Студопедия

Главная страница Случайная страница

КАТЕГОРИИ:

АвтомобилиАстрономияБиологияГеографияДом и садДругие языкиДругоеИнформатикаИсторияКультураЛитератураЛогикаМатематикаМедицинаМеталлургияМеханикаОбразованиеОхрана трудаПедагогикаПолитикаПравоПсихологияРелигияРиторикаСоциологияСпортСтроительствоТехнологияТуризмФизикаФилософияФинансыХимияЧерчениеЭкологияЭкономикаЭлектроника






Гигрометрлік әдіс






 


1. Атмосфераның жерге жақын қабатының ауа құрамы. Озон,көмірқышқыл газы. Атмосфера ауа деп аталатын газдар қоспасынан тұрады. Сонымен қатар ауада сұйық және қатты бөлшектер де бар. Ауаның физикалық күйi оның тығыздығымен, қысымымен, температурасымен және т.б. сипатталады. Атмосфераның жерге жақын қабатында ауа ылғалды болып келедi, яғни оның құрамында басқа газдармен қатар газ күйiндегi су (су буы) да болады. Атмосфераның физикалық күйiне байланысты су буы сұйық және қатты күйге көше алады. Сондықтан метеорологияда алдымен құрғақ ауа және су буы жеке түрде, ал содан кейiн ылғалды ауа қарастырылады. Қатты және сұйық бөлшектерден тазартылған құрғақ ауаның құрамы барлық жер шарында бiрдей және шамамен 25 км биiктiкке дейiн тұрақты болады. Құрғақ ауа (көлем бойынша) азоттан – 78,08%, оттегiден – 20,95 %, аргоннан – 0,93 %, көмiр қышқыл газынан – 0,03% және басқа да газдардан – 0,01 % тұрады. Басқа газдар: неон Ne, гелий He, метан CH4, криптон Kr, сутегi H2, азоттың шала тотығы N2O, ксенон Xe, озон O3, азот қостотығы NO2, күкiрт қостотығы SO2, аммиак NH3, улы газ CO, йод I2, радон Rn және т.б. Қазiргi кезеңде атмосфераға антропогендiк түрде басқа газдар да бөлініп жатыр, мысалы кейбiр хлорфторкөмiрсутегi газдары, оның iшiнде фреон. Ол газдар атмосферадағы озонның мөлшерiн азайтуда. Фреон ауа ағынымен жоғарғы қабаттарға барғанда ультракүлгiн радиацияның әсерiнен ыдырайды да, нәтижесiнде озонды күштi ыдыратушы хлор мен хлорлық қосындылар пайда болады.Озонның маңызы өте зор. Озон төменгі қабаттарында найзағайлық әрекеттермен кейбір органикалық заттардың тотығуы нәтижесінде,ал жоғары қабаттарда толқын ұзындығы 0,01 мкр/м ультракүлгін радияцияның әсерімен пайда болады. Оттегі молекуласы 2 атомға бөлінеді. Сосын ол жеке атомдар басқа оттегі молекулаларына қосылып 3 атомды озон молекулаларын құрайды. Озон толқын ұзындығы 0,15-0,29 микро аралығындағы ультракүлгін радияцияны жұтып оттегіменбос атомға бөлшектенеді.Озон негізінен 15-70 км биіктік аралығында шоғырланған.Максимальді мөлшері поляр аауданында 15-20 км биіктікте, қоңыржай белдеуде 20-25км аралығында байқалады. Атмосферада горизонтальды бағытта озон мөлшері ендік бойынша өседі. Көмірқышқыл газы. Қазбалы органикалықжанармайларды жағу нәтижесінде атмосферада СО2 мөлшері ұдайы өседі. Әсіресе үлкен өндіріс орталықтары мен ірі қалаларда оның пайыздық құрамы 0,1-0,2% дейін жетеді. Соңғы 70-80 жылдың ішінде 12-15% дейін өскен. СО2 атмосфераға табиғи түрде негізінен вулкандық әрекеттер, органикалық заттардың шіруі мен ыдырауы арқасында, өсімдіктер мен жануарлардың демалуы нәтижесінде және ормандардың өртену арқасында келеді.СО2 ның бір ерекшелігі,ол ұзын толқынды сәулелі энергияны жұтады және шашады.



 

2.Атмосфераның жоғарғы қабатының ауа құрамы.Дальтон заңына сәйкес газдың диффузиялық бөлінуі теориясы бойынша атм. құрамына кіретін әр бір газ кеңістікте өзі жеке таралуы керек. Осыған байланысты жердің тарту күші құрамы ауыр газдардың құрамы биіктеген сайын жеңіл газдарға қарағанда жылдам азаю нәтижесінде атм 100км биіктікте тек су тегі мен гелийден ал одон жоғары тек су тегіден тұрады. Ракеталық зерттеу бойынша төменгі 100кматм қабатында ауа вертикальді жақсы алмасып тұратындықтан тығыздығы мен салмағы бойынша қабаттарға бөлінбейді. Атммосфераның бұл 100км төменгі қабаты гомосфера д.а. Ал 100км биік жоғары тығыздықтарына байланысты қабаттарға бөліне бастайды. Оттегінің нитральді 2 атомды молекуласы ультракүлгін радиация әсерінен зарядталған атомдарға бөлшектеледі.200км биіктіктегі молекуласы оттегі мөлшері атомдық оттегіден аз болады. 100-200км биіктікте негізгі газ болып азот N2 есептеледі. Гравитациялық қабатқа тек аргон мен гелий бөлінеді. Аргон 200км биіктікке дейін таралады. 35-60км аралығында ж.е 250,км биіктікте натрий табылған. 100-200 км шамасында кальций мен магний иондары анықталған. 1000км жғары атм. сутегі ме гелийден тұрады ж.е де сутегінің атом түрі басым болады. 1500км жоғарыда атм. күннің белсенділігі минемальді жылдары сутегі, ал максимальді жылдары гелий басым болады.Осылайша атм. 100км жоғарғы сыртқы бөлігін , ондағы ауа құрамы биіктігін уақыт бойынша өзгертіп тұратындықтан гетеросфера д.а.



Атмосфераның сыртқы шекарасы арқылы кеңістікке ұшып кетіп жатқан сутегі жердің айналу (геокорона) яғни жер тәжін құрайды. Бұл геокорона тығыздағы жерден алшақтаған сайын азайып 300км планитарлық кеңістікке айналып кетеді. Соңғы жылдары автоматтанған планетарлық станциялар негізінде 20000км биіктікте атм. газдарының іздері бар екені анықталған.

Атмосферада болып жатқан барлық процестер энергияны негізінен күннен алады. Күн әлем кеңіст ігінде үздіксіз орасан мол сәулелі энергия шашады оның 2 миллиардтан бір бөлігі ғана жердің үлесіне тиеді. Оның мөлшері шамамен 1,735*10 18 дәрежесі кВт /м кв. Бұл энергия қуатымен салыстырғанда басқа сыртқы энергя көздерінің қуаты өте аз.

