Информация о документе

Цена 30000UZS
Размер 464.5KB
Покупки 0
Дата загрузки 17 Март 2025
Расширение doc
Раздел Курсовые работы
Предмет Алгебра

Продавец

G'ayrat Ziyayev

Дата регистрации 14 Февраль 2025

203 Продаж

Ba’zi uzluksiz tasodifiy miqdorlarning taqsimot qonunlari

Купить
Mundarija Kirish........................................................................................................................ I- Bob. Barik maydon 1.1. Atmosfera bosimi........................................................................................... 1.2. Barik minimum va maksimumlarning iqlim shakllanishidagi ahamiyati................................................................................................................... 1.3.Er yuzasida issiqlikni notekis taqsimlanishi va u bilan bog’liq bo’lgan jarayonlar II-Bob. Gorizontal barik gradient. Shamol...................................................... 2.1. Havo massalarining geografik tiplari va havo frontlari…………. 2.2.Atmosfera bosimining dengiz sathida zonal-regional taqsimlanishi va quyi troposferadagi shamollar........................................ Xulosa ....................................................................................................................... Foydalanilgan adabiyotlar................................................................................. Kirish Planetamizning geografik qobig’i uchun shamolning ahamiyati g’oyat kattadir. Shamol bo’lmasa, bulut qaysi erda vujudga kelsa, o’sha joyga yog’in yog’ar edi. Natijada okean va dengizlar ustiga uzluksiz yog’in yog’ib, quruqlikka umuman yog’in tushmagan bo’lar edi. Agar shamol bo’lmaganda edi, avtomobillar, zavod va fabrikalar chiqaradigan har xil gazlar, xususan , karbonat angdrid ma’lum hududlarda to’planib, havoni juda ham buzib yuborgan bo’lar edi. Demak, shamol iflos havoni haydab, uning o’rniga toza havo olib kelib turadi. O’rta Osiyo va O’zbekistonda esadigan shamol turlari, hozirgi kunda noan’anaviy energiya turi sifatida shamoldan foydalanishning amaliy ahamiyati to’g’risida ma’lumot berishga harakat qilaman. Atmosferadagi harakatlarning asosiy manbai er yuzasida issiqlikni, namlikni va bosimni notekis taqsimlanishi xisoblanadi. Buning oqibatida atmosferada turli xil harakatlar (jarayonlar) sodir bo’ladi va ular geografik qobiqni rivojlanishida muxim o’rin to’tadi. I- Bob. Barik maydon. 1.1. Atmosfera bosimi Havo molekulalarining harakati va ularning o’z og’irligi, ya’ni qattiq Erga tortilishi atmosfera bosimini vujudga keltiradi. Havo tinch turganda bosimning maydon birligiga bo’lgan kattaligi shu maydon ustidagi havo ustunining og’irligiga teng bo’ladi. Bu havo ustunidagi havo massasining kamayishi bosimning kamayishiga, ko’payishi esa uning ortishiga olib keladi. Og’irlik kuchi turli kengliklarda turlicha ekanligi, havo ustuni;ning vazni dengiz sathidan balandlikka va temperaturaga bog’liq bo’lganligi sababli normal havo bosimi deb 45° kenglikdagi dengiz sathida temperatura 0°S ga teng bo’lgandagi atmosfera bosimi qabul qilingan. Bunday holatda havo ustunining og’irligi 760 mm li simob ustunining og’irligiga teng bo’ladi. 0 s S temperaturada simobning zichligi 13,595 bo’ladi, shu sababli ko’ndalang kesimi 1 sm bo’lgan 760 mm simob ustunining massasi 1033, 2 g ga tengdir. Binobarin, atmosfera er yuzasining har 1 sm 2 yuzasiga 1 kg 33 g kuch bilan bosib turadi. Bosimning birligi deb dinani qabul qilib, bu bosimni absolyut o’lchov sistemasida ifodalash mumkin. Bu birlikda ifodalangan normal bosim 1013250 dina G’ sm 2 ga teng; 1000000 dina G’ sm 2 bosim bar deb ataladi va 750,1 mm li simob ustuniga teng bo’ladi. Barning mingdan bir ulushi millibar (mb) deb ataladi, u 0,75 mm ga teng bo’ladi 1 mm simob ustuni 1,33 mb ga teng. Normal bosim 1013,2 mb ga tengdir. Berilgan nuqta dengiz sathidan qancha balandda (tog’larda) bo’lsa, bu nuqta ustidagi havo ustuni shuncha kichik va, binobarin, atmosfera bosimi shuncha kam bo’ladi. Havo qisilish xususiyatiga ega bo’lganligidan yuqoriga ko’tarilgan sari bosim bir xilda kamayib bormay, geometrik progressiya bo’yicha kamayadi, ya’ni bosim pastki qatlamlarda tezroq, yuqori qatlamlarda sekinroq pasaya boradi. Yuqoriga ko’tarilgan sari bosimning o’zgarishi barik bosqich bilan ifodalanadi. Atmosfera bosimi yuqoriga ko’tarilganda 1 mm yoki 1 mb ga kamayadigan yoki pastga tushganda