаң риф-тер мен аралдар түзіледі.

Жалпы алғанда қоңыржай ендіктерден экваторға қарай ауысқанда тірі туатын формалардың азаюы, жануарлардың се-міздігімен өсімталдығының азаюы және ізбес қадқаларыньщ; қалыңдығының артуы байқалады. Бірақ жылы суда организм-

дер тез өсіп, ерте кебейетіндіктен енімділік біршама жоғары болады.Мүхиттың жоғары қабаттарында оның ашық бөлігінде жақ-сы көрінетін тіршілік

таралауының ендік зоналылығы жел мен ағыстардың ықпалы арқылы шет аймақтарда бүзылады.Вертикаль бойынша Мүхит суы 3 қабатқа – беткі, аралық және терендік болып бөлінеді.

Беткі қабатта фитопланктонмен: (автотрофалар) қоректенет/н гетеротрофтар (жануарлар мен бактериялар.) өмір сүреді. Аралық қабатта – беткі қабатта коректену үшін миграциялаяатын зоопл.анктон; зоопланктонмен қоректенетін жануарлар; осы жәндіктермен қоректенетін жырт-қыштар қорегі организмдердің жоғарыдан түскен ыдырамаған қалдықтары болып келетін детритоедтер мекендейді. Терең су-ларда (500–1000 м. тереңдіктен түбіне дейін) жыртқыштар,. детритоедтер, фильтраторлар және талғаусыздар болады. Тіпті таяудағы уақытқа дейін өте тереңдіктерде (6–7 км-ден әрі) онда қысымның болуы жарықтың жоқтығы мен жылудың жет-кіліксіздігі организмдердіқ тіршілік етуіне мүмкіндік бермейді деп саналып келді. Бірақ, зерттеулер тіпті терең су науалары-нада да тіршілік бар екенін керсетті. Аса тереңді мекендеуші-лердің арасында жағдайлардың бірыңғайлылығы организмдер-дің өзгерістеріне әсер ететін бәсеке тартыстың жоқтығынан со-нау өте ертеден сақталған «тірі қазбалар» формалар аз емес. Аса тереңді мекендеушілерді зерттеу Мұхит тарихын және Жер бетінде органикалық дүниенің даму тарихын жақсылап кез алдьшызға келтіруге мүмкіндік береді.

Мұхиттың табиғат ресурстар.ы. Бүларды әзірге адамзат бір шама аз пайдаланады, бірақ пайдалану. масштабы өсіп келеді.. Ертеден Мүхиттың орғаникалық байлығы барлығынан көп пай-даланылады, мүнда олардың сан алуан түрлерінің қоры мен түтынуы арасында айқын

үйлеспеушілік байқалады. Мұхиттың. негізгі өнімі (85%) –балықтар, мұхиттың органикалық ресурс-тарының негізі болудан көп кем. Бүл тек тағам ретінде жүмсал-майды, ауланғандардың жартысына жуығы азықтық ұқға, тех-никалық майға, тьщайтқышқа т. б. пайдалануға кетеді. Балық-ты дүние жүзілік масштабта өндіру қарқыны халықтың өсу қарқынынан озып отырған аздаған бағалы өнімдерінің бірі екен-дігі хақ.

1850 жылдан 1950 жылға дейін балық аулау 10 есе артқан.. Соңғы 10 жыл ішінде бүл екі есе өсіп, көбейе беруде. Балық ау-лау неғұрлым интенсивті жүргізілсе, Мұхиттағы балық қорлары соғүрлым азайып кетеді. Кейбір жерлерде қайсыбір түрлерінің қазірдің өзінде-ақ «асыра ауланғандығы» байқалады. Аулаудың. максималды тұрақтылығына жете отырып (балық қорлары: азаймайтындай жағдай) аулау ісін реттеп отыру қажет. Бұл мұхитты бүдан әрі жан-жақты зерттеуді және барлық мүдделі елдердін, келісілген әрекеттерін керек етеді. Балықтарды қолдан өсіру және олар қоректенетін организмдерді акклиматизация-лау жолымен Мұхиттың балық байлығын көбейтудің маңызы өте зор.

Мұхиттағы тіршілік ететін сүт қоректілерден киттердің, ит балықтардьщ, морждардың, сондай-ақ тамаша терісі бар каландардың (Камчатка теңіз кәмшаттарьшың) және теңіз мысықтарының кәсіптік маңызы бар. Қит майы маргарин, са-бын, глицерин, олиф жасауға пайдаланылады. Етін тамаққа қолданады, одан консервалар жасайды, азықтық ұн етіп әңдей-ді. Бауырынан, асқазан асты бездерінің гормондарынан, кит мұртынан дәрі-дәрмек даярлайды. Кашалот – өте нәзік иісті сақтайтын қабілеті бар және парфюмерияда қолданылатын амбра затын дүние жузінде бірден бір өндіруші. 30-жыл-дардың өзінде-ақ кит соғу кәсіпшілігінің негізі қазір мүлде дерлік жойылып кеткен ірі көк киттер болды. Қиттерді аулау шек-телген.

Қалған сүт қоректілерді салыстырмалы аз мөлшерде аулайды. XVIII ғасырда XX ғасырдың басында калан мен теңіз мы-сықтарын аулауды жыртқыштықпен жүргізудің нәтижесінде олар құрьш кетуге жақындады. Аулау кәсібін шектеу. және Ты-нық мүхиты аралында Совет Одағының қорықтарын үйымдас-тыру бүларды сақтауға мүмкіндік береді.

Балықтарға қарағанда Мүхитта омыртқасыз жануарлар әлдеқайда көп. Бүларды өндіру барлық теңіз жануарларын өнді-рудің 0,1 бөлігінен аз.' Қосөзекті моллюскаларды – устрицаларды, мидийлерді, теніз ұлуын, бас аяқтылардан негізінен кальмарларды, азырақ – сегізаяқтармен каракатицаларды кәсіп етеді. Дүние жүзінің рыногыида шаян тэрізділер: креветка-лар, крабтар, омарлар, лангусталар жоғары бағаланады. Мүның бәрі, әрі бағалы тағам өнімдері әрі техникалық шикізат. Бүлар-дың санын қолдан есіру есебінен бірнеше рет арттыруға болады. Адамдар әзірге су балдырларын салыстырмалы аз пайдала-. нады. Теңіз капустасы меи теңіз салаты – арзан және өте баға-лы тағам енімдері. Су балдырларынан йод алады. Бүлар өнеркәсіп шикізаты ретінде де қүнды. Бүлардан әсіресе, меди-цинада, тоқыма және кондитер өндірісінде кеңінен қолданылатын arap-агарды көп алады. Ламинариядан маталарды бояуға және сабын жасауға қолданылатын – альгинит желім өндіріледі. Су балдырының желімін бетон мен асфальтқа беріктік үшін және су еткізбеу үшін қосады. Теңіз су балдырларын ашытқы, спирт, қағаз, картон жасап шығару үшін пайдалануға болады. Уақыты келгенде, қүрамында сапасы жағынан жануар белогы-кан кем түспейтін белоктары және витаминдері бар, хлорелла –су балдыры кедінен қолданылуы тиіс. Хлорелла өте тез еседі, сонымен бірге өзінің көлемінен. 200 есе асып түсетін отте-гін бөледі.

Мүхиттағы организмдердің ең үлкен тобын – планктонды адамдар мүлде дерлік пайдаланбайды. Ал, бүл болса адам үшін тамак, өнімі болып, иал үшін азыққа пайдалануға болады.

Планктон – шикізат витамин-дер, емдік май, дәрі-дәрмек алу үшін қажет.Мүхиттың ең бағалы ре-сурстары – судың өзі. Адам-заттың тұщы суға қажеті қа-зірде де

барлық жерде қана-ғаттандырылмай өте тез өсіп отырғаны мәлім. Қазірдің өз-інде-ақ жүздеген тұщылан-дырғыш қондырғылары бар, әрі бұлардьщ саны үздіксіз •өсе беретіндігі анық.

Мүхит суларында көптеген. ерітілген элементтердің өнеркәсіптік масштабында 4 ғана – натрий, хлор, магниіі мен -бром алынады. Бұларды алғанда қосалқы ретінде калий мен кальцийдін, кейбір қоспа-дары алынады. Негізгі мето-ды – жай буландыру. Суық климатты елдерде, соның ішін-де СССР-де тоңазытып қаты-ру да қолданылады. Мұхит суынан өткенде

алтын алу ме-тодтеріне көп күш пен қаржы жұмсалғанмен оның практикалық маңызы болмауы мүмкін..

Мүхит түбінің түрлі учаскелерінде темір мен марганец то-тық минералының – конкрецияның, қабыршақтардың, үсақ бөлшектердің едәуір шоғырлары табылған, бүлардың енеркә-сіптік маңызы болуы даусыз, бірақ әзірге әлі пайдаланылмай келеді.

Мұхит түбіне шөккен жыныстардың ішіндегі минеральдық ресурстар сұйық және еріген күйде (мұнай, газ, күкірт, поташ), сондай-ақ қатты (тас көмір, темір рудасы, металдар) бола ала-ды. Мұнай мен газ қүны жағынан Мүхитта өндірілетін барлық пайдалы қазбалардың 90%-ш қүрайды да, болашақта бүларды вндіру есе беретін болады. 1980 жылға қарай шамамен барлық мүнайдың бөлігі Мұхиттан алынады деп есептелінеді. Шамамен бүл газға да жатады. Қатты пайдалы қазбалар Мүхит түбінен әзірге аз өндіріледі (Жапония, Англия).

Толқындардьщ орасан зор энергиясы іс жүзінде пайдаланыл-майды. Керісінше, адамдар бұдан қорғаныс іздейді, бірақ толы-

Дүние жүзілік мұхиттың табиғат ресурстары әлі де түгелдей анықталмаған және әлде қайда көп толық дәрежеде пайдала-нылмай отыр.

Мұхитты бүдан әрі игеру үздіксіз жетілдіріліп отырған тех-никаның көмегімен оны күшті зерттеуді керек етеді. Қазіргі кемелер тұтас жүзіп жүретін ғылыми-зерттеу институттармен жабдықтауға мүмкіндік береді. Қазір жоғары және төмен, жан-жаққа жүзетін, аударылып түсетін корабльдер бар. Арнаулы – аппараттар (батискафтар) үлкен тереңдіктерде тікелей бақылау жүргізуге мүмкіндік береді. Океанографтардьщ қарамағында тереңдікті зерттеуге мүмкіндік беретін – гидролокация, радио, телевидение бар. Мүхитты зерттеуге Жердің жасанды серікте-рі мен космос қорабльдері ете жақсы көмектеседі.

Мұхиттың табиғат ресурстарын зерттеп пайдалануда түрлі мемлекеттердің күш-жігерін біріктіруге тиіс екендігі даусыз. Мұхитқа ыждаһаттықпен қарау, оны тиімді пайдалану болашақ адамзаттың назарын талап етеді.Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

1. Мұхит суының физикалық және химиялық қасиеттері.2. Мұхит суының қозғалысы3. Мұхит – тіршілік ортасы.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№10 дәріс Құрлық сулары.Мақсаты: Құрлық сулары - жер асты сулары, өзендер, көлдер, су қоймалары, батпақ, мұздықтармен танысу.

Жоспар:1. Жер асты сулары2. Өзендер.3. Көлдер.4. Су қоймалары5. Батпақ.6. Мұздықтар.

Құрылыққа су Мүхит үстінен булану және атмосферада тасымалдану нәтижесінде, яғни Дүние жүзілік ылғал айналымы процесінде түседі.

Қүрылыққа жауған атмосфералық жауын-шашынның бір белігі буланады, бір бөлігі сіңіп кетеді, ал олардың интенсивті-лігі булану мен сщудің қосындысынан көп болып шыққанда беткі ағынды қүрап бет еңісіне сәйкес аға бастайтын болады.

Ерімейтін қар жамылғылы аймаққа жауған атмосфера ылғалы мұздықтарда үзақ жатып қалуы мүмкін, ол бірақ уақыт-тың өтуіне байланысты Мүхитқа қүятын ағынға барып қосыла-ды. Қөлге құйылғанды су қүрылықта будан аз уақыт кідірістей-ді. Топырақ грунтына сіңген атмосфералық жауын-шашынның. бір бөлігі беткі ағынға қосылатын, немесе едәуір сирек тікелей

Мұхитқа қүятын жер асты ағынын қүрайды. Сонымен Дүние жүзілік ылғал айналымының аса маңызды звеносы – қүрылықтан келетін ағын беткі және жер асты ағынынан қүралады. Ағын жер асты сулары, езендер, келдер мен мұздықтар арасында уақытша таралған қүрылық суларын біріктіреді, бай-ланыстырады.Жер асты сулары. Жер қыртысының жоғарғы қабаттарына сіңетін су күрылықтың жер асты суларьш қүрайды. Жер асты суларының негізгі көзі – атмосфералық жауын-шашындары, бірақ Дүниежүзілік ылғал айналымы түйық қалмайды, әрі су-дьщ біраз мөлшері жер қыртысына мантиядан 1 келеді.

Су тау жыныстарында бос кеңістік саңлау, жарықша, кеуек болғанда ғана болады. Жер қыр-тысының жоғарғы шөгін-ді қабаттарында жыныстьщ белшектері арасындағы өте ұсақ қуыстар – кеуектердің мейлінше үлкен маңызы бар.

Кеуектік жыныстың бөлшектерінің шамасына, олардың іріктелгендігі мен орна-ласуына байланысты болады. Ұсақ түйірлі жыныстарда бұларды қүрайтын бөлшектерінің шамасы біркелкі ең көп кеуектік болады. Шамасы әр түрлі түйірлерден түратын жыныстарда ен аз кеуектік болады, бүл жағдайда үсақ белшектер ірілердін, арасындағы кеуектерді толтырады да бос кеңістік ете аз қала-ды, Саздың кеуектігі –40–50%, лесстердікі – 40–50%, қүмдікі – 30–40 %, құмтастікі – 4–25 %, ізбест тастардікі – 0,6–16%. Жердің бетіндегі шегінді жыныстардың орташа кеуектігі – 35–45 %. Кеуектікпен жыныстың ылғал сыйымды-. лығы–оның суды үстап түру мүмкіншілігіне байланысты. Топырақтағы немесе жыныстағы су мөлшері оның ылғалдылығы деп аталады. Ылғалдылық ылғал сыйымдылықтан көп болуы мүмкін емес.

Жыныс ішіндегі су, оньщ төмен ойыстыратын ауырлық күшінің әсерінде және суды жыныс ішінде үстауға тырысатын молекулярлық күштердің әсерінде болады. Ауырлық күші бүкіл кеуекте әрекет етеді және оның шамасы бөлшектердің Жердің центрінен қашықтығына байланысты болғандықтан кеуек шетінде ол өзгермейді деп санауға болады. Кеуектегі молекуляр-лық күштер өте үлкен, бірақ олардың эрекет радиусы шектеулі. Ауырлық күші мен молекулярлық күштердің арасындағы қатынас кеуектің орталығына қарайғы бағытта өзгеріп отыра-ды. Молекулярлық күштердің нәтижелі әрекетінің радиусы (р) деп аталатын қашықтықта ауырлық күштің әрекетінен бүл күш-тердің әрекеті басым болады. Егерде кеуек шағын болса (d<C.2p – кеуектің диаметрі), молекулярлық күштердің тиімді әрекеті оны түгелдей қамтиды да, оның ішінде су кідіреді. Егер кеуек үлкен болса (d>2p), оның орталық бөлігіндегі молекулярлық күштер ауырлық ку-шінен нашарырақ әрекет ете-ді, бұл суды кеуектен ағып кетуге мәжбүр етеді. Бірінші жағдайда жыныс су өткізбейді,. екіншісіндё су өткізеді. Жыныстың су өткізгіштігі, оньщ кеуектілігіне байланыссыз, ейткені бұл кеуектердің, көлемімен емес, олардын, мөлшерімен анықталады. Сондық-таи да саз су өткізбейді, ал кеуектігі аз құм су өткізеді.

Кеуектерде. молекулярлық. күштер ұстап тұрған жыныс бөлшектерін қоршаған жүқа қабық (пленка) түзеді, олар пленкалы су деп аталады. Жыныспен тікелей жанасатын және әсіресе ол күшті үстаіг түрған су-молекулалары гиг-роскоптік су түзеді. Гигроскоптік судың пайда болуы үшін ылғалдын, сіңуі міндетті емес: жыныс суды ауадан өз бойына тарта алады. Жыныстан гигро-скоптік суды жоғары темпе-ратурада буландыру жолымен ғана жоюға болады. Жыныстардың көрші бөлшектерінің тартуы әсерінен пленкалы судың молекулалары бір пленкадан екінші-сіне қарай жоғары төмен және жан-жағына қозғала алады. Пленкалы су жыныстарды сумен тікелей жанасқанға дейін және кейін өлшеу арқылы байқалады. Қүм пленкалы суды иелен-ген сусьшалылығын жояды.

Ауырлық күшінің әсерінен кеуектерде қозғалатын су гравитациялық су делінеді. Су еткізбейтін жыныстарға жеткесін ол сулы горизонтты құрайды да оның беткі еңісіне сәйкес қозғала береді. Гравитациялық судың қозғалысының көбіне ламинарлық сипаты басым болады. Оның жылдамдығы жыныстыа еңісіне (і) және су өткізгіштігіне (k) байланысты V – ki (Дарси формуласы). Ауырлық күшінің әсерінен суға қаныққаң жьшыстан гравитациялық судың ағып шығу қабілеті су шығым-дылығы деп аталады.

Сулы горизонт үстінде капилляр суы көтеріледі. Ол кеуектермен үсақ жарықшаларды толтырады, солардың ішінде беткі кернеу күштерімен үсталып түрады. Қапиллярлық көтерілу биіктігі тау жынысының грануламетрикалық құрамына бағынышты капиллярдің диаметрімен

анықталады. Үсау, түйірлі қүмда – 35-тен 120 см-ге дейін, ірі түйірлі қүмда – 2-ден 3,5 см-ге дейін,. лесс пен саздарда бірнеше метрге дейін (мысалы, сазда 12 метрге дейін) болады. Капилляр суы гидравликалық жағы-нан жер асты суының деңгейімен байланысты болғандықтан,, капиллярлық көтерілудің жоғарғы шекарасы (капиллярлық. жиегі) гравитациялық су деңгейінің тербелістеріне сәйкес вер-тикальды тербеліске үшырайды. Капилляр суын өсімдіктердің- тамыр шашақшалары еркін сорып алады. Қүрғақ климатта то-пырақтың сортандану процесі капиллярлық көтерілуімен бай-ланысты болуы мүмкін.

Топырақ грунтына судың сіңуінің негізгі процесі – капиллярлық және гравитациялық күштердің ықпалымен оның кеу-ектер бойынша жай ламинарлық қозғалысы – инфпльтрация (гравитациялық күштер басым болса – фильтрация). Су сире-гірек турбуленттік қозғалыс арқылы жарықшақтармен қуыс жерлерге темен сіңеді – инфлюация. Кеуектерде түрған судың қатуы мүмкін. Оның қату температурасына түздың болуы және оған түсетін қысым ықпал етеді.

Сумен толтырылмаған жыныстағы кеуек кеңістікті кеуек-тердегі судың булану және атмосферадан ену нәтижесінде келіп түскен ауа мен су буы алады. Ол ауаның циркуляциясына байланыссыз, серпімділіктің таралуына сәйкес неғұрлым көп қызған қабаттан анағүрлым аз қызған қабатқа қарай орын ал-мастырады. Қыста топырақ қабатының ьілғалының артуын ту-дыратын су буының жоғары қозғалысы болады, жазда оньщ. кері қозғалысы, яғни ылғалдың төменге ауысуы байқалады.. Кеуектердегі судың біраз мөлшері қолайлы жағдайларда су буының конденсациясы есебінен қүрала алады.

