5.Күннің құрылысын ашып беріңіз

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 (S_m) атмосферанын молдирлигине багынышты болады(Буге формуласы):

S_m=S₀P^m

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 (R_қ)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(В_ж) былайша табылады:

В_ж=S'+D-R_қ=(Ssinh+D)*(1-A_қ)

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 (R_к) 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 (R_к) мөлшерiн анықтауға болады: R_к = (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 (В_ж) мөлшерiн анықтауға болады:

В_ж = S + D – R_к = (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(Е_н)

Е_н=Е_ж-δЕ_а

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 қатып қалуы, мәңгі тоң қабаты. Жылудың су 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 (с_к) 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;

A_z – 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 амплитудасы кішкентай себебі жыл бойы келетін жылу аз өзгереді.Мұхиттар үстінде амплитуда 1°C шамасында, құрлықта 5-10°C құрайды.2)Тропиктік тип. Тропиктік ендіктерде температураның қарапайым жылдық жүрісі байқалады, максимумы жазғы және минимумы қысқы күн тоқырауынан кейін орнығады.Жылдық амплитуда экватордан қашықтаған сайын өсе түседі,себебі жыл бойы келетін жылудың айырмашылығы өсе түседі,әсіресе қыс пен жазда.Температураның жылдық амплитудасы мұхиттар үстінде 5-10°C, құрлықтар үстінде -10-20°C құрайды.3)Қоңыржай белдеу типі. Бұл белдеуде де температураның максимумы жазғы және минимумы қысқы күн тоқыраудан кейін орнығады.Температураның максимумы солтүстік жартышары құрлық үстінде шілдеде , теңіздер үстінде және жағалауда тамызда байқалады.Ендік өскенде температураның жылдық амплитудасы да өседі.Мұхиттар мен жағалаулар үстінде олар орташа алғанда 10-15°C , құрлықтар үстінде 30-50°C болады, ал 60° ендікте 60°С жетеді.4)Полярлық тип. Полярлық аудандарда қыс ұзақ және суық, жаз қысқа да салқын болады.Температураның жылдық амплитудасы мұхиттар мен жағалау үстінде 25-40°C, ал құрлықта 65°C дан асады.Максимумы тамызда, минимумы қаңтарда байқалады. Бұл жоғрыда айтылған ауа температурасының жылдық жүріс түрлері орташа көпжылдық болып табылады, ал жеке жылдары жылы және салқын ауа массаларының басып кіруінің арқасында оларда біршама ауытқу байқалады.

18.Төселме беткей және атмосферадағы арасындағы жылу алмасуды айтып беріңіз

Жылулық режим – климаттың маңызды сипатының бірі, себебі ол табиғат кешенінің барлық бҿліктеріне ҽсер етеді: топырақ, ҿсімдік жамылғысы, жануарлар ҽлемі, ландшафт ерекшелігі, адам шаруашылығы – барлығы осы климаттық сипатқа тығыз байланысты дамиды. Алдыңғы тарауда айтылғандай, атмосфера негізінен жер бетінен қызады, ал суығанда жылу энергиясын ғарышқа жібереді. Атмосфераның жылулық режимі жылу алмасу заңдарымен байланысты. Енді мектепте алған білімдеріңе сүйене отырып, атмосфера мен оны қоршаған орта арасындағы жылу алмасу жолдарын қарастырайық: 1) радиациялық жылу ҿткізгіштік – атмосфераның күннің ҿзінен қызуы, бірақ бұл қызу мардымды емес, орта ендіктерде ол күндіз 0,50 ғана қызады; 2) молекулаларлы жылу ҿткізгіштік – атмосфера мен тҿсеніш жер беті арасындағы жылу алмасу, бірақ ол ҿте жұқа ауа қабатында ғана байқалады; 3) турбуленттік араласу – атмосфера ішіндегі жылу алмасу жолы, яғни тез арада жҽне үлкен ауа массалары арасында байқалатын ауқымды процесс; 4) булану жҽне конденсация процестері – жер беті мен атмосфера арасында байқалатын процестер, жылулық энергия жұмсау (булану) немесе бҿлу (конденсация) нҽтижесінде жылу алмасады; 5) адиабаттық – жылу алмасуынсыз, яғни қысым ҿзгеруімен байланысты ауа температурасының ҿзгеруі. Бұл процесс жылулық конвекцияда, жер бетінен жылыған ауа массаларын жоғары кҿтерілуінде байқалады. Осы процестердің ішіндегі ең қарқынды жылу алмасу жолы – турбуленттік араласу мен турбуленттік жылу ҿткізгіштік болып табылады. Турбуленттік араласу нҽтижесінде температура ҿзгерудің бір түрі – адвекциялық ҿзгеру, яғни белгілі бір географиялық орынға Жер шарының басқа аймақтарынан ауа массаларының келуі. Суық адвекция деп жылы тҿсеніш жер бетіне суық ауа массалар келсе, жылы адвекция – суық тҿсеніш бетке жылы ауа масса келгенін айтады.

19.Тропосферадағы температураның биіктік бойынша таралуын түсіндіріп беріңіз

Тропосфера атмосфераның ең астыңғы орташа температурасы биіктік бойынша төмендейтін қабаты. Оның жоғарғы шекарасының биіктігі ендік пен жыл маусымы бойынша және атмосфера айналымы бойынша өзгермелі келеді. Оның биіктігі экватор маңында 16-18 км, қоныржай белдеулерде 10-!2км полюстарда 8-9км құрайды. Тропосферада ауа вертикальді және горизонтальді бағыттарда қозғалады. Осы қабатта су буының негізгі бөлігі орналасады.Бұлттар құрылады. жауын-ш жауады, әртүрлі метео құбылыстар байқалады. Тропосферада әр 100м биіктік сайн темп орташа алғанда 0,65ºC ға төмендейді. Тропосфераның жоғарғы қабатында ауа қысымы жер бетіндегіден 3-10есе төмен боады. Тропосфераның жермен жанасатын ең төменгі жіңішке 50-100 м биіктікте дейінгі қабатын жерге жақын ауа қабаты дейміз. Температура бұл қабатта күндіз биіктік бойынша өте жылдам төмендейді ал түнде керісінше. Жер бетінен 1000-1500 м биіктікке дейінгі ауа қабатын үйкеліс қабаты дйміз. Үйкеліс қабатынан жоғары жер бетінің әсері болмайтын атмосфераны еркін атмосфера д.а. Тропос пен стратос арасындағы тропопаузаның қалыңдығы 1-2км құрайды.