Реферат

Конвективті бұлттылықпен найзағай, бұршақ, нөсерлі жауын сияқты құбылыстар байқалатындықтан, конвективті бұлттылықтың болуын болжау, және оны зерттеу өте маңызды.

Осы дипломдық жұмыста Батыс және Шығыс Қазақстан облыстары аумағындағы төрт станция мәліметтеріне сүйене отырып, конвективті бұлттылықтың таралу ерекшелігі қарастырылады.

Жұмыстың өзектілігі - конвективті бұлттылықтардан болатын құбылыстардың (нөсерлі жауын, бұршақ) қауіптілік әсерін ескеріп, олардан қорғану мақсатында болжау үшін аталған бұлттылықтардың Батыс және Шығыс Қазақстан аймағында таралу ерекшеліктерін қарастыру. Көпжылдық алынған орташа мәліметтерге сүйене отырып келешектегі ауа райын нақты түрде болжауға болады. Авиацияда, ауыл шаруашылықта бұл мәліметтерді қолданудың маңызы зор.

Жұмыстың мақсаты - Батыс және Шығыс Қазақстан аймағында Cu және Cb бұлттылықтарының жылдық, тәуліктік жүрісін, төменгі шекарасының биіктігінің жылдық жүрісін талдау (rp5.kz сайтынан алынған 10 жылдық (2005ж-2014 ж) мәліметтері бойынша). Аталмыш бұлттылықтарға байланысты метеорологиялық құбылыстар, конвективті бұлттылық бақыланған кездерге аэросиноптикалық сараптама жасау.

Берілген дипломдық жұмыс 49 беттен тұрады, жұмыс сәйкес талдауларымен 20 сурет, 6 кесте қамтиды.

Берілген дипломдық жұмыста сәйкес анықтамаларымен келесі терминдер қолданылды:

1. конвективті бұлттылық – даму салдарынан найзағай, бұршақ, нөсерлі жауын түсу мүмкін, конвективті қозғалыстардың болуынан дамыған бұлт;

2. ассиметрия коэффициенті – мәндердің ассиметриялық ауытқуын көрсетеді;

3. эксцесс коэффициенті – графикте сызықтың үшкірлі болуы немесе жатық орналасуын көрсетеді.

Реферат

Исследование и прогнозирование конвективной облачности и связанные с нею такие опасные явления как грозы, град, ливневые осадки, является очень важной и актуальной проблемой.

В данной дипломной работе были взяты данные по четырем станциям Западного и Восточного Казахстана и рассматриваются особенности распространения конвективной облачности в данных регионах.

Актуальность данной работы- конвективная облачность и связанные с нею опасные явления оказывают важное влияние на хозяйственную деятельность человека, поэтому для составления прогноза конвективной облачности был сделан сравнительный анализ временных рядов облачности Западного и Восточного Казахстана и рассмотрены особенности пространственного распространения облачности. Опираясь на многолетние и среднемесячные данные, можно составить прогноз облачности и погоды в целом. Для авиации и сельского хозяйства эта информация имеет важное значение.

Целью работы является проанализировать временные ряды конвективной облачности на западе и востоке Казахстана на основе суточных и годовых данных, а также определение высоты нижней границы облачности. (данные за период 2005-2014 гг., взяты с сайта rp5.kz). Для описания и анализа облачности, с которыми связаны опасные явления, изучить аэросиноптические условия формирования данной облачности.

Дипломная работа состоит из 49 страниц, 20 рисунков и 6 таблиц.

В данной исследовательской работе были использованы такие термины:

1) конвективная облачность- это совокупность жидких частиц или кристаллов, с которыми связаны с такими опасными явлениями как грозы, грал, ливни и шквалы

2) коэффициент асимметрии- это свойство распределения выборки, которое характеризует несимметричность распределения случайной величины.

3) коэффициент эксцесса- это мера крутости кривой распределения.

Abstract

Investigation and prediction of convective clouds and associated such dangerous phenomena as thunderstorms, hail, heavy rains, is very important and actual problem.

In this diploma work were taken from four stations in Western and Eastern Kazakhstan and peculiarities of distribution of convective clouds in these regions. The relevance of this work - convective clouds and associated hazardous phenomena have an important influence on the economic activity of man, therefore to forecast convective clouds was made a comparative analysis of time series of cloud cover Western and Eastern Kazakhstan and peculiarities of spatial distribution of cloudiness. With years and monthly database, we can make a forecast of clouds and weather in general. For aviation and agriculture, this information is very important.

The aim of this work is to analyze the time series of convective clouds in the West and the East of Kazakhstan on the basis of the daily and annual data, and determining the height of the lower border of the cloud. (data for the period 2005-2014, taken from the site rp5.kz). For the description and analysis of cloudiness associated with dangerous phenomenon, to examine the synoptic conditions of the formation of the clouds.

Thesis consists of 49 pages, 20 figures and 6 tables.

In this research work were used such terms:

1) convective cloud is a collection of liquid particles or crystals that are associated with such dangerous phenomena as thunderstorms, Gral, showers and squalls

2) the coefficient of skewness is a property of the sampling distribution, which characterizes the asymmetry of the distribution of a random variable.

3) the coefficient of kurtosis is a measure of coolness distribution curve

Мазмұны

б.

Кіріспе	6
1. Әдебиетке шолу	7
2. Батыс және Шығыс Қазақстан станцияларының физико-географиялық сипаттамалары	31
2.1 Ақтөбе станциясы	31
2.2 Шалқар станциясы	31
2.3 Аягөз станциясы	32
2.4 Өскемен станциясы	32
3. Батыс және Шығыс Қазақстанда конвективті бұлттылықтың таралу ерекшеліктері	33
3.1 Конвективті бұлттылықтардың қайталанушылығының тәуліктік және жылдық жүрістері	33
3.2 Конвективті бұлттылықтардың төменгі шекараларының қайталану биіктіктері	34
3.3 Конвективті бұлттылықпен байланысты құбылыстардың жылдық жүрісі	38
3.4 Конвективті бұлттылықтың метеошамаларға байланысы	39
4. Статистикалық сипаттамалар	45
5. Аэросиноптикалық спаттама	49
Қорытынды	51
Қолданылған әдебиеттер	52
Қосымша А	54
Қосымша Б	59
Қосымша В	64

Кіріспе

Бұлттардан жауын-шашын түсіп, найзағай ойнауы мүмкін. Олар өте жеңіл, сондықтан ауада қалқып, ауа ағыны бойынша қозғалады. Ауа құрғап кетсе, бұлт буланып, кеуіп кетуі мүмкін. Бұлт дамуына жағдай болса, одан жауын-шашын түседі. Ауа-райы қалыптасуында бұлттардың маңыздылғы жоғары. Мысалы, жер бетіне сәулелі күн энергиясының келуін өзгертіп, топырақтағы, ауадағы, су қоймаларындағы жылу режимдерін қалыптастыруға қатысады.

Сондықтан, бұлттардың түрін, биіктігін, олармен байланысты құбылыстарды ажырату өте маңызды.

Конвективті бұлттылықтың байқалуымен нөсерлі жауын-шашын, найзағай бұршақ түсуі мүмкін. Сондықтан оларды бақылау, болжау, болу жағдайларын зерттеу ауылшаруашылығы, өндіріс, әуе, су, темір жол, жол көлік қатынасы, жалпы шаруашылық үшін маңызы зор. Зерттеулер арқылы олардың болу жағдайларын нақты анықтап, болжауды оңайлатып, болжамдардың ақталуын жоғарылатуға болады.

Біз қарастырып отырған аудандарда да ауылшаруашылығы, өндіріс жоғары дәрежеде дамыған. Аудандағы тұрғындар саны да айтарлықтай жоғары. Осыған сәйкес аудандар нақты метеорологиялық мәліметтермен қамтамасыз етуді талап етеді. Осы мақсатта осы аудандардағы станциялар бойынша конвективті бұлттылықтың қайталанушылығын, бақыланған биіктіктерін, жылдық және тәуліктік жүрісін, оған байланысты құбылыстардың жылдық жүрісін, конвективті бұлттылықтың қайталанушылығының статистикалық сипаттамаларын, конвективті бұлттылық бақыланған күннің аэросиноптикалық жағдайын талдаймыз.

Аталмыш талдауларды жүргізу үшін станциялар бойынша он жылдық (2005-2014 жылдар) метеорологиялық станциялардың мәліметтері, таңдалынған конвективті бұлт байқалған күннің жер беті және биіктік синоптикалық карталары, осы күндердің аэрологиялық мәліметтері алынды. Оларды өңдеуде статистикалық, графикалық әдістер және құбылыстарды болжау әдістері қолданылады.

Жұмыста Батыс және Шығыс Қазақстандағы алынған станциялар бойынша қайталанушылықтар салыстырылып, себептері түсіндіріледі.

1. Әдебиетке шолу

Бұлт - атмосферадағы белгілі бір биіктікте орналасқан, көзге көрінетін, конденсация немесе сублимация өнімдері жиынтығы. Бұлттардан жауын-шашын түсіп, найзағай ойнауы мүмкін. Олар өте жеңіл, сондықтан ауада қалқып, ауа ағыны бойынша қозғалады. Ауа құрғап кетсе, бұлт буланып, кеуіп кетуі мүмкін. Бұлт дамуына жағдай болса, одан жауын-шашын түседі. Ауа райы қалыптасуында бұлттардың маңыздылғы жоғары. Мысалы, жер бетіне сәулелі күн энергиясының келуін өзгертіп, топырақтағы, ауадағы, су қоймаларындағы жылу режимдерін қалыптастыруға қатысады.

Жер бетінен бұлттарға бақылау жүргізгенде негізгі екі сипаты анықталады. Бұлттылық мөлшері он балдық шкаламен өлшенеді. Кейде % бойынша да беріледі. Бірақ ол көбінесе қысқа климтографиялық сипаттама ретінде беріледі, мысалыраиациялық балансты есептеуде [1]. Бұлттылықтың негізгі климтологиялық сипаттамасы болып бұлттлықтың қайталанушылығы және ашық және бұлтты күндердің көрсеткіштер табылады. Бұлттылық балының көрсеткішінің балының қайталанушылығын есептеп, олар градацияларға бөлініп қарастырылады: 0-2 балл (ашық), 3-7 балл (орташа ашық), 8-10 (бұлтты) деп беріледі. Бұл көрсеткіш ай бойынша бақылау мерзімін ескерместен алынады. Бұл градацияларды қолдану нақтырақ статистикалық нәтижелерге қол жеткізуге мүмкіндік береді. Осыла айдағы ашық және бұлтты күндердің санын да анықтауға болады. Бақылаудың біртектілігінің өзгеруіне көбінесе бақылаушының немесе станция басшысының өзгеруі себепші болады. Кейде айналаны қоршаған заттардың өзгеруімен де өзгеруі мүмкін.

Бұлттылық пішіні климатологиялық статистикада қолданылғанда нақты бір бұлттылық формасының қайталанушылығымен анықталады. Оның екі әдісі бар:

1) абсолютті қайталанушылық деп птплатын әдісте 100 жағдай ретінде барлық бақылау жүргізілген мерзімдер алынады, бұлтсыз мерзімдеде;

2) салыстырмалы бұлттылық әдісінде - 100 ретінде бұлттылық байқалған кездер ғана алынады. Климатологияда көбінесе екінші әдіс қолданылады. Себебі осы әдісте бұлт пішінінің қайталаушылығы нақтырақ көрінеді.