Жер қыртысында көптеген мөлшерде байланысты су болады; (гипсте, мысалы, ол 22%-тен астам, мираблитте – 55%). Бұл су минералдардың өте күшті қызуы нәтижесінде ( + 400° С дейі; және одан жоғары) олардың толық бұзылған жағдайьшда ғана бөлініп шығады.

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

Азрация зонасының сулары топырақ суы мен ыза суларын қамтиды.Аэрация зонасында су шектеулі таралады да уақытша болады. Толтырылмаған кеуектерде

ауа циркуляциясы болады. Топырақ суы топырақтың өзінен ажырамайды және сонымен1 бірге қарастырылуға тиіс. Ол ең үстіңгі бетте жатады, су өткіз-бейтін қабаты болмайды және ілмелі деп аталады.

Ыза су – шектеулі тараған, жергілікті су өткізбейтін жыныстар устінде (морена, топырақтағы иллювиальды горизонт, тұзды сулар) уақытша жиналған жер асты суы. Ол жаңбыр және ерігеы судьвд сіңуі нәтижесінде пайда болады, ағып кетеді және буланады. Ыза судың деңгейі шұғыл ауытқып тұрады, жылдьщ құрғақ кезінде жалпы құрғап қалады. Тайызда жатуды, нашар фильтрациялану ыза суының күшті ластануын жиі тудырады, сондықтан да оны тұрмыс мақсаттарында пайдалануға жол берілмейді.

Грунт сулары – тұрақты сулы горизонттың бетінен бірінші су өткізбес қабат жауып жатпаған су. Бұлар барлық жерде дерлік таралған және ұзақ уақыт бола алады. Грунт суымен тұйықталған тау жыныстарының пластары сулы горизонттар деп аталады, ал грунт суларыньщ беті бұлардың – айнасы делінеді. Сулы горизонттың қалыңдығы – су өткізбес пластының бетінен грунт еуы айнасына дейінгі аралық.

Грунт суының қоректену облысы олардың таралуымен сай келеді. Қоректенуде ұзақ ақ жаңбырлар мен кектемгі еріген сулар өте үлкен роль атқарады. Бірақ су баяу сіңетін болған-дықтан грунт суының деңгейі бірдей кетерілмейді, жауын-ша-шын түскеынен немесе қар ерігеннен кейін едәуір уақыт өткен соң барып көтеріледі. Тек жарықшақты және қарастырылған жыныстарда ғана грунт суы деңгейінің көтерілуі біршама тез болады (кейде бірнеше сағаттан соң). Грунт суы деңгейінің маусымдық ауытқуы бірнеше метрге жетуі мүмкін. Қоңыржай ендіктердің континенттік климат жағдайларында ең жоғарғы деңгей көктемге (қар ерігеннен кейін) тура келеді. Теңіз клима-тында қыс кезіне (жауын-шашын жеткілікті болғанда ең аз булануда) келеді.

Грунт сулары деңгейінің жағдайына орман әсер етеді. Мұн-да ашық жерге қарағанда жер бетінен булануға ылғал шығыны аз болады. Қар ериді де ылғал кеп сіңіп үлгереді, бүған орман- -щ дағы топырақтың жоғары инфильірациялығы мүмкіндік береді. ч Мүның бәрі грунт суы деңгейінің кетерілуін тудыруға тиіс. Бір-ақ, сонымен бірге горизонтта орналасқан ағаштар тамыр сис-темасы арқылы оны жинап алып, ылғалды өте көп буландырады да грунт суының деңгейінің төмендеуін тудыруы мүмкін. Соны-мен грунт суларының деңгейіне орманньщ ықпалы туралы мә-селені нақтылы жағдайларды ескере отырып қарастырған жен.

Грунт суларынын, айнасыньщ беті әдетте рельефтід төмендеуіне қарайғы бағыт бойынша еңісті толқын тәрізді болады (өзен аңғарлары, сайлар т. б.). Грунт сулары грунт тасқында-рын түзе отырып еңіс жаққа қарай фильтрленеді. Сирек су ет-кізбейтін пластик беті үңгіме болады әдетте сол жерде грунт.. бассейні пайда болады.

Ірі туйірлі қүмдарда грунт суларының қозғалу жылдамдығы тәулігіне 1,5–2,0 м, үсақ түйірлі қүмдар мен құмайттарда 0,5– 1,0 саз дақтар мен лестерде тәулігіне – 0,1–0,3 м.

Грунт суларының температурасы әдетте ауа температурасы-на қарай езгеріп отырады. Су неғұрлым терең жатса, максимум мен минимум моменттері соғүрлым көп кешігіп отырады. Жер бетіне жақын жатқан грунт-сулары суық қыстары қатып қалуы мүмкін.

Грунт суларыньщ химиялық құрамы мен минералдану дәре-жесі олар орналасуынан жыныстардың қүрамы мен қоректен-діретін суға', жату тереңдігіне және климат жағдайларына байланысты. Ылғалдылығы мол болғанда грунт сулары тұщы немесе минералдануы төмен, ал жеткіліксіз ылғалданғанда олардьщ минералдануы арта түседі. Сондықтан да климат не-ғүрлым қүрғақ болса, минералдану дәрежесі соғүрлым жоғары болады. Жыл бойында жауын-шашынның және буланудың әр-келкі таралуы, қардын, еруі грунт суларының минералдануының маусымдық езгерістерін тудырады. Бүлардын, тұщылануы әсіре-се өзендерде тасқындармен су тасуларында байқалады, бұл кезде грунт суларының деңгейі өзендегіден төмен болады және езен оларды қоректендіреді.

Грунт суларьшың режимі мен минералдануы географиялық зоналыққа бағынатын климатқа, топырақ және өсімдік жамылғысының сипатына байланысты болғандықтан грунт еулары да зоналы болады.

1) мол ылғалды – тундра, ылғалды тропиктік ормандар (ылғалдану коэффициенті 1,5) зоналарында грунт сулары тым түщы да жер бетіне ете жақын орналасқан;

2) ылғалды зоналарда – қоңыржай ендіктердін. Орманды зонасы мен саванналы ылғалды тропиктік орман шекарасы (ылғалдану коэффициенті 1,5–1) –грунт сулары тұщы, жоғары тұрақты келеді;

3) қоңыржай ылғалды зоналарда (ылғалдану коэффициенті 1–0,3) – орманды дала, дала, саванналар – грунт сулары на-шар минералданған, тереңде жатады;

4) құрғақшылық зоналарда (ылғалдану коэффициенті – 0,3-тен аз) – шөлейттерде – грунт сулары минералданған және тереңде жатады. Тұщы су қазбалы линзалары, осы кездегі ыл-ғал айналымына нашар қатысатын тұнба сулар.

Екі су өткізбес пластылардың арасындағы қабатта пласт-аралық сулар болады. Олардың атмосфера суларымен қоректенуі жоғарғы су өткізбес пласт жоқ жерде ғана болады.

Қысымсыз пластаралық сулар сулы қабатты толтырмайды да грунт сулары сияқты еңіспен ағып кетеді.

Қысымдық пластаралық артезиан х сулары жату жағдайла-ры жағынан су қысымда болатындай, екі су өткізбейтін пластар арасында орналасқан сулы қабатта болады да, бұрғылағанда су етпейтін жабындыдан жоғары көтеріледі. Оның өзі ағыгг, тіпті фонтанша атқылауы мүмкін, бірақ көбіне оны сыртқа на-соспен шығарады.

Геологиялық структуралары теменнен алмасып келетін қа-баттарының майысуымен (синеклизалар, синклинальдар) ерекше, сондықтан да ішіндегі қысымды сулар артезиан бассейндері деп аталады. Түрлі көлемді артезиан бассейндері (бірнеше он-даған кв. км-ден бірнеше мың км-re дейін) өте көп тараған.

Артезиан бассейнінде қоректену, қысым, аршылу облыстары бөлінеді. Қоректену облысында сулы пластар су еткізбейтін пластармен жабылмайды. Мұнда кысымсыз су да болуы мүм-кін. Қысым облысында скважиналар болса су көтеріліп шапшып атуы мүмкін. Аршылу облысында су сыртқа ағып шығьш грунт суьгаа айналады немесе өзенді тікелей қоректендіреді.

Артезиан сулары түгелінен атмосфералық жауын-шашынның сіңуі есебінен түзіле алмайды, сірә олар жауын-шашынның жиналуымен (седиментация) бір мезетте туса керек. Теңіз трансгрессиялары кезінде су жынысқа сіңгенде солардың ішін-де бірте-бірте езгеріске үшырап қала берген.

Артезиан суларының химиялық қүрамы мейлінше сан алуан. Жоғарғы сулы пластар (100–600 м тереңдікте) тұщы (1 г/л-ге дейін) немесе нашар минералданған, гидрокарбонатты келеді; бұларға атмосфералық, беткі және грунт сулары тұщы-ландырып әсер етеді. Тереңде жатқан сулар көбіне хлоридке тәи түздықтар (50 г/л-ден астам) болып келеді. Тұздардьщ пайда болуы осы сулардың шығуымен байланысты (негізінен седи-ментациялық). Артезиан суларының аралық горизонттарында минералдану өзгерісі қосарланып әлсіз және жоғары м.инерал-данған сулардын араласуы болады.. Емдік қасиеттері бар ми-нералды суларға зор ынта қояды. Бүлар көмір қышқылды, кү-кірт сутекті, радонды әрі темірлі т. б. сулар болып келеді.

Артезиан сулары беті жабылып ластанудан қорғалғандық-тан өте сапалы болады.Су Жер астында шығуы жағьнан әр түрлі және күрделі система қүрап жарықтарда орналасуы

мүмкін. Литогендік жарық-тар жыныстардың қүралу процесінде пайда болып, оның бүкіл қалың қабатын қақ жарып өте алады. Бүған Гавая аралдарындағы базальттағы жарықтар мысал бола алады. Осы жарық- -тардың суы Гонолуланы қамтамасыз етеді, олардың дебиті – 90 м3/сағ. Тектоникалық жарықтар: жарылулар, ыдыраулар, ығысулар т. б. тереңдіктегі талай жүздеген метрлер тіпті километрлер болуы мүмкін. Үгілу, жарықтар – жыныстардың бұзылу нәтижесі. Бүлар жоғарғы және 30–50 м тереңде қабат-тарға ұштастырылған (ерекше жағдайларда 100–200 м дейін) әдетте таралмайды. Түрлі жарықтардың ені әдетте бірнеше миллиметр, сирегірек сантиметр және өте сирек метр біэлады. Жарықтар ашық немесе борпылдақ материалмен толған бо-лады.

Жарық сулары жарықтьщ сипатына қарап қысымды және қысымсыз болуы мүмкін. Ерігіш жыныстарда атмосфералық жауын-шашынды, ал кейде беткі су ағыетарын да сіңіріп қоя-тын жарықтар мен қуыстар пайда болады. Мүндай жыныстардың (ізвес тасы, гипс, тұз) қалың қабатьшда судың теменге қарай және горизонтальды қозғалыс зоналары бөлінеді. Жер асты суларының деңгейі ете тез және күшті өзгеріп отырады. Мүндай сулар бетінен оңай ласталады.

Температурасы мен минералдану дәрежесіне қарай жер ас-ты сулары мейлінше әр түрлі. Температурасы бойынша суық және термальды сулар болып бөлінеді. Суық сулар аса суыған (температурасы 0°-тан төмен), суық (0°-тан – 10°-қа дейін), өте суық (–10°-тан – 20°-қа дрйін) бола алады. Термальды су-лар –жылы ( + 20°-тан 4-35°-қа дейін), ыстық (+35°-тан + 50°-қа дейін), асы ысыған ( + 100°-тан жоғары) болады. Суық сулар жер қыртысының жоғарғы бөлігінде тек жүқа қабықта ғана, ал қалған басқалары – термальды сулар. Бұлар әрқа-шанда дерлік неғүрлым минералданған және газбен қаныққан болады.

Жалпы алғанда судың температурасы да минералдану дәре-жесі де бетінен төмендеген сайын үздіксіз арта түседі. Мүнда кәдімгі тұщы, гидрокарбонды сулардан сульфатты және аралас

сулар арқылы қөптеген бағалы тұздар мен элементтердің өнер-кәсіптік концентрациясы бар хлоридті, концентрацияланған түздықтарға дейін (бүлар тереңдеген сайын натрий суынан кальций және магний суына өзгереді) сулардьщ химиялық типтерінің ауысуы болады. Бүл термальдық түздықтар – кен орындарыньін, қальгатасу кезі, олар жанғыш қазбалардың қа-лыптасуына қатысады.

Суық тұщы сулар тек таулы елдерде ғана тереңде кездеседі. Адам организміне пайдалы әсер ететін емдік маңызы бар мине-ралданған суларды минералды сулар деп атайды.

Жер асты суларының сыртқа шығатын табиғи жолы – бұ-лақтар (көздер) – мейлінше сан алуан. Бұлардың дебиті се-кундына литр үлесінен бірнеше куб метрге дейін айырма жа-сайды. Судың ең көп мөлшерін жарықшалармен және карст жыныстармен байланысты бұлақтар береді (Воклюз карсты бү-лағы 120 м3/сек дейін береді). Бұлақтардағы температура 0°-тан + 100°С және одан жоғары ауытқиды. СССР-де темпера-турасы + 40° С-дан жоғары 50-ден астам бұлақтар бар. Ислан-дияда бұлар 7000-ға жуық. Бір бұлақтардың суы тым тұщы, екіншілерінікі – тұзды. Термальды минералданған бұлақтардың суында түрлі тұздар, қышқылдар, газдар, металдар, радиоак-тивті және сирек жер элементтері болады. Олардың құрамы ке-бінесе күрделі болады. Жаңа Зеландиядағы ыстық бұлақтар-дың бірінде күкіртті және тұзды қышқылдардьщ мөлшері 10%-ке жетеді (мырыш бұл бүлақта еріп кетеді). Көптеген бұлақтар минералды келеді. Режимі ғажап тұрақты, маусымдық өзгер-мелі, тұрақсыз, уақытша жоғалып кететін бүлақтар бар. Көп жылдық тоң басып жатқан облыстарда бүлақтар, көбінесе өте қысқа уақытта көрінеді.

Қысымсыз еркін ағатын – аспа бұлақтар, қысымды (арте-зиан) жоғары шапшымалы бүлақтар болады. Соңғысы анағүр-лым тұрақты. Бұлақтардьщ мүлде ерекше сирек кездесетін rani – гейзерлер. Бүл оқтын-оқтын ыстық су мен буды шашиытып фонтандаушы бүлақтар. Бүлар осы кездегі немесе таяудағы вулкан әрекеті облыстарында суымаған магма жер бетіне жа-қын жатқан жерде кездеседі. Магмадан жарықтар арқылы кө-терілген булармен газдар жер асты суларында ериді де оларды қыздырады. Гейзердін, әрекет механизмі әлі онша айқын емес. Бірақ ыстық су жарықтар арқылы қозғалып, суынған лаваның қуыстарын (камераларын) толтырады деп санайды. Мүнда ол қайнау нүктесіне жеткенше тағы да теменнен қыза түседі. Жо-ғарғы қысым жағдайларында +100° С болғанда су қайнай ал-майды, бірақ каналдармен жоғары көтеріліп, неғұрлым төменгі қысымды облысқа келгенде ол қайнайды да серпімділігімен жоғары лақтырылады. Камерадағы қызған және көтерілген су-дың орнын азырақ қызған су басады т. б. Гейзерлердің период-тылығы каналдың көлеміне, сумен толу және қызу уақытына байланысты. Гейзерлер Камчаткада, Солтүстік Америкада, Ис-ландия мен Жаңа Зеландияда кездеседі.

Көп жылдық тоң тау жыныстарындағы жер асты сулары. Орташа жылдық температура теріс болып келетін қүрылықтың едәуір бөлігінде – оның көлемінің 25%-не (СССР-де 47%) жер бетінен біраз тереңдікте жыныстар кеп жылдар бойы теріс тем-пературада болады. Теріс температуралы жыныс қабаттарын көп жылдық тоң қабаттар, көп жылдық «мәңгі» тоң деп атала-ды. Қөп жылдық тоң суы тоң қүрғақ болуы мүмкін, бірақ ол кебіне қатқан судан түрады, ал кейде мұнда сүйық су да бо-лады.

Қөп жылдық тоңның пайда болуы төменгі температура жағ-дайларында, жыныстарды қатьш қалудан сақтай алмайтын қар жамылғысының қалыңдығы жұқа жағдайда пайда болуы мүм-кін. Мұндай жағдайлар мүз басу дәуірінде мүз жаппаған об-лыстарда болды. Қазір қысы қатал және қары жұқа, қыста қатқан қабат еріп үлгере алмайтын жазы сонша қысқа жер-лерде (мысалы, Якутияда) орын алады. Көп жылдық тоң соң-ғы мүздану дәуірінің реликтісі ретінде сақталуы мүмкін, бірақ ол қазіргі жағдайларда да, мысалы, Солтүстік Мүзды мүхитқа қүятын өзен атырауларындағы жаңадан пайда болған аралдар-да пайда бола алады.

Ағын салалары астында (өзендер немесе грунт тасқындары) температура жоғарылайды әрі көбіне көп жылдық тоң мұнда жалпы болмайды немесе ол керші учаскелерге қарағанда тереңде жатады.

Көп жылдық тоқньщ қалыңдығы әр түрлі бірнеше метрден 600–800 метрге дейін жетеді, бірақ жалпы алғанда орта ендік-тен жоғарғы ендіктерге қарай ол арта түседі. Ең үлкен калың-дық Хатанга шығанағы жағалауларында байқалған (800 м). Kөn жылдық тоң жыныстар қабатының төменгі шекарасы Жердін, терең қабаттарының астынан келетін жылуға байла-нысты. Көп

жылдық тоң қабатының үстінде жылдың жылы кезінде еритін маусымдық тоң қабаты орналасады. Оның қалың-дығы климаттық жағдайларға байланысты болады да бірнеше метрге жетеді. Көп жылдық тоң тереңде жатқанда оны маусым-дык тоң қабатынан жалпы қатпайтың қабат беліп жатады.

Көп жылдық тоң жағдайларында жер асты суларының үл-кен езіндік ерекшелігі болады. Жыныстьщ кеуектерінде су қат-қан кезде түзілетін мұз жынысты цементтен су өтпейтін етіп тастайды. Кей жерлерде жер асты мүздардың («Тас мүздың») тау жыныстарының астында кәмілген немесе жынысқа сынала-нып енген линзаньщ, пластың, мұз желілерінің жиынтықтары кездеседі. Көп жылдық тоңда тоң үсті, тоң аралығы және тоң асты жер асты сулары больга бөлінеді.

Тоң үсті сулары – маусымдық тоң қабатынын, сулары. Олар мол емес және нашар минералданған атмосфера жауын-шашындарымен жазда еритін топырақ мұздарының суымен қоректене-ді. Тон. үсті сулары қатқан кезде кеңейіп езінің астында жатқан әлі қатпаған суға қысым түсіреді. Бұл су қысымы аз жерлерде жинақталады, содан соң қатып жоғарғы қатып қалған қабатты көтереді де төмпешіктерді гидролакколиттерді түзедІ. Бүл бұзып сыртқа шығып жойылса, қызыл су пайда болады. Жылдын, жылы кезінде тоң үсті сулары толып жатқан бүлақтар арқылы жер бетіне шығады.

