Атмосфералық қысым және жел

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

Тропосферада батыс тасымалының ең кауіпті бұзылуы пассаттармен байланысты. Пассаттар — субропиктік ендіктерден экваторға қарай соғатын желдер. Дәлірек айтсақ, бұл субтропиктік субтропиктік антициклондардың экваторға қараған бөліктеріндегі желдер. Олар солтүстік жарты шарда тек солтүстік шығыстық, оңтүстік тек оңтүстік шығыстық желдер бола алмайтындығы айқын. Бұл олардың басым бағыттағы антициклондардың шығыс және батыс бөліктерінде пассаттар тиісінше экваторға қарай және содан соғады. Антиңиклондағы ауа үйкеліс қабатынан жоғары изобара бойынша қозғататын болғандықтан үйкеліс қабатынан тыс пассаттар қозғалысының басым бағыты — шығыс .

Пассаттар тропиктік ауаны әкеледі. Пассаттар қоңыржай ендіктерден келетін субтропиктік антиңиклондар мен байланысты болғандықтан, қоңыржай ендіктерде болып жатқан процестерге пассаттардың тәуелді екендігі байқалады. Экваторға қарай пассаттардың вертикаль қалыңдығы арта түседі: егер 25° ендікте бұл не бары 1—2 км биіктікке жетсе, экваторға жақын бүкіл тропосфераны қамтиды. Пассаттардың жылдамдығы 5—8 м/сек-қа жетеді. Пассаттар экваторға қарай Мұхитүстіндеазырақ қызған беттен қаттырақ қызған бетке орын ауыстырады, сопдықтан да туады. Бірақ бұл тек төменгі қабатта дамиды өйткені 1200-2000 м биіктікте қалыңдығы бірнеше қабатты инверсия жатыр. Пассат ннверсиясы дегеніміз пассаттармен байланыстыболып келетін антпциклондарға тән сығылу инверсиясы (ауаның шөгу нәтижесі). Инверсиялық қабат бұлттардың вертикаль дамуына қедергі жасайды, сондықтан да пассаттар үшін жазық будақ бұлт және жауын-шашынның мөлшері тән болып келеді. Қарама-қарсы жарты шарлардың шарлардың пассаттары біріне-бірі қарсы бағыттала отырып, экваторға жақып бірігеді. Олардың кезігу облысында (конвергенцияның ішкі тропиктік зонасы) ауаның күшті өрмеле ағысы туады. Қуатты будақ және будақты-жаңбыр бұлттары түзіледі, мол нөсер жаңбырлар жауады. Бұл зона желсіз зона (бұрын саналғанындай) болып саналмайды, Мұнда күшті жел болмағанымен үдере желдер соғады. Конверген-цияның ішкі тропиктік зонасыпда кей жерлерде батыс желдері соғады, бұлардың кейбіреулерінің туу себептері әлі айқын емес. Троносфераның жалпы ауа циркуляциясында схемалық түрде әр жарты шарда өзара байланысты және атмосфераның жоғарыда жатқан қабаттарынан бөлінбеген үш-үштен тұйықталмаған:поляр,қоңыржайжәнетропиктікзонағабөлуге болады. Полярлық (биік ендік) звено 65° ендікпен шектеледі. Мұнда үстінде төменгі қысым жаққа біраз ауытқуы бар (яғни.полюске қарай) батыс тасымалы, екі километр биіктікке дейін күшті шығыс желі басым болады. Қоңыржай (орташа ендік) звено 65° пен 25°—30° ендіктер арасында орналасқан. Биіктеген сайын күшейе түсетін батыс тасымал басым болады. Ендіктер аралық таеьщал циклондар мен антициклондар арқылы жүзеге асады. Тропактік (төменгі ендік) звено 25°—30° пен экватор аралы болады. Тропиктерде 1-2 км биіктікке дейін және экваторда тропосфераңың жоғарғы шегіне дейін ауа қозғалысының жалпы бағыты шығыстан батысқа қарай болады. Пассаттар үстемдік етеді.Пассаттар үстінде, ерекше, пассаттарға қарама-қарсы аптипассаттық ауа ағыстары байқалмайды. Тропосфераның жоғарғы шегіне пассаттар жетпеген жерде — батыс тасымал бар. Батыс желдердің меридиандық құраушысы үлкен емес, бірақ экватордан ауаның біраз ағып шығуын олар бәрібір қамтамасыз етеді. Материктер мен мұхиттардың қызуы мен суынуының әр түрлілігіне муссондардың пайда болуы байланысты. Пассаттар мен экватордан соғатын оларға қарамай желдер бар жерде біресе солтүстікке, біресе оңтүстікке үздіксіз алмасып отыратын тропиктік фронт орналасады. Мұхит үстінде, құрылық ықпалынан тыс, экваторлық депресия мен жоғары қысымды субтропиктік облысының маусымдық ығысуы онша байқалмайды. Құрылық үстінде жыл бойындағы қысым өзгерістері бұл ығысулардың масштабын едәуір арттыра түседі де, нәтижесінде тропиктік муссондардың тарапынан облысы үлкен кеңістікті қамтиды. Тропосфераның муссондық циркуляциясы дегеніміз бұған текті төселме беттің ықпалын көрсететін жалпы атмосфера циркуляциясының маңызды бөлімі. Атмосфераның жалпы циркуляциясының фонында жергілін себептермен шағын көлемдегі циркуляция туады, олар бастысы рельеф ықпалы.Жергілікті циркуляцияларға бриздер, тау аңғары жсллер фендар, боралар жатады. Бұларды да жергілікті. желдер деп атайды. Бриздер теңздердің, үлкен көлдердің және кейбір ірі өзендердің жағаларында туады да тәулік ішінде жел бағытының шұғыл ауысуымен сипатталады. Күндіз суға қарағанда құрылық күштірек қызғанда, рНМ үстінде ауаның өрлей қозғалысы пайда болады.