3.Атмосфералық ауаның қабаттарға бөлінуі

Атмосфералық ауа – газдардың механикалық қоспасы. Атмосфералық ауаның құрамы. Атмосфералық ауаның құрамдас өзгермелі бөлігі (су буы, көмірқышқыл газы, озон).Атмосфера – әлемдiк кеңiстiкте Жермен бiрге айналып қозғалыста болатын Жердiң газдық қабығы. Атмосферада барлық метеорологиялық өлшемдердiң кеңiстiктiк өзгерiсi байқалады. Атмосфераны, белгiлi бiр қасиеттерiнiң вертикальдi бағытта өзгеруiне байланысты, қабаттарға бөледi. Атмосфера қабаттарға әсiресе ауа температурасының биiктiк бойынша таралуымен айқын бөлiнедi. Бұл термикалық қасиетiне байланысты атмосфера бес негiзгi сфералық қабаттарға бөлiнедi: тропосфера (орташа биiктiгi 12 км-ге дейiн), стратосфера (орташа алғанда 12–55 км аралығы), мезосфера (55–90 км аралығы), термосфера: ионосфера (90–800 км аралығы) және экзосфера (800 км-ден жоғары). Ол негiзгi қабаттардың арасында төменгi қабаттың атымен аталатын жiңiшке (1–2 км) өтпелi қабатшалар - тропопауза, стратопауза, мезопауза және термопауза болады.

Атмосфераның құрылысы.

1 – тропосферадағы шарбы және будақ бұлттар; 2 – маржан бұлттар;

3 – күмiс бұлттар; 4 – поляр шұғыласы.

Тропосфера. Атмосфераның ең астыңғы, орташа температурасы биiктiк бойынша төмендейтiн қабатын тропосфера дейдi. Оның жоғарғы шекарасының биiктiгi ендiк пен жыл маусымы бойынша және де атмосфера айналымы бойынша өзгермелi келедi. Тропосфераның биiктiгi экватор маңында 16–18 км, қоңыржай белдеулерде 10–12 км, полюстарда 8–9 км құрайды.. Осы қабатта су буының негiзгi бөлiгi орналасады, бұлттар құрылады, жауын-шашын жауады, әртүрлi метеорологиялық құбылыстар байқалады. Тропосферада әр 100 метр биiктiк сайын температура орташа алғанда 0,650С-ға төмендейдi. Орташа жылдық температура жер бетiнен тропосфераның жоғарғы шекарасына дейiн экватор маңында плюс 260С-дан минус 750С-ға дейiн, қоңыржай белдеулерде плюс 30С-дан минус 550С-ға дейiн, Солтүстiк полюста минус 230С-дан қыста минус 600С-ға, жазда минус 480С-ға дейiн төмендейдi. Тропосфераның жоғарғы шекарасында ауа қысымы жер бетiндегiден 3–10 есе төмен болады.

Стратосфера. Тропопаузадан жоғары 50–55 км-ге дейiн, температурасының биiктiк бойынша өсуiмен сипатталатын стратосфера қабаты ажыратылады. Температураның биiктiк бойынша өсуi 35 км биiктiкке дейiн өте жәймен, ал одан жоғары стратопаузаға дейiн жылдам жүредi. Стратосфераның жоғарғы шекарасында Жер бетiндегi сияқты ауа жылы, орташа алғанда температурасы 270 К (минус 3 0С) тең болады және озон қабатының өзгерiп тұруына байланысты жыл маусымы мен ендiк бойынша температурасы да өзгерiп тұрады. Стратосферада температураның өсуi ондағы озонның күн радиациясын жұтып қоршаған ортаны жылытуымен түсiндiрiледi. Сондықтан оны озоносфера деп атауға да болады. Стратосферада су буы жоқтың қасы. Бiрақ, жоғарғы ендiктерде 22–24 км биiктiкте кейде өте жiңiшке маржан бұлттар байқалады.

Мезосфера. Стратосфераның үстiнде, стратопаузадан шамамен 82–85 км биiктiкке дейiн мезосфера қабаты орналасады. Ол қабатта температура қайтадан биiктiк бойынша төмендейдi де жоғарғы шекарасында минус 1000С-ға дейiн жетедi. Мезосферада температураның биiктiк бойынша тез төмендеуi нәтижесiнде турбуленттiлiк қатты дамиды, ауа қарқынды араласып тұрады. Желдiң жылдамдығы 150 м/с дейiн барады. Мезосфераның жоғарғы жағында (82 км) мұз кристалдарынан тұратын күмiс бұлттар байқалады. Оларды түнде ғана байқауға болады. Мезосфераның үстiндегi мезопауза өтпелi қабатында ауа қысымы жер бетiндегiден шамамен 1000 есе төмен болады. Осылайша тропосфера, стратосфера және мезосфера қабаттарында бүкiл атмосфера салмағының 99,5 % орналасады.

Термосфера. Атмосфераның мезосферадан жоғары бөлiгiн термосфера деп атайды. Термосферада температура биiктiк бойынша жылдам өседi, жерден 150 км қашықтықта температура 240 К, 200 км қашықтықта – 500 К-нен жоғары болады, ал термосфераның жоғарғы шекарасында 1000 К-нен асады. Температураның биiктiк бойынша өсуi атомдық оттегi мен азоттың ультракүлгiн радиацияны жұтуымен түсiндiрiледi.

Термосферада 100 км-ден жоғары ауа құрамы өзгере бастайды: атомдық оттегi пайда болады, аргон мен көмiртегi диоксидi болмайды, ауа өте күштi иондалып электрөткiзгiштiгi жоғарылайды. Сондықтан да термосфераның мезопаузадан 800–1000 км биiктiкке дейiнгi бұл бөлiгiн ионосфера деп атайды.

Экзосфера. Атмосфераның сыртқы 800-1000 км-ден жоғары жер тәжiне дейiнгi қабатын экзосфера деп атайды. Бұл қабат ауасының өте сиректiгiмен (тығыздығы өте төмен) ерекшеленедi. Жылдамдығы өте жоғары газ бөлшектерi бiр-бiрiмен соқтығыспай жердi эллипстiк орбитамен айналып ұшып шыға алады, кейбiр жеке бөлшектердiң жылдамдығы екiншi космостық жылдамдыққа жетiп (11 000 м/с) әлемдiк кеңiстiкке ұшып кетедi. Сондықтан да экзосфераны газдардың ұшып кету қабаты деп те атайды. Температура 800 км биiктiкте күндiз 2000 0С, түнде 1000 0С шамасында болады.

Бұрын, экзосфера және сонымен бiрге жер атмосферасы 3000 км биiктiкте бiтедi деп есептелiнген. Соңғы кездерi спутниктiк бақылаулар бойынша, экзосферадан ұшып шыққан сутегiнiң Жердiң айналасында 20 000 км-ге дейiн созылып жер тәжiн құрайтыны анықталды. Мұндағы зарядталған бөлшектерге Жердiң магниттiк өрiсi әсер ететiндiктен оны магнитосфера деп те атайды.

4. Атмосфера қысымы.Атмосфера статистикасының негізгі теңдеуі

Кез-келген газдың өзiн қоршап тұрған қабырғаға қысым түсiретiнi белгiлi. Атмосфера газдар қоспасынан тұратындықтан оның кез-келген нүктесiнде белгiлi мөлшерде ауа қысымы болады. Ал бүкiл атмосфера қабаты жер бетiне және ондағы заттарға өзiнiң салмағымен қысым түсiредi. Сонымен атмосфера қысымы деп жер бетiнен атмосфераның жоғарғы шекарасына дейiнгi бiрлiк (1см2) ауданды ауа бағанының жерге салмағымен түсiретiн қысымын айтады, яғни атмосфераның бiрлiк беткейге түсiретiн қысым күшi. Жер бетiнен биiктеген сайын ауа қысымы да азаяды. Кез келген ғимараттың iшi мен сыртында бiр деңгейде ауа қысымы бiрдей болады. Себебi ғимарат пен даланың арасында әрқашанда ауа қатынасы болып тұрады.

Қысымның өлшем бірліктері: гПа, мбар,мм.сн.бағ;

1 гПа= 1 мбар= 0.75 мм.сн.бағ;

1 мм.сн.бағ= 1.33 гПа= 1.33 мбар.