shuncha miqdorga ortadigan vertikal masofa (m hisobida) barik boskich deyiladi. Dengiz sathida bir barik bosqich 8 m G’ mb yoki 10,5 m G’ mm ga, 5 km balandlikda 15 m G’ mb ga, 18 km da esa qariyb 70 m G’ mb ga teng. Bir xil balandlikda barik bosqichning katta-kichikligi havo temperaturasiga bog’liq: u iliq havoda katta, salqin havoda kichik bo’ladi. Atmosfera bosimining o’zgarishi meteorologiya stantsiyalarida kuzatib boriladi. Meteorologiya stantsiyalari turli balandliklarda joylashganligidan ulardagi atmosfera bosimiga doir ma’lumotlarni qiyoslab bo’lmaydi, shu sababli barometr ko’rsatkichlarini bir xil sathga — ko’pincha dengiz sathiga, kamroq er yuzasining o’rtacha sathiga keltirib, so’ngra ular taqqoslanadi. Atmosferaning er yuzasiga bo’lgan bosimi va uning taqsimlanishi barik maydon deyiladi. Barik maydon vaqt davomida to’xtovsiz o’zgarib turadi, har bir joyda bir ortib-bir kamayib turadi, turli geografik zonalar va o’lkalarda bir xilda bo’lmaydi yuqori bosim oblastlari va past bosim oblastlari mavjud. Yuqori va past bosim oblastlari (barik maydon hamma vaqt shunday oblastlardan iborat bo’ladi) barik sistemalar deb ataladi. Barik maydonni ta’riflash uchun ikki xil karta qo’llaniladi: a) izobaralar kartalari va b) barik topografiya kartalari. Atmosfera bosimining er yuzasi yaqinida taqsimlanishi izobaralar bilan ko’rsatiladi. Izobara —bosim bir xil bo’lgan nuqtalarni tutashtiruvchi chiziq. Ob-havo xizmati kartalarida izobaralar ma’lum bir Soat uchuge chiziladi. Iqlimshunoslikda ko’p yillik o’rtacha iyul, yanvar va yillik ko’rsatkichlardan foydalaniladi; boshqa oylar izobaralari kartalaridan kamroq foydalaniladi. 1.2. Barik minimum v a mak simumlarning iqlim shak llanishidagi ahamiy at i. Past bosimli oblastlar kartalarda oval shakldagi yopiq izobaralar sistemasi bilan ko’rsatiladi, markaziy qismiga eng kam bosim yozib qo’yiladi. Past bosimli oblastlar barik minimumlar, depressiyalar yoki tsiklonlar deb ataladi. Yanvar izobaralari kartasida Atlantika okeanining shimoliy qismida (markazi Islandiyada) juda katta barik minimum — Islandiya minimumi, ya’ni tsikloni va Tinch okeanning shimoliy qismida Aleut minimumi, ya’ni tsikloni ko’zga yaqqol tashlanib turadi. Tsiklondan biror tomonga cho’zilib ketadigan past bosimli polosa bosim soyligi deyiladi. Islandiya tsikloni Shpitsbergen tomonga yo’nalgan bosim soyligini hosil qiladi. Tsiklon markazida atmosfera bosimining pasayish darajasi «tsiklon chuqurligi» termini bilan ifodalanadi, bosimi juda past tsiklon — chuqur tsiklon deyiladi. Havo bosimi tsiklonlarning markazida odatda 970— 980 mb gacha, eng chuqur tsiklonlarda esa 925 mb gacha, tropik tayfunlarda hatto 900 mb gacha pasayadi. Yuqori bosi!m oblastlari barik maksimumlar, ya’ni antitsiklonlar deb ataladi. Ular ham kartalarda tutash (yopiq) izobaralar bilan ko’rsatiladi, lekin ular markazida bosim eng yuqori bo’ladi. Unda bosim 1070 mb ga etishi mumkin. Barik maksimum tarmog’i barik yol deb, kambar va uzun polosa esa yuqori bosim o’qi deb ataladi. Yanvar izobaralari kartasida Osiyoda markazi Mongoliyada bo’lgan juda katta antitsiklon mavjud, iyul izobaralari kartasida ha,m, yanvar izobaralari kartasida ham ikki qator subtropik barik maksimumlar— shimoliy yarim shar subtropiklarida Azor va Gavayi antitsiklonlari, janubiy yarim sharda Janubiy Atlantika, Janubiy Tinch okean va Janubiy Hind okean antitsiklonlari ko’zga yaqqol tashlanib turadi. Azor maksimumi hamma faslda ham O’rta dengiz tomonda tarmoq, hosil qiladi, qishda esa Voeykov Katta kontinental o’ki orqali Sibir antitsikloni bilan qo’shilib ketadi. Butun troposfera yuqori va past atmosfera bosimi oblastlaridan iborat. Lekin bir xil sathdagi — dengiz sathidagi yoki er yuzasidagi bosimning taqsimlanishi yuqori qatlamlarni ham o’z ichiga oladigan havo massalari dinamikasi (harakati) sharoitini to’liq tushuntirib bermaydi. Barcha balandlik bosqichlaridagi havo bosimi haqidagi ma’lumotlar zarurdir. Troposferaning butun qatlamida atmosfera bosimining taqsimlanishi izobarik yuzalar bilan, ya’ni atmosfera bosimi bir xil bo’lgan yuzalar bilan ifodalanadi. Izobarik yuzalar havo massasining og’irlik kuchi maydonida joylashgan o’rniga bog’lits bo’lgan potentsial energiyasining (geopotentsialining) qanday taqsimlanganligini ko’rsatadi. Shunday qilib izobarik yuzalar atmosfera dinamikasining (harakatining) uning asosiy