Салыстырмалы әдістен абсолюттіге өту оңай, егер, жалпы бұлттылқтың көрсеткіші белгілі болса [2]. Бұлттардың биіктігі, қалыңдығы, құрамы конвекция қарқындылығына, конденсация деңгейінің, нольдік изотерма деңгейінің, қату деңгейінің орналасу биіктіктері. Конденсация деңгейіне бұлттың төменгі шекарасы сәйкес келеді. Конденсация және нольдік изотерма арасында бұлт су тамшыларынан тұрады. Одан жоғары қату деңгейіне дейін салқындаған су тамшыларынан тұрады.

Қату деңгейінің шекарасы температурасы минус 12 – 17 ^°С-тық биіктікте орналасады. Ал одан жоғары су буының сублимациясы жүретіндіктен мұз кристалдарынан тұрады. Бұл қаюаттардың арасында қатаң шекара болмайды. Барлық бұлттарда конденсация және сублимация процестері қатарынан үнемі жүріп отырады.

Атмосферадағы вертикальды қозғалыстардың мөлшеріне, қарқындылығына сонымен қатар басқа да факторларға байланысты әртүрлі бұлттар пайда болады. Осындай пайда болу жағдайларына байланысты үш топқа жіктеледі:

1) будақ сипатты бұлттар – горизонтальды ұзындығынан көрі вертикальды қалыңдығы жақсы дамыған бұйра бұлттар. Оның пайда болуы конвекция қарқындылығына тікелей байланысты;

2) толқын сипатты бұлттар- горизонтальды бағытта жақсы дамыған, толқынды, бұйра, жіңішке бұлттар. Оларды қалыптастыратын- атмосферадағы толқынды қозғалыстар;

3) қатпарлы сипатты бұлттар- горизонтальды ұзындығы вертикальды қалыңдығынан 100-деген есе артық, жіңішке, тегіс бұлттар. Бірқалыпты жоғары көтерілген ауа ағындары салдарынан қалыптасады, көбінесе фронт беткейі үстінде пайда болады. Кейде бірыңғай ауа массасы ішінде пайда болуы мүмкін.

Біздің қарастыратынымыз вертикальды дамыған бұлттар. Вертикальды бұлттардың екі түрі бар: будақ, будақ-жауын бұлттары.

Будақ бұлттардың төбе жағы мұнара тәрізді, тығыз, бұйра-бұйра, ақшыл түсті болады. Осы бұлт 4 түрге жіктеледі:

1) будақ жіңішке – cumlus humilis (cu hum);

2) будақ орташа – cumulus mediocris (cu med);

3) будақ қалың – cumulus congestus (cu cong);

4) будақ жыртық – cumulus fractus (cu fr).

Будақ-жаңбыр бұлты будақ бұлттылықтың ары қарай дамуынан пайда болады. Оның түрі тәж немесе мұнара тәрізді, түсі қара, бұйра болып келеді. Осы жаңбырдан нөсерлі жаңбыр, кейде бұршақ түседі. Бұлттың жоғары жағы мұз кристалдарынан тұрады, сондықтан онда бұршақ дами бастайды, төменгі жағында ол біріккен ірі мұз бөлшектеріне айналады. Осы бұлттылықтың 2 түрі бар:

1) будақ-жаңбыр тақыр бұлты – cumulonimbus calvus (cb calv);

2) будақ-жаңбыр шашты бұлты – cumulonimbus capillatus (cb cap).

Массіші бұлттары, жылулық конвекция бұлттары. Жаз мезгілінде күн бұлтсыз жағдайында жер беті күн радиациясын жұтып тез қыза бастайды. Дегенмен жер беті түрі мен географиялық орналасуына байланысты әртүрлі қызады.

Орман мен су қоймаларына қарағанда жазық дала немесе ашық алаң тез қызады. Қатты қызған беткей үстінде жоғары бағытталған ауа қозғалысы, яғни конвекция дамиды.

Ал салқынырақ беткейде ауа төмен қарай бағытталады. Осылай жылулық конвекция пайда болады. Ауа массасы жоғары көтерілген сайын адиабатты түрде салқындай түседі. Белгілі бір биіктікте оның температурасы шық нүктесіне дейін төмендейді, ал одан да төмен түскенде конденсация процесі жүріп майда тамшылар (бұлт) пайда бола бастайды.

Атмосферада ауаның конвективті қозғалысы нәтижесінде – будақ сипатты бұлттар құрылады. Олардың нақты пішіні конвекцияның қарқындылығына байланысты қалыптасады. Ал, конвекция жер бетінің біркелкілігіне, атмосфераның жылулық стратификация жағдайына, яғни оның тұрақсыздық дәрежесіне бағынышты.

Егер дамып келе жатқан конвективті қозғалыс конденсация деңгейіне жетпей тоқтап қалса, бұлт пайда болмайды. Ал, егер конвекция деңгейі конденсация деңгейінен жоғары жатса конвективті бұлт құрылады және оның вертикальді қалыңдығы сол екі деңдейдің биіктік айырмашылығына байланысты болады. Осылайша будақ жіңішке, будақ орташа, будақ қалың, Будақ-жаңбыр бұлттары құрылады. Егер қалың будақ бұлты тез ұлғайып оның шыңы қату деңгейінен асса, бұлттың жоғары жағы кристалды құрылымды тәжге құсап дамиды, яғни будақ-жаңбыр бұлтына айналады. Осы кристалды тәжді бұршақ түйіршгі дамиды. Будақ бұлттар негізінен жылы кезеңде ғана құрылады, ал қыстың күні өте сирек байқалады [3].

Мұхиттар мен теңiздер үстiнде ауа температурасының максимальдi мәнi құрлық үстiндегiден 2-3 сағатқа кешiрек байқалады. Iрi су қоймаларының үстiндегi ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы су бетi температурасының тәулiктiк амплитудасынан жоғары болады. Оның себебi мұхит үстi ауасында су буының мөлшерi жоғары болатындықтан күн радиациясы жақсы жұтылады және ондай ауаның өзiндiк сәулешашуы да жоғары болады.

Салқын немесе жылы ауа массалары басып кiргенде ауа температурасының жоғарыда айтылғандай тәулiктiк тербелiсi бұзылады, яғни кейде керiсiнше күндiз төмендеуi немесе түнде өсуi мүмкiн.

Тұрақталған ауа-райында ауа температурасының өзгерiсi (жүрiсi) тәулiк бойында айқын ажыратылады. Бiрақ ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы әрқашанда топырақ бетi температурасының тәулiктiк амплитудасынан кiшi болады. Ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы әртүрлi факторларға бағынышты. Маңызды факторлар: географиялық ендiк, ендiк өскен сайын ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы азаяды. Ең үлкен тәулiктiк амплитуда субтропиктiк ендiктерде байқалады. Жыл бойында орташа алғанда тәулiктiк амплитуда тропиктiк облыстарда 12 ^°С шамасында, орта ендiктерде 8–9 ^°С, поляр шеңберiнде 3–4 ^°С, ал одан жоғары 1–2 ^°С құрайды; жыл мезгiлi, қоңыржай белдеуде тәулiктiк амплитуданың ең кiшi мәнi қыста, ең үлкен мәнi жазда орнығады. Көктемде олар күзгi маусымнан бiршама үлкен болады. Ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы түннiң ұзақтығына да бағынышты.

Жоғарғы ендiктерде жазғы түн өте қысқа болатындықтан температура өте төмен түсiп үлгермейдi, сондықтан амплитуда кiшiрек болады. Полярлық аудандарда жазда тәулiк бойы күн батпайтын кезде амплитуда 1 ^°С шамасында болады. Поляр түнi кезiнде температураның тәулiктiк тербелiсi тiптi байқалмайды, ал көктем мен күзде тәулiктiк амплитуда бiршама өседi (Диксон аралында 5–6 ^°С құрайды).

Тропиктiк ендiктерде температураның тәулiктiк амплитудасы жыл маусымдарына онша бағынбайды, жыл бойы 20–22 ^°С шамасында болады; төселме беткейдiң сипаты, су бетi үстiндегi ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы құрлық үстiндегiден кiшi болады. Мұхит және теңiз үстiнде температура 2–3 ^°С құраса, құрлық iшiндегі температура 20–22 ^°С - ға дейiн өседi. Құрғақ дала мен шөлдерде температураның орташа жылдық тәулiктiк амплитудасы 30 ^°С-ға дейiн жетедi; бұлттылық, ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы бұлттылық өскен сайын азая түседi. Бұлт қабаты күндiз күннен көлеңкелеп температураны азайтса, түнде жер бетiнiң сәулешашуын атмосфераға жiбермей ауаның салқындауына кедергi жасайды; жер бедерi (рельеф), ойпаң жерлерде (жыра, шұңқыр, аңғар) ауа күндiз тұрып қалатындықтан қатты қызады, ал түнде керiсiнше салқын ауа биiк жерлерден ойпаңға ағып түседi. Сондықтан тегiс жерге қарағанда ойпаң жерлерде температураның тәулiктiк амплитудасы жоғары болады. Дөңес рельефтердiң (тау, төбе, шоқылар) шыңында тәулiктiк амплитуда тегiс жердiкiнен кiшi болады; теңiз деңгейiнен биiктiк, теңiз деңгейiнен биiктеген сайын ауа температурасының тәулiктiк амплитудасы азаяды, ал максимум және минимумы байқалатын уақыт кешiгiп орнығады. Тропопаузаның биiктiгiнде де амплитудасы 1–2 ^°С құрайтын температураның тәулiктiк жүрiсi байқалады. Бiрақ ол, бұл биiктiкте озонның күн сәулесiн жұтуымен байланысты [4].

Ауа температурасының жылдық жүрiсi негiзiнен төселме беттiң температурасының жылдық жүрiсiмен анықталады. Температураның жылдық амплитудасы, ең жылы және ең салқын айлардың орташа айлық температураларының айырмашылығы болып табылады. Солтүстiк жартышарда құрлықта орташа айлық максимальдi температура шiлдеде, минимальдi – қаңтарда байқалады. Мұхиттар мен құрлық жағалауында экстремальдi температуралар кешiгiп орнығады: максимумы – тамызда, минимумы – ақпан-наурызда. Су бетi үстiнде ауа температурасының жылдық амплитудасы құрлық үстiндегiден бiршама кiшi болады.

Ендiк өскен сайын ауа температурасының жылдық амплитудасы да өседi. Ең кiшi мәнi экваторлық аймақта, ең үлкен мәнi полярлық ендiктерде байқалады.

Теңiз деңгейiнен биiктеген сайын жылдық амплитуда азаяды.

Амплитуданың мөлшеріне және экстремальдiк температуралардың орнығу уақытына байланысты ауа температурасының жылдық жүрiсiнiң төрт түрi ажыратылады.

Будақ және будақ-жаңбыр бұлттылығы. Бұл бұлттылық ауаның вертикальды ағындарынан болатын атмосфера конвекцияцы әсерінен болады. Шағын ғана «жақсы ауа-райы бұлттылығының» ары қарай дамуынан будақ-жаңбыр бұлттылығы немесе найзағайлы немесе нөсер жауынды, бұршақты, электр зарядты бұлттылықтар құрылып, кейін ыдырап кетеді.