СИ жүйесiнде қысым паскальмен (Па) өлшенедi. Бiр паскаль – 1м2 ауданға түсетiн 1 ньютон күш қысымына тең (1Па=1Н/м2). Метеорологияда бұрын ауа қысымының өлшем бiрлiгi ретiнде миллиметр сынап бағаны (мм. сн. бағ.), кейiнiрек миллибар (мбар) қолданылған, ал қазiргi кезде гектопаскаль (гПа) қолданылады.

Теңіз деңгейінде стандартты атмосфера қысымы температура 0 - та 1013,25 гПа (760 мм.сн.бағ ) болады. Метеорологиялық есептеулерде теңіз деңгейіндегі стандартты қысым 1000 гПа деп алынады.

Ал атмосфера қысымын өлшеу үшін метеорологияда негізгі төрт түрлі құралды қолданады:

1. Гидростатика заңдары негізінде жұмыс істейтін сұйықтық барометрлер.

2. Қатты денелердің серпімділік қасиетін қолданып жасалған барграфтар мен анероидтар.

3. Газдардың серпімділік күші қолданылатын газды барометрлер.

4. Сұйық заттардың қайнау температурасының сыртқы ауа қысымына бағыныштылығы қолданылатын құрал гипсотермометр.

Статиканың негізгі теңдеуі. Атмосфера жер бетімен салыстырғанда тыныштықта тұр делік, яғни ол горизонтальді және вертикальді бағытта қозғалмай тұр. Атмосфераның бұндай күйін статикалық күй деп атайды. Бұндай тыныштықта тұрған ауада қысымның биіктік бойынша қандай заңмен өзгеретінін қарастырайық.

Еогер табан ауданы , биіктігі dz жіңішке ауа бағанын(Q) алсақ, оның төменгі деңгейіне түсетін қысым pболғанда, оның жоғары деңгейіне түсетін қысым p+dp болады. Ол ауа бағаны қозғалмай тыныштықта тұрғандықтан оның екі бүйіріне түсетін қысымдар бір-бірін теңейді. Сондықтан алынған ауа бағанының қысымы төменгі және жоғарғы деңгейлер қысымдарының айырмашылығына тең болады(dp).

Берілген ауа бағанының төмен бағытталған ауырлық күші бар. Ал ауа бағанының салмағы, оның тығыздығын табан ауданы мен биіктігіне көбейткенге тең болады F=g r ρ dz.

Берілген ауа бағаны вертикальді бағытта да қозғалмай тыныштықта тұрғандықтан, салмағы болса да ол бір деңгейде қалқып тұрады. Яғни, жоғары бағытталған қысым(p+ dp) мен ауырлық күшін (F) теңеп тұр:

p= F+ (p+ dp) → p- F-p-dp=0 → -F-dp=0

Енді ауырлық күшін ашып жазсақ(мәндерін қойсақ)

Статиканың негізгі теңдеуі шығады:

-g ρ dz – dp =0 немесе -dp=g ρ dz

Мұнда: g- еркін түсу үдеуі (м/сек )

ρ - Ауаның тығыздығы (г/см )

dz- биіктік(м)

 

 

5.Күннің құрылысын ашып беріңіз

Күн – жұлдыз – радиусы 695 300 км газды шар. Ол жерден шамамен 109 есе үлкен. Жер бетiнен қарағанда Күн дискiсiнiң бұрыштық диаметрi 32 құрайды. Жер мен Күннiң орташа ара-қашықтығы 1,5108 км. Күннiң салмағы шамамен 1,991030 кг, яғни Жерден 332 448 есе ауыр. Күннiң ортасында температура 10 000 000 К-нан жоғары, ал бетiнде 6000 К шамасында. Күн сутегi – 64 % мен гелийден – 32 % тұрады (салмақ бойынша), ал басқа элементтер атомдары (C, N, O, Ne, Na, Mg, Al, Si, S, Ar, Ca, Fe, Ni) – 4 % құрайды.

Күн құрылысы бойынша бiрнеше қабаттарға бөлiнедi: ядро, конвективтi аймақ, фотосфера, хромосфера және күн тәжi. Фотосфера, хромосфера және күн тәжi қабаттарын Күн атмосферасы деп атайды. Әр қабаттың физикалық қасиетi Күннiң iшiнде пайда болып сыртқа бағытталатын энергия ағынының сипатына байланысты болады. Ядродан сыртына қарай температура, қысым, тығыздық және фотондардың орташа энергиясы жылдам азаяды. Күннiң ядросынан шашырайтын жоғарыэнергиялы гамма-сәулелер түрiндегi энергия жоғарғы қабаттарда бiрнеше мәрте жұтылып сосын қайта шашыраудың арқасында, алдымен рентгендiк сәулеге, сосын ультракүлгiн сәулеге және соңында көрiнетiн сәулеге айналады.

 

 