harakatlantiruvchi kuchi bo’lgan havo temperaturasiga bog’liq ekanligini ochib beradi. Er yuzasida isigan havo yuqoriga ko’tariladi. Lekin shuning o’zi bilan bosim kamaymaydi, chunki ko’tarilayotgan oqimdagi havo ustunining umumiy vazni kamaymaydi. Biror maydon ustida havo bosimining kamayishi uchun uning ustidaga havoning bir qismi boshqa tomonga oqib ketishi lozim. Bunday hodisa izobarik yuzalarning holati o’zgarganda ro’y beradi. Suv yuzasi ham, quruqlik yuzasi ham dastlab bir xil temperaturaga, binobarin, bir xil bosimga, masalan, 1013 mb bosimga ega bo’lgan, deb faraz qilaylik (1-rasm). Quyosh chiqqandan keyin quruqlik yuzasi suv yuzasiga qaraganda qattiqroq isiydi va uning ustida yuqorilama havo oqimlari vujudga kelib, izobarik yuza ko’tariladi. Quruqlik ustida yuqorida havo zichligi (bosimi) ortadi va yuqorida havo dengiz tomonga oqa boshlaydi. Shu paytdan boshlab quruqlikda bosim pasaya boshlaydi va dengizda esa havo oqib kelib turganligi natijasida bosim ortadi. Issiqlik sababli havo bosimidagi buzilgan muvozanatni tiklash uchun pastda dengizdan quruqlikka tomon havo oqa boshlaydi. 1-rasm. Havo bosimining er yuzasi temperaturasiga bog’liqligi. Kunduzgi bria sxemasi Uch o’lchamli troposferada atmosfera bosimining taqsimlanishi barik topografik kartalarida ko’rsatiladi. Bunday kartalarga izobarik yuzalar balandliklari (aniqrog’i geopotentsiallari) tushiriladi. Barik topografik sinoptik kartalar har kuni tuziladi. Absolyut barik topografiya kartalariga ma’lum vaqtdagi muayyan izobarik yuzalar balandliklari tushiriladi (2-rasm). Bir xil balandliklarni ko’rsatuvchi chiziqlar izogipslar deb ataladi. Nisbiy barik topografiya kartalarida bir yuzaning ikkinchi yuzadan balandligi tasvirlanadi. 1013 mb bosimli izobarik yuza dengiz sathi yaqinidan, ba’zan unga tegib, ba’zan undan salgina balanddan o’tadi. Undan yuqorida 1000, 900, 700 mb li yuzalar joylashadi, lekin ular hamma vaqt ham 1013 mb yuzaga parallel bo’la bermaydi. 700 mb yuza 3000 m ga yaqin balandda, 500 mb yuZa 5000 m balandda joylashadi. Troposferaning yuqorigi chegarasi yaqinida 300 va 200 mb yuzalar bo’ladi. Har bir izobarik yuza erning bir qismi ustida boshqa qismi ustidagiga nisbatan balandroqda yoki pastroqda joylashgan bo’ladi. Balandroqda joylashgaki pastroqda joylashganiga nisbatan kattaroq geopotentsialga ega bo’ladi. Balandda geopotentsial katta joydan kichik joyga tomon havo oqadi, bu esa o’sha vaqtning o’zidayoq dengiz sathi balandligidagi havo bosimida aks ztadi. 2- rasm. 1965 yil 10 iyul soat 6 da 500 mb li izobara yuzasi (geopotentsial metrlar o’nliklarida) balandliklari kartasi 3- rasm. Atmosferaning Er aylanishining o’zgartiruvchi ta’siri hisobga olinmagan tsirkulyatsiyasi sxemasi Barik may donning bir xil bo’lmasligiga v a hav o massalari t sirk uly at siy alariga t a’sir k o’rsat uv chi sabablar. Troposferada yuqori bosim va past bosim oblastlari vujudga kelishining va havo massalari tsirkulyatsiyasining asosiy sababi Er termik maydonining bir xil emasligidir. Atmosfera tsirkulyatsiyasining termik sababi birinchi navbatda ekvator bilan qutblar orasidagi issiqlik tafovutidan kelib chiqadi. V. V. Shuleykin (4962) ta’biri bilan aytganda, ekvatorda isitgich, qutblarda esa sovuqxonalar joylashgan; bular shunday issiqlik mashinasini hosil qiladiki, atmosfera tsirkulyatsiyasi asosan ana shu mashina ishiga bog’liqdir. Agar planeta a y l a n i b t u r m a g a n d a ancha oddiy havo tsirkulyatsinsi qaror topar edi (3-rasm). Ekvatorda isigan havo yuqoriga ko’tariladi, ko’tarilma oqimlar er yuzasi ustida ekvatorial barik minimum, ya’ni ekvatorial barik depressiya deb ataladigan past bosim hosil qiladi. Troposferaning yuqori qismida izobarik yuzalar ham ko’tarilib, havo qutblarga tomon oqadi. Qutbiy kengliklarda sovuq.havo pastga tusha boradi, izobarik yuzalar pasayadi, dengiz sathi ustida bosim ortadi va er yuzasi bo’ylab havo ekvator tomonga qaytadi. Er aylanib turganligi, materik va okeanlar o’ziga xos taqsimlanganligi sababli atmosferaning haqiqiy tsirkulyatsiyasi yuqorida bayon qilingan sxemadan ancha murakkabdir. Lekin oddiy bo’lsa ham bu sxema kengliklar o’rtasidagi termik tafovut atmosferaning meridian yo’nalishidagi tsirkulyatsiyasida qanday rol o’ynashini ko’rsatadi. Okean va materiklar turlicha isishi natijasida Er termik maydonining fasliy o’zgarishi quruqlik va suv ustidagi havo bosimining