Сондықтан осы бұлттылықтың үш даму кезеңі туралы пікір қалыптасқан. Олар – даму, есею, ыдырау кезеңдері.

Екінші кезең кейде байқалмайды, байқалса да аз уақыт болады.

Осы конвективті ағындардан туындайтын будақ тәрізді бұлттылықтар тұрақсыз стратификация жағдайында туындайды. Бұл бұлттылықтар дұрыс параллель бойынша орналасады, олар әсіресе көкжиектен және ұшақ ішінде жақсы көрінеді. Б.Е. Песковтың айтуынша осылайша параллельді орналасу фронт сызықтарына және атмосфераның ылғалды бөлігіне қатысты болуы мүмкін. Бұдан көретініміз осы бұлттылықтың пайда болуы бірінші серпінісі төселме беттің жағдайына немесе атмосфераның төменгі шекарасының жағдайына байлынсты болады.

Cu жолақтары атмосфераның төменгі шекарасының желіне параллель болады, дегенмен желге нормаль болатын да жолақтар аңғарылады, бұл құбылыстардың ара қатынасы әлі зерттеулерді қажет етеді. Cu бұлттылығын спутниктік бақылау өте маңызды, әсіресе басқа бақылаулар жүргізу қиын теңіздерде.

П.А. Молчанов, Е.С. Селезнева, Р. Скорер, Ф. Ладлам сияқты ғалымдардың айтуынша конвективті ағындардың пайда болуының бірінші себебі турбулентті атмосфера кеңістігінде жеке құйындардың - ауа «көпіршіктерінің» пайда болуы. Жерге жақын қабаттарда құйындар аз болады, тез сейіліп кетеді, жерден алыс аймақта ірі, ұзақ өмір сүретін құйындар туындай алады. Егер осы құйын конденсация деңгейіне дейін көтерілсе, одан бұлттылықтың алғашқы үзіктері туындайды. Одан кейін конденсация жылуы құйынның жоғары көтерілуіне болысып отырады. Ол төменнен жаңа ауа массаларын тартып отырып, уақыт өте келе үзіліссіз жоғары бағытталған ауа ағынын қалыптастырады. Фаллер бұлт формаларын салыстыру жұмыстары бойынша атмосфераның шекаралық қабатындағы турбуленттік ағыстардан толқын түріндегі параллельді ірі құйындар қалыптасу керек деген пікірге келген. Олардың бағыттары жер бетіндегі желмен мен геосторфикалық жел бағыты аралығында болады.

Еркін конвекция деңгейі. Бұл тұрақсыз энергиядан туындаған жоғары қарай бағытталған ағындар жететін деңгей. Ол көтеріліп бара жатқан ауа бөлшегінің температурасы қоршаған орта температурасымен теңесетін деңгейден сәл жоғары орналасады. Бұл жоғары көтеріліп бара жатқан ауа бөлшегі кез-келген биіктікте жоғары температураға және жылдамдыққа ие (биіктік артқан сайын өседі) екендігімен түсіндіріледі. Теңесу деңгейіне жақындағанда бөлшек жылдамдығы максимумға жақындайды. Бұл деңгейден жоғарылағаннан кейін бөлшек температурасы орта температурасынан төмен болады, вертикальды жылдамдығы әлсірей бастайды. Бірақ бөлшектер еркін конвекция деңгейіне жетіп, жылдамдығы нольге тең болғанша көтерілуін инерция бойынша жалғастыра береді. Атмосферада пайда болып, дамып жер бетінің ерекшеліктерін ескермейтін конвекция еркін конвекция деп аталатынын білдік.

А. Коханскийдің бастамасы бойынша айтылған мәжбүр конвекция бойынша атмосферада үздіксіз жоғары бағытталған «түтік» түріндегі ағындар пайда болады. Олар көбірек жылынған жер бетінен немесе тау шатқалының күн жағынан негізін алады. Олар конденсация деңгейіне жеткенде жел оны бүгуі немесе еңкейтуі мүмкін, осыдан жоғары қарай дамыған будақ бұлттар пайда болады. Бірінші гипотеза конвективті бұлттылықтың даму кезеңдерінің алғашқы, ал екінші гипотеза кейінгі даму кезеңін айтып тұруы мүмкін.

Будақ бұлттылықтың дамуына тұрақсыз жағдай тудыратын барлық жағдай болысады (жазғы күнгі күндізгі уақыт, салқын ауа ағынының жылы беткеймен әрекеттесуі, бұлттылықтың радиациялық салқындауы, т.б.). тағы да бірнеше факторды атап өтсек:

1) ылғалдылықтың жоғары концентрациясы жүзгіштікті арттыратын- дықтан, ауа ағындарының әркелкі ылғалдануы. Англияда 1962 жылы атмосфераның төменгі қабаттарында 75 метр биіктікте горизонтальды бағыты бойынша ірі емес, 1450 метр биіктікте ірірек «ылғал дақтары байқалған». Олар жоғары бағытталған ауа ағындарына қатысты болды;

2) тау шатқалдары және басқа да ылғал тұрақсыз аудандар;

3) жоғары бағытталған ауа ағындары үшін қолайлы ауа ағындарының жалпы конвергенциясы.

Конвективті қозғалыстардың жылдамдығы. Атмосферадағы конвективті қозғалыстардың механизмдер туралы бірнеше пікірлер және олардың әртүрлі сипаттамалары бар. 1905 жылы И.И. Касаткин конвективті қозғалыстар қатты қызған жер бетінің үстінде (қоршаған ортамен салыстырғанда) немесе ауа массасы ішіндегі жүзгіштік күші арқылы пайда болады деп өз пікірін білдірген.

Қазіргі кезде кеңінен қолданылып жүрген конвекцияның даму деңгейіне ескерілетін пікірді алғашқы болып ұсынған П.А. Молчанов пен Е.С. Селезнева еді. А.А. Скворцов осы құбылыстың Орта Азияда байқалуын зерттеген. Алдымен таңғы уақытта (жазда) атмосфералық жер беті шамасында су буы және жылу тасымалы жүреді (50-100 метр биіктікке дейін). Бұл процесс ұсақмаштабты турбуленттік айналым арқылы жүзеге асады. Турбуленттік бөлшектер әр биіктіктерде шамамен 0,4 z мөлшерде болады, биіктік өскен сайын ол да өседі. Жер бетінің жоғары шекарасында ылғал мен жылуды конденсация деңгейіне дейін көтеретін ірімасштабты құйындар құрылады.

А. Коханский, Дж. Малкус және басқа да ғалымдар Касаткиннің пікірін қолдады.

Бұлттылық термиктері мен түтіктерінің өлшемдері мен қайталанушылығы. Жоғарыда айтылып өткен конвектвті бұлттар түтіктер мен көпіршіктерден тұрады деген пікірді ұшуды бақылау және жер бетінен фотограмметриялау да көрсетті. Н.И. Вульон термиктер мен түтіктердің өлшемдерін және олардың вертикальды қозғалыс жылдамдықтарын, ұшақтар конвективті ағындарды түтіктер мен термиктердің центрінен әртүрлі әрі белгісіз қашықтықта кездестіретінін ескере отырып, олардың температурасын тәжірибе бойынша бақылады. Ұшақ бойынша анықталған термик өлшемі нақтысынан айырмашылық жасайтыны белгілі.

Осыны өлшеу нәтижелеріне статитикалық интерпретация жасау арқылы анықтауға болады [5].

Термиктердің горизонтальды қиылысуының үлкен а осіндегі және де l өлшенген конвективті ағындардың кездейсоқ қиылысуларының түтік диаметрінің орташа көрсеткіші d болғанда жер бетінен шамамен 3000 метр биіктікке дейін бұлттардың болмауы: d̄=60 метр, ā=50 метр, l̄=90 метр. Егер ұшақ түсірген ғана ағындар есептелсе әрине l̄ көбірек болады.

Бұлттардағы конвективті ағындар R биіктік өскен сайын сызықты түрде өседі:

R=27+0.015z (1.1)

мұндағы

z – биіктік, бұлттан бастап есептеледі.

Бұлт қалыңдығының 2/3 биіктігіне дейінгі температура ауытқуының таралуы T́ және түтіктің қозғалыс жылдамдығы w мынадай қатынаспен өрнектеледі:

Т́≈0,1z^1/2(1- )^1/2; w=0.02z^3/4(1- )^1/2 (1.2)

мұндағы

w – қозғалыс жылдамдығы,

z –биітктігі.

Конвективті ағынға қатысты эксперименттік мәліметтердің ұшқыштарды метеорологиялық қамтамассыз ету жоспарларынан алынады.

Як-12 жабдықталған ұшқыш өлшеуішінде термиктердің жуан және жіңішке деген түрлері ажыратылған.

Жуан термиктердің қуаттылығы жоғары (w̄=2,7 м/с, l=360 метр). Оларда үнемі w ядролары байқалады деп айтуға болады. Ал жіңішке термиктерде w̄=2,1 м/с, l=348 метр, ядросы болмайды. Вертикальды градиент артқан сайын жуан термиктердің қайталанушылығы өсіп, жіңішке термиктердікі азаяды.

Бірнеше заттарды өртеп, жанып болып, 0,10-0,12 секунд өткеннен кейін пайда болған радиусы 1 метр болатын 250 ^°К қызған қолдан жасалған сфералық бұлттардың термиктеріне зерттеу жүргізілген. Бастапқы кезеңдерде (мерзімнен 0,8 секунд бұрын) термиктің формасы сфералыққа жақын, жылдамдығы уақыт өткен сайын артады, кезеңнің соңына жеткенде 4-6 м/с болады.

Сонымен қатар 0,8-1,6 секунд уақыт аралығында сфералық термиқтің құйынды сақинаға айналу болады.

Бұл кезеңде термик жылдамдығы 1,5-2 м/с-ке дейін төмендейді, кейін қайта өсіп (3 м/с), кезеңнің соңында екінші максимумына жетеді. Құйындық сақинаның жоғары қарай көтерілуі уақыт өте жылдамдықтың азаюымен жалғасады. Термик радиусы биіктік өскен сайын сықызты өседі: R(z)=R₀+αz, t<0,8 cекунд, мұндағы α=0,1±0,003; t>1,6 cекунд болса, мұндағы α=0,19±0,003. Термик температурасы көтерілу кезінде төмендеп кетеді және 16-20 метр биіктікте қоршаған отра температурасынан айырмашылық жасамайды деуге болады [6]. Будақ бұлттар өз ішінде: будақ жіңішке – cumlus humilis (cu hum), будақ орташа – cumulus mediocris (cu med), будақ қалың – cumulus congestus (cu cong), будақ жыртық – cumulus fractus (cu fr) болып бөлінетінін атап өткенбіз. Енді толығырақ тоқталсақ:

1) будақ жіңішке – cumlus humilis (cu hum) – жақсы ауа райын беретін бұлттылық деуге боладды. Ол биіктік бойынша аз дамыған. Олардың биіктігі горизонтальды ұзындығынан аз болып көрінетіндіктен жіңішке болады. Көбінесе таңертең байқалады, талтүске қарай ыдырап кетеді. Өте сирек қыста байқалуы мүмкін, бірақ ол жағдайда тәуліктік жүрісі байқалмайды. Будақ жыртық – cumulus fractus (cu fr) будақ жіңішке бұлттылықтың бір ерекше түрі болып табылады. Ол көк аспан фонында ашық ақ түсті болып байқалады. Олар бір бірінен бірдей қашықтықта таралады. Олардың бейнелері үздіксіз өзгеріп отырады;

2) будақ орташа – cumulus mediocris (cu med) – жіңішке мен қалың будақ бұлттылықтарының арасындағы өтпелі формасы болып табылады. cu hum биіктік бойынша дамып, әлі вертикальды бойынша жеткіліксіз дамуы кезінде байқалады;

3) будақ қалың – cumulus congestus (cu cong) – вертикаль бойынша өте жақсы дамыған. Биіктігі ұзындығынан 1,5-2 есе артық болады. Осы бұлттың шыңы – көз шағыстырарлық ақ, төменгі жағы – күңгірт түсті болады. Ол горизонталь бойынша бас киім кигендей болып байқалса - cumulus congestus pileus (cu cong pil) «бас киімді будақ қалың» бұлттылығы деп аталады.