Тоң аралық сулар тоңның нақ қалың арасында болады және қозғалудың арқасында ғана қатпауы мүмкін. Бұларды еріген тоң учаскелерінде жиі байқауға болады. Тоң аралық сулар тоң үсті суларын тоң асты сулары-мен байланыстырады; мұнда олардық қозғалы-сы төменге де жоғарыға да болуы мүмкін. Бірінші жағдайда олар тон, үсті суларымен қоректенеді де олардың сапасы (темпе-ратурасы, тұздылығы) сыртқы жағдайларға байланысты екендігі байқалады, екінші жағдайда – тоң асты суларымен қоректенеді де солармен ор-тақ қасиеттері болады.

Тоң асты сулары еш-қашанда қатпайды және жиі қысымды болады. Олардың минералдану дәрежесі әр түрлі, темпе-ратурасы тереңдеген сайын арта түседі. Көп жылдық тоңдары жоқ, облыстардың жер асты суларынан тоң асты сулары қоректену және аршылу жағдайларымен ерекшеленеді. Бұл сулар еріген тоң (талик) арқылы қо-ректенеді, ал сыртқа шыға шапшыма бұлақтар құрайды. Судың барлық үш типі ірі өзендердің аңғарлары астында және көп қазан шүңқырларында, яғни көп жылдық тоң жоқ жерлерде әрекеттеседі.

2. Өзендер. Өзен дегеніміз өзі қалыптастырған ояңда –арнада үзақ у-қыт ағып жатқан табиғи су ағыны.

Өзеннің басын, оның бас-тауын көптеген жағдайда шартты түрде ғана анықтауға бола-ды. Өзендер өздері қоректендіретін жылғалардың бүлақтар мен атмосфералық жауын-шашындардың ұласып қосылуынаң басталады, батпақтардан, көлдерден, мұздықтардан т. б. ағып шы-ғады. Өзеннің аяғы – оның сағасы әдетте теңізге, келге басқа ірірек өзенге барып қүятын жері. Бірақ езен суы кеп мөлшердебулануға фильтрацияға, суаруға, суландыруға шығындалатыге құрғақ климатта, өзендер жиі сарқылып қүм ішіне сіңіп кетеді. Мүндай сағаларды соқыр тұйық саға деп атайды. Өзеннің. барлық ағысын шартты түрде үш – жоғары, орташа және тө-менгі бөлікке бөлуге болады. Әдетте судьщ мөлшері жоғары ағыстан төменгі ағысқа қарай арта түседі, арнаның түп енісі кемиді де, тасқынньщ шаю әрекеті азая түседі.

Қандай да болсын территорияда ағып өтетін барлық өзендерг өзен торын түзеді, ол келдермен, батпақтармен және мұздыктармен бірге гидрографиялық тор құрайды. Өзен торы өзен системаларынан түрады.

Өзен системасы басты өзенді (әдетте аты да солай болып келеді) және салаларын қамтиды. Көптеген өзен системаларында басты езен төменгі ағысында ғана айқын керінеді, орта, әсіресе: жоғарғы ағысында оны анықтау өте қиынға түседі. Бас езеннің белгілері ретінде үзындығын, сулылығын өзен, системасындағы осьтік жағдайын, өзен аңғарларының салыстырмалы жасын (салаларына қарағанда аңғары неғұрлым ескі) қабылдауға. болады. Басты өзендердің салалары бірінші реттегі салалар, олардың салалары екінші реттегі салалар т. б. деп аталады.

Өзен системасы оның өзендерін құрайтын ұзындығымен олардың иректігімен және өзен торының тығыздығымен жиілі-гімен сипатталады кезендердің ұзындығы – ірі масштабты кар-та бойынша өлшекетін системаның барлық өзендерінің жиын-тық ұзындығы. Өзендердің иректілік дәрежесі иректілік коэффициентімен – өзен бастауы мен сағасын қосатын тура сы-зықтық ұзындығына қатынасымен анықталадьЫ ( -сурет). ( Өзен торының тығыздығы – қарастырылып отырған өзен торы-ньщ барлық езендерінің жиынтық ұзындығының оның алып жатқан ауданына қатынасы. Тіпті ірі масштабты емес картада түрлі табиғат жағдайларында езен торыньщ тығыздығы әркелкі екендігі көрінеді. Жазықтарға қарағанда тауда өзен торынын тығыздығы жиі мәселен, Кавказ жотасының солтүстік беткейлерінде бұл 1,49 км/км2, ал Предкавказье жазықтарында 0,05 км/км2 құрайды.

Су бір өзен системасына ағып баратын жер беті осы өзен системасының бассейні немесе оның су жинағы деп аталады. Өзен системасының бассейні бірінші реттегі системаларьшың бассейндерінен құралады, бұлар өз кезегінде екінші реттегі салалар бассейнінен тұрады т. б. Өзендер бассейні теңіздер мен мұхиттардың бассейніне кіреді. Құрылықтың барлық суы басты бассейндер аралығына бөлінедІ: 1) Атлаит және Солтүстік Мұз-ды мұхиттар (ауданы 67 359 мың км2), 2) Тынық және Үнді мұ-хиттар (ауданы 49 419 мың км2), 3) Ішкі ағын облысы (ауданы 32 035 мың км2).

Бассейндер су айрықтарымен бөлінген. Таулы аймақтарда бұлар жалпы алғанда жоталардың қырларымен сай келетін сызықтарды түзеді. Су айрықтары батпақты және әсіресе тегіс жазықтарда айқын бөлінбейді. Кейбір жерлерде су айрықтарын жургізу мүмкін емес, өйткені бір өзеннің су массасы түрлі системаға бағытталған 2 белікке бөлінеді. Мүндай құбылыс өзеннің бифуркациясы деп аталады, Бифуркацияға мы-сал – Ориноконың жоғарғы ағысының екі өзенге бөлінуі. Бү-лардың біреуі, Ориноко аты сақталғаны, Атлант мүхитына ба-рып құяды, екінші – Қасикьяре (Кашишивари)–Амазонканың саласы Риу-Негруге барып құяды .

Су айрықтары езендер, теңіздер және мүхиттар бассейнде-рін ажыратады. Басты бассейндер–Атлант мүхиты және Сол-түстік Мүзды мүхит (Атлантты–Арктикалық) бір жағынан, әрі Тьшық және Үнді мұхиттары – екінші жағынан Жердің бас (Дүние жүзілік) су айрығымен ажыратылған.

Су айрықтардың жағдайы түрақты болып қалмайды. Олар-дың орын алмастыруЫ өзен системаларының дамуы нәтижесін-де езендердін жоғарғы жағының баяу жырымдалуымен және мысалы жер қыртысының тектоникалық қозғалыстары арқылы туардн өзен жүйесінің қайта қүрылуымен байланысты.

«Өзен» ұғымы ағысты да, арнаиы да қамтиды. Өзендердің көпшілігінде арна жоғарғы жағында жырымдалған. Бірақ ар-насы өздері кесіп өтетін|беттен жоғары жатқан өзендер аз емес. Бұл өзендер өздері шектірген тоспаларда өз арнасын тартқан. Бүған Хуанхэ, Миссисипи және По (төменгі ағысында) өзендері мысал бола алады. Мүндай арналар оңай орын алмастырады, су басулар қатерін төндіріп, олардың бүйір белестерінің бұзылыстары жиі болады.

Өзен тасқыны қозғалысының жылдамдығы. Су тасқыны үшін турбулентті қозғалыс тән болып келеді. Оның жылдамдыы әр нүктеде шамасы жағынан да, бағыты жағынан да үздіксіз өзгеріп отырады. Бүл судың үнемі араласуын қамтамасыз етеді де жуып-шаю әрекетіне мүмкіндік береді. Өзен тасқыны ағысының жылдамдығы ағыс қимасының әр бөлігінде әркелкі болады. Толып жатқан елшеулер ең үлкен жылдамдық, әдетте бетке жақын байқалатындығын көрсетеді. Арна түбі мен қабырғасына жақындаған сайын ағыс жылдамдығы жайымен ке-миді, әрі судың түпкі қабатында қалыңдығы не бары бірнеше ондаған миллиметр болғанда, бұл бірден кемиді де, нақ түбінің езінде 0-ге жақын шамаға жетеді.

Изотахилар – өзеннін, ағыс қимасындағы бірдей жылдамдықтарды қосатын сызықтар. Ағысқа қарсы соққан желдер мү-ны баяулатады. Өзеннің мұз жамылғысы да су бетіндегі қозға-лыс жылдамдығын баяулатады. Тасқындағы ең үлкен жылдам-дығы бар ағын онын, динамикалық осі, тасқынньщ бетіндегі ең үлкен жылдамдығы бар ағын қылта деп аталады. Қейбір жағ-дайларда, мысалы, ағыстың бағытымен жел соғып түрғайда, тасқынның динамикалық осі бетіне шығады және қылтамен дәл келеді.

Өзен ағыны. Өзен ағыны деп жалпы атайды. Өйткені су өзенге өзінің су жиналатын бассейні ауданынан беткі және жер асты ағыны нәтижесінде келіп түседі.

Өзен ағыны өзеннің шығыны, кәлемі, модулі, қабаты және ағын коэффициенті арқылы сипатталады./Қоңыржай климатта күзден (1 октябрьден немесе 1 ноябрь-ден) басталатын өзен бассейндеріндегі бір жылдан екінші жыл-ға ауысатын ылғал запастары аз болғанда жылдық ағын гид-рологиялық жылға есептеледі. Календарьлық жылға есептеген-де ағын мен жауын-шашын бір-біріне сай келе алмайды. Бір жылдыц аяғында жауған жауын-шашын келесі жылдың көкте-міщщ ағады.

Өзен ағыны – табиғат жағдайларының: климат, геологиялық қүрылыс, қарқынды су алмасу қабаты, топырақтар, өсім-діктер, көлдер, батпақтар, сондай-ақ адамдардың табиғатты өзгертетін әрекеттері бүкіл комплексінің функциясңі Бүл бас-сейннің су балансы элементтерінің бірі, мүны мына теңдеу не-гізінде анықтауға болады: жауын-шашын + конденсация = булану-ағын.

Су балансының теңдеуінен ағым қалыптасуының аса маңыз-ды факторы – климат екендігі керінеді. Бұл атмосфералық жа-уын-Шашын (су балансының кіріс бөлітінің негізгі элементтері) мен буланушылық (баланстың шығын бөлігінің негізгі көрсет-к4ші)' мөлшеріне байланысты ылғалдану шамасың анықтайдң) Неғүрлым жауын-шашын мөлшері көп және буланушылық аз болса, ылғалдану соғүрлым жөғары және ағын соғұрлым маңыздырақ болады. Жауын-шашын мен буланушылық ағынның. потенциальдық мүмкіндіктерін анықтап береді. Шынайы ағын жағдайларының бүкіл комплексіне байланысты.

Қлимат ағынға тікелей ғана емес, сондай-ақ климатқа қа-лайда байланысты болатын топырақ, өсімдіктер, рельеф арқылы да ықпал етеді. Бұлар белгілі бір дәрежеде климатқа байланыс-ты болады. Тікелей де басқа компоненттер арқылы да климат-тың ағынға ықпалы ағымның шамасы мен сипатының зоналық. айырмашылықтарында байқалады. Іс жүзінде байқалатын ағынның зоналық ағын шамасынан ауытқуы физика-география-лық жағдайлардың жергілікті, ішкі зоналық айырмашылықта-рынан туады.

Өзен ағынын оның беткі және жер асты түрлерін анықтайтын факторлардың ішінде климат пен ағынның арасын байланысты-рушы ролін атқаратын топырақ жамылғысы өте маңызды орын алады. Топырақ жамылғысының қасиеттеріне беткі ағын шама-сы, булануға, транспирацияға және жер асты суын қоректенді-руге кететін шығын байланысты болады: егер топырақ суды на-шар сіңірсе, беткі ағын мол болады, топырақта ылғал аз акку-муляцияланады, булану мен транспирацияға кететін шығыи шамалы болады, жер асты суынын, қорегі мол болмайды. Осын-дай климаттық жағдайларда, бірақ топырақтың үлкен инфиль-трациялық қабілеті болғанда беткі ағын керісінше аз, топырақ-та ылғал көп аккумуляцияланады, булану мен транспирацияға шығын

мол, жер асты суынын, мол қорегі. Сипатталып жазылған екі жағдайдын, екіншісінде беттік ағын шамасы біріншісіне қа-рағанда аз, бірақ оның есесіне жер асты қорегі есебінен бүл анағұрлым біркелкі келеді. Атмосфера жауын-шашынының суын сіңіре ртырып, топырақ мұны үстап, булануға лайықты зонаньщ шегінен тыс тереңге өткізе алады. Топырақтың су ұстағыш қабі-летіне топырақтан булану мен жер асты суын қоректендіруге кеткен шығынның қатысы байланысты болады. Суды жақсы ұстайтын топырақ булануға суды көп жұмсайды да оны тереңге аз өткізеді. Су ұстайтын қабілеті жоғары топырақтың аса ыл-ғалдануыньщ нәтижесінде беткі ағын артады. Топырақ қасиет-тері түрліше комбинацияланады да бүл ағынға әсерін тигізеді.

Өзен ағынына геологиялық құрылыстын, ықпалы негізінен алғанда топырақ жамылғысының ықпалына ұқсас та тау жы-ныстарының су еткізгіштігімен анықталады. Сондай-ақ су өт-кізбейтін қабаттың жер бетіне қатысты алғанда жатуының да маңызы бар. Су өткізбейтін қабаттьщ тереңде жатуы сіңген су-ды буланып шығын болудан сақтауға мүмкіндік береді. Геоло-гиялық құрылыс ағымның реттелімдік дәрежесіне, жер асты суының қоректену жағдайына ықпал етеді.

Геологиялық факторлардың ықпалы зоналық жағдайларға барлық басқаларьшан гөрі көбірек байланысты, кейбір жағ-дайларда олардьщ ықпалын басып кетеді.

Өсімдіктер ағын шамасына тікелей де, топырақ жамылғысы арқылы да ықпал етеді. Оның тікелей ықпалы транспирацияда болып келеді. Өзен ағыны топырақтан булануға да, сондай-ақ транспирацияға да байланысты. Транспирация неғұрлым көп болса, өзен ағымының құраушысының екеуі де соғұрлым аз бо-.лады. Ағаштардың бастары жауған жауын-шашынның 50%-ке дейін ұстайды да, содан кейін осылардан буланып кетеді. Қыста. орман топырақты тоңазудан сақтайды, көктемде қар еруінің интенсивтігін реттейді, бұл еріген судың сіңіп, жер асты су қорының толығып отыруына жол ашады. Өсімдіктердің топырақ арқылы ағынға ықпалы өсімдіктер топырақ түзу факторларының бірі болып табылатындығынан. Өсімдіктердің сипатына инфильтрациялық және су ұстағыш қасиеттер байланысты бо-лады. Ормандағы топырақтың инфильтрациялық қабілеті төтенше үлкен.

Орман мен жазық дала ағынының жалпы айырмашылығы аз, бірақ оның құрылымыньщ елеулі айырмашылығы бар. Орманда беткі ағын аз да шаруашылық үігйн неғүрлым құнды топырақ пен грунт суларының (жер асты ағыны) қорлары көп болып хеледі.

Орманда ағын құрастырушылар арасындағы қарым-қаты-настарда (беткі және жер асты) зоналық заңдылықтар байқалады. Ормандар да неғұрлым ылғалдықтың мол болуының арқасында орман зонасының беткі ағыны болғанымен едәуір жазықтықтағыдан аз болады. Орманды-дала және дала зоналарьшдағы ормандарда беткі ағын іс жүзінде болмайды да, топырақ игерген су түгелдей булану мен жер асты суының қо-ректенуіне жүмсалады. Жалпы алғанда ағынға орман су рет-теуші және су сақтаушы ретінде ықпал жасайды.

Рельеф формаларының көлеміне қарай ағынға түрліше ықпал етеді. Әсіресе, таулардың ықпалы өте зор. Жоғарылаған сайьш физика-географиялық жағдайлардың бүкіл комплексі (биіктік белдеулері) езгеріп отырады. Осыған байланысты ағын,да езгереді. Өйткені жоғарылаған сайын жағдайлар комплек-сінің алмасуы өте тез болуы мүмкін, биік тауларда ағын қалып-тасуының жалпы картинасы қиындай түседі. Жоғарылаған са-йын жауын-шашын мөлшері белгілі бір шекке дейін кебейеді, ағын артады Шет жақтарына қарағанда таулы облыстардың ішкі беліктерінде ағын аз болады. Қар жамылғысының таралуына байланысты ағын қалыптасуы үшін рельеф маңызы ете зор. Микрорельеф ағынға елеулі әсер етеді. Су жиналатын рельефтің ұсақ ойпаңдары оның инфиль-трациясы мен булануына жол ашады.

Жердің еңістігі мен беткейлердің тіктігі ағынның интенсив-тігіне, оның ауытқуларына ықпал етеді, бірақ ағынньщ шамасына елеулі әсер етпейді.

Көлдер, өздеріне жиналған суды буландыра отырып ағынын азайтады, сонымен бірге оның реттеушісі де болып табылады. Бұл жөнінде, әсіресе үлкен ағысты көлдердін, ролі зор. Мұндай келдерден ағып шығатын өзендердегі судың мөлшері жыл бо-йына мүлде дерлік өзгермейді. Мысалы, бүл реттелгенге дейін Ярославль түбінде Волганын, шығыны жыл бойында 200-ден 11000 м3/сек-қа дейін өзгергенд^ Неваньщ шығыны'1000–-5000 м3/сек болды.

Табиғат комплекстерге үлкен өзгерістер енгізетін адамдар-дың шаруашылык, қызметі ағынға күшті ықпал етеді. Топырақ жамылғысына адамдардың ықпалының маңызы зор. Жыртыл-ған

алқап неғұрлым үлкен болса, соғұрлым атмосфера жауын-шашынының үлкен бөлігі топырақ-грунтқа сіңіп кетеді, топы-рақты ылғалдайды және жер асты суын қоректендіреді, соғұрлым олардың аз бөлігі жер бетімен ағады. Дөрекі егіншілік то-пырақтың қүрылымсыздануын, олардың ылғалды игеру қабіле-тінің төмендеуін, демек беткі ағынньщ артуьш, жер асты қорёк-тенуінің нашарлауын тудырады. Тиімді. егіншілік ісінде топы-рақтың инфильтрациялық қабілеті арта түседі. Топыраққа ке-ліп түсетін ылғалды арттыруға бағытталған қар тоқтату ағынға әсер етеді. Жасанды бөгендер өзен ағынына реттеуші әсер етеді. Суару және сумен жабдықтауға су шығыны ағынды азайтады.

Өзендердін, сулылығы мен режимдерін болжап білудін. елі-міздің су ресурстарьін пайдалануды жоспарлау үшін маңызы зор. СССР-де су балансы элементтеріне шаруашылық жағынан ықпал етудің түрлі тәсілдёрін зерттеудің экспериментальдығы-на негізделген болжап білудің арнаулы әдісі жасалды.

Қоректенуде еріген қар суы маңызды роль атқаратын қоңыр-жай-суық климат өзендерінің режимінде 4 фаза немесе гидро-логиялық маусым:- көктемгі су тасу, жазғы межень, күзгі тас-қын мең қысқы межень айқын бөлінеді. Басқа климаттық жағ-дайлардағы меженьдер режиміне су молдығы, су қайтымы мен меже.нь тән болып келеді.

Су тасу – жыл сайын белгілі б.ір маусымда қайталап отыратын деңгейінің кетерілуіне альш баратын езендегі су мөлшеріні біршама ұзақ және едәуір көбеюі. Бұл жазықтарда қардың көктемгі еруінен, тау басындағы қар мен мұздың жазғы еруінен жаңбырдын, молдығынан болады.