  6.куннен келетин радиация (корпускулярлык,электромагниттик)турлери,кун турактысы. Кун-радиусы 659300 км газды шар (жерден 109 есе улкен),негизинен сутеги 64%мен геллиден 32% жане баска да элементтерден турады4%.кун бетинин температурасы 60000К Кун алем кенистигине еки турли электромагниттик толкынды (саулели) жане корпускулярлык радиация –кун бетинен келетин электирли зарядталган болшектер агыны,негизигнен электрондар мен протондардан турады. Олардын жылдамдыгы 100-1000 км/c жане атмосферанын 90 км дентерен болигине ене алмайды. Ал электромагниттикрадиация 300 00 км/c жылдамдыкпен тарайды жане жердин батине жетеди.радиациялык агын деп бирлик беткейге бирлик уакыт аралыгындакелетин энергия молшерин айтады. Онын СИ системасында олшем бирлиги-ВТ/м2.Актинометрияда ис жузинде кун радиациясынын ошем бирлиги кВТ/м2 Электромагниттік радиация бірнеше спектірлік облыстарга болінеді: Гамма сауле (λ>10-5 микром) Рентгендик сауле (λ<10-5<10-2) Ультракулгин сале (0,01 >λ<0,39) Коринетин жарыктык сауле (0,39 <λ<0,76микром) Инфракызыл сауле (0,76 <λ<3000микром) Радиотолкынды сауле (λ>0,13см) Жер мен куннин орташа кашыктыгы кезинде, атмосферанын жогаргы шекарасында келетин кун радиациясы агынынын тыгыздыгын кун турактысы(S0) деп атайды.халыкаралык келсим бойынша онын молшери S0=1,37 кВТ/м2 тен. Кун радиациясы атмосфера кабатынан откенде жутылып жане шашырап алсирейди. Радиациянын алсиреуи негизинен атмосферадагы шашырататын жане жутатын болшектер санына пропорционал болады. Жер бетине жететин кун радиациясынын молшери (Sm) атмосферанын молдирлигине багынышты болады(Буге формуласы): Sm=S0Pm Тике радиация агыны деп жер бетине кун дискисинен келетин жане радиусы 50 аймагынан параллель саулелер туринде келетин саулели энергияеы айтады. Кун саулесине перпиндикуляр беткейге келетин куннин тике радиациясын S арпимен,ал горизонталь беткейге келетин тике радиацияны S' арпимен белгилейди жане олар озара былайша байланыста болады: S'=Ssinh0 Мундагы h0 кун бииктиги, ягни куннин тике саулеси мен горизонталь беткейдин арасындагы бурыш. Шашыранды радиация(D) деп жер бетине радиусы 50 кун аймагынан баска барлык аспан алеминен келетин радиацияны айтады,ягни атмосферадагы барлык газдар молекулалары ме су тамшылары,муз кристалдары жане катты болшектер аркасында жан жакка шашыраган радиация. Ал тике радиация мен шашыранды радиациянын косындысын жиынтык радиация( Q)деп атайды: Q=S'+D Тоселме бетке келип тускен жиынтык радиациянынбир болиги жутылады да бирболиги кери шагылып кетеди. Тоселме беттен шагылып кеткен кыска толкынды кун радиациясын шагылган радиация (Rқ)деп атайды. Тоселме беткейдин кыска толкынды радиацияны жуту коэффициенти ретинде мани алынады.ол коэффициент тоселме беткейге келип тускен радиациянын канша болигинин жутылгандыгын корсетеди.Жутылган радиация(Вж) былайша табылады: Вж=S'+D-Rқ=(Ssinh+D)*(1-Aқ) Атмосферага келетин кун радиациясынын 99% энергиясы спектирдин 0.10-4.0 мкм толкын узындыгы аралыгында орналаскандыктан жане максимальди энергиясы 0.47мкм толкын узындыгына сайкес келетиндиктен,оны кыска толкынды радиация деп атайды Кун радиациясынан жутып кызганнан кейн жер бети ози узын толкынды радиация шашады(инфрокызыл жылулык энергия)жер шарында тоселме беткейдин орташа жылдык температурасы 150Сболганда ,онын шашатын саулеси 4-120 мкм аралыгында жане максимальди энергиясы 10 мкм толкын узындыгында жатады. Сондыктан да жер бетинин жане атмосферанын шашатын саулелери узынтолкынды радиацияга жатады. 7.Күннің тіке,шашыранды,жиынтық радиацияларын ашып жазыңыз Жердiң бетiне Күн дискiсiнен және 5 градус күн аймағында параллель сәулелер түрiнде келетiн сәулелi энергияны тiке радиация дейдi. Атмосфераның жоғарғы шекарасына күн радиациясы тек тiке радиация түрiнде келедi. Жерге келетiн тiке радиацияның шамамен 30 % керi космостық кеңiстiкке шағылып кетедi де, қалған 70 % атмосфераға енедi. Күн сәулесiне перпендикуляр беткейге келетiн күннiң тiке радиациясын S әрiпiмен, ал горизонталь төселме беткейге келетiн тiке радияцияны S¢ әрiпiмен белгiлейдi және олар өзара былайша байланыста болады S¢ = S sinh0 мұнда h0 - күннiң бұрыштық биiктiгi. Тiке радияцияның күн сәулесiне перпендикуляр бiрлiк беткейге келетiн мөлшерi, бiрлiк горизонталь беткейге келетiн мөлшерiнен жоғары болатыны белгiлi (S ³ S¢). Күннің тіке радиация мөлшері әр түрлі факторларға бағынышты болады: Беткей экспозиция- әр түрлі экспозициялы беткейлерге келетін тіке радиация мөлшері әр түрлі болады. Және ол беткейге сәуленің түсу бұрышына яғни беткейдің нормалымен күн сәулесінің арасындағы бұрышқа байланысты болады. Күн биіктігі- күннің биіктігі өскен сайын тіке радиация мөлшері де өседі. Жоғары ендіктерге қарай тіке радиация мөлшері азаяды. Себебі,талтүстік биіктігі азаяды. Атмос мөлдірлігіне байланысты- атмос әр түрлі су буы мен қоспалар азайған сайын тіке радиация өседі. Жоғары ендікке қарағанда төменгі ендіктерде су буы мен қоспалар көп болады. Теңіз деңгейінен биіктеген сайын тіке рад өседі,себебі атмос қалыңдығы азаяды. Жер бетінен биіктеген сайын тіке рад жылдам өседі. Себебі,шаң тозаңдар негізінен төменгі қабаттарда шоғырланады. Ракеталық бақылаулар бойынша тіке рад ағыны 1. 37кв\м2 ,мөлшері 50-60 км биіктікке жетеді. Бұлттылық-тіке рад мөлшерін азайтады,әсіресе төмен қабат бұлттары өткізбейді. Тiке радиацияның тәулiктiк және жылдық жүрiсi Егер де атмосфераның мөлдiрлiгi күндiз өзгермейтiн болса, тiке радиацияның тәулiктiк өзгерiсi тал түстiң екi жағында симметриялы болар едi. Радиация Күн шыққаннан тал түске дейiн өседi, сосын күн батқанға дейiн кемидi. Табиғи жағдайда атмосфераның мөлдiрлiгi күндiз өте өзгермелi келетiндiктен тiке радиацияның жүрiс сызығы симметриялы болмайды. Түстен кейiнгi мезгiлде жер бетiнiң әртүрлi қызуы арқасында жоғары бағытталған ауа қозғалысы күшейiп, ауаға су буы мен шаң-тозаңдар көтерiледi. Сондықтан да тiке радиацияның мөлшерi түстен кейiн қатты әлсiрейдi. Нәтижесiнде тiке радиацияның максимальдi мәнi сағат 10-11 шамасында байқалады. Тiке радиацияның тәулiктiк жүрiсi жыл бойы біркелкі болмайды, себебi күндiздiң ұзақтығы мен күн биiктiгi өзгерiп тұрады.