Будақ-жаңбыр бұлттылығы осы будақ қалың бұлттылықтың ары қарай дамуынан пайда болады. Ол тау немесе мұнара түрінде көтеріледі. Одан жаңбыр түседі, кейде шашыраған сызықтар байқалады, ол сыпырғыш тәрізді (virga) деп аталады. Салқын ауа-райы жағдайында жіңішкелеу көрінуі мүмкін. cu cong-тен мынадай ерекшеліктері бойынша анықталады:

1) шыңының шарбы тәрізді құрылуымен;

2) өте күңгірттігімен (бұлт зенитке жақын болған кезде, төменгі жағы күлгін болып тұрады);

3)жерге жететін немесе жетпейтін, бірақ шашыраған сызқтары байқалатын нөсерлі жауындар болуымен.

Будақ-жаңбыр бұлттылығының жоғары жағындағы температурасы минус 15 ^°С-тан төмен болған жағдайларда мұз кристалдарынан тұрады. Минус 15 ^°С-тан жоғары болғанда пластина тәрізді кристалдардан және салқын су тамшыларынан тұрады, ал төменгі жағы қар ұлпасы немесе су тамшысынан (температураға байланысты), кейде бұршақтан тұрады. Қыста өте аяз күндерде осы бұлттылық тек мұз кристалдарынан тұруы мүмкін, ал тропикалық аудандарда тек қана су тамшыларынан тұрады.

Ол келесі екі түрге жіктеледі: будақ-жаңбыр тақыр бұлты – cumulonimbus calvus (cb calv), будақ-жаңбыр шашты бұлты – cumulonimbus capillatus (cb cap):

1) будақ-жаңбыр тақыр бұлты – cumulonimbus calvus (cb calv) - оның шарбы тәрізді жоғарғы жағы болмайды. Cb бұлттылығының дамуының бірінші кезеңін түсіндіреді. Одан найзағай, нөсер немесе алыстан байқалатын шашыранды сызықтары байқалады.Осы бұлттылықтың cumulonimbus calvus arcus (cb calv arc) деген түрі бар, оның найзағайлы болып келеді, кейде құйынды күңгірт доға тәрізді болып та байқалады;

2) будақ-жаңбыр шашты бұлты – cumulonimbus capillatus (cb cap) – оның шарбы тәрізді жоғарғы жағы жақсы байқалады. Сонысы горизонталь уақыт өте бойынша таралады. Жақсы жылжымалы бұлттарда ұзын желдеткіш тәрізді болады, ал қапталынан қарасақ төс тәрізді болады. Оның мынадай түрлері бар: а) будақ-жаңбыр шашты найзағайлы cumulonimbus capilatus arcus (cb cap arc) бұл бұлттылық түрінің ерекшеліктері cb calv arc бұлттылығының ерекшеліктерңне өте ұқсас;

б) будақ-жаңбыр шашты төс тәрізді бұлттылығы cumulonimbus incus (cb inc) – cb бұлттылғының жоғары мұз қатқан бөлігі жан - жағына шашырап алып төс тәрізді болып көрінеді;

в) будақ-жаңбыр жіңішке – cumlulonimbus humilis (cb hum) – cb сипатты ерекшеліктері бар вертикальды бойынша салыстырмалы түрде аз дамыған [7].

Нөсерлі жауындар ішкі массалық немесе фронттық болуы мүмкін. Ішкімассалық бұлттар көбінесе термикалық және динамикалық тұрақсыздықтан туындайтын вертикалды конвективті ағындармен байланысты.

Фронталды нөсерлі жауын көбінесе суық және суық окклюзия фронттарымен байланысты, кейде жылы фронтпен де келуі мүмкін. Фронттық нөсерлі жауынның себебі-мәжбүрлі конвекция. Нөсерлі жауындар аралас құрылымды бұлттардан түседі. сондықтан конвективті бұлттарда кристалдану тепмературасы минус 10 ^°С – қа жетуі керек. Егер минус 10 ^°С изотермасы жоғары орналасса бұлт вертикалды жақсы дамып, жауын бермеуі мүмкін. Егер минус 10 ^°С изотермасы төмен орналасса вертикалды аз дамыған жағдайда да жауын түседі.

Егер Cb минус 23 ^°С және одан да төмен жағдайға жетсе найзағай күтіледі.

Тропиктік ендіктерде күшті нөсерлер сұйықты-тамшылы бұлттардан да түседі, себебі олар қуатты әрі сулы, сондықтан оларда бұлттан түсе алатын үлкен тамшылар құрылады.

Ішкі массалық нөсерлер толып бара жатқан циклонның артында түседі, антициклонның артында және өте сирек бұзылып бара жатқан антициклондардан түседі.

Циклон артында нөсерлі жауынның түсу мүмкіндігі арктикалық ауаның оңтүстікке жылжуынан артады. оның себебі жер бетінен буланудың әсерінен салқын ауаның ылғалдануы және оның төменгі жағының қызуы.

Толып бара жатқан антициклондарда нөсерлі жауынның болуының жағдайлары:

1) биіктіктерде суық аймағының бар болуы;

2) топырақтың бұрын түскен жауын есебінен ылғалдануы – ылғал топырақтан булану ауадағы буға болысады.

3) бұлттылықтағы жыртықтар – күндізгі уақытта күннің түсуінен жер беті біртеггіс қызбайды, ал ылғалдылық айтарлықтай болған кездегі біртегіс емес қызу қарқынды конвекцияға әкеледі.

Нөсер — күшті, бірақ қысқа мерзімдік конвективтік сипаттағы жаңбыр, не қоңыржай ендіктердегі циклондардың суық шебіндегі дүлей желді жаңбыр.

Басталғанда төгіп жауып, күрт тыйыла қалуы мүмкін. Өте қысқа уақытқа созылуы жеке бұлттан немесе салқын шептегі жіңішке өңірді ғана қамтитын бұлттан жаууымен байланысты. Жылы жер бетіндегі салқын ауа массасынан түсетін Нөсер жаңбыр кейде бірнеше минутта-ақ өте шығады. Жаздағы жергілікті конвекция жағдайында будақ жаңбыр бұлты кең алқапты қамтығанда немесе шептер өткенде Нөсер жаңбыр сағаттап жауады. Нөсер жауу екпіні түрліше, кейде 21,5 мм/мин жеткен кездері байқалған. Нөсер жауу уақыты артқан сайын екпіні кеми береді. Нөсер жаңбыр тропиктік және экваторлық ендіктердегі жауын-шашынның негізгі түрі. Субтропиктік және қоңыржай белдеулерде де өтіп тұрады. Нөсер термині синоптикалық метеорологияда жауын-шашынның барлық түріне де (қар, қиыршық) қолданылады [8].

Найзағай — бұлттар не бұлт пен жер арасында болатын ұзындығы бірнеше км, диаметрі ондаған см және ұзақтығы секундтың ондаған үлесіндей болатын алып электрлік ұшқынды разряд. Найзағай - кешенді атмосфералық құбылыс. Бұл құбылыс кезінде қалың будақ-жаңбырлы бұлттарда және бұлттар мен жер арасында көп еселі электр разрядтары пайда болады, күн күркірейді. Ұйтқыма жел, дауыл соғып, кейде бұршақ аралас нөсер жаңбыр жауады. Найзағайды шептік және масса ішіндегі деп ажыратады. Шептік найзағай атмосфера шебінде, ал масса ішіндегі найзағай ауаның жер бетінде жылынуынан пайда болады. Табиғатта найзағайдың сызықтық түрі жиі кездеседі. Найзағай пайда болу үшін бұлттың шағын көлемінде ұшқындық разрядтыңбасталуына жеткілікті электр заряды түзіліп, ал оның қалған едәуір бөлігінде басталған разрядты әрі қарай демейтіндей, орташа кернеулігі болса 0,1 – 0,2 мМв/м электр өрісі болуы керек.

Бұршақ — ірі - ұсақ түйіршік мұз түрінде жауатын атмосфера жауын - шашыны. Жылдың жылы мезгілінде найзағай мен нөсер жаңбыр кезінде бірге түседі. Бұршақ мұз түйіршіктері ауаның тік бағыттағы өте күшті қозғалысы кезінде қалыптасады. Қатты жауған бұршақ шаруашылыққа үлкен зиян келтіреді.

Бұршақ - мөлшері 5-55 миллиметр, кейде одан да үлкен тығыз мұз белшектері түрінде жауатын атмосфералық жауын-шашын. Жылдың жылы кезінде куатты будақ — жаңбырбұлттарынан жіңішке (бірнеше километр) бірақ ұзын (жүздеген километр) жолақта, әдетте, күшті найзағай кезінде жауады. Бүршақ егістіктерге, жүзімдіктерге және т.б. әсіресе көктемде үлкен шығын келтіреді.

Бұршақтық процесстердің аэрологиялық жағдайларын Грузия, Орта Азия, Солтүстік Кавказ, Қазақстан, Молдава және басқа да аймақтарда зерттелген. Осы зерттеулерден бұршақ түсуі кезіндегі нақты атмосфера жағдайы көрсетілгендіктен, олар ауа райы болжамдарын жасауда қолданылады.

Бұршақтың әртүрлі пішіндері мен көлемдері қалыптасуы үшін, күшті конвективті бұлттар қалыптастыратын жалпы синоптика метеорологиялық және орографиялық жағдайлармен қатар, бұлт ішіндегі болатын мехо – физка жағдайлар болуы керк. Бұршақ арнайы микро құбылысты будақ – жауын бұлттарыныан түсетіні белгілі. Бұршақтың пайда болуын анықтау үшін белгілері ретінде будақ – жауын бұлттарының термодинамикалық параметрі анықталған.

Мәліметтерді сараптау, радилакатормен алынған мәліметтер және тығыз плювиографтар желісі арқылы алынған сипаттама, Т және Т_d стратификациясы қисығы талдауымен алынған сипаттамалары сипаттамалар арасындағы байланыс бар екнін көрсетті. Қарқынды бұршақтың түсуі Г.К. Сулквелидзе және басқа да ғалымдардың зерттеулеріндегі бұршақ пайда болуы туралы жұмыстарындағы бірнеше ннегізгі критикалық жағдайлардың немесе біреуінің байқалған кезінде де күтілуі мүмкін [9].