Түрлі жағдайларда су тасудың басталу уақыты мен ұзақтығы әр түрлі болады. Жазықтардағы қар еруінен болатын су тасу қоңыржай климат жағдайларында көктемде, суық климатта жазда болады, тауларда.кектем мен жазға созылады. Жаңбыр-лардан болатын су тасуы муссонды климатта көктем мен жазды қамтиды, экваторлы жерде күзге тура келеді, ал жерорта те: чіздікте қыста болады. Су тасуы кезінде кейбір өзендердің ағыны жылдық ағынның 90%-дёй болады.

Өзендерді, олардық бассейндерінің «климатыньщ жемісі», ретінде алып қараған А. И. Воейков 1884 жылы қоректену жағ-дайларына қарай өзендердің класеификациясын жасады. Воейковтың өзендерді классификациялауыньың негізінеи алынған.идеялар талай классификацияларда ескерілген. Ең толық және нақтылы классификацияны М. И. Львович жасады. Өзендер қо-ректену көзі мен жыл бойындағы ағынның бөліну сипатына қа-рай классификацияланады. Қоректенудің төрт кезінін, әрқайсы-сы (жауын, жер асты, суы, щар, мұздық) белгілі бір жағдайлар-да барлық қоректің 80%-тен астамын құрап, бірден-бір дерлік (түгелдей дерлік) бола алады, өзендерді қоректендіруде маңы-зы ерекше (50-ден 80%-ке дейін) жәңе сондай-ақ мұнда елеулі роль атқаратын басқа да көздердің арасында басым(>50%-тен астам) болуы мүмкін. Соқғы жағдайда. аралас қоректену. Деп аталады.

Ағын көктемгі, жазғы, күзгі және цысқьі, боладыі Мұнда ол-жылдың төрт мезгілінің бірінде, түгелдей дерлік (80%-те,н ас-там) немесе негізінен (50-ден 80%-ке дейін) шоғырлана алады.. Немесе бүлардьщ біреуі басым бола отырып (50%) жылдьщ барлық мерзімінде өтіп жатады.

Қоректену көздерінің түрлі комбинацияларының жыл бо йында ағьш белінуінің түрлі варианттарымен табиғи ұштасуы өзендердің су режимінің типтерін бөліп алуға мүмкіндік берді («өзендердін, су режимінің типтері» қосымша картасын қара-ңыз). Су режимінін, басты заңдылықтарына сүйене отырып, онын, негізгі зональдыц типтері: полярлық, субарктикалық, қо-ңыржай, субтропиктік, тропиктік және экваторлық болып бөлі-,неді..

Полярлың типті өзендерді поляр мүздары мен қарларыньщ еріген сулары қысқа кезеңді қоректендіреді, жылдын, еөп бөлі-гінде олар қатып жатады, Субарктикалық типті өзендер еріген қар суларымен қоректенеді, олардьщ жер асты қорегі өте аз бо- лады; Өзендердің көпшілігі, тіпті үлкен езендер де қатып қала-ды. Көктемнін, кеш түсуі мен. жазғы жаңбырдың салдарынан өзендердің ең жоғары деңгейі жазда болады (жазғы су тасуы),

Қоңыржай типті өзендер 4 типшеге бөлінеді: 1) қар жамылғысыньщ көктемгі еруі есебінен қоректің басым болуы; 2) жаңбыр молдығыньщ да қар еруінің де салдары ретінде көктемде ағым барынша көп болған кезде жауьшдық қоректін басым болуы; 3) жыл бойында жауын-шашынның азды-көпті біркелкі таралып бөлінуінде қыста жауындық қоректің басым болуы; 4) муссондық текті ақ жауын есебінен жазда жауындық қоректің басым болуы.

Субтропиктік типті өзендер негізінен алғанда қыста жаңбыр суларымен қоректенеді.Тропиктік типті өзендер шағын ағынымен көзге түседі. Жазда жаңбыр қорегі басым болады,

қыста жауын-шашын аз ке-леді.Экваторлық типті өзендер бүкіл жьга бойына мол жаңбыр қореғін алады; ең кеп ағын тиісті

жарты шардың күзінде бо-лады.Таулы облыстардың өзендері үшін вертикаль белдеуліктің заңдылықтары тән болып келеді.Ағын өзгермелі, өйткені өзен бассейндеріндегі жағдайлар өзгррмелі. Мүның өзгерістер

периодты және периодсыз болуы мүмкін. Біріншісіне ағынньщ маусымдық ауытқулары жатады, екіншісі, мысалы, адамдардың іс-әрекетіне тәуелді бола алады. Ағын шамасының орташасынан ауытқуларынын, уақыты мен масштабын күні бүрын білудің гидроэлектр станцияларын салу, сумен жабдықтау, кеме шаруашылығы т. б. үшін маңызы өте зор.Көлдер.Көлдер дегеніміз Мүхитпен екі жақты байланысы жоқ, баяу су алмасатын, су қоймасы. Өзеннен көлдің айырмашылы-ғы, әдетте арнаның еңістігіне байланысты болатын ағысы болмайды, теңізден айырмашылығы Мүхитпен тікелей байланысы болмайды. Көл су массасы мен шүңқырдың біртұтас болып селуднен түрады.

Көлдің морфометрлік сипаттамалары. Көлдің мөлшерін, фор-масын және көлемін: үзындығын, енін, жағалық сызықтарының үзындығын, оның тілімделуін, келдің бетінің ауданын, тереңдігін сипаттайтын абсолюттік және салыстырмалы шамалары.

Көлдің барльщ морфологиялық сипаттамалары оның деңгейі өзгергенде өзгеріп отырады.Келдің мөлшері, формасы, оның тереңдігі едәуір дәрежеде көл шүңқырьшьщ шыққан тегі

арқылы анықталады, бұлар бір-неще генетикалық типтерге бөлінеді:1) тектоникалық көлдер жер қыртысының майысуы, жарық-шақтануы, ыдырауы пайда

болуына байланысты туады, едәуір-тереңдігімен және мөлшерімен көзге түседі, бұған ' мәселен,. Ладога, Онега, Ыстық көл, Байкал, Танганьика жатады;

2) вулкандыц келдер сөнген вулкандардьщ кратерлері (мысалы, Камчаткадағы Кроноц келі), жарылу маар-кратерлері (ФРГ-дағы Лахер көлі) алып жатыр және лава алқаптары-ньщ ортасында орнадасады (Исландиядағы Комарин көлі);

3) мұздың көлдер жазықтықтар мен тауларда мұздықтардың бұзу және түзу әрекеттерінің нәтижесінде құралады. Бұл Кола түбегі, Прибалтика, сондай-ақ, Альпі, Кавказ және басқа таулы елдердің көлдері;

4) сулы-эрозиялық және сулы-аккумулятивтік көлдер өзен-дердін, (ескі арналардың) әрекеті арқылы жасалады немесе тосқындардьщ жиналуымен тецізден бөлініп қалған өзен аңғар-ларының (лимандар, лагундалар) учаскесін теңіздің басьш қалуынан пайда болады. Мысалы, Кубань жүзбелерінія көлі,. Қара. теңіз жағалауларының лимандары;

5) опырылма көлдер жер асты суларымен ерігенде шөгу және опырылу салдарынан (карст, көлдері, бүлар Ақ теңіз бен Онега көлі арасында көп) немесе бөлшектердің шайылуынан және алынып кетуінен (Батыс Сибирьдің оңтүстігіне тән суффозиялық көлдер) қүралады. Сондай-ақ бүл типке көп жылдық тоң жыныстарыньщ немесе жер асты мүздарынын, еруінен туған жер бетінің шөгуінен пайда болған термокарст көлдері жатады;

6) эолдық келдер желдің үрлеп соғуынан пайда болған қазан шұңқырларында орналасады,. мысалы, Қазақстандағы Теке көлі.

7) тоғандыц көлдер (тоған асты келдері) тау жыныстары, лава, мүздық опырылғанда өзен арнасын бөгеудің нәтижесінде пайда болады. Памирдегі Сарез көлі мысал бола алады.

8) органогендік көлдер батпақтардьщ арасында немесе қо-ралл құрылыстарының (аттолдардың) ортасында пайда болады.

Әсіресе адам әрекеттері арқылы жасалған қазан шұңқырларды: ескі кен орындарын, тұзды кендерді, бөгендерді беліге көрсетуге болады.

Кел суының балансы және көл режимі.'Көл қазан шұңқырларының көпшілігі атмосферадан пайда болған сумен толты-рылған, бірақ шегінген теңіз түбінде түрған көлдердің кейбі-реулері су балансы және тұздардың ықпалымен өзінің

Көл деңгейінін, көтерілуі буланатын беттің үлғаюымен, демек су шығынының кебеюімен қосарланады; деңгейдін, темендеуі, тиісінше булануға кететін шығынды қысқартады. Кіріс кебей-

генде. ағынсыз көлдерде деңгей көтеріледі, егер де булануға кететін шығын кіріспен тең келмесе ағын пайда болады – ағынсыз кел ағынды көлге айналады. Су кірісі азайғанда көл деңгейі түседі, – ауданы қысқарады, булануы азаяды да көл ағынсыз келге айналып кетуі мүмкін.

Ағынсыз келдерде су балансы теріс болғанда деңгейінің темендеуі мен ауданыньщ кішіреюі кіріс булануға қысқарған шығынмен теңескенше жүре береді. Ағымы бар кел шығыны артқанда көлемі кішірейеді, бірақ кеуіп қалмайды. Су ағымы болмаған көл теріс баланста кеуіп қалуы мүмкін. Көл деңгейінің ауытқулары периодты және периодсыз сипатта болады. Біріншісі су балансы элементтерінің периодты өзгерістерін білдіреді, еқіншілері қандай да болсын элементтің кездейсоқ өзгерістеріне байланысты болады.

Әсіресе түрлі климаттық белдеулер үшін тән болып келетін деңгейдің маусымдық оқтьш-оқтын ауытқулары айқын білінеді.

Арктикалыщ және субрактикалық клийаттық белдеулерде көлдердің деңгейі атмосфералық жауын-шашын режимімен және еріген суларының ағынымен анықталады^Бүл жағдайларда булану көл. деңгейіне елеулі ықпал жасамайды. Қыс-пён көк-темде деңгейдің төменгі жағдайы, жазда онын, шүғыл көтерілуі және көктемде төмендеуі тән құбылые болып келеді.

Артықша мол ылғалды континенттік климат жағдайларында қоңыржай белдеу келдері судьщ ен, кеп мөлшерін көктемде қар еруінен (көктемгі максимум) алады. Жаздың аяғында күшті булаиу деңгейдің төмендеуіне әкеп соғады (жазғы-күзгі минимум). Күзде буланудың азайып жауын-шашын мөлшерінің артуына байланысты деңгейдің көтерілуі-байқалады (күзгі максимум). Қыс бойында деқгей төмендейді де кектемге қарай. (ашылу сәтіне қарай) ең аз мөлшерде болады (қысқы-көктем-гі минимум). Көл деңгейінің ауытқу амплитудасы 1 м-ден си-ре.к артады.

Қоңыржай ендіктердің муссонды климат облысының көлдері жаңбырларға байланысты жазда және күзде ең жоғары деңгейімен кезге түседі.

Қоңыржай ендіктердің Қуаңшылың климатында (дала жә-ңе, шөлейт) қар сулары көл қорегінің қөбіне негізгі көзі болып табылады, сондықтан да олардьщ деңгейі көктемде артады, Жазда қатты булану нәтижесінде деңгейдің төмендеуі байқала-ды. Бұл зонаның кейбір қөлдері жазда кеуіп қалады. Шөлейт қоқыржай ендік көлдері таудан өзендер әкелген сумен қоректенеді де, олардың деңгейі мүздықтармен қоректенетін өзендер режиміне байланысты.

Субтропиктік белдеуде көлдегі судыд максималды мелшері, қыста минималдысы жазда болады. Осындай режим тропиктік зонаның көлдерінде болады, бірақ олар суға тапшы әрі жазда кеуіп қалуы мүмкін.

Экваторлық белдеуде кел деңгейінің өзгерістері атмосфера жауын-шашыныньщ режимімен анықталады. Екі максимум (май–июнь және декабрь),және 2 минимум (февраль–март және оқтябрь–ноябрь) байқалады. Экватордан тропикке қарайғы бағытта екІ максимум, бірлесіп кетеді, минимум да осылай болады. Солбір, белдеуде тұратын көлдер деңгейінің маусымдық өзгерістері жергілікті себептерге байланысты айырьшдалуы мүмкін.

Кел деңгейі климат ауытқуларының кезеңділігіне сәйкес кезеңділігі бар ғасырлық және ғасырлық ішкі ауытқуларға үшырайды. Осындай ауытқулар Батыс Сибирьдің, Қазақстан-ның, Орта Азияның далалық көлдерінде жақсы қадағаланады.. Мүнда 20–25 және 45–50 жылдық кезеңдер ерекше айқын көрінеді.

Химиялық заттардың көлге келіп түсуінің негізгі жолы – жер үсті және жер асты су ағыны. Химиялық элементтердің. бір белігі көлдің өз ішінде болып жатқан прбцестердің: түп жыныстарының еруі, түнбалардың ыдырауы, организмдердің, бәліп шығаруы т. б. нәтижесінде түзіледі. Кейбір элементтер (О2 жәңе ішінара СО2) атмосферадан келіп түседі. Көлдек ағып шыққан сулардың әкетуі, шөгіндіге түсуі, организмдердің. тұтьшуы, атмосфераға кетуі нәтижесінде химиялық элементтер шығын болады. Көлдердің химиялық балансы негізінен алғанда-еріген заттарды өзендердің әкетуі -мен әкелуіне байланысты. Сондықтан да.ағынсыз келдерде су түздалады. Ағынсыз келдер.күшті минералданғанда тұздардың шығыны олардың кристал-дануы есебінен болады.

Көлде еріген заттардың мөлшері олардын. балансымен анықталады, ерітіндідегі олардың концентрациясы; (түздануы) көлдегі судың мөлшеріне де байланысты. Су мөлшерінің өзге-рістері негізінен алғанда уақыт ішіндегі көл түздылығының ауытқуын анықтайды. Ылғалды кездерде кел

түздылығы азаяды, қүрғақшылықта артадьь Қөлдің түрлі бөліктерінде су алмасуы интенсивтігінін, әркелкілігі түздылықтағы айырмашы-лықты тудыра алады. Әдетте езен келіп қүятын кел бөлігі не-ғұрлым темен түздылығымен көзге түседі.

Тұздылық дәрежесіне қарай көлдер 4 типке бөлінеді: 1) түщы көлдер О-ден 1%0-ке дейін (дәмділік сезім шегі); 2) тұзды-лау көлдер Ьден 24,7°/оо-ке дейін. (ең көп тығыздық темпера-турасының қату температурасымен бірдей болатын нүктесі); 3) тұзды көлдер 24,7%0-тен астам; 4) күшті тұзды көлдер (минералданған) 47%0-ден астам. Ең тұзды көлдер: Үлкен тұз кеді 265,5%о. Гюсгундак (Кіші Азия) – 374%0.

Көлдің тұздылығы табиғи жағдайлардың комплексімен анықталады, бүлар өзгергенде түщы көл сортаңдау, сортаңдау тұзды және керісінше бола аладьіу

Өзі түзілген кёздегі келдегі химиялық қүрам мен. түздар-дың мөлшері қазан шұңқырды толтырған судың химизміне байланысты. Көлдің даму процесінде алғашқы химиялық қүра-мы ең алдымен биохимиялық процестерімен және су алмасуы-. ньщ интенсивтігімен себепші болған езгерістерге үшырайдр,

Сордықтан да түрлі табиғи зоналарда тұрған көл суларының тұздық құрамы сан алуан. Тундра зонасындағы көлдердің суына НСО3 жане Si иондары орман зонасында НСОз

иондары, дала зонасында – SO4, Na, ал кейде НСО3 (содалы келдерде) иондары, шөл мен шөлейт зонасында С1 мен Na иондары басым болады; тау көлдері «суларының түрлі вертикаль белдеулёрдегі тұздық қүрамы сан алуан.

Басым иондардың алмасуымен бір мезетте тұздылық дәрежесінің өзгерІсі болады. Тундра зонасында ылғалдылық мол болғанда ағынды түщы көлдер қалыптасады. Шөлдерде ылғалдылық жеткіліксіз болғанда көлдің ағыны болмайды да бұлар-ға келіп түскен түздар көлді сортаңдандырып бірте-бірте жинала түседі.

Жергілікті жағдайларға байланысты сол зонаның өзіне тән көл суларынан көл суы сапаларының едуәір ауытқулары туады. Әдетте, карст облыстарының көлдері тұздық құрамы жағы-нан азсінальды келеді. Тұзды қабаттар бетінде жатқан аудан-дарда көлдердің түздылығы табиғат зонасына байланысты болмайды (мысалы, Пинега өзені бассейніндегі Кулой көлдері). Бүл да, жер асты суымен қоректенетін, тұзға бай көлдерге жатады (мысалы, Сольвычегодскідегі Тұзды көл).

Түздық – рапамен толтырылған күшті түзды минералды көлдерде: түздың болуы қанығуға жақын. Сондықтан да тұз мөлшері мен рапа температурасының өзғеруі олардың кристалдануын – түз тұнуын тудыра алады. 1"ұз тұнуы болатын көл-дер туз байланатын көлдер деп аталады, Кезінде ерімеген түнба тұз оньщ үстіне жиналып қалған. қабаттардың ықпалымен тығыздалып жүре бара түбір тұзға айналады. Бір қалыпты жұқа дисперсті ылай (ем балшықтары) тұнатын келдер бал-шық.ретінде мәлім.

Құрғақшылықтың артуы, ең алдымен ең аз еритін карбонаттардың шөгуін және еуда сульфаттын, басым болуын тудырады, содан кейін сульфаттар шөгеді де, хлоридтер басым бола түседі. Климат ылғалданған кезде процесс кері бағытта жүреді – хлоридті көлдерде елеулі сульфаттьщ, сонаи соң карбонаттар-дың еруі басталады. Тұз массасының шыққан тегіне қарай тұзды келдер теңіздік және континенттік болуы мүмкін. Біріншілері теңізден бөлінген әрі алғашында тұз құрамы жағынан теңізге жақын суы болған.

Екіншілері бетті ағын мей жер асты ағындары әкелген түз--дардың есебінен сортаңданаіды.Тұзды көлдер бағалы пайдалы қазбалардың:, ас тұзының, калий тұздарының, натрий

сульфатының, соданың, хлорлы маг-нийдің, бордың, бромның, иодтьщ көздері болып табылады. Бұлардың көбі емдік мақсаттарда пайдаланылады.

Қөлдің газ режимі. Көл суында түрлі газдар: Ог, N2, ООг, СКЦ, Н2, NH3 ерітілген брлады. Әсіресе организмдердің тірші-лік әрекеттерімен лығыз байланысты оттегі, көмір қышқыл гаіЗЫ және күкіртті сутегі болуынын; маңызы бар.

Қөлдің газ режимі мен газ мөлшері көлдің температуралық режиміне және ондағы болып жатқан биологиялық процестер-ге байлаңысты. Сондықтан да олар барлық көлде бірдей емес. Біршама суық сулы үлкен де терең көлдерде оттегінің болуы қанығуға жақын әрі тереңдеген сайын аЗ өзгереді.у1

Судың барлық қабатында тіршілікке бай тайыз, жақсы қызатын келдерде газ режимі биологиялық процестердің интен-сивтігіне байланысты. Жазда су нашар араласатын кезде, мүндағы оттегінің мөлшері тереңдеген саиын толық жоғалғанша азаяды. Тереңдеген сайын кемір қышқыл газының. мөл-шері, керісінше, артады. Мүз астында қыста оттегі жетпегенде және оны тубінде жақын қабаттарда едәуір түтынғанда тұншығып қырылуы (келді мекендеушілердің, негізінен алғанда балықтьщ жар-иай қырылуы) байқалады.