Қыста материкүстіндегіқысым. Мұхитүстіндегігеқарағанда едәуір жоғары және ауа барградиентінің бағытымен сәйкесқұрылықтанМұхитқа(қысқы муссон) қарай қозғалады.Жаздакерісінше, материкүстіндеқысым өте теменболғанда, ауа қозғалысыныңбағыты. Мұхиттан құрылыққа (жазғы муссон) қарай болады.

Муссондар дегеніміз жылына екі рет бағытын мүлде дерлік қарама-қарсыөзгертіп отыратын ауа ағыстары. Муссондар қысым айырмашылығы ерекше зор материктер мен мұхиттар аралығындағыалқапта пайда болады. Муссондардың атмосферадағы циклондық және антициклондық әрекетімен байланысы жақсы көрінеді. Бұлар циклондар мен антициклондар орнықты болған және бірінен бірінің маусымдық басымдылығы бар жерде байқалады. Қысқы орнықты антициклондар мен жазғы циклондар қоңыржай ендіктерде ма-териктердің шығыс бөлігі үстінде орнауының арқасында муссондар материктердің шығыс шеткі аймақтарында дамыған.Муссондар тропосфераның тек төменгі кнлометрлік қабатын қамтиды, бұлардың үстінде ауаның қарсы ағыстары болмайды (антимуссон). Қыста муссон кұрылықтан соққанда ол батыс тасымалымен сай келеді, жазда ол, төменде, троиосферада мұның үстінде үетемдік ететін.батыс тасымалын бұзады.Муссондардық тарауы қоңыржай ендіктермен шектелмейді. Олар тропиктік ендіктерде де жақсы білінеді. Тропиктік муссондардың туу себебі—маусымға қарай жарты шарлардың түрліше қызуы және осыған байланысты қоңыр
жай ендіктерде құрылық үстінде орналасқан күшті қысқы антициклондар мен жазғы циклон-дардың ықпалымен күшейтілген экваторлық депрессиямен субтропиктік антициклоңдардың маусымдық ығысуы.Июльде экваторлық депрессия мен субтропиктік антициклондар шеткері солтүстіккс таралады. Пассаттардың таралу облысы солтүстікке, қарай ығысады. Осы кезде оңтүстіктен экваторлық депрессияға қарай іргелес алқапта (оның январлық және орташа жағдайлары арасында) пассаттар орның бағыты қарама-қарсыға жақын желдер алады, өйткені ауа экватордан солтүстікке ығысатын экваторлық депрессняға қарай бағытды. Январьға қарай оңтүстік бірте-бірте ығыса отырып, экваторлық депрессия менсубтропиктікантициклондаршеткседі.