o’zgarishiga ham olib keladi. Qishda havo quruqlik ustida okean ustidagiga qaraganda sovuq bo’ladi. Izobarik yuzalar okeanlar ustida quruqlik ustidagiga qaraganda yuqori bo’ladi. Balandda havo okeanlardan materiklarga tomon oqadi. Quruqliklar ustidagi havo ustunining umumiy og’irligi ortadi, barik maksimumlar (masalan, 1040 mb bosimga ega bo’lgan Sibir maksimumi) vujudga keladi, suv ustida havo ustuni og’irligi kamayadi, depressiyalar hosil bo’ladi. Maksimumlar ham, depressiyalar ham yanvar izobaralari kartalarida aniq ko’rinib turadi. Yozda quruqlik bilan dengiz o’rtasidagi issiqlik farqlari kamayadi, minimum va maksimumlar yo’qoladi, bosim tenglashadi yoki aksincha dengizda ortib, quruqlikda kamayadi. Sibirda bosim 1006 mb gacha tushadi. Iyul izobaralari deyarli kenglik bo’ylab o’tadi. Janubiy materiklarda, ular uchun yoz fasli bo’lgan yanvar oyida, yopiq izobaralar bilan ifodalangan barik minimumlar vujudga keladi. Quruqlik va dengizlar ustida atmosfera bosimining fasliy o’zgarishi musson omilini hosil qiladi, lekin mussonlarning hosil bo’lishiga faqat shulargina sabab bo’lib qolmaydi (quyiroqqa qarang). Quruqliklar okeanlarga qaraganda yil bo’yi issiqroq bo’lib turadigan tropik kengliklarda okeanlar ustida barqaror yuqori bosim oblastlari— Azor, Gavayi va boshqa maksimumlar mavjuddir. Nihoyat, shimoliy va janubiy yarim sharlarda temperaturaning fasldan-faslga o’zgarib turishi Er butun barik maydonining yoz bo’lib turgan yarim sharga tomon (bir shimolga, bir janubga) siljishiga sabab bo’ladi. Ekvatorial minimum yanvar oyida eqvatordan janubroqda bo’ladi, iyulda esa shimolga tomon surilib, janubiy Osiyoda shimoliy tropikkacha etib boradi. Bu erda Eron bilan Tar cho’li ustida Janubiy Osiyo, ya’ni Eron-Txar ezgi minimumi vujudga keladi. Bu minimum ekvatorial minimumning shimolga surilgan va juda katta Evrosiyo materigining qattiq qizishi natijasida kuchayib ketgan qismidir. Unda bosim 994 mb gacha pasayib ketadi. Atmosfera tsirkulyatsiyasining dinamik sababi planetaning (Erning) aylanishidan kelib chiqadi. Havoning ekvatorial va qutbiy kengliklar orasidagi yuqorida qayd qilib o’tilgan tsirkulyatsiyasi aylanib turadigan planetada bo’lishi mumkin emas. Harakatdagi havo Erning aylanish kuchi ta’sirida o’z yo’nalishidan shimoliy yarim sharda o’ngga, janubiy yarim sharda chapga buriladi. Buning natijasida atmosferaking, masalan, g’arbdan sharqqa yo’nalgan zonal tsirkulyatsiyalari vujudga keladi. Uz o’qi atrofida aylanib turadigan planetada atmosfera tsirkulyatsiyasining asosiy xili havoning g’arbdan sharqqa oqishi bo’lib, u qisqacha g’arbiy oqim deb ataladi. Havo massalarining ko’p aralashuvi sabablaridan biri bug’ hosil bo’lishining yashirin issiqligidir. Suv yuzasidan ko’tariladigan bug’ havoga qo’shilib, havo ham yuqoriga ko’tariladi. Ko’tarilaetgan oqimdagi havo adiabatik soviydi, suv bug’i kondensatsiyalashadi va suvning bug’lanishi uchun sarf bo’lgan issiqlik havoga o’tadi. Buning natijasida havo yanada ko’proq isiydi va tobora ko’tariladi. Atmosfera harakati kuchayadi. Er yuzasidagi yoki yuqoriroqdagi ikki nuqtaning atmosfera bosimidagi farq havo massalarining gorizontal harakatiga— shamollarga sabab bo’ladi. Bosimdagi farq havo qarshiligini enga oladigan va uni harakatga keltira oladigan darajada katta bo’lgandagina shamol hosil bo’ladi. Albatta, bosim farqi ma’lum bir masofaga nisbatan olinishi lozim. Bosimning past bosim tomonga qarab har 100 km da mb hisobida kamayishi gorizontal barik gradient deb ataladi. Shunday qilib, barik gradient bosim farqining o’lchovi va havo oqimi kuchining ko’rsatkichidir. Shamolning tezligi barik gradientga to’g’ri proportsional bo’ladi. Shamol tezligi m G’ sek hisobida, ba’zan esa, masalan, aviatsiyada km G’ soat hisobida o’lchanadi. Er yuzasi yaqinida shamolning tezligi 0 m G’ sek dan 12—15 m G’ sek gacha, ko’pincha 4—8 m G’ sek bo’ladi, bo’ron turgan ayrim paytlarda 100 m G’ sek ga ham etishq mumkin. Shamolni 12 ballga bo’lish qabul qilingan. 