Судың түсі меи мөлдірлігі жарық сәулелерін таңдап сіңірумен және шашыратумен байланысты. Оптикалық жағынан таза су ұзын толқынды қызыл сәулелерді сіңіреді де терең өтетін қысқа толқіынды көк сәулелерді шағылыстырады) Шағылыс-қан көк сәулелёр бетіне дейін жетеді де су түнық-көгілдір сияқтанады. Таза тау көлдері мейлінше көк болады. Өте жар-қын кек түс, Ыстық көлге тән болып келеді. Көл-суында әдеттегідей- жүзгіндер болатындықтан ол сирек көк болады. Жүзгіндер.көк сәулелердің едәуір бөлігін сіңіріп, жасыл етіп шағылыстырады, сондықтан да су көк-жасыл және жасыл. бола түседі. Өте лай су қызыл сәулелерді де шашырата алады. Сон-да оның түсі сары және қоңыр реңкке йе болады.

Су ішіндегі жүзгін мен планктон жеке өзінің түсіне қарай оған қайсыбір бояу береді. Гуминді заттар судың түсін едәуір өзгертеді. Гуминді заттардың және органикалық жүзгіндердің болуы арқасында батпақ арасында және орман ішінде орна-ласқан көлдердің сулары сары-қоңыр және қоңыр болады. Гүлдену кезіиде көлдердің суы түрлі реңкке ие болады (планк-тонның жаппай дамуы).Су қоймалары. Су қоймалары дегеніміз плотина алдында су жинау нәтижесінде түзілген жасанды су тоғандары. Өзінің туу жағдайла-рына қарай су қоймасыньщ өзенмен немесе көлмен үқсас сипат-өтары болады. Әдетте бүл сипаттар қосарланады. Әзенге су қоймасы, су қозғалысының келіп түсу сипаты жағынан, көлге баяу су алмасуы жағынан ұқсайды.

Су қоймасы шұңқырларында өзіне тән 3 бөлік оқшауланады: 1) төменгі (көлдік)–ең терең бөлік. Мүнда ағыс, желдің бағыты өзгеруімён өзгеріп отыратын

баяу. Түбі толқын ықпалына ұшырамайды, жағалары қарқынды бұзылып жатады; 2), орта бөлігі (көлдік-өзендік) су молынан түрғанда терен, сулы келеді. Түбі толқудың

ықпалына ұшырайды да бірте-бір-те жайғасады. Төменгі белігіне қарағанда жағасының шайылу қарқыны аз. Бойлама ағыс қаттырақ білінеді, бірақ жел оның бағытын өзгерте алады;.

3) жоғарғы бөлік (өзендік) тереңдігі арнасында ғана ул-кен болады. Ағысы бойлама біршама тез. Толқуы баяу. Жағасы аз бұзылады. Акваторияның үлкен өзгешелігі тән болып келеді.

Су қоймасындағы деңгейдің ауытқулары мейлінше едәуір келеді, бірақ ағьщды қолдан реттеумен қаншама байланысты болғанымен, табиғи факторлардың ықпалына байланысты емес. Деңгейі темендегенде көптеген су қоймаларында, әсіресе, жо-ғарғы бөлігінде құрғаған зона пайда болады.

Егер су плотина арқылы су қоймасынан ағып шықса, ағыс судың беткі қабаттарын ғана қамтиды, бұлардан төмен көлге тән температуралық стратификация орнығады. Егер су түбіне таяу суағар арқылы ағатын болса, температуралық қабаттылық сипаты келдегіден елеулі айырымдалады. Тайыз сулы су қой-маларында жел толқын тудырады да, оттегінің таралуы мен, темпіератураны теңестіре отырып, суды араластырады. Су қой-масының жоғары (өзендік) бәлігінде вертикаль бойынша темпе-ратураның белінуіндегі біртектілігі мен тереңдеген сайьш отте-гінің біраз азаюы байқалады. Теменгі (көлдік) бөлігінде терең-деген сайын температура да, газдардың – оттек пен еркін көмір қышқылдың болуы да өзгереді.

Су қоймасы өмір сүруінің алғашқы кезеңінде су тасыған террйторияның топырақ жамылғысын жуып-шаю есебінің ' өзен суларымен салыстырғанда тұз мөлщерінің біраз көбеюі бола алады. Бұдан кейінгі кезеңдерде су қоймасының минерал-дануы су мен тұздьщ балансына байлаңысты. Реттелу режиміне және ағын сулардың ластануына байланысты түздылықтың кебею тенденциясы байқалады.

Қысудан туған ағыс жылдамдығының азаюы нәтижесінде су қоймасьшьщ түбі өзен әкелген салындылармен, сондай-ақ бүзылған жара өнімдері' және организмдердің қалдықтарымен жаб,ылады. Қолайлы жағдайлар болғанда бұл процесс (ылай-лану) өте тез болуы мүмкін ( -таблица).

Су қоймаларының ылайлануымен эрозия мен оның бассейніндегі қатты ағынды азайту және салынды шегінділер мен арнаулы су жіберетіндер арқылы олардың су қоймасыная тас-талуын болдырмау арқылы күресуге болады.

Су қоймасы өзен ағынын реттеп отырады. Бүларда жинал-ған су электр энергиясын алу үшін, суару, суландыру және су-мен жабдықтау үшін пайдаланылады. Бүкіл жыл бойына кеме жүруге лайықты қолайлы су жолдары құралады, су тасқында-ры азаяды.

Су қоймасын салу тек жасалған су қоймасының төңірегінде ғана емес бүкіл табиғат комплексіне ете үлкен өзгерістер ен-гізеді. Ол климатқа жүмсартып, ағынға реттеп отыратын ық-пал етеді. Ықпал дәрежесі су қоймаеының көлеміне байланыс-ты. Жергілікті климатқа Рыбин су қоймасының ықпалы шамамен 50 км жерге тарайды. Плотина суынан жоғары грунт сулары қосьшша қорек аладьі, астан тіреліп, деңгейінің көтерілуі,. батпақтану (2 км-ге дейін) болады. Минералданған жер асты суы тұщы сумен араласады. Плотинаран жоғарғы және төмек грунт суларының айнасының маусымдық ауытқулары жайласьш тегістеледі. Геологиялық қүрылысқа, рельефке, су балансына. грунт суларының ықпалы түрлі аралықта түрліше: Рыбинск су қоймасы үшін не бары 1–4 км (батпақ ықпалы), Кахов үшін: 50 км-ге дейін көрінеді, әрі бұл тоқтайтын шек емес. Су қойма-сы бүкіл өзен жүйесінде өзгерісті тудыратынын ескерудің ма-ңъізы зор. Су алмасуының жылдамдығы, су химизмі, фи.зика-лық және биологиялық процестер өзгеріп отырады.

Гидрографиялық жүйедегі өзгерістер қалаулы өзгерістерден:, басқа әлдеқайда көп қолайсыз өзгерістер тудырып1 табиғат жағдайларының бүкіл-комплексінде сөзсіз көрінеді. Сондықтан да су қоймаларын жобалағанда табиғаттағы барлық мүмкін бо-ларлық өзгерістерді және олардың шаруашылықта көрінуін (энергетика, өнеркәсіп, ауыл шаруашылығы, орман шаруашы-лығы, транспорт) күні бұрын еске алу қажет. Бұл көптеген ма-мандардың, сонын, ішінде географтардың да міндеті.

Батпақ Батпақ дегеніміз ылғал сүйетін есімдіктер бүркеген және қабатынын, қалыңдығы кемінде 0,3 м болатын (құрғатылған жағ-дайда 0,2 м) шымтезек түзілу процесімен сипатталатын тым. артықша ылғалданған қүрылық бетінің учаекесі. Неғұрлым жұқа шымтезек қабаты бар артьіқша ылғалданған учаскелер батпақтанған.жерлер деп аталады.

Батпақта, әдетте 87-ден 97%-ке дейін су және 3-– 13% қана қүрғақ зат (шымтезек) болады. Алайда оларды су қоймалары деп атауға болмайды, өйткені судың басым бөлігі байланысты күйде болады. Батпақ көлдерді шөп басу және қүрғақ жердің батпақтануы нәтижесінде де қүрала алады. Көлдерді шеп басу процесі жоғарыда қарастырылған. Құрғақ жердегі батпақтардың пайда болуы су балансы элементтерінің белгілі бір қатысында., жауын-шашыннын, біршама көп мөлшерінде, булану аз болып ағыс баяу болған кезде топырақтың үнемі немесе мезгіл-мезгіл ар-тық ылғалданатын жағдайында болады. Артық ылғал өсімдік-тердін, Оттек пен минералды нашар қореқтенуіне, ылғалды сүйетін өсімдіктердің пайда болуына әкеп соғады. Оттегінің жетімсіздігі жинала келіп шымтезеқ1-түзетін есімдік қалдықта-рының шіру процесін қиындата түседі. Өсімдік қалдықтары ші-руінін, қарқындылығы температураға тура пропорционал. Сон-дықтан да ыстық ылғалклимат жағдайларында қүрып бара жатқан өсімдіктердің орасан кеп массасы түгелдей шіріп үлге-реді.

Қүрғақ жерде батпақтардың пайда болуы бүлардың жуылып-шайылуына байланысты топырақтың қоректік заттарының тапшылануына жол ашады. Бұл жағдайда шалғын және орман өсімдіктері қорек жетімсіздігін бастан өткереді; олардың астын-да мүк пайда болады, бүл қорек жағдайына талап қойғыш ке-леді. Мүк керізі ылғалды сіңіреді де оттектің шіритін өсімдік қалдықтарына жетуін қиындатып, көп мөлшерде суды кідіртеді. Осьшың нәтижесійде шымтезек жиналуы басталадьь Ағаштар-дың тамыр жүйесі оттек үнемі жеткіліксіз болған жағдайларда өмір сүре алмайды да ағаштар бірте-бірте қүриды. Топырақтан

Шалғындардың батпақтану процесінде өсімдіктердің өзінің табиғи эволюциясы үлкен роль атқарады. Қалың өсімдіктердің жетіліп дамуы әсіресе күшті ылғалданған учаскелерде оттектің топыраққа баруын қиындататын тығыз керіздердің пайда болуы-на әкеп соғады. Шалғын өсімдіктері қамыс^ен мүктерге орын береді. Батпақтардың пайда болуында грунт суларынын/ маңы-зы зор, өйткені олардың деңгейінің артуы кебінеее топырақтың артықша ылғалданып кетуін

тудырады. Грунт сулары деңгейінің артуы түрлі себептермен түсіндіріледі. Бүлардың бірі грунт суларының тасқыны бағытталатын төменгі жақтағы шымтезек орындарының өсуі бола алады. Батпақтардың, қүралып, дамуы үшін жағдайлар комплексі керек болады. Батпақтардьщ дамуы үшін мәңгі қатып жатқан облыстарда қолайлы жағдайлар болады.

Батпақ қандай жолмен қүралса да ол үздіксіз дамып, оты-рады, бүл процесте есімдіктер ( -сурет) жетекші роль атқара-ды. Жас батпақ әдетте минералды заттарға бай келеді. Сон-дықтан да мүнда минеральды-қорек (эфтрофты) жағдайын ке-рек ететін есімдіктер еседі. Мұндай батпақ ойпаңдьщ (эвтрофты) деп аталады. Ойпавдық батпақтардьщ беті дөң немесе тегіс келеді. Ойпаңдық батпақтар минералды заттарға бай атмос-фера жауын-шашындарын, сондай-ақ жер асты және үстіңгі ағын суларын қорек етеді. Мүндай батпақтарда қара қанды ағаш, қайың (орман батпағы), гипновые мүктер (мүк батпағы), қамыс, қырық буын, өлең, қүрақ (шөп батпағы) өседі. Ойпаң-дық батпақтар- орманды аймақта, Батыс Сибирьдің үлкен езен алқаптарында (мысалы, Обь) және басқа аудандарда кеп таралып отыр.

Шымтезек өсіп жетілуіне қарай минералды заттардың мөлшері қабаттан қабатқа азаяды да минералды қорекке талап қоятын есімдіктер бұған қоятын талабы неғұрлым аз өсімдік-терге орын береді (мезотрофты және олиготрофты). Әдетте бір өсімдіктер, батпақ орталығында пайда болады, мұнда шымтезек құрауда сфагнды мүктердің маңызы мейлінше зор болады: олар бөліп шығарған органикалық қышқылдар өсімдік масса-. сының ыдырауын баяулатады. Бүл оның қорлануына жол аша-ды. Батпақтың шет жақтарында судың неғұрлым интенсивті ал-масуы салдарынан есімдік массасы орталық-қа қарағанда тез ыдырайтын болғандықтан, батпақтың беті дөңестене түседі. Бат-паққа ағьш келетін сулар оның шет жағына келіп жетеді, ал батпақтың орталық бөлігі атмосфера жауын-шашынымен- қорек-1 тенеді. Непзшен атмосфералық жауын-шашынмен қоректене-тін батпақ жоғарғы батпақ (олиготрофты) деп аталады.

Жоғарғы батпақтағы шымтезектің қабаты өсе береді сонымен бірге егер батпақты жаға шектеп жатпаса, оның ауданы арта береді. Кеңінен есуге мүмкіндігі жоқ батпақтар тым дө-ңес болып шығады; мұнда батпақтың орта бөлігіндегі шымте- зектің өсуі тоқталады, кейде оның ыдырауы басталады. Батпақ жадағай дөңеске айналады, қырқалармен бүркеледі де шыл-қылдақ бола түседі (өте ылғалды немесе созылған ойпаңдар суға толғаи болады). Ылғалды климат жағдайында жоғары батпақтар басым болады. Өсімдіктердщ сипаты жағынан және өздерін қоректендіретін судьщ минералдану дәрежесі жағы-нан орталық орынды алатын батпақ ауыспалы (мезотрофты) деп аталады.

Жердің бетін алып жатқан батпақтардың жалпы ауданы дәл есептеліп шығарылмаған. Бұлардың таралуында климатқа,. рельефке, беттің литологиялық қүрылысына тығыз тәуелді екендігі көрінеді. Евразияда батпақтар саны мейлінше көп бо-лып келеді. Бүлар Солтүсті.к Америкада дааз емес. Батпақ СССР территориясыньщ 9,5%-тін алып жатады. Тундра мен Тайга зоналарында батпақ өте көп. Тундрада кейбір жерлерде батпақ 50% және одан да көп болып келеді. Шымтезек қалың-дығы шағын батпақтар мен батпақтанған жерлер" басым болып келеді. Ойлы-қырлы батпақтар тән. СССР территориясындағы Тайга зонасында елдің барлық батпақтарыньвд 80%-тен астамы топтасқан (жоғарғы сфагнды батпақтар таралған). Аралас ор-манды зонада батпақтар өте әркелкі таралған. Бұлардың ең ңеп саны терттік мұздану облысының шеткергі бөліктеріне ор-наласқан. Орманды-далалық зонада батпақтар негізінен алған-да өзендердің аңғарында болады да түгелдей дерлік ойпаңдық батпаққа жатады. Далалық қоңыржай ендіктердің шөлейтті және шөл зоналарында олар сирек кездеседі де тек үлкен өзендер-дін, жайылымдарында ғана болады. Ыстық климат жағдайларында өсімдік қалдықтарыньщ интенсивті шіруінен батпақтар-дың қалыптасуы болмайды.;

Шымтезекті батпақтар енеркәсіп үшін, электр станциялары үшін отын көзі. Шымтезекте зиянды қоспалар аз болғандықтан (фосфор мен күкірт), жоғары сапалы шойынды қорытқанда пайдалайуға болады. рйпаң батпақтарының шымтезегі – жақ-сы азотты тыңайтқыш. Престелген шымтезек қүрылыс материа-лы бола алады. Жоғарғы батпақтардың мүк қабатынан картон жасалЪга шығарылады, бүдан шарап спиртін алуға да болады. Батпақтардың кейбір типтерін^ұрғатқаннан кейін бағалы ауыл шаруашылық жерлері құралады. Алайда батпақты қүрғатқан-да бұл шаралардың барлық мүмкін боларлық салдары қарас-тырылуға тиіс. Игерілген

шымтезек орындарының жоғарғы қа-батын қалыптан тыс кептіріп жіберу оны үштырып жіберуге және іс жүзінде жарамсыз жердің пайда болуына әкеп соғуы мүмкін. Су режимін қос қабаттап реттеу – артықша ылғалда-ну маусымында кептіру және құрғақ кезде топырақ суларын керекті деңгейде үстау қолданылады.

Мұздықтар. Мүздықтар дегеніміз қатты атмосфера жауын-шашындарының жинақталу және бірте-бірте құралуы нәтижесінде қүры-лықта пайда болған мүздың қозғалыстағы кеп жылдық қаба-ты. Мұздың езінің қасиеттерімен шарттасып келетін қозғалысымұздықтарды қарлықтардан және өлі мұздан. (бұрынғы мұздықтардан) ажыратады.

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

Жоғарылаған сайын жауын-шашын мөлшерінің артуы шек-сіз емес, бүл олардың азаюымен алмасады, сөйтіп, қатты жау-ын-шашын соншама аз жерде, тіпті температура төмен болған-да да олар сақталмайды. Олардың. нольдік балансы жоғарғы деңгейде түрады. Нольдік баланстың жоғарғы және төменгі деңгейлері арасында жатқан тропосфера қатарында рельеф қо-лайлы жағдайларда болғанда мүздықтардың.пайда болып сақ-талуы мүмкін. Бүл қабатты С. В. Қалесник хионосфера (һіоп – қар) 2 деп ата-ды.

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

Жер беті рельефінің нақтылы жағдайларында хионосфера төменгі деңгейінің көрінуі – қарлық шекара. Оны мүздан бос бетте (мұздың үстінде емес) қатты жауын-шайіынның нольдік балансының деңгейі ретінде анықтауға болады. Бүл шекараньщ ортаща көп жылдық жағдайын климаттық қар шекарасы, мау-сымдағы орташа жағдайын маусымдыц, ал берілген мезеттегі -жағдайды көрінетін қарлыщ шекара деп атайды.

Рельефтің қолайлы жағдайлары болғанда (ұңғымалары, беткейдің көлеңкеленген учаскелері) қатты жауын-шашындар түрақты қарлықтарды қүрап, климаттық қар шекарасынан төмен жинақтала алады. Бүлардың.тар^луының төменгі шекара-сы орографиялық қарлық шекара; бұл климаттықтан бірнеше ондаған, тіпті жүздеген метр төмен түра алады. Бүл теңіз деңге-йінде жатқан жоғары ендіктен қар діекарасы тропикалық ендік-терде максималды биіктікке жетіп және экваторға қарай бі-раз төмендеп экватор жаққа көтеріледі ( -сурет). Қар шекара-сынан жоғары 10% құрылық орналасқан. Хионосфераның жо-ғарғы шекарасы тіпті Жер бетіндегі ең биік тауларға да жетпей-ді, бұдан жоғары болып шыққан тау шыңдары қарсыз болған болар еді.