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

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

Жел күші қозғалатын ауаның нәрсеге жасайтын қысымы мен аныталады да квадрат метрге килограммен өлшенеді (кг/м/2) Желдің күші оның жылдамдығына байланысты =0,25 . V/2 ru/v26 мұнда Р-күш, V-жылдамдық, 0,25 коэффицент.

Желдің жылдамдығы бар градиентінің шамасына байланысты: бар градиенті өскен сайын жылдамдық артады. Ауаның қозғалысын орта есеппен 1000 м/1 биіктікке дейін төменгі бетінен болатын үйкеліс баяулататады. Желдің жылдамдығына ауның тығызды әсер етеді: тығыздық азайған сайын жылдамдық артады. Жоғары көтерілген сайын үйкеліс пен ауа тығыздығының азаюы нәтижесінде жел күшейеді.

Жерге таяу қабатта желдің секундына жазда 100 м қыста 50 м болып соғатын максималь жылдамдығы 13-14 сағаттарда ал минималь жылдамдығы түнгі уақөытта байқалады. Ауа сферасының жоғарырақ қабаттарында жел жылдамдығының тәуліктік жүрісі керісінше. Мұндай жағдай тәулік бойы ауа сферада верртикаль алмасу интенсивтілігінің өзгерісімен түсіндірілебі.. күндіз жер бетінде дамитын интенсивті вертикал алмасу жоғарырақ қабаттарды да қамтып олардың горизантал бағыттағы ығысуын кідіртеді. Түнде интенсивті алмасу болған кезде ауаның жерге жақын қабатының тежеу әсері жоғары қабаттардағы қозғалыстарға тимейді және олар бар градисінің шамасына сәйкес жылдамдықпен орын алмастырады.

Желдің қалыпты тәуліктік соғуын әрдайым атмосфера аласапыраны бұзып отырады.

Желдің ең үлкен орташа жылдық жылдамдығы (22 м/сек) Антрактида жағасында байқалады. Мұнда желдің орташа желіліктік жылдамдығы кейде 44 м/сек-қа жетеді, ал кейбір кезде 90 м/сек болады. Ямайкада кейбір кездерде жылдамдығы 54 м/сек-қа жеткен дауылды жел байқалған.

Желдің бағыты жел соғып тұрған горизонт нүктесінің жағдайларымен анықталады. Желдің бағытын белгілеу үшін практикада горизонтты 16 румбыға бөледі. Румб дегеніміз дүние жүзі жерлеріне қаттысты көрінетін горизонт нүктесіне қарайғы бағыт, румбылар: солтүстік (С, N) оңтүстік ( Ю, S) шығыс (В, Н), баты (З, W).

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

Желдің бағыты бар градиентінің бағытына, жер айналуының ауытқу әсеріне, үйкеліске ал қисық сызықты изобара бойынша қозғалғанда центрден тепкіш күшке тәуелді. Жер бетінен 100- ден жоғары биіктіктерде қозғалатын жел екі күштің әсерінен, яғни бар градиенті (қысымдардың айырмасы) мен Жер қозғалуының ауытқу әсеріне бағынады. Соның нәтижесінде оның қозғалысының бағыты изобардың бағытымен дәл келеді. Мұның қалай бұлай болатынын қарастырайық. Солтүстік жарты шарда бөлшегі а/о нүктесінен (Г) бар градитінің күші әсерінен жығыла бастайд. Қозғалыс пайда болысыменақ қозғалыс бағытында перпендикуляр және солтүстік жарты шарда одан ары қарай бағытталған жер (А) айналуының ауытқу күшінің әсері білінеді. Бөлшек бар градиентінің бағытынан а нүктесінде ауа жаққа ауытқиды. Г күші бөлшек қозғалысын барған сайын тездетеді. Сонымен бірге А/1. (А/2.А/3, А/4) күші де өседі. А/4 нүктесінде бөлшек қозғалысының бағыты изобара бағытымен дәл келеді. А және А/4 күштері бір біріне теңеседі (геострофиялық тепе теңдік) және бөлшектің қозғалысы изобараның бойымен инерциясы арқылы ғана жалғаса береді. Ауаның үйкеліссіз түзу сызыты бір қалыпты қозғалысы геострофиялық жел деп аталады.

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

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

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

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

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

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

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