Мәліметтер бойынша бұршақ байқалған күндердің жиілігі Батыс және Шығыс Грузия үшін мезгіл мен биіктікке байланысты екені дәлелденген. Батыс және Шығыс Грузияның бұршақ түсетін күндер саны мен түсу биіктігі арасында айырмашылықтар байқалған. Сонымен қатар, бұршақтың болуы жыл мезгіліне тығыз байланысты болғандықтан, биіктік пен уақытқа байланыстты болуы мүмкін емес деген қорытынды жасалған. Молдавадағы бұршаққа жалпы бақылауды Г.А. Чебан жүргізген. Бұршақтың Молдава аумағы бойынша таралуын анықтау үшін, таралу параметрлері мен олардың стандартты қателіктерін анықтаған. Осы зерттеу бойынша бұршақ біркелкі таралмаған. Көбінесе бұршақ тек пункттерде ғана байқалған, үлкен аумаққа түсуі сирек кездескен. Бұршақтың кеңістіктері бойынша таралуының зерттеудегі негізгі түйін – бұршақ болған күндер санының орташа саны картасын тұрғызу, өйткені ол бұршақтың негізгі сипаттамасы болып таылады. Д.П. Пастух және онымен бәірге Р.Ф. Сохрин аумақ үшін осындай карта жасады. Кавказ, Қырым, Азиаттық аумаққа бұршақ болған күндердің орташа картасы әртүрлі жасалған. Осы карталар негізінде бұршақ байқалған күндердің әртүрлі градацияда таралуының жалпы картасы жасалған.

Қандай да бір қателікке әкелуі мүмкін қатардың өзгеруін анықтау үшін қарапайым статистикалық әдістер қолданылады, тым аз аралықта таралу заңдылығы анықтауға мүмкіндік бермейді. Сонымен қатар, бұршақ кеңістікте әркелкі таралады. Нүктелік, сызықтық жеке әрі үнемі тегіс бірнеше километр ұзындықпен түспейді. Салыстыру үшінклиматы анықтамасы мәліметтерімен карта тұрғызып мынадай қорытынды алынды:

Бір жыл үшін жасалған бұршақ байқалған орташа күндер картасын ары қарай талдау жер бетніің осы құбылысқа әсерінің сандық заңдылықтарын, бақылау картасынан артық талап етеді; бұршақ ұзақтығы мен басқа көрсеткіштерін картографиялауға болады; мемлекет территориясында бұршақтың таралуы картасы шаруашылықты ұйымдастыруда қолдану керек.

Бұршақтың процесстердың дамуына және оның сипатына аймақтың макро және мезоциркуляциясы әсер етеді.

Күшті конвекция және оның бұршақтың жағдайына және оның түсуіне әкелуінің жалпы жағдайлары Г.К. Сулаквинидзе және басқа да авторлардың жұмыстарына айтылған. Молдава аумағында бұршақтың әртүрлі қарқындылықта түсуі, әсіресе конвективті процесстердің синоптикалық және термодинамикалық жағдайына Л.И. Коротковский сараптама берген. Күшті түсулер суық фронтта және сонымен қатар айқын көрсетілген жырада да байқалады. Оңтүстік – батыс және солтүстік- батыс бағыттағы жырадан бағытталып отырған ауаның ылғалды шығуына көпшілік бұршақтың шығуы сәйкес келеді. Әлсіз бұршақтың түсуі жыраларда және төменгі қысым аймақтарында байқалады, әсіресе суық және аз жылжымалы жер беті фронттарына және окклюзия фронттарына сәйкес келеді.

Л.И. Бордовская Батыс Сібірдің оңтүстік – шығысында бұршақтың синоптикалық жағдайын зерттеді.

Мұнда бұршақтың ішкімассалық және фронттық сипаты бірдей, әсіресе фронтттық суық фронттарда фронттық бұршақтардың қалыптасуына көбірек жағдай жасайды. Автор сараптауына бұршақтың түсуін 4 типке бөледі. Олар үш фронттық (солтүстік – батыс, батыс, солтүстік) және массаішілік [10].

Бұршақ пайдолуы үшін қажетті физикалық жағдайлар анықталған. Бұл:

1. тамшының қату деңгейінен 0 – дік изотерма деңгейіне дейінгі аймағындағы мұз тамшысына концентрациясы салқындаған көп аз болуы керек;

2. бұлттарда қарқынды және ұзақ жоғары ағын дамып, бұлттардың жоғары биікке көтерілуін және мұз тамшыларының үлкен көлемге дейін өсуін қамтамассыз етеді.;

3. бұршақ жоғары бағытталған ағындардың жылдамдықтары кейббір критикалық көрсеткіштерді жоғарылатаып жіберген жағдайда азырақ пайда болуы мүмкін, тәжірибеде бұл жылдамдық 5 м/с болуы керек.

Бұршақ бөлшектерінің радиусы жоғары бағытталған ағындардың жылдамдығы өссе, кішірейеді.

Бұршақтың пайда болу уақыты жоғары бағытталған ағындардың жылдамдығының үлкен мөлшерінде 30-40 минутта құлайды.

Қорытындылай келе, бұршақ механизмі, бұршақтың пайда болуы, қолайлы аэросиноптикалық, орографиялық, термодинамикалық жағдайларының әр түрлі аудандардға байланысты ауқымды әдебиеттер беретінін айтамыз. Жасалған бақылау әдістері және ұйымдасқан өңдеулер зерттелген аудандардағы осындай сұрақтарға жауап береді.

Нөсерлі жауындар ішкі массалық немесе фронттық болуы мүмкін. Ішкімассалық бұлттар көбінесе термикалық және динамикалық тұрақсыздықтан туындайтын вертикалды конвективті ағындармен байланысты [11].

Фронталды нөсерлі жауын көбінесе суық және суық окклюзия фронттарымен байланысты, кейде жылы фронтпен де келуі мүмкін. Фронттық нөсерлі жауынның себебі-мәжбүрлі конвекция.

Нөсерлі жауындар аралас құрылымды бұлттардан түседі. сондықтан конвективті бұлттарда кристалдану тепмературасы минус 10 ^°С – қа жетуі керек. Егер минус 10 ⁰С изотермасы жоғары орналасса бұлт вертикалды жақсы дамып, жауын бермеуі мүмкін. Егер минус 10 ^°С изотермасы төмен орналасса вертикалды аз дамыған жағдайда да жауын түседі.

Егер Cb минус 23 ^°С және одан да төмен жағдайға жетсе найзағай күтіледі. Тропиктік ендіктерде күшті нөсерлер сұйықты-тамшылы бұлттардан да түседі, себебі олар қуатты әрі сулы, сондықтан оларда бұлттан түсе алатын үлкен тамшылар құрылады.

Ішкі массалық нөсерлер толып бара жатқан циклонның артында түседі, антициклонның артында және өте сирек бұзылып бара жатқан антициклондардан түседі.

Циклон артында нөсерлі жауынның түсу мүмкіндігі арктикалық ауаның оңтүстікке жылжуынан артады. оның себебі жер бетінен буланудың әсерінен салқын ауаның ылғалдануы және оның төменгі жағының қызуы.

Толып бара жатқан антициклондарда нөсерлі жауынның болуының жағдайлары:

1) биіктіктерде суық аймағының бар болуы;

2) топырақтың бұрын түскен жауын есебінен ылғалдануы – ылғал топырақтан булану ауадағы буға болысады;

3) бұлттылықтағы жыртықтар – күндізгі уақытта күннің түсуінен жер беті біртеггіс қызбайды, ал ылғалдылық айтарлықтай болған кездегі біртегіс емес қызу қарқынды конвекцияға әкеледі [12].

Антициклонның артында биіктікте суықтың адвекциясы немесе барлық тропосферада жылудың адвекциясы болған кезде жер бетінде де, еркін атмосферада да уақыт бойынша үлкею болған кезде байқалады. Егер жер бетіндегі ауа температурасы 20-25 ^°С арасында тербелмелі болса, сыбағалы ылғалдылық 7-7,5 г/кг және 3 километр биіктікке дейін аслыстырмалы ылғалдылық 70-80 % және одан жоғары болса күтіледі. 26-28 ^°С болған жағдайда сыбағалы ылғадылық 10 г/кг-дай болуы керек, одан да жоғары температурада 11-12 г/кг болуы керек. Егер жер бетіндегі температура 26-28 ˚С, ал сыбағалы ылғалдылық 7 г/кг-нан төмен болса циклон артында нөсерлі жауын күтілмейді.

Бұзылып бара жатқан антициклондарда нөсерлі жауын тропосфераның төменгі бөлігінде ылғалдылық өте артқанда және төменгі 1,5 километрде ылғалдылық градиентінің азаюы жағдайында жауады. фронттық нөсер немесе найзағайдың түсуі фронт алды жылы ауаның стратификасиясына тәуелді. Егер жылы ауа тұрақсыз және уақыт өткен сайын тұрақсыздық күшейсе, нөсер күтуге болады, ал егер бірнеше қосымша жағдайлар болса найзағай күтіледі. стратификация өзгеруінің көрсеткіші ылғалдылықтың өзгеруінің көрсеткіші болып табылады. жылы ауаның ылғалдылығы уақыт өткен сайын артса, нөсерлі жауын мен найзағайдың да болу мүмкіндігі артады.

Фронттық нөсерлі жауынды болжағанда, жылы ауаның қай ауданға ауысып бара жатқанын ескеру және осы жолда ылғалдылықтың қалай өзгеретінін ескеру өте маңызды.

Ауаның құрамындағы ылғалдылықтың өзгеруі топырақтың ылғалдану дәрежесімен анықталады. Л.С. Минин ауа құрғақ топырақтан жібіген топыраққа ауысқанда температурасы 20 °С болғанда жер бетіндегі ауа сыбағалы ылғалдылық тәулігіне 2,1-2,5 г/кг құрағанда және бастапқы температура 10 °С болса, сыбағалы ылғалдылықтың көрсеткіштері тәулігіне 1,4-1,9 г/кг құрайды деген. 850 миллибар деңгейіндегі сыбағалы ылғалдылық орташа өсімшесі батыстан оітүстік – батысқа жылжуы кезінде тәулігіне 1 г/кг және оңтүстік – шығыстан жылжу кезінде 1,7 г/кг-ға тең. Ылғал ауданнан құрғақ ауданға жылжуы кезінде жердегі сыбағалы ылғалдылықтың мөлшері тәулігіне 1,5 г/кг, 850 миллибар деңгейде 1 г/кг.

Фронтпен байланысты нөсерлі жауын мен найзағайды болжау кезінде жердегі барикалық жыраның профилінің өзгеруін ескеру керек. Егер, жыра тереңдесе, нөсердің жауу мүмкіндігі жоғарылайды [13].

Нөсерді болжаудағы маңызды сипаттама - фронт өтетін аймақтағы беткейдің түрі мен рельефі. Аса биік емес жерлердің өзінде нөсерлі жауын мен найзағайдың болу мүмкіндігі және қарқындылығы жел жақ бағытқа ауысады. Егер жазда АТ₈₅₀ және АТ₇₀₀ миллибар деңгейлеріндегі барикалық аумақтарындатаулы ауданда барикалық жыра орналасады немесе төменгі қысымның тұйық ауданы болса, болжамда келесі күнге нөсерлі жауын және найзағай беріледі.

Сулы аудандар үстінде және олардың алдындағы кіші далалықта (фронт жылжитын бағыттағы) Нөсер мен найзағайдың саны азырақ. Бұл – салқын су беткейі конвекцияны әлсірететінін көрсетеді [14].