Мүздыцтардың пайда болуы мен дамуы ең алдымен клй.мат-пен анықталады: Неғүрлым температура төмен болған сайын, соғүрлым мұздықтардың қүралуы ыктималдырақ, соғүрлым олардың дамуы интенсивтірек болады. Поляр. аудандарындағы. суық климатта қатты жауын-шашындар қыста да жазда да жауады әрі шағын мөлшеріне қарамастан түгелдей еріп те, буланып үлгере алмайды. Тропикалык климата температура жоғары және жауын-шашын шағын мөлшерде болғанда мұздьгқтар, тек аса' жоғарыда ғана туа алады. Ылғалдын, мәлшері көп бо-луы – экваторлық кли-- матта қарлық шекараның төмендеуінің салдары. Мүздықтардын. қалыптасуы Мүхиттың – қүрылыққа ылғал «берушінің» ықпалына тәуелді.Континенталдыға қарағанда теңіз климатында мүздықтардың пайда болуы үшін жағдай қолайлырақ келеді. Мұздықтардың түзілуінде орография мен рельеф-1

тердің- маңызы орасан зор. Ауаның ылғал массасының қозғалысы жолында орналасқан жоталар ылғалды үстап қалады, сондықтан да бүлардың үстінде" тау сілемдерінің ішкі бөліктеріне қарағанда мүздықтану анағүрлым дамығьіш келеді. Осы себептерден ық жақ беттерге қарағанда жел жақ беттерде мұздықтар көп болады. Тік беттерде қар жинақтала алмайды да, олардың тіпті хионосферада да мұздықтары болмайды. Үлкен альбедо арқасында мұздықтардың өзі ауаны едәуір

төмендетіп, оның температурасына ықпал етеді. Мүздық үстіндегі ауаның ылғалы мен шаң-тозаңы аз, сондықтан оның бетінен қайтқан жылу нашар ұсталады.

Көптеген мүздықтар қар көшкіні есебінең қоректенеді. Қөш-жіндер (қар құламалары) – тау беткейлерінен жылжып құлай-тын қар массалары. Бүлар қар жамылғысының қалыңдығы ке-мінде 40–50 см, тіктігі 15° – тан астам (әсіресе 25–30°) бет-кейлер үшін тән болып келеді. Қөшкіндердің тууы қар жауып, •боран соққан кезде қар беткейлерге тым көп түскенде, қардың;қальвд қабаты астына беткеймен қар массасының сырғанауын:жеңілдететін судың енуінде, әрг қар қабатында1 көп су қабаты пайда болғанда мүмкін болады. Соңғы жағдайда көшкіндер мүлде күтпеген жерден тууы мүмкін. Бүларды алдын ала бол-жау үшін қар қалывдығының эволюциясын зерттеу керек.

Кейбір көшкіндердің көлемі 2-106 м3, көшкіннің соққы кү-:ші 60–100 т/м3. Қвшкіндер елді мекендерге, жолдарға, техни-калық қүрылыстарға ете қауіпті болыгі келеді. Көшкіннің өзі ғана.емес, сондай-ақ оның алдында пайда болатын ауа толқьь ны да қауіпті. t.

Шағын да үлкен мүздықтар үшін әр түрлі қоректену кезінің маңызы бірдей бола бермейді.. "Мұздықтардың қалыптасу процесі дегеніміз қардың мүзға айналу процесі. Бүл қар суының

қатысуымен және қатысуын-сыз өте алады. Сублимация мен айдау процестері қатысып, кристалдардың араласуы, олардың формаларының езгеруі және ішкі деформациясы нәтижесінде, құрғақ қар мұзға айналады (Антарктида мен Гренландияның орталық бөлігі). Ақша қар-лар бірте-бірте жүмырланады,. тығыздалады, шегеді. Қар бірі-біріне жабысқан, еріген мұз түйірлерінен түратын бірақ әлі тү-тас мүз болмаған фирнге айналады. Қардың фирнге айналуын- г да қардың қалын қабатындағы тереңдік қатқақтың пайда болу ролін атқара алады. Бұл жағдайда фирн ірі түйіршіктілігімен көзге түседі (2–5 мм). Жылы маусымды жерде қар ерігенде фирндену процесі' тез жүреді; қар беліктері еріп қатады су кеуектерді толтырады да қата келіп, қарды цементтейді. Мүз-дың қабаттарымен линзалары түзіле алады. Фирн қар мен мұз арасындағы ауыспалы орынды алады. Мүздан ол өзінен су мен газ өте алатындай кеуектігімен, қардан түйіршіктілігімен көз-ге түседі. Фирннің қалыңдығы поляр елдерінде 100 м-ге жетуі мүмкін, тауларда бүл едәуір кіші болады.

Қардың жиналып мүзғаі айналуы мұздықтардың жоғарғы жағындаГфирн бассейні деп аталатын олардың қоректену облысында болады. Бүл облыс қардың оң балансы (мұздықты резер-вуар). Тау ішіндегі емес мұздықтарда бұл дөңес, өйткені кірім-нің басты статьясы мүздықтың бетіне қардың жаууы. Үстіне беткейлерден де қар келіп түсетін тау мұздықтарында фирндік бассеин ойыс келеді және көбінесе қыста жабылып қалатын тау етегі жарықшағымен (шөгу нәтижесі) шектеледі.

Қоректену облысы (фирндік бассеин) мұздық үстінде түс-кен сондай-ақ, оның үстіне кершілес учаскелерден (кешкіннен, қүйын үйтқысынан) ауысьщ көшкен қатты жауын-шащынньщ нольдік баланс сызығымен шектеледі. Вүліфирндік шекара. Бұл одан төмен (250–1150 м-ге) немесе жоғары бола тұрьш, кли-маттық қарлық шекараға сай келмеуі мүмкін. Себебі мұздық-тың өзінің суындыратын ықпалы мұздыққа қардың көшіп кёлуі мен мұздықтан көшіп кетуі.

Фирндік шекараДан темен шығьш облысы (абляция) орна-ласады, мұнда қыс бойына жиналған кар түгелдей жылдың жылы кезінде еріп бітеді. Мүз бүған қоректену облысынан келіп түседі (фирндік бассейннің жеңілденуі). Тау. мүздықтарында абляция облысы мүздықтың тілі деп аталады. Осы заманғы мүздықтардың көпшілігінде, абляция облысы- қоректену облы-сынан едәуір кіші. Олардың қатысы климатпен анықталады: кли-мат неғурлым қатал болса, бүл қатыс соғүрльш кіші. Мәселен, Антарктикалық мүздық қалқан үшін бүл не бары 1:100 ғана.

Ауырлық күшінің әсерінен туған, мүздьщтыц цозғалысы – өте күрделі процесс. Мүз б-ір мезетте серпімді де морт. Сондық-

тан да мүздықтың қозғалысында әрдайым ішкі жарлар жағынан әрі түбі жөнінде 'бір-біріне қатысты алғанда жеке блоктар-дың бір қалыпты ағысы мен сырғанауы ұштасып келеді. Үлкен қысым астындағы мұздықтың төменгі бөлігі пластикалы (мұздықтың пластикалы зонасы), жоғарғысы – морт (қатқыл зона-сы). Төменгі бөлігінде ағыс басым, жоғарғы бөлігі төменгісімен бірге қозғалады да, сонымен бірге сең-сең болып сырғанауды бастан еткереді. Мұздықтың қалыңдвіғы шағын болғанда онда пластикалық зона шамалы немесе жалпы болмайды. Сондық-тан да ложасы едәуір тік болып келетін шағын тау мұздықтары негізінен алғанда (бірақ тетенше емес)

сең-сең болып сырға-науды бастан өткереді. Қалқанды мұздықтың шет-шеткі бөлік-тері де осылай қозғалады. Қуатты тау мұздықтары және қалқан-дардың орталық беліктері көбінесе ағады (жайылып ағады).

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

Мұздықтың қозғалысына мұздың пластикалылығына ықпал, ететі-н температураның өзгерісі үлкен ықпал жасайды. Темпера-тура неғұрлым жоғары болса, мұздық қозғалысы соғұрльш тез. Сондықтан да жылдың жылы уақытында мұздық суық уақытқа: қарағанда жылдамырақ орын ауыстырады.

Мүздықтың кәдуілгі жылдамдығы онша емес, мысалы: Альпілерде 80– 150 м/жылПа.мирде 220– 300 »Гималайларда 700–1300 » Гренландияда қалқандар 25– 30 »,Антарктидада қалқандар 10– 30 »шықшықтар 300–1200 »Кейбір мүздықтардың қозғалу жылдамдығы кенет апаттае (ондаған және жұздеген есе)

артады, бүған біршама қысқа уақыт кетеді. Мүздық шұғыл алға жылжиды, оның маңдай бөлігі қалыңдап, қоректену облысы төмендейді. 1965 жылғы апрель-ден июньге дейін 2 км-ге алға қозғалған (кәдуілгі уақытта мүздықтың үзындығы 13 км, ауданы 25 км2) Аюлы мүздағы (Памир) жылжудың «үмтылыстық» үлгісі. Қозғалыс жылдам-дығы 5 см/тәуліктен 100 м/тәулікке дейін әсті. Мұздықтың шет бөлігіне 1 400 млн. м3 қа жуық мүз ауысты. Аюльшың бұдан едәуір аз келесі жылжуы 1974 жылы байқалды. Басқа Колка (Қазбек) мұздығы 1969 жылдьщ сбнтябрінің аяғынан 1970" жылдьщ январына шейін 5 км-ге орын ауыетырған. Оның қозға-лу жылдамдығы 200 м/тәулікке жеткен.

Зерттеулер, екі мұздықтьщ апатты жылжулары талай рету бүрын да, шамамен бірдей уақыт аралығын өткізіп, болып тұр-ғанын көрсетеді. Аюлы мұздығында «ұмтылыстар» аралығы 12–14 жыл, Колкада 5 есе көп.

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

Байқалған мұздықтардың апатты жылжуы, климатқа байла-ныссыз, заңды құбылыс екені анықталған.. Себебі мынада, пульсацияланатын мүздықтар «қалыптылары» сияқты бірте-бірте емес, белгілі бір шекті күйге жеткенде оқтын-оқтын жү-гін түсіріп тұрады екен. Бұл сірә, массасының үлғаюы түпкі л<ағында температураның артуын туғызып, содан еріген судьщ май сияқты тайғанақсыздандыруы әсерінен болса керек.

Мүз тасқынында жылдамдықтың белінуі оның өзінде,. белі-нуімен үқсас келеді. Бетінен түбіне қарай және ортасынан ше-тіне қарай жылдамдық жалпы азаяды (үйкеліс ықпалы), мұз-дықтың бетіндегі ең үлкен жылдамдық осьтік бөлігінде болады. Ең көп беттік жылдамдық сызығы (стержені) иілген жерлерде. «жуыльш-шайылатын» жағаға қарай орын ауыстырады. Өзеннеи айырмашылығы мүздықтың бірнеше стержені болуы мүмкін өйткені су сияқты мұз араласпайды да мұздықтар қосылғанда-езінің жеке даралығын сақтайды. Олар қатар қозғалып жүре береді, кейде бірнеше қабат құрап бірінің астынан бірі ағады. Шағын мүздық үлкен «тасушыға», «мінгесіп» кете алады.

Мұздық режимі оның заттарының балансымен анықталады. Аккумуляциясы мен абляциясы теңесіп келетін нольдік баланс-та мұздық үзындығы мен қалыңдығын сақтайды, яғни түрақты: жағдайда болады.

Түрақты мүздықтар өте сирек кездеседі. Бұл уақытша күй мұздықтың өзгеруі уздіксіз болып жатады. Заттың оң балансы болғанда мұздықтың массасы үлғаяды, «алға басады», теріс

балансболғанда қысқарады, «кейін шегінеді», Мұздықтардың ©згерістері маусымдық та болады (маусымдық ауытқулар): қыста «алға басады», жазда «шегінеді». Климаттың өзгерістері-нен туған көп жылдық өзгерістер маусымдық ауытқулардан кұралады да түрлі кезеңдері болады. Мұздықтар өзгерісінің периодтылығын анықтау мұздық қоректенуінің нақтылы жағ-дайларына қарап тіпті қатар орналасқан мұздықтар климат өзгерістеріне әркелкі әсер етеді. Зат мөлшерінің өзгерістері абляция облысына (муздық тіліне) әрдайым кешігіп беріледі, бүл климат өзгерісінің өзінің ұзақтығынан гөрі көбірек болуы мүмкін.

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

Қозғалысқа ие бола отырып, мұздық жүмыс жасай алады. Ол теменгі бетіне бүзушы ықпалетеді әрі материал тасымалын-да керінеді. Қозғалып жүрген мүздықтардың талқандаушы әре-кеті мұздық эрозиясы немесе экзорация (жер жырту) деп аталады

Мұздық қазу механизмі әлі ете аз зерттелген: Жүқа, қалың-дығы шамалы мұздық баяу қозғалады, оның қозғалыс сипаты ламйнарлыққа жақын. Сондықтан да сыртқы бетке ол елеулі ықпал жасай алмайды. Қуатты мұздықтарда оларды қозғалыс-қа келтіретін ауырлық күшінің қүраушысы едәуір үлкен. Бүл мұздықтар тезірек орын ауыстырады, олардың қозғалыс сипаты өзгеріп отырады: үзілістердің ішкі беттері бойынша және түбі бойынша, сырғанау (сеңді қозғалыс) пайда болады. Мұндай мұздықтар тау жыныстарының кесектерін жұлып әкетеді, бояй-ды, майдалайды, қажап өңдейді. Мұздықтың і-үбінде қатып қалған жыныстардың сынықтары төсеніш бетке күшті білдіру-ші ықпал жасайды. Экзорация мүздықтың куатына және оның қозғалысының жылдамдығына байланысты болғандықтан, аң-ғардың кең учаскесінен гері тар учаскесі күштірек тереңдей түседі. Мүздықтың сыртқы бетінде түрған немесе оның денесіне бірігіп қатып қалған бүкіл материал морена деп аталады. Мүздық еріген жерде морена шөгіп қалады да аккумулятивтік рельефтің өзінше бір формасы пайда болады. Материалдың орнын алмастыра отырып, мүздық желдену енімдерінен.қүры-.лыктың бетін (әсіресе тау ішінде) жеңілдетеді. Антарктиданың бетінен мүздық жылына орта есеппен 0,05 мм қабатты алып кетеді. Мүздықтар мейлінше сан алуан, өйткені олардың пайда болу және өмір, сүру жағдайлары бірдей емес, даму сатысы әр түрлі. Мұздықтардың көп классификациясы бар, бірақ бүлардың бірде-бірін әзірге жалпы жүрт қабылдамаған. Ең көп таралғаны м.орфологиялық классификациясы. Мүздаңудың екі: таулық және бүркеншікті типі көзге түседі.

Жамылғы мұз басуда хионосфераға кіретін қүрылықтьщ үлкен белігін түтастай мүздық бүркеп жатады. Оның астында жатқан рельеф мүздықтың бетіне мүлде дерлік әсер етпейді. Шағын поляр аралдарын бүлар мұз бөрік жасап бүркеп жата-ды. Антарктидадағы үлкеН аралдарда мұзды қалқандар–жада-ғай дөңес бетті ез салмағымен барлық жаққа баяу жайылатын үлкен мүздықтар түзіледі. Қалқандардың шегінде мұздық тас-қындары (мүздық ішіндегі мұздық) жиі орын ауыстырады, Олар қалқанньщ қозғалыс жылдамдығынан гөрі едәуір үлкен жылдамдықпен мүздарды алып кетеді (1000–1200 м/жылға дейін)' әрі шьщшыт мұздықтар деп аталады. Теңізге келіп түсіп, мүндай мүздықтар жүзбе;тілдер түзеді. Құрылықта1 н тыс тайыз-да немесе жүзбеде қалған қалқанның шеті теңізге қарай тік үзілген жазық шельфті мұздық қүрайды. Антарктидаға шельфті мұздықтар тән болып келеді. Бүлардың пайда болуы тек мате-риктік қана емес, сондай-ақ теңіздік мүзбен де байланысты. Мүз негізіне жауған қар фирнизациясының да маңызы бар.

Мұздықтар мүздану кезеңдерінде қүрылықтың үлкен ауда-нын алып жатады және бүлардың үлесіне.осы заманғы мүздану-дың бүкіл ауданының 98,5 %-і тура келеді. Бұрын да қазір де географиялық қабықшада бүркеншікті мүзданудың маңызы таулық мұзданудан үлкен. Таулық мүз басу жамылғыдан сырт көзге көлемінің шағын-дығымен және формаларының қисапсыз көп сан алуандығымен өзгеше келеді. Таулық мүздықтарда формалардың рельефке және қозғалыстың мүздықтың жату еңістігіне байланыстылығы едәуір көп көрінеді. Формасы жағынан ең қарапайым мүздық-тар тауларда қар шекарасынан жоғары жалғыз-жарымдап немесе топталып орналасады. Бұған шыңдардағы мүздықтар мен беткейлердің мүздыі<;тары жатады. Шың мүздықтарының.

формасы бүлар үстінде. түзілген шыңдардың формасын көрсе-теді: жазық конус тәрізді, кр,атерлі болады. Бұл мұздықтардьщ, тілдері болмайды немесе тілдері өте қысқа келеді.

Еңістіктердің мүздықтары кейде тік еңістіктерде айқын кө-рінбейтін өзектерсіз ұсталып тұрады–мұндай мүздықтар ілінген мүздықтар дец аталады. Олар еңісте жоғарыда бітіп, табанға дейін ешқашан да жетпейді, кейде олардың кесектері төмен түседі.Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:

7. Жер асты сулары8. Өзендер.9. Көлдер.10. Су қоймалары11. Батпақ.12. Мұздықтар.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№11 дәріс Географиялық қабықшаның дамуы.Мақсаты: Географиялық қабықшаның дамуымен танысу.Жоспар:

4. Геосфераның пайда болуы мен дамуы. Кембрийге дейінгі географиялық қабықша.5. Географиялық қабықшаның фанерозойда дамуы.6. Төрттік кезеңде географиялық қабықшаның дамуы.

№11 дәрістің қысқаша конспектісі

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:1.Геосфераның пайда болуы мен дамуы. Кембрийге дейінгі географиялық қабықша.2.Географиялық қабықшаның фанерозойда дамуы.3.Төрттік кезеңде географиялық қабықшаның дамуы.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№12 дәріс Биосфера – географиялық қабықтың құрамдас бөлігі.Мақсаты: Биосфера – географиялық қабықтың құрамдас бөлігімен танысу.Жоспар:

1. Биосфера туралы түсінік.2. Жер бетінде организмдердің таралу заңдылығы.3. Ресурстар мен биосфераны қорғау.

№12 дәрістің қысқаша конспектісі

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:1.Биосфера туралы түсінік.2.Жер бетінде организмдердің таралу заңдылығы.

3. Ресурстар мен биосфераны қорғауҰсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№13 дәріс Табиғи зоналар мен физикалық – географиялық аудандастыру.Мақсаты: Табиғи зоналар мен физикалық – географиялық аудандастыра білу.Жоспар:

1. Зоналылық және биіктік белдеулілік.2. Физикалық – географиялық аудандастыру.3. Негізгі табиғат зоналар.

№13 дәрістің қысқаша конспектісі

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:1. Зоналылық және биіктік белдеулілік.2. Физикалық – географиялық аудандастыру.3. Негізгі табиғат зоналар

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

№14 дәріс Адам және географиялық орта.Мақсаты: Адам және географиялық ортамен танысу.Жоспар:

1. Географиялық қабықшаның антропогендік өзгерістері.2. Адамның атмосфераға тигізер әсері.3. Адамның гидросфераға тигізер әсері.

Өзін-өзі тексеру үшін сұрақтар:1.Географиялық қабықшаның антропогендік өзгерістері.2.Адамның атмосфераға тигізер әсері.3.Адамның гидросфераға тигізер әсері.