1- j a d v a l ShA MOLNI NG O’N I K KI BA LLI K ShK A LA SI Ballar Tezligi, m G’ sek Shamolning nomi Shkala uchun umumlashtirilgan nomi 0 0-0,5 Shtil Shtil 1, 2, 3 0,6-5,2 Engil shabada Kuchsiz 4, 5 5,3-9,8 Mo’’tadil shabada Mo’’tadil 6, 7, 8 9,9-18,2 Qattiq, kuchli, juda qattiq shamol Kuchli 9, 10, 11 18,3-29,0 Dovul, kuchli dovul, qattiq dovul Dovul 12 29,0 dan ortiq Bo’ron Bo’ron Shamoldagi havo oqimi turbulent xarakterga ega, turbulent oqimda shamolning tezligi va yo’nalishi tez o’zgarib turadi. Havo er yuzasiga ishqalanishi natijasida shamolning tezligi kamayadi Er yuzasi qancha notekis bo’lsa, shamol kuchi shuncha sezilarli kamayadi. Shamol tezligi ishqalanishga teskari proportsionaldir. Barik gradient bir xil bo’lgan sharoitda dengiz ustida, dasht va cho’ldagi tekisliklarda shamol past-baland joydagiga qaraganda kuchliroq esadi. Flyuger o’rnatiladigan balandlikda shamol erkin troposferadagiga qaraganda o’rta hisobda ikki hissa kuchsiz bo’ladi. Erga ishqalanish shamolning tezligiga ishqalanish qatlami deb ataladigan 1000 m qalinlikdagi quyi qatlamda ta’sir ko’rsatadi. To’siqqa duch kelgan havo oqimy (shamol) yo to’siqni aylanib o’tadi, yoki uning ustidan oshib o’tadi. Har ikkala holda ham to’siq orqasida shamolsiz joy bo’ladi. Shamolning yo’nalishi gorizontning shamol esayotgan tomoni nomi bilan belgilanadi. Shamol yo’nalishini belgilash uchun 16 tomonli shamol guli qabul qilingan: Sh, ShShG’, ShG’, G’ShG’, G’, G’JG’, JG’, JJG’, J, JJShq, JShq, ShqJShq, Shq, ShqShShq; ShShq; ShShShq. Ba’zan shamol yo’nalishi bilan meridian orasidagi burchak (rumb) aniqlanadi, bunda shimol (Sh), 0 yoki 360° deb, sharq (Shq) 90°; janub (J) 180°, g’arb (G’) 270° deb qabul qilinadi. Shamollarni vaqt davomidagi barqarorligiga qarab, oyning, faslning yoki yilning hamma kunlarida bir tomonga esuvchi doimiy shamollarga; oy, fasl va yilning ko’p kunlarida esuvchi, ya’ni boshqa shamollarga; olingan vaqtning choragidan ko’proq qismida esuvchi, ya’ni tomonlardan esuvchi barcha shamollardan ko’ra ko’proq esuvchi hukmron har bir tomondan esuvchi shamollarga nisbatan ko’proq esuvchi ustun shamollarga; biror tomondan keluvchi shamolning ustunligi sezilmaydigan o’zgaruvchan shamollarga ajratish mumkin. Shamol qanchalik kuchli bo’lsa, u Erning aylanishi ta’sirida o’z yo’nalishidan shuncha ko’p og’adi. Kenglik kattalashishi bilan og’ish ortib boradi. Quruqlik ustida barik gradient yo’nalishi bilan shamol yo’nalishi orasidagi burchak 45—50° ga, dengizlar ustida hatto 70— 80° ga etadi, o’rtacha og’ish burchagi esa 60° ga teng. 1.3.Er yuzasida issiqlikni notekis taqsimlanishi va u bilan bog’liq bo’lgan jarayonlar Atmosferadagi havo bevosita quyosh nurlari ta’sirida emas, balki Er yuzasidan ko’tarilayotgan issiqlik ta’sirida isiydi. Er yuzasidan atmosferaga issiqlik havoning turbulent almashinishi va ko’tarilayotgan havodan yashirin bug’ hosil bo’lish issiqligini ajralib chiqishi tufayli keladi. Buning natijasida qo’yidagi jarayonlar sodir bo’ladi: termik turbulentlik yoki termik konvektsiya; adiabatik jarayonlar; harorat inversiyasi va h.q. Termik turbulentlik yoki termik konvektsiya notekis qizigan er yuzasidan havo zarralarini tartibsiz harakati natijasida sodir bo’ladi. Agar kichik-kichik tartibsiz havo harakatlarini o’rniga kuchli ko’tarilma va pastlama oqimlar harakati sodir bo’lsa, ular xavoning tartibli oqimi deb ataladi. Er yuzasidan ko’tarilayotgan issiqlik tufayli qizigan havo tepaga ko’tarila boshlaydi va mazkur qatlamlarga issiqlik olib chiqadi. Termik konvektsiya ko’tarilayotgan havo harorati mazkur balandlikdagi xavo haroratidan yuqori bo’lguncha davom etadi (atmosferaning beqaror holati). Agar ko’tarilayotgan havoning harorati mazkur balandlikdagi xavo harorati bilan tenglashib qolsa xavoning ko’tarilishi to’xtaydi, (atmosferaning befarq holati), agar ko’tarilayotgan xavo harorati mazkur balandlikdagi xavo haroratidan past bo’lsa xavo massasi pastga tusha boshlaydi. Yuqoriga issiqlik bug’langan nam sifatida ham chiqadi. Kondensatsiya jarayonida mazkur bulutdan katta miqdorda issiqlik ajralib chiqadi. Suv bug’ining har bir gramm 600 kall. yashirin bug’ hosil qilish issiqligiga ega. Haroratni atrof muhit bilan issiqlik almashinuvisiz o’zgarishiga adiabatik jarayon deb ataladi. Bunda gazlarning ichki energiyasi kuchga aylanadi va kuch i chki energiyag a aylanadi. Gazlarning ichki energiyasi mutloq haroratga teng, natijada haroratni o’zgarishi sodir bo’ladi. Yuqoriga ko’tarilayotgan havo kengayadi va ma’lum bir ishni bajaradi, mazkur ishni bajarish uchun esa ichki energiya sarflanadi, natijada havoning harorati pasayadi. Pastga tushayotgan xavo esa zichligi ortishi munosabati bilan siqiladi, havoning kengayishi uchun sarflangan energiya ajralib chiqadi va havo harorati