Нөсер мен найзағайды болжаудың үш принципі бар.

Бөлшектер әдісімен болжау. Н.В. Лебедев нөсер мен найзағайды бөлшектің адиабатты көтерілуі негізінде болжау әдісін ұсынды.

Лебедев термикалық конвекциямен қатар, мәжбүр және динамикалық конвекцияны ұсынады.

Мәжбүрлі конвекция – потнциалды – тұрақсыз ауаның көтерілуі кезінде пайда болады.

Егер, ауа стратификациясы тұрақсыз болса, конденсация деңгейінде онда конденсация жылуының бөлінуі есебінен ылғал – тұрақсыз стратификация пайда болады. Ауаның конденсация деңгейіне дейін көтерілуі вертикалды ағындар, немесе турбулентті араласу, немесе жылу мен ылғалдың әртүрлі таралуынан болады.

Динамикалық конвекция ауаның шекаралық тұрақты стратификацияланған қабатында турбулентті араласудан болады. Бұл турбулентті қабаттың салыстырмалы түрде ылғалдылығының көптігінен және ылғаладибаттың температура градиентінен көп жағдайда болуы мүмкін.

Бөлшектер әдісімен болжағанда конвекция максималды дамыған кездегі, 14-15 сағаттардағы тұрақсыздық энергиясы есептеледі.

Бұл үшін ылғал мен күйдің болжамды стратификациялық сызықтары сызылады. Сонымен қатар, конвекция кезінде бөлшектердің көтерілуі тек жер бетінен ғана емес, барлық конвективті тұрақсыз деңгейлерден болатынын ескеріледі.

Жаңбырлы – будақ бұлттылықтың пайда болуына қолайлы жағдайлар:

1. қисық стратификация және қисық күй арасындағы орташа температура айырмашылығымен анықтауға болатын тұрақсыз энергия;

2. конвективті – тұрақсыз қабаттың қалыңдығы;

3. конденсация және конвекция деңгейлерінің орыны;

4. конвективті ағын жылдамдаға;

5. температура мен ылғалдылықтың биіктік бойынша таралуы.

Болжамдық қисықтарды жүргізу үшін алдымен 850, 700, 500 мб деңгейлердегі температураның адвективті мәндері анықталады. Бұл үшін арнайы 12 сағаттағы бөлшектердің араласу траекториясын тұрғызады. Траекторияның басындағы температура траекторяның соңғы нүктесіндегі адвективті температура болады. Адвективті ауа температурасының мәні эмаграммадағы сәйкес қысым деңгейіне жазылады. Нәтижесінде еркін атмосферадағы адвекция нәтижесінде орын алатын болжамдық стратификация қисығын аламыз.

Содан кейін, вертикалды ағындар картасымен немесе Лебедев формуласымен негізгі изобаралық беткейлердегі δР₈₅₀, δР₇₀₀, δР₅₀₀ реттелген ағындардың жылдамдығы есептеледі. Берілген деңгейдегі қисық стратификация нүктелерін Рδ белгісіне және мәніне сәйкес араласады. δР<0 болғанда, жоғары қарай араласуды құрғақ адиабата бойымен жүргіземіз, конденсация деңгейінен жоғары – ылғал адиабата бойымен. δР>0 болғанда, төмен қарай араласу үнемі құрғақ адиабата бойымен жүргізіледі [15].

Күн ауығаннан кейін атмосфераның жер беті қабатында қарқынды турбулентті араласуы болатындықтан, температураның таралуы құрғақ адиабатты болады. Сондықтан, сондықтан, жер беті қабатында қисық стратификация тұрғызу үшін, жер бетіндегі содан кейін нүктелер арқылы жер беті қысымы мен максималды температураның есебі жүргізіледі, еркін атмосферада стратификация қисығымен қиылысқанша максималды температура мен жер беті қысымына сәйкес құрғақ адиабата жүргізіледі.

Ылғалдың болжамдық қисығын жүргізгенде бірінші, ылғалдың адвективті қисығы жүргізіледі. Кейін бұл қисықтың нүктелері δР₈₅₀, δР₇₀₀, δР мәндері бойынша жоғары көтеріледі немесе төмен түсіріледі. Конденсация деңгейіне дейін жоғары көтеру изограмма бойынша, төмен түсіру ылғал адиабата бойынша жүргізіледі. Төмен түсіру үнемі изограммаға параллель жүргізіледі.

Жер беті қабатында шық нүктесінің қисығын жүргізу кезінде тәуліктегң ылғалдылықтың максимумы конвекцияның қарқынды дамыған кезіне сәйкес келеді. Тәуліктегі максималды ылғалдылық таңертеңгі 9-10-да байқалатындықтан, жер бетіндегі таңертеңгі мерзімге сәйкес келетін қысымы мен ылғалдылық еркін атмосферадағы бірінші шық нүктесі қисығына қосылады.

Болжамды күй сызығын жүргізу. Бірінші күй қисығының жақындауын жер беті қабатынан жүргізуге болады.

Нақтырақ есептеулер үшін, жер беті қабатындағы бөлшектердің ғана көтерілуін емес, күй сызығы стратификация қисығының оң жағында жатқан қабаттардағы жоғары көтерілуші қозғалыстарға да жүргізеді.

Конвекция бар қабат конвективті – тұрақсыз қабат деп аталады. Конвективті – тұрақсыз қабаттың төменгі шекарасы жер бетімен сәйкес келеді. Жоғары шекарасы шық нүктесі қисығының және бірінші болжамдық тратификация қисығы арқылы өтетін изограмманың қиылысу деңгейіне сәйкес келеді.

Найзағай мен нөсердің болу мүмкіндігін анықтайтын критерийлер:

1. конвективті –тұрақсыз қабаттың қалыңдығы 60-100 миллибар және одан да көп;

2. стратификация қисығының күй сызығынан ауытқуы 3 градустан көп;

3. конвекция деңгейі 400 миллибар деңгейде жатады;

4) 850-500 миллибар қабаттарындағы салыстырмалы ылғалдылықтың мөлшері 60-70 % - ға тең.

5) 850, 700, 500 миллибар деңгейлеріндегі шық нүктесі тапшылығының жиынтығы 18-16 ^°С-тан аз.

6) жер бетіндегі ауа температурасы мен шық нүктесі мәнінің мәні 12 ^°С-тен аз.

2, 3, 4, 5, 6 жағдайлар орындалып, конвективті - тұрақсыз қабаттың қалыңдығы 20-40 миллибар болса, нөсерлі жауынның саны аз болады.

1, 3, 4, 5, 6 жағдайлар орындалып, стратификация қисығының күй сызығынан ауытқуы 1градусқа тең болса, нөсерлі жауын сағат 18–ден кейін түседі.

Стратификация қисығының күй сызығынан ауытқуы 4 градустан көп, конвективті – тұрақсыз қабаттың қалыңдығы 10-30 миллибар, қабаттағы салыстырмалы ылғалдылық 50 % болса, құрғақ найзағай түседі, немесе найзағайлы жауындар 3 миллиметрден төмен түседі.

Нөсерлі жауындар түспейді, егер:

1. конвективті – тұрақсыз қабаттың қалыңдығы 10-20 миллибар болса;

2. стратификация қисығының күй сызығынан ауытқуы 1 градусқа жақын болса.

850, 700, 500 миллибар деңгейлеріндегі шық нүктесі тапшылығының жиынтығы 25-30 ^°С-тан көп болса.

Фронт өтуі кезінде Ns→As бұлт жүйесінің дамуынан кейде Cb бұлттылығы дамуы мүмкін. Cb дамуы адвекция және вертикалды қозғалыстармен байланысты ылғал – тұрақсыз ауа қабатымен байланысты.

Егер қандай да бір нүктеде шық нүктесінің қисғс мен стратификация қисығы бірігіп кетсе, ауа адвекция мен вертикалды қозғалыстар нәтижесінде қанығады деген сөз.

Егер осы ылғал қанықан қабатта температураның вертикалды градиенті ылғал адиабаттыдан жоғары болса, бөлшектер жоғарыға серпін алып, ішкі энергия есебінен жоғары көтеріле береді (бұл бөлшектердің температурасы барлық дейгейде қоршаған орта температурасынан жоғары болады) [16].

Ылғал – тұрақсыз қабаттың төменгі шекарасы фронталды Cb бұлтының төменгі шекарасының орташа биіктігін береді.

Ылғал – тұрақсыз қабаттың төменгі шекарасын ылғал адиабатаны стратификация қисығымен қиылысқанға дейін жүргізіп Cb бұлтының жоғары шекарасын, конвекция деңгейін анықтайды. Фронталды нөсерлерге жағдай жасайтын жағдайлар ішкімассалыққа да жағдай жасайды. Фронталды найзағайды болжау үшін минус 23 ^°С изтерма деңгейін анықтау керек. Егер, минус 23 ^°С изотерма деңгейі конвекция деңгейінен төмен жатса, найзағай күтіледі, егер, жоғары болса, күтілмейді [17].

Динамикалық конвекция. Нөсер мен найзағайды болжағанда, динамикалық конвекцияның дамуын ескеру қажет. қатынасымен анықталатын термодинамикалық қисық бастапқы нүкте арқылы өтетін құрғақ адиабатаның сол жағында орналасса динамикалық конвекция болуы мүмкін. Динамикалық конвекцияны болжауда, бірінші қарапайым жолмен болжамдық қисық қызық тұрғызылады.

Бұдан кейін әр қабаттың бастапқы нүктесінен күй қисығы жүргізіледі. Күй сызығы мен стратификация қисығымен шектелген аудан термикалық тұрақсыз энергияны береді. Күй сызығы мен термодинамикалық стратификация қисығымен шектелген аудан термодинамикалық тұрақсыз ауданды береді.

Егер термодинамикалық аудан күй сызығының сол жағында орналасса, тіпті термикалық тұрақсыз энергияның таңбасы теріс болған жағдайда да, динамикалық тұрақсыздық орын алады.

Массаішілік ковективті бұлттылық санын М.Г. Приходько әдісімен болжауға болады.

Массаішілік конвективті бұлттылыққа будақ және будақ-жауын бұлттыдлықтары жатады. Конвективті бұлттылықты болжаған кезде оның синоптикалық жағдай қарастырылады.

Конвекивті бұлттылықты болжау инерциялықпроцестерді, ауа массаларының адвекциясы мен трансформациясын ескеріп есептелінеді. Болжам тәулікке жасалынады, одан кейін таңертеңгі зондылау мәліметтерімен нақтыланады. Болжамда бұлттылықтың саны, төменгі шекарасы мен жоғары шекарасының биіктігі қолданылады.

Ресейдің Еуропалық Територриясында (РЕТ) конвективті бұлттылықты болжаудың негізгі статистикалық өңдеуі үшін, М.Г. Приходько таңертеңгі зондылау мәліметтерін пайдалануды ұсынды. Бұлттылық саны стратификация коэфициенті арқылы анықталады. Биіктік бойынша стратификация коэффициенті мына формуламен анықталады:

κ_стр= , (1.3)

мұндағы

- тәуліктегі максималды температура мен зондылау кезіндегі температура Т₀ айырмашылықтары;

– жер бетінің инверсия қабатының жоғары шерарасы мен 3000 метр биіктіктегі салыстырмалы ылғалдықтың орташа мәні;

– жер бетінен 0,5 километр биіктікке дейінгі қабаттағы зондылау кезіндегі орташа шық нүктесі тапшылығы;

жер бетінде 1 °С-тан аз және 4 °С-тан көп болса, немесе жер бетінен 0,2 километр биіктікке дейінгі қабаттағы зондылау кезіндегі орташа шық нүктесі тапшылығы 1-3,9 °С арлығында ауытқыса;

– жер беті инверсиясының жоғары шекарасы мен 3000 метр арасындағы қабаттың зондылау кезіндегі құрғақ адиабата және орташа нақты вертикалды градиент арасындағы айырмашылық.