Тiке радиацияның тәулiктiк жүрiсi ендiкке де бағынышты. Төменгi ендiктерде оның максимумы тал түске жақын мерзімде байқалады. Себебi,полюстарға қарай күн биiктiгiнiң күндiзгi өзгерiсi азая түседi. Сондықтан да полюстарда тiке радиацияның тәулiктiк тербелiсi өте әлсiз болады.Тiке радиацияның жылдық жүрiсi оның орташа айлық талтүстiк мәнiнiң өзгеруiмен сипатталады. Тiке радиацияның жылдық жүрiсi полюста айрықша байқалады. Полюста тiке радиация қыста болмайды, ал жазғы күн тоқырауы кезiнде 0,91 кВт/м2 жетедi. Экваторда керiсiнше, тiке радиацияның жылдық амплитудасы өте кiшi болады және де екi максимумы (0,92 кВт/м2 - көктемгi және күзгi күн мен түннiң теңесетiн кезiнде), екi минимумы (0,56 кВт/м2 - жазғы және қысқы күн тоқырауында) байқалады. Орта ендiктерде тiке радиацияның максимумы жазғы күн тоқырауында емес мамыр айында байқалады, ал минимумы қысқы күн тоқырауында байқалады. Себебi жазда су буы мен шаң-тозаңның мөлшерiнiң өсуi арқасында атмосфераның мөлдiрлiгi төмендейдi. Шашыранды радиация ( D) деп, жер бетіне радиусы 50 аймағынан басқа барлық аспан әлемінен келетін радиацияны айтады, яғни атмосферадағы барлық газдар молекулаларымен су тамшылары,.мұз кристалдары және ұатты бөлшектер арқасында жан-жаққа шашыраған радиация. Шашыранды радиацияның мөлшері келесі факторларға бағынышты болады: Күн биіктігі неғұрлым биік болса, ш.р ағыныда соғұрлым жоғары. Себебі күннен келетін радиация қарқындылығы өседі. Атмосфера неғұрлым бұлынғыр болса, ш.р ағыныда соғұрлым жоғары болады, себебі шашыратушы бөлшектердің саны көбейеді. Ақшыл жіңішке бұлттар ш.р, мөлшерін арттырады. Себебі мұндай бұлттар жақсы шашыратушы орта болып табыды. Ш.р мөлшері төселме беткейдің сипатына, әсіресе оның шағылдыру мүмкіндігінеде бағынышты болады. Теңіз деңгейінен биіктеген сайын ашық аспан кезінде ш.р мөлшері азаяды. Себебі атмосфера қалыідығыда азаяды Жиынтық радиация (Q) деп горизонталь беткейге келетiн тiке радиация мен шашыранды радиацияның қосындысын айтады: Q = S¢ + D немесе Q = S sinh + D Жиынтық рад/ның құрамы, яғни тіке ж/е шашыранды рад/дың үлестері күннің биіктігіне, атмосфераның мөлдірлігіне, бұлттылыққа б/ты өзгермелі келеді. Күн шыққанға дейін жиынтық рад/я түгелдей шашыранды рад/дан тұрады, ал күннің төменгі биіктіктерінде шашыранды рад/ның үлесі басым б/ды. Атмосфера неғұрлым мөлдір б/са, шашыранды рад/ның үлесі соғұрлым аз б/ды. Бұлттылықтың мөлшеріне, ьиіктігіне, пішініне б/ты шашыранды рад/ның үлесі әр түрлі б/дыү. Егер күн көзі қалың бұлтпен жабылып тұрса жиынтық рад/я тек шашыранды рад/дан тұрады. Бірақ, өте жіңішке бұлттіліқ кезіндеж/е күн көзі ашық б/са шашыранды рад/ның мөлшерінің өсуіне б/ты жиынтық рад/яның мөлшері де бұлтсыз аспан кезіндегіден көбірек болуы мүмкін. Жиынтық рад/я ендікке де бағынышты, жиынтық рад/я ағыны экватордан полюстерге қарай азаяды ж/е максимальді мөлшері субтропиктік ендікте байқалады.   8.Күн радиациясының жер бетінен шағылуына,Альбедоға,жұтылған радиацияға түсініктеме беріңіз Төселме бетке келiп түскен жиынтық радиацияның бiр бөлiгi жұтылады да бiр бөлiгi керi шағылып кетедi. Күн радиациясының шағылып кеткен бөлiгiнiң (Rк) келген жиынтық радиацияға (Q) қатынасын беткейдiң шағылдыру мүмкiндiгi немесе Альбедо (А) деп атайды: . Альбедо сан мәнмен (0 – 1) немесе пайызбен (0 – 100 %) есептеледi. Беткейдiң альбедосын және жиынтық радиацияны бiле отырып 4.7 теңдеуi бойынша төселме беттен шағылып кеткен қысқа толқынды күн радиациясын – шағылған радиация (Rк) мөлшерiн анықтауға болады: Rк = (S sinh0 + D) * A . Төселме беткейдiң қысқа толқынды радиацияны жұту коэффициентi ретiнде (1–А) мәнi алынады. Ол коэффициент төселме беткейге келiп түскен радиацияның қанша бөлiгiнiң жұтылғанын көрсетедi. Беткейдiң альбедосы мен жиынтық радиацияны бiле отырып, оның жұтатын қысқатолқынды радиациясын – жұтылған радиация (Вж) мөлшерiн анықтауға болады: Вж = S¢ + D – Rк = (S sinh0 + D)*(1 – A) . . Жұтылған радиация төселме бетке келіп түскен жиынтық радиацияның бір бөлігі жұтылады да,бір бөлігі кері шағылып кетеді. Төселме беттен шағылып кеткен қысқа толқынды күн радиациясын шағылған радиация (Rқ) деп атайды: Rқ=(Ssinh+D)*Ақ Q мен Rқ мөлшерін біле отырып, төселме беттің шағылдыру мүмкіндігі Альбедоны есептеп табуға болады. Ол шағылғын радиацияны жиынтық радиацияға қатынасына тең. Ақ=Rқ/Q*100% Альбодоны көбіне пайызбен есептейтіндіктен 100%ке көбейтіледі. Мысалы: бұлт альбедасы 80% (0,8) қара топырақтікі 8% (0,08).төселме беттің альбедосы оның түсіне , ылғалдылығына және бүдірлігіне бағынышты болады. Сонымен қатар күн сәулесінің түсу бұрышына байланысты өте өзгермелі келеді. Неғұрлым күн еңіс болса, соғұрлым альбедо жоғары болады. Төселме беткейдің қысқа толқынды радиацияның жұту коэффиценті ретінде (1-Aқ) мәні алынады.ол коэффицент төселме беткейге келіп түскен радиацияның қанша бөлігінің жұтылғанын көрсетеді. Жұтылған радиация (Вж) былайша табылады. Вж=S`+D-R-Rқ=(S sinh0+D)*(1-Aқ) 9.Жер беті мен атмосфераның сәуле шашуын түсіндіріп беріңіз Жер бетіне келетін күн радиацияларының біршамасы кері қарай – атмосфераға (30 %) жəне қалған (70 %) бөлігі жер бетіне қарай бағытталады. Осы жер бетінен жоғары қарай бағытталған күн сəулелерін Жер бетінің өзіндік сəулеленуі (Еж) деп, ал ал жер бетіне қарай бағытталған күн сəулелерін Қарсы сəулешашу (Еа) деп атаймыз. Еж мен Еа арасындағы айырманы нəтижелі сəулешашу (Ен) деп атаймыз. Ен = Еж - Еа Нəтижелі сəулешашу яғни, бұл – жер бетінің түнде суығандағы таза жоғалтқан жылулық энергиясы болып табылады. Жер бетінің өзіндік сəулешашуы табиғи денелер үшін Стефан – Больцман заңы бойынша анықталады, жəне дененің толық сəулешашуы оның абсолютті температурасының 4 – ші дəрежесіне тура пропорционал болады: Еж = σ δ Т4 Мұндағы: σ = 5,67* 10(-11) Квт/(м2 К4) – Стефан – Больцман тұрақтысы; ж - төселме беттің абсолютті температурасы; δ – төселме беттің салыстырмалы сəуле шашу мүмкіндігі (абсолютті қара денемен салыстырғандағы). Күннен келетін тура, шашыранды жəне жиынтық радиациялардың мөлшеріне əсер ететін негізгі факторларға: күннің түсу бұрышы, теңіз деңгейімен салыстырғандағы