ko’tariladi. Xavo haroratining balandlik bo’yicha ortib borishiga inversiya (inversio (lot) teskari) deb ataladi. B alandlik ortgan sari harorati ko’tariladigan qatlam inversiya q a tlami deb ataladi. Atmosferadagi namlar va ularni er yuzasida taqsimlanishi bilan quyidagi harakatlar (jarayonlar) vujudga keladi: bug’lanish, kondensatsiya va sublimatsiya, tuman, bulut, chaqmoq, yog’inlar va h.k. Er yuzasidan (quruqlik, suv, muz, qor yuzasidan) ko’tarilayotgan namning bug’ holatiga o’tishi bug’lanish deb ataladi. Suv bug’lari atmosferaga Er yuzasini bug’lanishi (fizik bug’lanish) va transpiratsiya natijasida o’tadi. Fizik bug’lanish deganda suv molekulalarini bug’lanish kuchini engib, Er yuzasidan ko’tarilib atmosferaga o’tishiga aytiladi. Bug’lanadigan yuza harorati qancha yuqori bo’lsa molekulalarni harakati shuncha tez sodir bo’ladi atmosferaga shuncha ko’p suv o’tadi. Havo suv bug’lariga tuyinishi bilanoq bug’lanish to’xtaydi. Bug’lanish uchun ma’lum bir miqdorda issiqlik sarflanadi. 1 g. suvni bug’lanishi uchun 597 kall. issiqlik sarflanadi. Okean yuzasidan quruqlikka nisbatan ko’p suv bug’lanadi. Har qanday yuza birligidan (1 sm 2 ) bug’lanishi mumkin bo’lgan namlik bug’lanuvchanlik deb ataladi. Quruqlikda har qanday joyda ham bug’lanuvchanlik ko’rsatkichi bilan bug’lanish miqdori bir-biriga mos kelavermaydi. Okean yuzasidan esa bug’lanuvchanlik va bug’lanish miqdori bir-biriga teng. Havodagi namning bug’ holatdan suyuq holatga o’tishiga kondensatsiya deb ataladi. Tuyingan havoda shudring nuqtasigacha havo haroratini pasayishi natijasida kondensatsiya jarayoni sodir bo’lib suv ajralib chiqadi. Er yuzasini issiqlik taratishi natijasida havo harorati pasayadi, oqibatda Er yuzasida va turli xil narsalar yuzasida hamda o’simliklar barglarida nam hosil bo’ladi. Havodagi namni bug’ holatdan qattiq holatga o’tishi sublimatsiya deb atladi. Kechasi havo harorati 0 0 dan past bo’lsa, suv bug’lari qattiq holatga o’tadi va qirov hosil bo’ladi. Tumanlar turli sharoitlarda hosil bo’ladi: nurlanish, havoni kuchishi, havoni siljishi, havoni bug’lanishi natijasida. Erni nur taratishi natijasida uning harorati pasayadi, oqibatda er yuzasi atrofidagi havodan nam ajralib chiqadi va tumanga aylanadi. Buni radiatsion tuman deb ataladi. Iliq xavoni sovuq havo tomon ko’chishi na tijasida advektiv tuman hosil buladi. To’yinish holatiga yaqin turli haroratga ega bo’lgan xavo massalalar i ni siljishi natijasida siljish tumani hosil bo’ladi. Kech kuzda iliq suv havzalari yuzasidan namning bug’lanishi natijasida bug’lanish tumanlari hosil bo’ladi. Agar xavoning kondensatsiyasi Er yuzasidan ma’lum bir balandlikda hosil bo’lsa bulutlar vujudga keladi. To’p-to’p va yomg’irli bulutlarning yuqori qismi manfiy zaryadlangan bo’ladi. Natijada ular o’rtasida chaqmoq hosil bo’ladi, chaqmoqlar juda katta shovqin bilan bo’lsa momoqaldiroq deb ataladi. Atmosferada yorug’lik nurlarini bulutlarning tomchilari va muz zarralari tomonidan qaytarilishi, sinishi va difraktsiyasi natijasida galo, tojlar va kamalaklar hosil bo’ladi. Yuqorida joylashgan patsimon-qat-qat sovuq bulutlarda rangsiz va rangli yorug’ dog’lari, doiralar va yoylarga galo deb ataladi. Bulutlarini Q uyosh tomonidan yoritilishi natijasida kamalaklar hosil bo’ladi. Atmosferadagi eng muhim jarayonlardan biri yog’inlardir. Yog’in deb atmosferadan Er yuzasiga tushadigan qattiq yoki suyuq holdagi suvlarga aytiladi. Ularga qor, yomg’ir va do’l kiradi. II-Bob. Gorizontal barik gradient. Shamol 2.1 Hav o massalarining geografi k t iplari v a hav o front lari. Atmosfera, yuqorida aytib o’tilganlardan ham ko’rinib turibdiki, bir xil xususiyatdagi havodan iborat emas. Radiatsiya va tsirkulyatsiya protsesslari uni alohida-alohida havo massalariga bo’lib yuborgan. Havo massalari o’lchami katta bo’lib, materik va okeanlarning katta- katta qismlariga to’g’ri keladi. Havo massalari muayyan radiatsiya sharoitida va bir holatdagi yuza ustida uzoq turib qolishi natijasida muayyan barqaror fizik xossalarga —temperatura, namlik, tiniqlik va boshqa xususiyatlarga ega bo’lib qoladi. Bu xususiyatlar bir havo massasi doirasida katta masofada asta-sekin o’zgaradi, lekin bir xil havo massasidan ikkinchi xiliga o’tganda tez o’zgaradi. Havo massalari quyidagi asosiy geografik tiplarga va ular dengiz hamda kontinental turlarga ajratiladi. 