Массаішілік ковективті бұлттылық санын А.Н. Мошников әдісімен болжау

Келесі массаішілік ковективті бұлттылық санын болжау әдісінде мынадай эмпирикалық қатынас қолданылады:

N_max= 0.075ΔH_KТҚ±1,5 (1.5)

мұндағы

N_max- балмен берілген күндізгі уақыттағы бұлттылықтың максималды саны;

ΔH_KТҚ - ГПамен берілген конвективті тұрақсыз қабаттың қалыңдығы.

Конвективті тұрақсыз қабат (КТҚ) – әр бөлшегі тұрақсыздық энергияның оң таңбасына ие болатын қабат. КТҚ Cb дамуына сәйкес ауасы жүзіп барып бұлтқа енетін қабат. Көбінесе КТҚ төменгі шекарасы жер беті болады. Жоғарғы шекарасын аэрологиялық диаграмма көмегімен анықтайды. р₀ және Т_max координаталы нүктеден (А) изограммаға (В) дейін құрғақ адиабатаны жүргізеді де, болжамдық ылғал сызығына (С) дейін төмен түсіріледі. А және С нүктелеріндегі қысым айырмашылықтары максималды конвекция кезіндегі КТҚ қалыңдығын анықтайды. Бұлттылық саны анықталған аралықтарда бағаланады.

Бұл әдіс атмосферадағы адиабатты көтерілуді ескеретін бөлшектер әдісін қолдануға негізделген. Бұл кезде егер бөлініп шыққан бөлшек импульске қарай бағытталса, қабат күйі тұрақсыз болады, егер, бөлшек бастапқы деңгейге қайтып келсе, тұрақты болады [18].

Конвекцияның болуы атмосферада құрғақ немесе ылғалтұрақты стратификацияның болуымен байланысты болғандықтан, нөсер мен найзағайды болжауда осындай қабаттарардың температура стратификациясының болжамдық қисығында болуын ескеру керек. Осыдан кейін, жеке бөлшектер көтерілетін биіктікті анықтауға болады. Конвекция деңгейі (термикалық, мәжбүр, еркін) синоптикалық жағдайды талдағаннан кеін анықталады.

Термикалық конвекция шекаралық қабаттың күндізгі қызуынан болады. Оны туындатушы ауаның жеке бөлшегінің қызуы, динамикалық турбуленттілік болуы мүмкін. Конденсация деңгейіне дейін температура құрғақ адиабата бойынша, жоғары ылғал адиабата бойынша жүреді. Конвекцияның бұл түрі жазғы күндері күндізгі уақытта бұзылып бара жатқан антициклондарда, толып бара жатқан циклондар мен жыраларда, аз градиентті қысым жүйелерінде және қысым аңғарларында болады.

Еркін конвекция нәтижесінде температураның құрғақ немесе өте адиабатты қабат қалыптасатын шекаралық қабаттан жоғары биіктік бойынша жылудың адвекциясы азайып немесе суықтың адвекциясы өсуі болғанда қалыптасады. Бұл конвекция көбінесе көктемде және күзде тәуліктің кез келген уақытында циклонның жылы цекторында байқалады.

Егер ауаның мәжбүрлі көтерілуі температураның вертикалды градиенті ылғал адиабаттан жоғары болғанда, ауа қабатын айтарлықтай қанығуға әкелетін болса, мәжбүрлі конвекцияның дамуы байқалады. Оның себебі ауаның реттелген қозғалысы, температура мен ылғалдылықтың біркелкі емес таралуы және динамикалық турбуленттілік болады.

Көбінесе мәжбүрлі конвекция атмосфералық фронт аймағында, таудың жел жақ баурайында және циклонда байқалады.

Ол жылдың және тәуліктің кез келген уақытында байқалады [19].

Нөсерлі жауын мен найзағайға болжам жасалатын конвекцияның пайда болуы жағдайларын және барлық параметрлерді есептеуде нақты және болжамдық температура мен ылғалдылықтың стратификациялық қисығы қолданылады.

Болжаудың бастапқы мәліметі болып ағымдағы күннің ауа райы картасы және вертикалды ағындар картасы алынады.

Нөсерлі жауын мен найзағай параметрлері келесі ретте анықталады:

Конвекцияның түрі мен пайда болу мүмкіндігі анықталады. Осы мақсатта температура мен шық нүктесі стратификациялары жүргізіледі. Температура мен шық нүктесі стратификацияларын жүргізгенде олардың адвекция, вертикалды қозғалыс әсерінен өзгеруі ескеріледі. 850, 700, 500 гПа изобарикалық беткейлерінде конвекцияның максималды дамуы кезінде.

Егер болжамдық сызықтар бойынша қанығу орын алмайды, немесе бір немесе екі деңгейде ғана орын алады деген шешім болса, тропосфераның шекаралық қабатында температураның стратификация қисығын температураның құрғақ адиабатты градиенті таралған жерге дейін тұрғызып, жердегі Т_мах анықталады.

Жер беті ылғал бір тегіс таралса шық нүктесінің болжамдық мәні ретінде жергілікті уақыт бойынша 8-ден 10-ға дейінгі бақыланған оның мәндері алынады.

Алынған мәндер аэрологиялық диаграммаға салынады.

Жер бетіндегі шық нүктесі температурасы жоғары қабаттың жақын нүктесімен қосылады.

Осыны тұрғызғаннан кейін термикалық конвекцияны анықтауға болады.

Егер болжамдық сызықтар бойынша қанығу орын алмайды, немесе бір немесе екі деңгейде ғана орын алады деген шешім болса, 850 гПа деңгейінің қалыңдығы 100 гПадан аз болмаса шекаралық қабаттар бойынша жоғалып кетпейтін температураның құрғақ адиабатты градиенті байқалатын немесе шекаралық қабатта температура градиенті құрғақ адиааттыдан төмен, еркін конвекция деп аталады.

Егер болжамдық сызықтар бойынша және ылғалдылықтан екі немесе үш деңгейде ауа көтерілуі кезінде қанығу байқалса, мәжбүрлі конвекция байқалады.

Конвекция параметрлерін есептеу:

1) 850, 700, 500 гПа деңгейлердегі шық нүктесі тапшылығының суммасын есептейміз, жанама бұлттағы қоршаған орта әсерін ескереміз;

Егер > 25 ^°C болса, есептеуді ары қарай жүргізбеуге болады, себебі құрғақ жағдайда Cb дамуына жағдай болмайды, < 25 ^°C болса, Cb дамуы мүмкін;

2) (Т_мах-Т_d) мәні конденсация деңгейін анықтауға мүмкіндік береді.

(Т_мах-Т_d) >20 ^°С болса, конденсация деңгейі 2,5 километр жоғары орналасып, жауын – шашын жерге жетпейді.

(Т_мах-Т_d) ≤ 16 ^°С болса, конденсация деңгейі 2 километрден төмен орналасса Cb дамуына және жауын – шашын түсуіне жағдай жасайды;

3) еркін конвекцияда құрғақ тұрақсыздық стартификациясына ие қабаттың төменгі шекарасы үшін есептелген (Т_мах-Т_d) мәні 4-6 ^°С аспауы керек;

4) болжамдық қорытындылар жасауға мүмкіндік беретін ΔH_KТҚ қалыңдығын анықтау.

ΔH_KТҚ үлкен болған сайын конвективті бұлттылықтың пайда болу мүмкіндігі, сулылығы, саны, нөсерлі жауынның қарқындылығы артып, найзағай пайда болуына жағдай жасайды;

5) терималық және еркін конвекцияда Cb бұлтының төменгі шекарасы болатын конденсацияның орташа деңгейі ᴢ̄ _конд.

Мәжбүрлі конвекцияда Cb төменгі шекарасына ылғалтұрақсыз қабаттың төменгі шекарасы сәйкес келеді.

Реттелген көтерілу жаңдайында конденсация деңгейі Ns – As бұлтының төменгі шекарасын анықтайды;

6) термикалық және мәжбүрлі конвекция кезінде конвективті бұлттылықтың жоғары шекарасын анықтайтын конвекцияның орташа деңгейі ᴢ̄ _конв. Мәжбүрлі конвекция кезінде конвективті бұлттылықтың жоғары шекарасымен сәйкес келетін конвекцияның максималды деңгейі анықталады;

7) термикалық конвекция үшін конвекцияның орташа деңгейіндегі және мәжбүрлі конвекция үшін конвекцияның максималды деңгейіндегі температура Т_конв анықталады.

Бұл парметр нөсер мен найзағай түсуінің мүмкіндігін бағалауға мүмкіндік береді. Т_конв төмен болған сайын, мүмкіндігі жоғары;

8) ͞(Т̀̀͞ -͞T) орташа мәні. ͞(Т̀̀͞ -͞T) мәні көп болған сайын, ауаның тұрақтылығы мен конвекция қарқындылығы жоғары болады;

9) конвективті бұлттылықтың қарқындылығы ΔH͞_к.б (термикалық және еркін конвекция кезінде орташа және мәжбүрлі конвекция кезінде максималды). ΔH͞_к.о жоғары болған сайын нөсерлі жауын мен найзағай түсу мүмкіндігі артады.

Найзағай мен нөсердің болуына қолайлы және қолайлы емес жағдайларды есептелген параметр мәндеріне байланысты бағалауға болады.

Кестеде нөсер мен найзағай түсуі үшін конвекция параметрлерінің мәндері көрсетілген (Кесте 1).

Кесте 1

Нөсер мен найзағай түсуі үшін конвекция параметрлерінің мәндері

	(Тмах-Тd)	ΔHKТҚ	ᴢ̄ конд	ᴢ̄ конв	Тконв	͞(Т̀̀͞ -͞T)	ΔH͞к.б	құбылыс
25	>20	-	-	-	-	-	-	жоқ
≤25	>20	>10	~1,5	≥6	<-22,5	>4	~4,5	әлсіз нөсерлі жауын, найзағай немесе құрғақ найзағай болуы мүмкін
≤20	≤14 (≤10)	>20	~1,5	>5	22,5-тен 10-ға дейін	≥3	>3,5	найзағайсыз нөсерлі жауын
≤20	≤14	>30	~1,5	≥8	<-22,5	≥3	>6.5	нөсерлі жауын, әр жерде найзағай
≤16	~10	60-100- ден жоғары	1,5-тен 1-ге дейін	>8	<-22,5	≥3	≥7,5	күшті нөсерлі жауын және найзағай
~16	~10	-	1,5-тен 1-ге дейін	>8	<-22,5	>3, ΔТмах>4	≥7,5	бұршақ

Кесете 1-ге сәйкес, конвективті бұлттылықтан болатын құбылыстардың байқалуы үшін қажетті конвекция параметрлерін көреміз [20].