Ұсынылатын әдебиеттер : 1,2,3,4,5

3. ОСӨЖ мен СӨЖ тапсырмаларының орындалуы бойынша әдістемелік нұсқауларРеферат

Рефератты жазу кезінде келесі құрылымды ұстану керек:1) Бірінші бетінде рефераттың тақырыбы, факультет, студенттің тобы, аты-жөні жазылады.2) Жоспар (мазмұны). Мұнда рефераттың негізгі бөлімі және қай бетте екені көрсетіледі.3) Тақырыбы мен жоспардан кейін кіріспе жазылады. Мұнда берілген материалдың мақсаты мен

міндеті және тақырыптың өзектілігікөрсетіледі.4) Негізгі бөлім. Мұнда рефераттың жоспарланған бөлімдері жазылады.5) Қорытынды бөлім. Тақырып мәселесіне қатысты автордың өзінің қорытындысы мен ұсынысы.6) Рефератты жазу үшін пайдаланылған әдебиеттер тізімі.

Реферат көлемі компьютермен терілсе 10 беттен, алл қолмен жазылса 12 беттен кем болмау керек. Барлық беттері нөмірлену керек (бірінші бетіне нмір қойылмайды, бірақ жалпы сан бетіне кіргізіледі). Жаңа бөлімді міндетті түрде келесі жаңа бетке және оның тақырыбын жазу керек.

Тезисті конспектТақырыпқы байланысты негізгі түсініктер жазылады немесе жоспар жасалынады. Осыған

студент сүйене отырып ауызша жауаптың құрылымын қалыптастырады.«» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау.

Толық конспект ( жазбаша жұмыс ) Конспект жоспары құрастырылады. Тақырыптың негізгі сұрақтары қосымша әдебиеттерді

пайдалану арқылы толық ашылады.

4. Студенттің оқытушының жетекшілігімен бірге орындалатын өздік жұмыс сабағының жоспары (ОСӨЖ)

1. Жердің магниттік өрісі. . Бақылау түрі – ауызша жауап беру.Сұрақтар:

2. Жер бетінде тіршіліктің даму тарихыБақылау түрі – реферат жазу және оны қорғау.Сұрақтар:

3. Материктер мен мұхиттық ойпаттардың пайда болуыБақылау түрі – реферат жазу және оны қорғау.

Сұрақтар

4. Жердің даму тарихы. Тау жыныстарының абсолюттік және салыстырмалы жасыБақылау түрі – ауызша жауап беру

Сұрақтар:

5. Ағынды сулар-дың әрекетімен түзілген жер бедері.Бақылау түрі – ауызша жауап беру

Сұрақтар:

6. Криосфера.Бақылау түрі – ауызша жауап беру

Сұрақтар:

1. Студенттің өздік жұмыс сабағының жоспары (СӨЖ)СӨЖ – ның юақылау жұмысын тапсыруға мыналар кіреді.1. «Жерге космостың әсері және күн - жер байланысы» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау.2. «Гидросфера – географиялық қабықтың құрамдас бөлігі.. Үлкен – Кіші су айналымы» тақырыбы бойынша реферат жазу және оны қорғау.3. «Ауа райы мен климат» тақырыбы бойынша реферат жазу және оны қорғау.4. «Атмосфера – Жердің ауа қабығы. Жел және желдің түрлері» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау.5. «Негізгі табиғи ресурстар. Табиғатты қорғау және оны тиімді пайдалану» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау.6. «Глобальді экологиялық проблема. Атмосфера, биос-фераның ластануы. Ластаушы факторларды анықтау» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау

7. «Белдеулік – зоналық құрылым. В.В. Докучаевтың географиялық зоналық заңдылығының ашылуы» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау8. «Тынық, Үнді мұхиттарының физикалық - географиялық сипаттамасы» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау

9. «Атлант, Солтүстік Мұзды мұхиттарының физикалық - географиялық сипаттамасы» тақырыбы бойынша тезистік конспект жазу және ауызша жауап дайындау

Әдебиеттер тізімі1. Неклюкова Н.Л. Общее землеведение.-М.:-Просвещение,1967.2. Пашканг К.В. Физическая георафия: Справочник пособие для педагогических вузов.-М.:

Высшая школа,19913. Пашканг К.В. Практикум по общему землеведению.-М.:-1970.

4. Шубаев Л.П. . Общее землеведение.-М.:- Высшая школа,1977.5. Шубаев Л.П. . Общее землеведение.-М.:- Высшая школа,1969.

Зертханалық жұмыстардың тақырыбы2. Жер шарының градус торы.3. Жердің геометриялық және физикалық сипаттамасы.4. Жердің өз осіне және Күнді айналуы, оның географиялық салдары.5. Бақылау нүктесінің биіктігіне байланысты көкжиектің көрінуі қашықтығын анықтау.6. Күннің шығуы мен бату кезеңдерін, таң сәрі мен қараңғы түсуін анықта.7. Жер бетіндегі географиялық белдеулер мен зоналар.8. Құрылықтар мен дүние жүзі мұхиттарының салыстырмалы сипаттамасы.9. Дүние жүзі мұхит түбінің батиграфиялық қимасын жасау.10. Солтүстік және Оңтүстік жарты шар ендіктері бойынша ауа температурасының таралуы.11. Желдің жылдамдығы мен бағытын, румб бойынша әртүрлі бағытта қайталанып отыруын

анықтау.12. Қар сызығы. Хионосфера.13. Физгеографиялық қима түсіру.

№1 зертханалық жұмысТАҚЫРЫБЫ: Жер шарының градус торыМАҚСАТЫ: Карта немесе глобус бойынша географиялық объектілердің ендігі мен бойлығын немесе керісінше географиялық координаттарды пайдаланып географиялық объектілердің орнын анықтай білу. МАЗМҰНЫ:

1. Лабораториялық жұмысқа арналған дәптерге жер шарының градус торын түсіріп, оған анықтама бер.

2. Географиялық координаттарға, оның құрамдас бөліктері: ендік пен бойлыққа анықтама бер.

3. Төмендегі құрлықтардың шеткі нүктелерінің географиялық координаттарын анықта: Евразия, Африка, Оңтүстік Америка, Солтүстік Америка, Австралия, Антарктида.

4. Жер шарындағы ендік пен бойлықты есептейтін нүктені анықта. 5. Жер шарында орналасу ерекшелігін анықтағанда тек қана бір координатты көрсету

жеткілікті нүкте – ол қандай нүкте?

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. Глобус2. Дүние жүзінің физикалық картасы3. Дүние жүзі атласы4. Орысша-қазақша түсіндірме сөздік. Алматы, «Ғылым» 1966.МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ: Географиялық объектілердің координаттарын анықтау үшін интерполяция әдісін пайдалану қажет. Мысалы, А және О нүктесі арасындағы қашықтықты анықтау керек дейік. Чертеждағы АБ қашықтығына 10° бойлық сәйкес келеді / 40°-30°=10°/ ол үшін мына пропорцияны шешеміз: АБ = 10°, АО = х°

х°= АО 10° АБ

АБ және АО нүктелерінің мағынасын қойып, теңдікті шешеміз де Х-ті табамыз.

№2 зертханалық жұмыс

ТАҚЫРЫБЫ : Жердің геометриялық және физикалық сипаттмасы.МАҚСАТЫ :

1. Күн системасы планеталарындағы Жер планетасының орнын анықта.2. Жердің геометриялық және физикалық мінездемесімен танысу.

ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ :1. Кестенің мәліметтері бойынша : а/ Жер тобына жататын планеталар мен алып планеталардың диаметрі мен массасын, орташа

тығыздығын салыстырып, негізгі өзгеру заңдылықтарын түсіндір. б/ Күн системасындағы қай планетаның массасы көп, қайсысының орташа тығыздығы жоғары?

2. Неліктен Күн системасындағы планеталар екі топқа жіктелген?3. 2 кестенің мәліметтерін пайдалана отырып, Жердің негізгі көрсеткіштерін схема түрінде түсір. 4. Солтүстік және Оңтүстік жарты шардағы құрлықтар мен мұхиттардың таралуын салыстыра отырып / 3кесте/, құрлық пен

мұхиттардың осындай қарым – қатынасының географиялық салдарын анықта. Осындай кестені Батыс және Шығыс жарты шарлар үшін құр.

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. № 1,2,3 кесте мәліметтері2. Жарты шарлар картасы3. Геренчук К.Н. и др. Общее землеведение. М., «Высшая школа», 1934.4. Мильков Ф.Н. Общее землеведение. М., «Высшая школа», 1990.5. Лабораториялық жұмысқа арналған дәптер.

№1 кесте / Геренчук және т.б., 1984/Планета диаметр Масса Күннен ара қашықтығы орташа тығыздық

г/см³Жер тобы планеталары

Меркурий 0,38 0,055 0,387 5,52Шолпан 0,95 0,815 0,723 5,22Жер 1,00 1,000 1,000 5,5117Марс 0,53 0,107 1,524 3,97

Алып планеталарЮпитер 11,11 317,82 5,203 1,30Сатурн 9,41 95,28 9,539 0,68Уран 3,93 14,56 16,19 1,32Нептун 3,88 17,28 30,06 1,84Платон 0,47 0,11 39,75 6

Кесте №2ЖЕРДІҢ СИПАТТАМАСЫ

1. Жерден Күнге дейінгі ең аз ара қашықтық / перигелийде, қаңтардың басы/..........................................147 млн. км.2. Жерден Күнге дейінгі ең көп ара қашықтық / афелийде, шілденің басы/...............................................152 млн. км.3. Жерден Күнге дейінгі орташа ара қашықтық / астрономилық бірлік/................................................. 149,6 млн. км.4. Жердің Күнді айналу ұзақтығы / тропиктік жыл/............................................ 365 сөтке, 5 сағат 43 мин. 46 секунд.5. Жер орбитасының ұзындығы................................................................................................................ 939 120 мың км.6. Жердің орбита бойынша орташа қозғалу жылдамдығы.............................................................................29,765 км/с.7. Эклиптиканың экваторға орташа құлау бұрышы 23°26 33,6 =

23,442664°8. Жердің өз осін толығымен айналып шығу уақыты / жұлдызды сөтке/................................ 23 сағ. 56 мин. 4,09 с.9. Жер масасы ...........................................................................................................................................5,975· 10 ² ¹ кг.10. Жердің орташа тығыздығы ...........................................................................................................................5518 кг/м³11. Жер элипсойдының сығылуы.............................................................................................................................1:298,312. Тартылыс күщінің орташа мағынасы...............................................................................................................9,79755813. Жер көлемі...................................................................................................................................................1,083· 10² км³14. Жалпы жер беті........................................................................................................................................510,2 · 10 км²15. Құрлық беті.................................................................................................................................................149,1 млн. км²

16. Судың беті...................................................................................................................................................361,1 млн.км²17. Меридиан ұзындығы......................................................................................................................................40008548 м18. Экватор ұзындығы ...........................................................................................................................................40075704 м19. Экватор радиусы ...............................................................................................................................................6 378245 м20. Полярлық радиус ..............................................................................................................................................6356 863 м 21. Жердің орташа радиусы .......................................................................................................................................6 3710 м

№3 кестеЖер шарындағы құрлықтар мен сулардың таралуы

Жалпы жер шары Солтүстік жарты шар млн.шаршы км., %

Оңтүстік жарты шар млн.шаршы км., %

Бүкіл жер млн.шаршы км., %

Құрлық 100 39 49 19 149 29Су 155 61 206 81 361 71Барлығы 255 100 255 100 510 100

№3 зертханалық жұмысТАҚЫРЫБЫ : Жердің өз осін және Күнді айналуы, оның географиялық салдары. МАҚСАТЫ :

1. Жердің өз осін және Күнді айналуын дұрыс көрсете білу.2. Күн мен түннің, жыл мезгілдерінің ауысуы мен Күннің шығуы мен батуын дұрыс түсіндіру.3. Күннің өз осі мен Күнді айналуының геогрфиялық салдарын көрсете білу.

ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ :1. Күн нұрының сәулесі түсіп тұрған / параллельді сызықтар қатары / Жерді градус торымен түсіру керек. Түн болып тұрған жағын бояп

/ 1 сурет/, стрелка арқылы Жердің айналу бағытын көрсет /егер жоғарыдан қарасақ, онда сағат тіліне қарсы/. Осы суреттің қай бөлігінде түн, күн, таңертең, кешкі уақыт екендігін көрсет / әріптер арқылы: Т, К, Таң, Кеш /.

2. Күнмен салыстырғанда Жердің 21 январьда, 22 маусымда, 27 қыркүйекте және 22 желтоқсанда қай бөлікте болатынын көрсет. Солтүстік және Оңтүстік поляр щеңберлерін сызу арқылы осы төрт жағдайдағы Солтүстік және Оңтүстік жарты шардың жарық алуы анықта. / 2 сурет/

3. № 1 және №2 суреттерді пайдалана отырып: а/ Түн мен Күннің, жыл мезгілдерінің ; б/ Күн мен түннің ұзақтығы, Жердің жылдық айналымында Солтүстік және Оңтүстік жарты шардағы Күн биіктігінің өзгеруін; в/ Солтүстік және Оңтүстік тропик сызықтары мен Солтүстік және Оңтүстік поляр щеңберлерін жүргізудің; г/ ыстық , қоңыржай және суық белдеулерінің орналасу себептерін анықта.

4. Төмендегі №1 кестеде көрсетілген ендіктер үшін ең қысқа Күннің ұзақтығын есепте.

№1 кесте

Ең ұзақ күн, сағ.

Солтүстік ендік °0 10 20 30 40 50 6012 сағ. 12 с

35 м13 с13 м

13с 56 м

14 с51 м

16 с04 м

24 с

5. Осы кестенің мәліметтерін пайдалагна отырып, Солтүстік жарты шардың әртүрлі ендіктері үшін ең қысқа және ең ұзақ күндерінің ұзақтығын көрсететін сызық сыз.

6. Осы графиктен Алматы, Мәскеу, Рига және Мурманск қалалары үшін ең қысқа және ең ұзақ күндерінің ұзақтығын анықта.

МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ:1. Графиктер мен суреттерді лабораториялық жұмыс дәптеріне қара қарындашпен түсірген жөн. 2. График сызу үшін мынадай ұсыныс енгізілген: күн ұзақтығы абцисса осі бойынша масштабы 1 см =2 сағат, ал ординат осі

бойынша жердің ендігі, масштабы 1 см = 10 °с.е.КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР:

1. Глобус.2. Теллурий.3. Жарты шарлар картасы.4. Дүние жүзі атласы.5. Лабораториялық жұмыс дәптері.

№4 зертханалық жұмыс

ТАҚЫРЫБЫ : Бақылау нүктесінің биіктігіне байланысты горизонттың көріну қашықтығын анықта.МАҚСАТЫ : Кез-келген бақылау нүктесінің биіктігіне байланысты горизонттың көріну қашықтығын анықтай біліп, осы құбылыстың / процесстің / географиялық салдарына талдау жаса. ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ :

1. №1 кестенің мәліметтерін пайдалана отырып Жердің шар тәріздес бетіндегі бақылау нүктесінің биіктігінен горизонттың көріну қашықтығын анықтап / 1сурет /, оған талдау жаса.

1 кесте Бақылау нүктесінің биіктігі, м.

0 100 500 1000 3000 5000 10 000Горизонттың

көріну қашықтығы,

км.

0 38,6 86,4 122,1 211,5 273,1 386

2. График бойынша / 1 сурет/ төмендегі биіктіктер үшін горизонттың көріну шегін анықта: 8849 м /Джомолунгма тауы/, 7495 м / Коммунизм шыңы/, 5642м / Эльбрус тауы/, 1545м /Роман-Кош тауы/

3. Графикті / 1 сурет/ және картаның масштабын пайдалана отырып: а/ Эльбрус шыңынан Каспий теңізін; б/ Қырым тауының ең биік нүктесі Роман- Кош тауынан Турция жағалауын: в/ Биіктігі 1000 м Чукотка түбегі жағалауынан Аляска түбегінің жағалауын көруге бола ма, соны анықта.

4. 2 кестенің мәліметтерін пайдалана отырып Жердің жазық, тегіс бетіндегі бақылау нүктелерінің биіктігінен горизонттың көріну қашықтығын анықта / 2 сурет/ және оған талдау жаса.

№ 2 кестеБақылау нүктесінің биіктігі, м.

Горизонттың көріну қашықтығы, км.

100 500 1000344 1720 3440

5. Жердің шар тәрізді және жазық бетінен горизонттың көріну қашықтығының өзгеруін салыстыр / 1 сурет және 2 сурет/ КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР:

1. Мөлшері 1520 см миллиметр қағазы. 2. Дүние жүзі атласы.3. Глобус.

МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ:1. Горизонттың көріну қашықтығын абцисса осіне, ал бақылау нүктесінің биіктігін ординат осіне түсіру керек.2. Ұсынылатын масштаб: а/ 1 сурет үшін 1 см =25 км / горизонтальды/, 1 см = 1000 м / вертикальды/3. Барлық графиктер қара қарындашпен жазылып, нақтылы атауы болуы керек, міндетті түрде шартты белгілері түсірілгені жөн.

№5 зертханалық жұмыс

ТАҚЫРЫБЫ : Күннің шығуы мен бату кезеңдерін, таң сәрі мен қараңғы түсуін анықта. МАҚСАТЫ :

1. Күннің шығуы мен бату уақыттарының, таңның атуы мен қараңғы түсуінің графиктерін түсіріп үйрену. 2. Құрастырған графиктерді әртүрлі ғылыми және практикалық мақсатта пайдалана білу.

ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ :1. 45° ендік үшін 1 көкектен 28 қыркүйекке дейінгі уақыт аралығына Күннің батуы мен шығуы мезгілдерінің және таң атуы мен

қараңғы түсу графигін жаса. 2. Осы графикті пайдалана отырып 1 мамыр үшін; а/ Күннің шығуы мен батуын; б/ таң атуы мен қараңғы түсу уақытын; в/ Күннің

шығуы мен батуы және таң атқаннан қараңғы түскенге дейінгі аралықты анықта.КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР:

1. « Восход и заход солнца и продолжительность сумерек»2. Мөлшері 20 30 см миллиметр қағазы3. Лабораториялық жұмысқа арналған дәптерМЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ:1. Графиктерді размері 20 30 см қағазға түсіру керек. Қағаздың 20 см жағына ай күндерін / әр сантиметр 1 күн/, ал 30 см: сол жағына

күннің шығуы мен жарықтың пайда болуын, оң жағына күннің батуы мен қараңғының түсуін / әрбір бір сағат уақыт – 5см/. Екі жақта да уақыт төменнен жоғары көбеюі қажет. Сызықтар график щеңберінен шығып кетпеу үшін өте ерте таң ату / 20 мамыр/ мен өте кеш қараңғы түсу уақыттарын / 20 мамыр / анықта. Оң және сол жақтағы уақыт шкаласын / 20 мамыр/ график щеңберінен шығып кетпейтіндей етіп орналастыру керек. Графикте күннің батуы / қараңғының түсуі/ ең жоғарғы, ал таңның атуы ең төменгі деңгейде болуы керек.

2. Кестені пайдалану мысалдары: 1. Мысалы, Берілген нүктенің географиялық ендігі 43° дейік осы нүкте үшін таңның атуы мен қараңғы түсуін 16 көкекке анықтау керек. Кестені пайдалана отырып 43° ендікте 11 көкекте күннің шығу уақыты 6 сағ. 26 мин., 21 көкекте 6 сағ. 10мин. екендігін анықтаймыз.Сондықтан 16 көкеекте күннің шығу уақытының 16 көкекте 6 сағ. 18 мин. екенін анықтау оңай, осы күні күннің батуы – 19 сағ. 42 мин, ымырт ұзақтығы 36 мин; яғни таңның атуы 6 сағ. 18 мин.-36 мин.= 5 сағ. 42 мин. қараңғы түсу уақыты: 19 са. 42 мин.+ 36 мин. = 2 сағ. 18 мин.

№1 кесте

Ай Күн 43° 45°Күн шығуы

с.минКүн батуы

с.минЫмырт

ұзақтығымин.