1. Arktika havosi (AH). Unda quyidagi havo massalari ajratiladi: a) Arktika muzlari ustida, shuningdek, qish vaqtida Taymir, Kolima havzasi, Chukotka, Shimoliy Qanada ustida tarkib topadigan kontinental arktika havosi (kAH); u temperaturasining pastligi, namligining kamligi va juda tiniqligi bilan ajralib turadi; kAH o’rta kengliklarga kirib kelganda havo ancha va keskin sovib ketadi, qishda qattiq sovuq, bahor va kuzda ushiqlar bo’ladi, hamma hollarda ham havo bulutsiz va juda tiniq bo’ladi; kAH barqaror bo’lib, uzoq turib qoladi; janubiy yarim sharda unga o’xshagan havo antarktika havosidir; b) dengiz arktika havosi (dAH), Evropa Arktikasida okeanning muz bilan qoplanmagan qismi ustida tarKib topadi; kAH dan namning ko’pligi va temperaturasining bir oz yuqoriligi bilan farq qiladi, dAH materikka kirib kelganda havo qisqa vaqt ilishi mumkin. 2. O’rtacha geografik kengliklar havosi (MH). Bunda quyidagi havo massalari ajratiladi: a) o’rtacha kengliklarning kontinental havosi (kMH); u o’rtacha kengliklardagi juda katta quruqli^lar ustida tarkib topadi; qishda juda sovib ketadi va barqaror bo’ladi; ko’pincha havo ochiq, juda sovuq bo’ladi; yozda u qattiq isiydi, ko’tarilma oqimlar vujudga keladi, ular ko’pincha momaqaldiroqlarga sabab bo’ladi; v) o’rtacha kengliklarning dengiz havosi (DMH) o’rta kengliklarda okeanlar ustida tarkib topadi; ularni g’arbiy shamollar va tsiklonlar materiklarga blib keladi; juda sernam, temperaturasi mo’’tadil bo’ladi; qishda iliq, yozda salqin, har doim rutubatll (serbulut) ob-havo keltiradi. 3. Tropik havo (TH); a) kontinental tropik havo (KTH), tropik kengliklarda materiklar ustida va tropik barometrik )maksimumlar — Sahroi Kabir, Arabiston, Txar, Kalaxari ustida, yozda subtropiklarda va hatto o’rtacha kengliklarda — Evropaning janubi, O’rta Osiyo va Qozog’iston, Mongoliya, Shimoliy Xitoy ustida tarkib topadi; issiq, quruq, serchang bo’ladi; b) dengiz tropik havosi (DTH) tropik kengliklardagi okeanlar ustida — Azor va Gavayi maksimumlarida tarkib topadi; issiq hamda sernam bo’ladi. Tropik havo o’rtacha kengliklarga ham, passatlar bilan ekvatorial kengliklarga ham kirib turadi. 4. Ekvatorial havo (EH) ekvatorial zonada tarkib topadi. Temperaturasi yuqori va juda sernam bo’ladi. EHning bu xususiyatlari dengiz ustida ham, quruqlik ustida ham saqlanadi, shuning uchun ekvatorial havo kontinental va dengiz havolariga bo’linmaydi. Havo massalarini bir-biridan ajratib turadigan shartli yuza atmosfera fronti deb ataladi (4-rasm). Atmosfera frontining er yuzasi bilan kesishgan qismi front chizig’i deyiladi. Atmosfera frontida havo massasining barcha xususiyatlari — temperaturasi, shamollar, namligi, bulutlilik, yog’inlar keskin o’zgaradi. Front temperaturasi har xil bo’lgan ikkita havo massasini ajratib turganligidan, u har doim gorizont tekisligiga nisbatan qiya bo’ladi iliq havo yuqoriga ko’tarilib, sovuq havo usti tomonga oqadi, sovuq havo esa er yuzasi bo’ylab harakat qilib, iliq havo ostiga kirib boradi. Frontning qiyaligi katta bo’lmaydi: 1 km masofaga 1 m dan 10 m gacha bsfadi. Shunday qilib, frontda havo massalari faqat yonma-yon joylashib qolmasdan, biri ikkinchisining ustida ham joylashadi va surilib turadi. Iliq havoning sovuq havo ustida ha,m atrofga, ham yuqoriga siljishi ko’tarilma sirg’anish deyiladi. Qo’tarilma sirg’anish boshlanadigan joyda barik minimum vujudga keladi. 4- rasm. Iliq (L) va sovuq (B) frontlarning tuzilishi hamda ulardagi bulutlar: CS — sirrostratus; As — altosratus; Ns — nimbostratus; Cb — Cumulonimbus; Ci — Cirrus; As — altocumulus Quyi troposferada havo temperaturalari keskin farq qiladigan zona va o’lkalarda (regionlarda) front protsesslari ayniqsa jo’shqin ro’y beradi. Har bir yarim sharda ikkitadan planetar front zonalari mavjud; bular—65° shim. hamda jan. kenglikdar yaqinida joylashgan qutbyoni va ikkala yarim sharning 40° kengligi yaqinida joylashgan mo’’tadil frontlar zonalari (45-rasm). Qutbyoni fronti zonasida sovuq arktika havo massalari nisbatan iliq mo’’tadil havo massalari bilan uchrashadi, natijada Arktika fronti hosil bo’ladi. Janubiy qutbyoni kengliklarida esa Antarktika fronti vujudga keladi. Mo’’tadil front zonasida mo’’tadil havo tropik havo bilan to’qnashadi. Mo’’tadil frontlar — biri shimoliy yarim sharda, ikkinchisi janubiy yarim sharda vujudga keladi. Materiklar ko’p bo’lgan shimoliy yarim sharda quruqlik va dengizlar ustida temperaturaning fasliy farqlari barik maydonni, shu bilan birga front zonalarini anchagina o’zgartiradi. Janubiy yarim shar mo’’tadil mintaqasining bir xil suv yuzasi ustida frontlar Erni tutash belbog’ kabi to’liq o’rab oladi, Shimoliy va janubiy yarim sharlarda qish bilan yozning almashinishi frontlarning har yarim yilda anchagina o’zgarishiga sabab bo’ladi. Yozda mo’’tadil front 50° shimoliy kenglikkacha, qishda esa 30° shimoliy kenglikkacha surilib boradi. 