биіктік, бұлттылық, атмосфераның бұлыңғырлығы жəне т. б. жатады. Күн радиациясының жер бетіне жұтылуы жəне жер бетінен шағылуы (Альбедо) Төселме беттен кері қарай шағылып кеткен қысқа толқынды күн радиациясын шағылған радиация (Rқ) деп атаймыз. Осы шағылған радиацияның келген жиынтық радиацияға қатынасын беткейдің шағылдыру мүмкіндігі немесе Альбедо (А) дейміз: А = Rқ / Q *100 % Жер бетінің альбедосы оның түсіне, ылғалдылығына, бүдірлігіне жəне күн сəулесінің түсу бұрышына да байланысты болады. Табиғатта радиацияны ең көп шағылыстыратын жер беті – қар мен мұз беттері. Төселме беткейдің қысқа толқынды радиацияны жұту коэффициенті ретінде (1 –Ақ) мəні алынады. Ол коэффициент төселме бетке келіп түскен радиацияның қанша бөлігінің жұтылғанын көрсетеді жəне келесі формула бойынша анықталады: Вж = S' + D - Rқ = (S sin h0 + D) (1 – Aқ) Қарсы сəуле шашудың жер бетінен шағылып кеткен бөлігін ұзынтолқынды шағылған радиация (Rұ) дейді жəне ол былайша анықталады: Rұ = (1 – δ) Еа ≈ 0,05 Еа. 10.Нәтижелі сәулешашуды түсіндіріп беріңіз .натижели сауле шашу. Жер бетинин сауле шашуы мен атмосферанын карсы сауле шашуынын айырмашылыгын, ягни жер бетинин саулели энергия туринде накты жогалтатын жылуыннатижели сауле шашу деп атаймыз(Ен) Енж-δЕа Жер бетинин температурасы оссе натижели сауле шашу да оседи, ал ауанын температурасы мен ылгалдылыгы оссе натижели сауле шашу кемиди. Атмосфераның мөлдірлілігі азайса, бұлыңғырланса нәтижелі сәуле шашу кемиді Бұлттылық неғұрлым көп болса соғұрлым нәтижжелі сәуле шашуда аз,себебі бұлттағы сәуле шашу мүмкіндігі өте жоғары болады   11. Жер-атмосфера жүйесінің радиациялық балансын айтып беріңіз Бірлік беткейге келетін ж/е кететін барлық энергия ағымдарының алгебралық қосындыларын радиациялық баланс д.а. Төселме беткейдiң радиациялық балансы (В) оған келетiн (S¢, D, Ea) және кететiн (Rқ, Еж, Rұ) радиациялардың айырмашылығына тең болады. 1.В = (S¢+ D + Ea) – (Rқ + Еж + Rұ) күндіз 2. В = Вұ= Ea - Еж + Rұ түнде Егер келетін рад/р оң таңбамен, кететін рад/ды теріс таңбамен алсақ ұзын толқынды рад/р балансы былай есептеледі: Вұ=Еа – Еж – Rұ= - Ен Қысқа толқынды рад/р балансы былай есептеледі: Вқ=S/+D–Rқ=Вж; яғни, жұтылған рад/ны сипаттайтындықтан оны былай да жазуға болады: Вқ=(S*sinh+D)(1-Aқ) сонда төселме беткейдің толық рад/қ балансы жұтылған қысқатолқынды рад/я мен нәтижелі сәуле шашудың айырмашылығына тең болады. В=(S*sinh+D)(1-A)-Eн. Төселме бектейдің рад/қ балансын балансомермен өлшейді. Ал, ұзын толқынды рад/қ баланс мынаған тең: Вұ=В+Rқ-Q Төселме беткейдің рад/лық балансы климат құраушы факторлардың негізгілерінің бірі болып саналады. Себебі оған топырақ пен су қоймаларының ж/е төменгі атмосфера қабатының жылу режимі бағынышты. Ал рад/лық баланс ж/е оны құраушы элементтер күннің биіктігіне, күн шұғыласының ұзақтығына, бұлттылыққа, ауадағы су буының мөлшері мен атм/ның бұлыңғырлығы сияқты көп факторларға бағынышты болады. Рад/лық баланс тәулік бойында ж/е жыл бойында өзгеріп отырады. Рад/лық лездік баланс күндіз оң таңбалы, түнде теріс таңбалы б/ды. Күн батқанға шамамен бір сағат қалғанда сәулелі энергияның кететін бөлігі келетін бөлігінен арта бастайдыда рад/лық баланс теріс таңбаға көшеді. Күн шыққаннан соң шамамен бір сағаттан кейін ол қайтадан оң таңбалы б/ды. Бұлтсыз жағдайда рад/лық баланстың тәуліктік жүрісі күндіз тіке рад/ның жүрісіне паралель б/ды, ал түнде онша өзгере қоймайды. Бұлттылықтың әсерінен оның тәуліктік жүрісі күрделі болуы мүмкін. Жыл бойы қар мен мұз жамылғысы кғетпейтін жерлерде басқа барлық құрлықтар мен мұхиттарда рад/лық баланстың жылдық жинағы оң таңбалы б/ды. Жер-атмосфера жүйесiнiң радиациялық балансы (Вж-а) деп, төселме беттен атмосфераның жоғарғы шекарасына дейiнгi ауданы 1 см2 ауа бағанындағы сәулелi энергия балансын айтады. Вж-а = (S sinh + D) * (1-Aк) + q¢ – Е¥ Жер атмосфера жүйесінің атмосфералық балансы, 300с.е. – 300о.е. аралығында оң таңбалы, одан биік ендіктерде теріс таңбалы болады.   13. Топырақтың жылу режиміне өсімдік пен қар жамылғысының әсері. Топырақтың қатыпқалуы, мәңгі тоң қабаты. Жылудыңсу қоймаларында таралу ерекшеліктері Төселме беткейдiң жылу режимi, оның радиациялық балансымен анықталады. Радиациялық баланс оң таңбалы болса жылу топырақ бетiнен оның төменгi қабаттарына берiледi, ал терiс таңбалы болса керiсiнше жоғары бағытталады. Топырақ бетi негiзiнен күн радиациясын жұту арқылы қызады. Топырақ бетiнiң жұтатын энергия мөлшерi, оның түсiне, құрамына және құрылысына байланысты болады. Мысалы, қара топырақтың шағылдыру мүмкiндiгi ақшыл топыраққа қарағанда кiшi болғандықтан, ол күндiз тез қызады да түнде тез салқындайды. Топырақтың қызуы мен салқындауында маңызды рольдi төселме беттен судың булануы мен су буының конденсациясы атқарады. Су буланған кезде оған белгiлi мөлшерде жылу жұмсалып, төселме бет жылу жоғалтады. Ал конденсация процесiнде (бу суға айналғанда) ол жасырын жылу бөлiнiп, топырақты жылытуға жұмсалады. Сонымен қатар бiршама жылу топырақта әртүрлi химиялық және биологиялық процестерге (тұздардың еруi, өсiмдiктердiң тамыры арқылы минералдық заттарды сiңiруi, т.б.) жұмсалады. Топырақ бетi температурасының (орташа айлық мәнi бойынша) жылдық жүрiсi, негiзiнен радиациялық факторлармен Топырақ бетi температурасының тәулiк бойы тербелiсiн, оның тәулiктiк жүрiсi (жүру жолы) дейдi. Топырақ бетi температурасының төменгi мәнi (минимумы) күн шығар алдында радиациялық баланс терiс кезiнде, ал жоғарғы мәнi (максимумы) бұлтсыз күнi 13-14 сағатта, радиациялық баланстың максимальдi кезiнде байқалады. Температураның максимальдi және минимальдi мәндерiнiң айырмасын температураның тәулiктiк амплитудасы дейдi. Топырақ бетi температурасының тәулiктiк амплитудасы мына факторлармен анықталады: 1. Жыл мезгiлi. Тәулiктiк амплитуда жазда жоғары, қыста төмендеу. Қоңыржай белдеуде жазда 100-200С, қыста 50-100С; 2. Географиялық ендiк. Күннiң талтүстiк биiктiгiнің азаюына байланысты тәулiктiк амплитуда ендiк өскен сайын кемидi.; 3. Бұлттылық тәулiктiк амплитуданы төмендетедi. Бұлттылық күндiз күн радиациясының келуiн азайтады, түнде нәтижелi сәулешашуды азайтады. Бұлтсыз күнi бәрi керiсiнше жүредi; 4. Тәулiктiк амплитуда топырақтың жылусиымдылығы мен жылуөткiзгiштiгiне керi пропорционал. 