Күн шығуыс.мин

Күн батуыс.мин

Ымырт ұзақтығы

мин.Қаңтар 1 8 31 17 35 38 8 38 17 28 39

11 8 31 17 45 38 8 37 17 39 39

21 8 26 17 57 37 8 32 17 51 3831 8 18 18 11 36 8 22 18 05 37

Ақпан 10 8 06 18 23 35 8 10 18 19 3720 7 52 18 38 34 7 55 18 34 36

Наурыз 2 7 36 18 49 34 7 38 18 47 3512 7 19 19 02 33 7 20 19 01 3522 7 02 19 13 34 7 02 19 14 35

Сәуір 1 6 44 19 24 35 6 43 19 26 3611 6 26 19 36 36 6 24 19 39 3621 6 10 19 48 36 6 07 19 52 37

Мамыр 1 5 56 19 59 38 5 54 20 04 3911 5 42 20 10 38 5 37 20 16 4021 5 32 20 22 39 5 26 20 28 4131 5 24 20 30 41 5 18 20 37 44

Маусым 10 5 20 20 37 42 5 13 20 45 4520 5 10 20 42 43 5 13 20 50 4530 5 24 20 42 43 5 16 20 50 45

Шілде 10 5 28 20 40 41 5 22 20Та8

43

20 5 37 20 34 40 5 31 20 41 4230 5 47 20 24 39 5 42 20 30 42

Тамыз 9 5 58 20 12 38 5 53 20 17 4019 6 09 19 58 36 6 05 20 02 3829 6 20 19 41 35 6 17 19 45 36

Қырқүйек 8 6 31 19 24 35 6 29 19 26 3618 6 42 19 06 35 6 1 19 07 3528 6 53 18 48 35 6 53 18 48 35

Қазан 8 7 04 18 31 34 7 05 18 30 3518 7 15 18 15 34 7 18 18 12 3528 7 28 18 00 34 7 32 17 56 36

Қараша 7 7 41 17 46 35 7 45 17 42 3617 7 54 17 36 36 7 50 17 30 37

27 8 06 17 28 37 8 12 17 22 38Желтоқсан 7 8 16 17 26 37 8 24 17 19 39

17 8 25 17 27 38 8 32 17 19 4027 8 30 17 32 38 8 37 17 24 40

№ 6 зертханалық жұмыс

ТАҚЫРЫБЫ : Жер бетіндегі географиялық белдеулер мен зоналар.МАҚСАТЫ :

1. Жер шарындағы географиялық белдеулер мен зоналардың пайда болу заңдылықтарын түсіндіре білу.2. Географиялық қабаттың құрылымы туралы ұғымды тереңдете түсу.

ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ : 1. Дүние жүзі контур картасына жер шарының географиялық белдеулері мен зоналарын түсір.2. Ендік бойынша географиялық белдеулер мен зоналардың шекараларының ауытқу себептерін түсіндір. Мына сұрақтарға жауап бер: а/

Географиялық белдеу, физгеографиялық белдеу, табиғи белдеу түсініктерінің арасында айырмашылық бар ма? б/ Жер шарындағы зоналдық пен азоналдықты қандай факторлар анықтайды? Құрлық бетіндегі зоналық неден байқалады? в/ Таулардағы биіктік белеулер қандай факторлардың нәтижесінде қалыптасады?

3. №1 кестенің мәліметтерін пайдалана отырып Оңтүстік және Солтүстік жарты шардың географиялық белдеулерінің ауданының ара қатысын көрсететін щеңбер тәріздес диаграмма сызып, мына сұрақтарға жауап бер: а/ Жер шарында қандай географиялық белдеулер ең көп және ең аз ауданды алып жатыр, неге? б/ Жарты шарлар бойынша географиялық белдеулердің таралуында қандай заңдылық байқалады?

4. Әрбір географиялық белдеуге қанша градус барын есептеп, оны циклограммаға түсір, ол үшін шеткі нүктелерді щеңбердің ортасымен қосу керек. Мысалы: Арктикалық белдеу- 3 3,6%= 10,8%

№1 кесте Жарты шар Белдеу Ауданы млн.км ² Жердің жалпы ауданы %

Солтүстік Арктикалық 14,45 3Субарктикалық 17,62 3Қоңыржай 53,22 10Субтропиктік 39,72 8Тропиктік 80,77 16Субэкваторлық 38,65 7

Оңтүстік Экваторлық 22,07 4Субэкваторлық 30,11 6Тропиктік 95,10 19Субтропиктік 33,78 7Қоңыржай 34,47 7Субарктикалық 26,19 5Антарктикалық 23,93 5

510,08 100

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. Дүние жүзі атласы.2. Географиялық белдеулер мен зоналар картасы.3. Дүние жүзі контур картасы.4. Лабораториялық жұмыс дәптері.МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ:

1. Солтүстік және Оңтүстік жарты шарлардағы ұқсас белдеулерді бір түспен беруге болады, бірақ шартты белгілерінде айырмашылық болсын.

2. Диаграмманы құрарда ауданның бір проценті қанша градусқа тең екендігін есептеп алу керек: 360°=100% х =360° =3,6 % 100 % 3. Әртүрлі белдеулер орналасқан / % / құрлықтардың қарым-қатынасын щеңбер тәріздес немесе столбикті диаграммаға түсіріп, тадау жаса.

№7 зертханалық жұмысТАҚЫРЫБЫ : Құрлықтар мен дүние жүзі мұхиттарының салыстырмалы сипаттамасыМАҚСАТЫ :

1. Жер бетіндегі құрлықтар мен дүние жүзі мұхиттарының орналасу ерекшеліктерін түсіндіре білу. 2. Негізгі мінездемелері бойынша құрлықтар арасындағы айырмашылықты айыра білу. 3. Дүние жүзі мұхиттарының айырмашылықтарын түсіндіру.

ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ : Атласты және анықтама мәліметтерін пайдалана отырып:1. Лабораториялық дәптеріңе құрлықтардың ауданын көрсететін диаграмма сыз, масштабы 1 см ² = 2,5 млн.км ²2. Дүние жүзі мұхиттарының ауданын көрсететін диаграмма сыз, масштабы 1 см ²=10 млн.км ²3. Дүние жүзі контур картасына құрлықтардың шеткі нүктелерін / атауын жазып/, құрлықтардың абсолютті биіктігі ең жоғарғы , ең

төмен жерлерін, дүние жүзі мұхиттарындағы ең терең шұңғымалардың атауын, тереңдігін түсіріңіз.4. Құрлықтарды салыстыру арқылы сипаттама бер: орналасу ерекшелігі, шеткі нүктелерінің арақашықтығы, абсолюттік биіктігі жоғары,

төменгі нүктелері, құрлық жағалауының тілімденуі т.б.5. Мұхиттарға салыстырмалы сипаттама бер: ауданы, тереңдігі, температурасы, тұздылығы т.б.

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. Дүние жүзінің физикалық картасы.2. Дүние жүзі атласы.3. Дүние жүзі контур картасы.4. Лабораториялық жұмыс дәптері.

№9 зертханалық жұмыс

ТАҚЫРЫБЫ : Солтүсті және Оңтүстік жарты шар ендіктері бойынша ауа температурасының таралуы.МАҚСАТЫ : Солтүстік және Оңтүстік жарты шардың ендіктері бойынша ауа температурасының өзгеру себептерін түсіну.ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ :

1. №1 кестенің мәліметтерін пайдалана отырып миллиметр қағазға жеке-жеке Солтүстік және Оңтүстік жарты шарлар үшін: а/ жер бетінде ауаның орташа температурасының өзгеруін қаңтар, шілде және орташа жылдық көрсеткіштері бойынша; б/ әртүрлі ендіктер бойынша жылдық қысымның өзгеруін көрсететін сызықтар сыз.

№1 кесте

Ендік °0 10 20 30 40 50 60 70 80 90

Температура Солтүстік жарты шар

°СҚаңтар 27 26 22 15 6 -7 -16 -25 -30 -41Шілде 26 27 28 28 23 17 13 7 -1 -1Жыл 26 27 25 21 14 5 -1 -10 -17 -23Қысым, мб. 1010 1010 1019 1019 1016 1014 1012 1012 1014

Температура °С

Солтүстік жарты шар

Қаңтар 26 26 23 16 9 2 -3 -11 -14Шілде 25 21 16 14 4 -10 -23 -40 -48Жыл 25 23 19 13 6 -4 -13 -25 -30Қысым, мб. 1012 1015 1018 1014 1004 989 991

2. Әртүрлі ендіктердегі жылдық қысым мен ауа температурасының графиктерін салыстыр. Қысым мен температураның таралуында байланыс бар ма, жоқ па?

3. Қандай ендіктер аралығында температураның өзгеруі төмен ал қандай ендіктер аралығында жоғары, қайда төмен? Себебін анықтап, түсіндір.

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. Дүние жүзінің физикалық картасы.2. Дүние жүзінің климаттық картасы.3. Размері 10 15 см миллиметр қағазы.4. Лабораториялық жұмысқа арналан дәптер.МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ:

1. Ауа температурасының өзгеруін көрсететін график қарағанда ординат осі бойына температура / масштаб 1 см = 10°С/, ал абцисс осі бойына ендік / масштаб 1 см = 10°С ендік/ түседі.

2. Қысым өзгеруін ординат осіне / 1 см = 10 мб, абцисс осіне жергілікті жер ендігін түсір. Қысымды есепке алу нүктесі 990 мб тең.

№10 зертханалық жұмысТАҚЫРЫБЫ : Жердің жылдамдығы мен бағытын, румб бойынша әртүрлі бағытта қайталанып отыруын анықтау. МАҚСАТЫ : Анықтай білу:

1. Желдің жылдамдығы мен бағытын; 2. румб бойынша желдің әртүрлі бағытта қайталанып отыруын;3. табиғи ортаның дамуында желдің маңызы мен ролін түсіндір.

МАЗМҰНЫ : 1. « Циклон», «Антициклон», « Барикалық градиент», «Жер айналымындағы ауытқу күші» терминдеріне анықтама бер.2. Бофорт шкаласын пайдалана отырып / №1 кесте/ желдің жылдамдығы мен күшін анықта. 3. №1 суретті пайдалана отырып жел бағытына сипаттама бер, талдау жаса. 4. Жергілікті / бриздер, өзендер, таулы-аңғарлы және маусымдық/муссондар/ желдерге анықтама бер.5. Кез-келген жердің табиғи жағдайының дамуындаағы желдің маңызын анықта.

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. Географический энциклопедический словарь. Понятия и термины. М., 1988. 2. №1 кесте. Желдің жылдамдығы мен күшін анықтайтын Бофорт шкаласы. 3. №1 сурет. Жел бағыты. 4. №2 кесте. Жел румбысы.

МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ: 1. Желдің бағыты горизонттың қай жағынан соқса сол бойынша анықталады. Мысалы, солтүстік жел- солтүстіктен оңтүстікке

соғады, шығыс- шығыстан батысқа. Соғатын желдің бағытын нақтылы анықтау үшін горизонт жақтары румбқа бөлінген. Румбтар аталған горизонт жақтарының бас әрпімен белгіленеді / 2 кесте/. Желдің бағытын, күшін, жылдамдығын / жай көзбен / Бофорт шкаласымен анықтауға болады. / 1 кесте/.

2. Кез-келген жердің жел бағытын анықтау үшін /ай, жыл мезгілдері, бүкіл жыл/ бір нүктеден сегіз түзу сызық сызады. Көршілес орналасқан түзу сызықтар арасындағы бұрыш 45° болу керек. Әрбір жекеленген түзу сызық белгілі бір румбқа сәйкес келеді – С, О, Б, Ш т.б. Әрбір түзу сызыққа / румбқа/ осы нүктеде қайталанып отыратын жел бағытын белгілі бір масштаб бойынша түсіреді. Қай румбта қайталанып отыратын жел бағыты көп болса сол жел басым.

Жел бағытын бірнеше жылдық бақылаулардың орташа көрсеткіші арқылы да құруға болады, ол үшін орташа көрсеткішті процентпен белгілейді. Кез- келген уақыт аралығындағы барлық бақылауларды 100 % деп белгілейді. 3. №1 суретте 25 жыл аралығында / сәуір айы/ жел бағытының қайталануы көрсетілген, оның процентпен берілген сандық шамасы

төмендегідей.

С-8 % С-Ш- 10 % Ш-18 % О-Ш- 24 % О-12 % О-Б-12 % Б-10 % С-Б-3-6 %

Осы жағдайдағы басым жел оңтүстік-шығыс желдері, ал қайталануы сирек болатын солтүстік – батыс және солтүстік желдер.

№1 кестеЖелдің жылжамдығы мен күшін анықтайтын Бофорт шкаласы

Желдің әрекеті Желдің күші / Бофорт балы /

Желдің жылдамдығы, м/с

Түтін жоғары тік, вертикальды көтеріледі. Ағаш

жапырақтары қозғалмайды.

Штиль0

0 - 0,5

Түтін қисайып көтеріледі, желдің бағытын көрсетеді. Жапырақтар қозғалмайды.

Тыныш1

0,5 – 1

Жел соққанын сезінеміз. Флюгер жалауы қозғала

бастайды.

Баяу2

2 – 2

Жел жапырақтарды тербелтеді. Су беті қозғала

бастайды.

Әлсіз3

4 – 5

Ағаш бұтағы, тіпті оның жоғарғы бөлігі қисаяды, жерден шаң-тозаң, қағаз

көтеріледі.

Қоңыржай4

6 – 7

Ағаштың жұқа бұтақтары тербеледі, су бетінде

толқындар пайда болады.

Самал жел5

8 – 9

Ағаштың ірі бұтақтарының қозғалуы, су толқыны

биіктігінің артуы.

Едәуір қатты6

10 – 12

Желге қарсы жүрудің қиындауы, ағаш діңгегінің

қозғалуы.

Қатты7

13 – 15

Ірі ағаштардың қозғалуы, бұтақтардың сынуы.

Өте қатты8

16 – 18

Ағаштардың сынуы, кейбір жеңіл ағаштардың қозғалуы.

Дауыл9

19 – 21

Апатты өзгерістер Қатты дауыл10

22 – 25

Ірі ағаштардың тамырымен алынынп кетуі.

Өте қатты дауыл11

25 – 29

Құрылыс объектіліеріндегі апатты өзгерістер.

Құйын12

29 көп

Көріну шкаласы

Балл Көріну қашықтығы Балл Көріну қашықтығы0 50 м аз 5 2 – 4 км1 50 – 200 м 6 4 – 10 км2 200 – 500 м 7 10 – 20 км3 500 – 1000 м 8 20 – 50 км4 1 – 2 км 9 50 км көп

№2 кесте

Жел бағыты / румб/Әріппен белгілеу Румб атауы

Қазақша ХалықаралықС N Солтүстік

/норд/ССШ NNE солтүстік – солтүстік –

шығыс/норд- норд-ост /

СШ NE солтүстік – шығыс / норд – ост /

ШСШ ENE шығыс –солтүстік – шығыс/ост –норд – ост /

Ш E Шығыс/ ост /

ШОШ ESE шығыс –оңтүстік- шығыс/ ост – зюйд – ост /

ОШ SE оңтүстік –шығыс/ зюйд – ост /

ООШ SSE оңтүстік – оңтүстік –шығыс/зюйд –зюйд –ост /

О S Оңтүстік/ зюйд /

ООБ SSW оңтүстік –оңтүстік –батыс/ зюйд – зюйд – вест /

ОБ SW оңтүстік – батыс/ зюйд – вест /

БОБ WSW батыс –оңтүстік –батыс/ вест – зюйд –вест /

Б W Батыс/ вест/

БСБ WNW батыс – солтүстік –батыс/вест- норд – вест/

СБ NW солтүстік – батыс/ норд – вест /

ССБ NNW солтүстік- солтүстік –батыс/ норд –норд- вест /

№11 зертханалық жұмыс

ТАҚЫРЫБЫ : Қар сызығы, хионосфера.МАҚСАТЫ :

1. Қар сызығы орналасуының негізгі заңдылығын анықтау. 2. Қар сызығы биіктігіне қандай факторлар әсер ететінімен танысу.

ЖҰМЫСТЫҢ МАЗМҰНЫ :1. №1 кестенің мәліметтерін пайдалана отырып Солтүстік және

Оңтүстік жарты шар ендіктері үшін қар сызығы биіктігінің графигін түсір.

№1 кесте / Алисов бойынша /

ендік град.

Қар сызығынынң орташа биіктігі, м.

Солтүстік жарты шар Оңтүстік жарты шар90 – 80 350 080 – 70 550 070 – 60 1100 060 – 50 2050 80050 – 40 3000 150040 – 30 4300 300030 – 20 5300 510020 – 10 4600 560010 – 0 4600 5000

2. Ендіктер бойынша қар сызығының орналасу заңдылығын анықта. 3. Қар сызығының орналасуына қандай факторлар /климаттық,

геоморфологиялық, метеорологиялық / әсерін тигізеді? 4. Құрылған графикті пайдалана отырып мына төмендегі тауларда:

Мак- Кинли / 6193 м / , Аконкагуа / 6960 м /, Килиманджаро / 5895 м /, Косйюшко / 2230 м / мәңгі қарлар бар ма, жоқ па анықта.

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. Дүние жүзі атласы2. Жарты шарлар физикалық картасы3. Лабораториялық жұмысқа арналған дәптер4.

№12 зертханалық жұмысТАҚЫРЫБЫ : Физгеографиялық қима түсіру.МАҚСАТЫ :

1. Географиялық қабаттың зоналаық құрылымы туралы білімді бекіту. 2. Тематикалық карталарды пайдалана білу.3. Географиялық қабаттың құрамдас бөліктері арасындағы қарым-қатынасты,

байланысты түсіндіре білу.4. Табиғи құбылыстар мен процесстердің қалыптасу заңдылығын түсіну.

МАЗМҰНЫ : 1. Әрбір жекелеген студент мұғалім берген меридиан бойынша физгеографиялық

қима түсіру керек. 2. Қимадағы негізгі табиғи компоненттердің қарым-қатынасты салыстыр, олардың

байланысын анықта. Осының нәтижесінде қимада табиғи белдеулер мен зоналарды көрсет.

3. географиялық қабаттың әсіресе оның негізгі ерекшелегі зоналық ендік пен ландшафттардың биіктік белдеуіне әсер ететін факторлардың рөлін түсіну үшін қимаға жазбаша түрде түсініктеме бер.

КЕРЕКТІ ҚҰРАЛДАР: 1. Жер шарының гипсометриялық картасы.2. Жер шарының жауын –шашын, изотерма және изобар картасы.3. Жер шарының өсімдік картасы.4. Жер шарының топырақ картасы.5. Мұхиттар мен теңіздердің тұздылығын көрсететін карта.

МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ: 1. Әрбір жекелеген студент физгеографиялық қиманы жер бетінің бір мерижианы

бойынша түсіру керек. 2. Геогарфиялық қабаттың зоналық құрылымын анықтау үшін физгеографиялық

қима Солтүстік және Оңтүстік жарты шарды, яғни бірнеше табиғи зоналарды кесіп өтуі қажет.

3. Тематикалық / таырыптық / карталарды пайдалану табиғи құбылыстардағы сапалық қана емес сандық мәліметтерді де анықтауға мүмкіншілік туғызады.

4. Қимаға жазбаша түрде қысқаша талдау жаса, зоналардың жіктелуін дәлелде. Егер жергілікті жердің табиғиғерекшелігіне байланысты зоналықтан ауытқу болса, оның себебін түсіндір.

МЕТОДИКАЛЫҚ НҰСҚАУ: Қимаға түсірілген барлық табиғи элементтерді / топырақ, өсімдік жамылғысы, температура / оқи білу үшін шартты белгі құрастыру керек.