Г.Л. Сосин Кавказалды ауданы үшін тау маңында негізгі және үнемі болатын әсерлерді– ауа күйінің мәжбүрлі көтеру кезінде оның ық жаққа ауысуын ескере отырып найзағайды болжау әдісін жасады. Мұнда тұрақсыздық ретінде потенциалды тұрақсыздық, ылғалдылық сипаттамалары қарастырылады. Потенциалды тұрақтылық – оның адиабатты көтерілуі қанығуға әкелетін, ылғал тұрақсыз стратификация туындататын (𝑓=100 % болғанда, γ>>γ_ы.а.) ауаның күйі. Бұл жағдай мәжбүрлі деп аталатын ылғал адиабатты конвекцияның дамуына қолайлы. Потенциалды тұрақсыздан псевдопотенциалды температураның Ө_р биіктік бойынша өзгеруін сипаттауға болады: оның өсуі - потенциалды тұрақтылыққа, төмендеуі – потенциалды тұрақсыздыққа әкеледі. Биіктік бойынша псевдопотенциалды температураның төмендеуі тек потенциалды тұрақсыздыққа және мәжбүрлі конвекцияның орындалуына ғана емес термикалық конвекция жағдайларын бағалауға мүмкіндік береді. Егер потенциалды тұрақсыздық биіктік бойынша шық нүктесі температурасының төмендеуі кезінде байқалса, температураның вертикалды градиенті ылғаладиабаттық градиенттен көп деген сөз. Сәйкесінше термикалық және мәжбүрлі конвекцияның қатар байқалуын күтуге болады.

Таулы аудандарда найзағайды болжау әдісін дайындағанда конвекцияның дамуы ауаның вертикалды араласуымен байланысты, Ө_р биіктік бойынша таралуына сараптама жасау қажет. Бұндай сараптамадан кейін әртүрлі қабаттардың потенциалды тұрақтылығы анықталады, Ө_р биіктік бойынша өсетін қабат потенциалды тұрақты қабат, Ө_р биіктік бойынша төмендеуі байқалатын қабат потенциалды тұрақсыз қабат болып табылады. Потенциалды тұрақты қабатты ауаның адиабатты көтерілуі кезінде оның тратификациясы ылғал тұрақсыз болып, мәжбүрлі конвекцияны дамытуы мүмкін. Және керісінше, потенциалды тұрақты қабатты ауаның көтерілуі кезінде, оның стратификациясы абсолютті тұрақтыболып қалады және конвекцияның дамуы болмайды. Ө_р вертикалды таралуын сипаттау үшін келесі параметрлерді есептеу қажет:

850, 700, 500, гПа деңгейлердегі шық нүктесі тапшылығының суммасын есептейміз ;

500 гПа деңгей Ө_р500 мен потенциалды тұрақсыз қабаттың төменгі шекарасындағы псевдопотенциалды температураның Ө_р1 айырмашылығы.

Потенциалды тұрақсыз қабаттың төменгі (Ө_р1) және жоғары (Ө_р1) шекаралырындағы пмевдопотенциалды температуралар айырмашылығы.

ΔӨ_р= , (1.6)

мұндағы

р₁ және р₂ – осы қабаттың жоғарғы және төменгі қабаттарындағы қысым мәндері.

850 және 500 гПа беткейлердегі шық нүктесі тапшылығы айырмашылығы.

Қалыптасқан болжамдық ережелер:

Егер төрт параметр де найзағай болуына жағдай жасаса күтуге болады: <30, ΔӨ̀_р≤3 ^°С, ΔӨ_р> 0 ^°С және Δ(Т-Т_d)>0 ^°С.

Егер алғашқы үш параметр жағдай жасап, шық нүктесі температурасы биіктік сайын өссе Δ(Т-Т_d)<0 найзағайдың болуы график бойынша бағаланады.

>30 болса, найзағайды тек қана тау-шатқалды аудандардың 700 немесе 500 гПа деңдейінде жотаның алдыңғы бөлігі орналасып және басқа парметрлер найзағайдың пайда болуына болысса ғана күтуге болады;

ΔӨ̀_р>3 ^°С, ΔӨ_р< 0 ^°С болса найзағайды күтпеуге болады.

График ішкімассалық және фронталды найзағайларда да қолданыла береді. Соңғы жағдайда жылы ауа массасындағы зондылау мәліметтері қолданылады. 00 сағаттағы зондылау мәліметтернен найзағайдың болжамын келесі күнге немесе келесі түнге беруге болады. Тропосфераның шекаралық қабатындағы жылынудың әсерін болдырмау үшін, потенциалды тұрақсыздықты 900-850 гПа деңгейлер арқылы анықтауға болады [21].

Орташа қуатты радилокаторлар 200 километр қашықтыққа дейін найзағай ошағын, 80 километрге дейін нөсерлі жауын аймағын, бұлттылықтың горизонталды және вертикалды аймақтарын анықтауға және бұлттылықтың горизонталды және вертикалды қималарын алуға мүмкіндік береді.

Горизонталды қималар индикаторлы дөңгелек шолуда бейнеленіп, бұлттылықтың жағдайын, ауданын, найзағай мен нөсердің ошағын көруге мүмкіндік береді. Вертикалды қималар вертикалды тартылулар мен найзағай ошағының, бұлттылық пен жауын аймағының құрылымын көруге мүмкіндік береді. Бұлттылық немесе найзағайдың ошақтарының аудандары радилокациялық ақпарат карта бланкасына түсіріледі. Шеңбердің ортасында бақылау жүргізіліп отырған пункт орналасады. Бланканың оң жағында биіктік-қашықтық индикаторы бойынша алынған мәліметтер, бақылау мерзіміндегі бұлттылықтың құрылысы мен тартылу мәліметтері жазылады. Аймақтың вертикалды және горизонталды осьтерінде қашықтық көрсеткіштері километрмен беріледі. Аймақтың периметрі бойынша азимут берілген. Бақылау мерзімдері аралығындағы ошақ орталығы ауысатын қашықтық бойынша оның қозғалыс жылдамдығын анықтауға болады.

V = (1.11)

мұндағы

S – Δt уақыт аралығында ошақ орталығы жүріп өткен жол, километрмен.

Бағыт азимуты (А°) азимут көрсеткіші бойынша есептеледі де, бланканың оң жағына жазылады.

Найзағай ошағының даму тенденциясы бейненің сыртқы түрімен анықталады:

1) уақыт өткен сайын ошақтың ауданы үлкейіп, жарықтығы күшейсе, құбылыс дамып жатыр деген сөз;

2) ауданы кішірейіп, жарықтығы әлсіресе және ошақ бөлек ұяшықтарға бөлінсе, құбылыс әлсірейді деген сөз. Тік шекаралармен белгіленген ошақ нөсерлі жауынды береді [22].

Ақтөбе метеорологиялық радары Қазақстандағы ең солтүстік-батыс радар болып табылады. Оның батысында Орал тауларының табиғи жалғасы болып табылатын Мұғалжар тауы орналасқан, ол Орта Азия мен Қазақстанда жүзеге асатын солтүстік-батыс суық енулері кезіндегі жиі қайталанатын бұлттылық пен жауын – шашынды бақылауға ыңғайлы. Сонымен қатар Қазақстанның солтүстік – батыс аудандарында ауылшаруашылық қызмет айтарлықтай дәрежеде жүргізіледі. Және мұнда дұрыс метеорологиялық мәліметтермен қамтамассыз етуді қажет ететін өндіріс түрлері де дамыған. Осының салдарынан, осы аудандағы метеорологиялық процестерді бақылаудың маңызы зор. Осы Ақтөбе метеорологиялық радио қабылдағышының дәлдігі жоғары және ол бұрын, бірнеше ғылыми зерттеулерде қолданылған, мысалы, фронталды бұлттылықтың орын ауыстыруына меридионалды бағытта орналасқан таулардың әсерін анықтауда және т.б. Дегенмен, жаңғырықтың статистикалық сипаттамасы, оның жауын-шашын мөлшеріне, атмосфералық фронт түріне байланысы әзірге зерттелмеген. Метеорологиялық станцияларда және метеорологиялық радар аумағында бақыланған найзағай және нөсерлі жауын, конвективті бұлттылық бақыланған мәліметтерді салыстырсақ.

Кестеде байқаланған құбылыстарды көзбен бақылаудың тиімділігін бағалау берілген (Кесте 2).

Кесте 2

Байқаланған құбылыстарды көзбен бақылаудың тиімділігін бағалау

Метеорологиялық радио қабылдағыш, 100 %	R, км	метеорологиялық станция мәліметтері
		конвективті бұлттылық, %	бұршақ, %	найзағай,%
Ақтөбе	0	80	84	60
Родниковка	42	82	85	66
Ленин	59	89	85	72
Новоалексеевка	59	85	86	75
Новоросийское	110	95	89	80
Белое	130	95	96	82
Ковалевка	140	97	98	80

Кесте 2-ге сәйкес, метеорологиялық радарлардың байқауы жоғары, себебі олар тек найзағайды емес, найзағай және найзағай қайіпті бұлттарды, найзағай қауіпінсіз және нөсерлі бұлттарды байқайды. Осылайша, метеорологиялық станцияларда орын алған құбылыстар ғана тіркелетіндіктен аз бақыланады. Құбылыстардың бір бөлігін мысалы, қатпарлы-будақ бұлтының күйіне ұқсас будақ-жауын бұлтын бақылаушы мүлде ажырата алмайды, әсіресе суық маусымда [23].

2. Батыс және Шығыс Қазақстан станцияларының физико-географиялық сипаттамалары

2.1 Ақтөбе станциясы

Ақтөбе қаласы батысында Орал алды үстіртімен шығысында Мұғалжар тауымен шектесетін ойыста орналасқан. Жергілікті жер Жалпы Сырт және Орал алды шөлді жазық далаға жатады. Рельефі - аса биік емес жекеленген төбелерден тұратын үлкен аумақ.

Абсолютті биіктік – 290 метр, салыстырмалы биіктік 15-25 метр. Метеорологиялық станция Қарғалы және Елек өзендерінің қосылатын жерде, жазық аймақта орналасқан. Елек өзені оңтүстік-шығысында 5 километр жерде, ені 20-40 метр , орташа тереңдігі 4-6 метр болып ағады.

Қарғалы өзені солтүстік-шығыснда 6 километрде ені 40-60 метр, орташа тереңдігі – 3-4 метр болып ағады. Оңтүстік-шығысында 6 км қашықтықта Ақтөбе су қоймасы орналасқан, ауданы 35,7 шаршы километр, орташа тереңдігі болса, 6-7 метр. Батысына 10 километр қашықтықта Сазды су қоймасы орналасқан, ауданы 3,6 шаршы километр, орташа тереңдігі 1-2 метр. Солтүстік-батысында жазда кеуіп қалатын, Сазды өзені ағады. Ағаш-талдар жоқ. Өсімдіктер-шөлді дала өсімдіктері, бетегелі. Топырағы – сұры-сарғылт құмды, құрғақ сазды болып келеді. Жер асты грунттары 6-8 метр ағып жатады.

Метеорологиялық станцияның солтүстік-шығысында 3,5 километрде Елек өзені, 60 метрде тұрғын үй кешендері орналасқан. Басқа қапталдары ашық.

Қаланың орталығынан 1,5 километрде орналасқан. Аймақта орман жолақтары орналасқан.

Ауданы 26Х26 метр , стандартты құрылғылар орналасқан.