5. Географиялық ендiк. Күннiң талтүстiк биiктiгiнің азаюына байланысты тәулiктiк амплитуда ендiк өскен сайын кемидi.; 6. Бұлттылық тәулiктiк амплитуданы төмендетедi. Бұлттылық күндiз күн радиациясының келуiн азайтады, түнде нәтижелi сәулешашуды азайтады. Бұлтсыз күнi бәрi керiсiнше жүредi; 7. Тәулiктiк амплитуда топырақтың жылусиымдылығы мен жылуөткiзгiштiгiне керi пропорционал.   Топырақтың түсi. Қара топырақ бетi температурасының тәулiктiк амплитудасы ақшыл топыраққа қарағанда жоғары болады, өйткені оның сәулежұту және сәулешашу мүмкiндiгi ақшыл топыраққа қарағанда анықталады. Солтүстiк жарты шарда топырақтың максимальдi температурасы шiлде-тамыз айларында, минимумы – қаңтар-ақпан айларында байқалады. 13.Топырақтың жылулық қасиеттерін, жылу сый, жылу өткізгіштік және температура өткізг.қасиеттерін жазып беріңіз Топырақ қызғаннан кейiн өзi инфрақызыл жылулық радиация шашады (жылу бөледi). Топырақтың қызуы немесе салқындауы оның жылусиымдылығы мен жылуөткiзгiштiгiне бағынышты. Жылусиымдылықтың сыбағалық және көлемдiк түрлерi ажыратылады. Сыбағалық жылусиымдылық (с) деп бiрлiк салмақты топырақты 1 0К-ге қыздыру үшiн керек жылу мөлшерiн айтады (Дж/(кг*К)). Көлемдiк жылусиымдылық (ск) деп бiрлiк көлемдi (1 м3) топырақты 1 0К-ге қыздыру үшiн керектi жылу мөлшерiн айтады (Дж/(м3*К)). Практикада метеорологиялық есептер шығарғанда негiзiнен көлемдiк жылусиымдылық қолданылады. Топырақтың әртүрлi минералдық құрылымдарының көлемдiк жылусиымдылығы 0,84 – 1,68 МДж/(м3*К) аралығында болады. Топырақтың көлемдiк жылусиымдылығы, оның ылғалдығы мен қуыстығына (бостығына) бағынышты: неғұрлым ылғалды болса соғұрлым жылусиымдылығы жоғары болады. Оның себебi ауаның көлемдiк жылусиымдылығы 0,00126 МДж/(м3*К) болғанда, судiкi – 4,19 МДж/(м3*К) болады. Сондықтан да әртүрлi топырақтардың жылусиымдылығы негiзiнен оның қуыстарында ауа немесе судың болуына байланысты болады. Құрғақ топырақтар ылғалды топыраққа қарағанда жылдам қызады және жылдам салқындайды.       14. Топырақ қабатында температураның таралуы.Топырақ бетiнiң температурасының тәулiктiк және жылдық тербелiсi топырақтың төменгi қабаттарына бiртiндеп таралады. Температурасы тәулiк бойы және жыл бойы тербелiсте болатын топырақтың (судың) үстiңгi қабатын – белсендi қабат дейдi. Топырақ қабатында температураның тереңдiк бойынша таралуы жыл маусымы мен тәулiк мерзiмiне бағынышты болады. Топырақ қабатында температураның вертикальдi таралуының екi түрi ажыратылады: инсоляция және сәулешашу түрi. Инсоляция түрiнде температура тереңдеген сайын азаяды, ал сәулешашу түрiнде – тереңдеген сайын өседi. Инсоляция түрi радиациялық баланс оң таңбалы кезiнде, сәулешашу түрi радиациялық баланс терiс таңбалы кезде орнығады. Фурье заңдары. Температуралық тербелiстiң топырақтың төменгi қабаттарына таралуы Фурье заңдарымен сипатталады. Бiрiншi заңы: Температураның тербелiс кезеңi тереңдiк бойынша өзгермейдi. Яғни, топырақтың бетiнде де, терең қабаттарында да екi минимумының немесе екi максимумының уақыт аралығы бiрдей болады және тәулiктiк жүрiсiнде 24 сағат, жылдық жүрiсiнде 12 ай құрайды. Екiншi заңы: топырақ температурасының тербелiс амплитудасы тереңдеген сайын келесi теңдеу бойынша кiшiрейедi: мұнда: А0 – топырақ бетi температурасы тербелiсiнiң амплитудасы; Az – топырақтың z тереңдiгiндегi температура тербелiсiнiң амплитудасы; Т – тербелiс кезеңi; k – топырақтың температураөткiзгiштiк коэффициентi; е – натураль логарифм негiзi. Бiр тәулiк iшiнде температурасы өзгермейтiн қабатты- тәулiктiк температурасы тұрақты қабат дейдi, ол 70–100 см тереңдіктен төмен орналасады. Ал бiр жыл iшiнде температурасы өзгермейтiн қабатты – жылдық температурасы тұрақты қабат дейдi, ол 15–30 метр тереңдіктен төмен орналасады. Тәулiктiк және жылдық температурасы тұрақты қабаттар тереңдiгi топырақтың температураөткiзгiштiк коэффициентiне тiке пропорцинал болады. Үшiншi заңы: топырақтың терең қабаттарында максимальдi және минимальдi температуралар беткi қабатқа қарағанда бiршама кешiгiп орнығады және де ол кешiгу уақыты тереңдiкке тiке пропорционал болады. Тәулiктiк максимальдi және минимальдi температуралар әр 10 см тереңдiк сайын топырақ бетiмен салыстырғанда орташа алғанда 2,5-3,5 сағатқа, ал олардың жылдық мәндерi – 20-30 тәулiкке кешiгiп отырады.     15.Фурье заңдарын айқындап беріңіз Фурье заңдары:Температураның тербелістің топырақтың төменгі қабаттарында таралуы.Фурье заңдарымен сипатталады.Бірінші заңы: Температураның тербеліс кезеңі тереңдік бойынша өзгермейді.Яғни топырақтың бетінде де терең қабаттарында да екі минимумының немесе екі максимумының уақыт аралығы бірдей болады және тәуліктік 24 сағат, жылдық жүрісінде 12 ай құрайды.Екінші заңы: топырақ температурасының тербеліс амплитудасы тереңдеген сайын келесі теңдеу бойынша кішірейеді: мұнда: -топырақ беті температурасының тербелісінің амплитудасы;–топырақтың z тереңдігіндегі температура тербелісінің амплитудасы; Т-тербеліс кезеңі;k-топырақтың температураөткізгіштік коэффициенті; е-натураль логарифм негізі. Бұл теңдеуге сәйкес, егер тереңдік арифметикалық прогрессиямен өссе, амплитуда геометриялық прогрессиямен азаяды.Мысалы, топырақ беті температура амплитудасы 16°C болса, 20 см тереңдікте ол 4°C ,болады ал 40°С-та 1°С.Бір тәулік ішінде температурасы өзгермейтін, тәуліктік температурасы тұрақты қабат, ал жыл ішінде өзгермейтін қабатты жылдық темп тұрақты қабат дейді.Үшінші заңы: топырақтың терең қабаттарында максимальді және минималді температуралар беткі қабатқа қарағанда біршама кешігіп орнығады және де ол кешігу уақыты тереңдікте тіке пропорционал болады.Тәуліктік максимальді және минимальді температуралар әр 10см тереңдік сайын топырақ бетімен салыстырғанда орташа алғанда 2,5-3,5 сағатқа, ал олардың жылдық мәндері -20-30 тәулікте кешігіп отырады.Температураның тәуліктік және жылдық тербелісі жететін тереңдіктердің өзара қатынасы, олардың тербеліс кезеңдерінің түбір асты қатынасына тең болады: мұнда;-температураның тәуліктік және жылдық тербелісі жететін тереңдіктер; 24сағ=1 тәулік. тәулік.Яғни, температурасының жылдық тербелісі жететін қабат, оның тәуліктік тербелісі жететін қабаттан 19 есе тереңде өседі.   16.Су қоймаларының жылу режимі.Тәуліктік және жылдық жүрісін түсіндіріп беріңіз .Су беті инфрақызыл радиацияларды жақсы жұтады.Қысқа толқынды радияция үшін су мөлдір дене болып саналады.Сондықтан қысқа толқынды радиация судың терең қабатын жылытады.Су қоймасының жылу режимінің топыраққа қарағанда бірнеше ерекше иеліктері бар:1.Судың жылу сыйымдылығы топырақтың жылу сыйымдылығына қарағанда 3-4 есе артық.Сол себепті топырақпен бірдей температураға жылыту үшін суға көбірек жылу керек.2.Су әрқашан араласып тұрады , яғни судың төменгі қабатына жылудың тасымалдануы турбуленттік араласумен жүреді,топырақта молекулярлық жолмен турбуленнтік араласу 1000 есе қарқында өтеді.3.Су қоймада қабаттың жылу алмасуы күндіз,жазда түнде қыста жылдам өтеді.(салыстырғанда) себебі түнде турбуленттік араласумен бірге жылулық конвекция жүреді.Яғни судың жоғары қабаты салқын, олардың тығыздығы өсіп ауырлайды. Ал оның орнына төменнен жылы жеңіл су көтеріледі.Күзде судың барлық қабатында температура 4 градусқа төмендегенде жылулық конвекция тоқтайды.Сондықтан судың жоғарғы қабаты тез салқындап қатады.Су қоймалары баяу жылынып, баяу салқындайды, ал топырақ тез.Осы себептен тәуліктік жүрісінде су қоймалары максимальді 17-18 сағаттарда байқалады.Минимальды күн шыққан сон 2-3 сағаттан сон байқалады.Су қоймасының температурасының тәуліктік тербелісі 5-50 метрге дейін тарайды.Топырақта 1 метр.Жылдық тербелісі 200-400 метр, топырақта 10-30 метрге дейін.Топыпақ және су үстіндегі және астыңғы қабаттардың арсында әоқашан жылуалмасу жүреді.Жылу алмасу бірлік уақыт ішінде бірлік ауданды гоизонтальді беткейді, өтетін жылу мәнімен анықталады. P= мұндағы P-жылу ағыны КВТ, жылу өткізгіш коэф, теңдік температура: Жылу ағыны топырақ бетінен тереңдікке бағытталса + таңбалы оны инцоляция түрі деп атайды. Сәулешашу түрі түнде жылу ағыны тереңдіктерден топырақ бетіне қарай бағытталады. –таңбалы .Яғни күндізгі уақытта инцоляция кезінде топырақ беті жылуды қабылдайды,топырақ жылынады, түнде сәулешашу керісінше жылуды береді,топырақ беті салқындайды 17.Атмосфераның жылу режимі.Ауа температурасының тәуліктік және жылдық жүрісін, тәуліктік амп бағ фак-н және ж-қ жүр-ң түрлерін түсіндіріп беріңіз Ауаның жылуы мен салқындауы төселме беткейдің режиміне бағынатындықтан ауа теапературасының тәуліктік жүрісі төселме беткейдің температурасының тәуліктік жүрісімен анықталады.Ауа температурасының (2 м биіктікте ) минимальді мәні күн шығар алдында алдында байқалады.Көкжиектен күн көтерілген сайын алғашқы 2-3 сағат ішінде ауа темп тез өседі, сосын оның өсуі баяулайды.Ауа темп максималді мәні талтүстен кейін орнығады.Мұхиттар мен теңіздер үстінде ауа температурасының максимальді мәні құрлық үстінднгіден 2-3 сағат кешірек байқалады.Ауа температурасының тәуліктік амплитудасы әртүрлі факторларға бағынышты:Маңызды факторлар: 1).Географиялық ендік. Ендік өскен сайын ауа температурасының тәуліктік амплитудасы азаяды.Ең үлкен тәуліктік амплитуда субтропиктік ендіктерде байқалады.Жыл бойынша орташа алғанда тәуліктік амплитуда тропиктік облыстарда 12°C шамасында, орта ендктерде 8-9°С , поляр шенберинде 3-4°С, ал одан жогары, 1-2°С құрайды.2).Жыл мезгілі. Қоңыржай белдеуде тәуліктік амплитуданың ең кіші мәні қыста , ең үлкен мәні жазда орнығады.Көктемде олар күзгі маусымнан біршама үлкен болады.Ауа температурасының тәуліктік амплитудасы түннің ұзақтығына бағынышты.Жоғарғы ендіктерде жазғы түн өте қысқа болғандықтан температура өте төмен түсіп үлгермейді,сондықтан амплитуда кішірек болады. 3)Төселме беткейдің сипаты.Су беті үстіндегі ауа температурасының тәуліктік амплитудасы құрлық үстіндегіден кіші болады.Мұхит және теңіз үстінде ол 2-3°С құраса, құрлық ішінде 20-22°C ға дейін өседі.Құрғақ дала мен шөлдерде температураның орташа жылдық тәуліктік амплитудасы 30°C-ға дейін жетеді.4)Бұлттылық. Ауа температурасның тәуліктік амплитудасы бұлттылық өскен сайын азая түседі.Бұлт қабаты күндіз күннен көлеңкелеп температураны азайтса, түнде жер бетінің сәулешашуын атмосфераға жібермей ауаның салқындауына кедергі жасайды.5) Жер бедері.(рельеф)Ойпаң жерлерде (жыра, шұңқыр,аңғар) ауа күндіз тұрып қалатындықтан қатты қызады, ал түнде керісінше салқын ауа биік жерлерден ойпаңға ағып түседі.Сондықтан тегіс жеррге қарағанда ойпаң жерлерде температураның тәуліктік амплитудасы жоғары болады.Дөңес рельефтердің (тау,төбе,шоқылар) шыңында тәуліктік амплитуда тегіс жердікінен кіші болады.6) Теңіз деңгейінен биіктік.Теңіз деңгейінен биіктеген сайын ауа температурасының тәуліктік амплитудасы азаяды, ал максимум және минимум байқалатын уақыт кешігіп орнығады.Тропопауза биіктігінде де амплитудасы 1-2°C құрайтын температураның тәуліктік жүрісі байқалады.Бірақ ол , бұл биіктікте озонның күн сәулесін жұтуымен байланысты. Ауа температурасының жылдық жүрісі негізінен төселме беттің температурасының жылдық жүрісімен анықталады.Температураның жылдық амплитудасы, ең жылы және ең салқын айлардың орташа айлық температураларының айырмашылығы болып табылады.Солтүстік жарты шарда құрлықта орташа айлық максимальді темп шілдеде, минимальді қаңтарда байқалады.Ендік өскен сайын ауа температурасының жылдық амплитудасы да өседі.Ең кіші экваторда ең үлкені полярлық ендіктерде байқалады.Теңіз деңгейінен биіктеген сайын жылдық амплитуда азаяды.Амплитуданың мөлшеріне және экстремальдік температуралардың орнығу уақытына байланысты ауа температурасының жылдық жүрісінің төрт түрі анықталады. 1).Экваторлық аймақта жылына температураның екі максимумы көктемгі және күзгі күндіз бен түннің теңелуінен кейін, күн экватор үстінде тұрғанда және екі минимумы қысқы және жазғы күн тоқырауынан кейін байқалады.Бұл жерде температураның жылдық


mylektsii.su - Мои Лекции - 2015-2022 год. (0.025 сек.)Все материалы представленные на сайте исключительно с целью ознакомления читателями и не преследуют коммерческих целей или нарушение авторских прав Пожаловаться на материал