2.2. A t mosfera bosimining dengiz sat hida zonal-regional t aqsimlanishi v a quy i t roposferadagi shamollar. Ekvatorial zonada kengligi taxminan 10° ga teng bo’lgan past, 1000—1008 mb bosimli oblast—ekvatorial depressiya yil bo’yi saqlanib turadi. U doimo issiq er yuzasidan qizigan havoning ko’tarilib turishidan hosil bo’lgan. Bu zonada shamol kamdan-kam va qisqa vaqt bo’ladi, ko’pincha shamolsizlik hukm suradi hamda bu zona shtil zonasi deyiladi (46- rasm). Yilning yanvar tomonidagi yarmida depressiya va tropik front janubga suriladi hamda materiklarning qattiq qizishi natijasida ular kuchayib ketadi, bu materiklar ustida Janubiy Amerika, Janubiy Afrika va Avstraliya minimumlari tarkib topadi. yilning iyul tomonidagi yarmida minimum shimolga tomon suriladi va qattiq qizigan Janubiy Osiyo ustida bosimi 1000 mb dan kam bo’lgan Janubiy Osiyo yoki Eron-Txar minimumi qaror topadi. 5- rasm. Iyul (a) va yanvardagi (b) atmosfera frontlari (S.P. Xromovdan): 1 — arktika fronti, 2 — mo’’tadil front, 3 — uning passat zonasidagi davomi — passat fronti, 4 — tropik front Ikkinchi zona o’rta hisobda 30° shim. kenglik yaqinida joylashgan subtropik barik maksimumlar, ya’ni antitsiklonlardir. Ular okeanlar ustida aniq ifodalangan, chunki tropiklarda materiklar juda isigan bo’ladi. Bu zona shimoliy yarim sharda yuqoriroqda qayd qilingan Azor va Gavayi maksimumlaridan, janubiy yarim sharda — Janubiy Hind, Janubiy Atlantika, Janubiy Tinch okean, maksimumlaridan iborat. Subtropik kengliklarda materiklar ustida ham barik maksimum mavjud bo’ladi, ular er yuzasi temperturasining o’zgarishi bilan bog’liq ravishda fasllarga qarab bir oz o’zgarib turadi. 6- rasm. Bir xil er yuzasida atmosfera bosimi va shamollarning zonal taqsimlanishi. Atmosfera tsirkulyatsiyasi sxemasi Berknesdan olingan Subtropik maksimumlardan havo ekvatorial barik minimumlarga tomon oqib, passatlar vujudga keladi. Atmosfera bosimining uchinchi zonasi o’rtacha kengliklarning barik minimumi va maksimumlaridir. Bularga mo’’tadil va Arktika frontlari, Islandiya va Aleut minimumlari hamda Antarktika past bosim mintaqasi kiradi. Shimoliy yarim sharning barik maydoni fasllarga qarab anchagina o’zgarib turadi. Bu erda «ikkinchi darajali issiqlik mashinasi» ishlaydi (Shuleykin, 1962), ya’ni materiklar bilan okeanlardagi temperaturalar farqi fasliy o’zgarganligidan barik maydon ham fasliy o’zgarib turadi. Qishda, ya’ni quruqlik sovib ketib, okean yozgi issiqni saqlab turgan va okean oqimlari advektiv issiqlik keltirib turgan vaqtda Islandiya va Aleut minimumlari ayniqsa aniq ifodalanadi, bu joylarda bosim 1000 mb dan pastga tushib ketadi. Bu vaqtda materiklarda termik sabablarga ko’ra barik maksimumlar — bosim 1036 mb ga teng bo’lgan juda katta Osiyo va kichikroq, bosimi 1021 mb gacha boradigan Shimoliy Amerika antitsiklonlari vujudga keladi. Yozda materiklar isib, atmosfera uchun issiqlik manbai bo’ladi, barik maksimumlar yo’qoladi. Islandiya va Aleut minimumlari juda kichrayib qoladi. O’rtacha kengliklarda g’arbiy shamollar hukmronlik qiladi (quyidagi g’arbiy havo oqimiga qarang). O’rtacha kengliklarga xos bo’lgan tsiklon harakatlari turli yo’nalishdagi shamollarning esishiga sabab bo’ladi. Atmosfera bosimining to’rtinchi zonasi har bir yarim shardagi yuqor i kengliklar barik maksimumidir. Ular qutbiy rayonlarda temperaturaning pastligi natijasida vujudga keladi. Arktikada barqaror antitsiklon yo’q, bu joyga dengiz ustidan tez-tez tsiklonlar kelib turadi, shu sababli Arktika barik maksimumi faqat ko’p yillik kartalarda ko’zga tashlanadi, shunda ham juda aniq ifodalanmagan bo’ladi. Antarktidada quruqlik mavjudligi va uning qattiq sovib ketishi boisidan barik maksimum aniq ifodalangan. Bu erdagi atmosfera bosimi haqidagi ma’lumotlarga baho berganda muz qalqonining absolyut balandligini nazarda tutmoq lozim. At mosfera harak at lari mark azlari. Yuqorida qayd qilib o’tilgan yuqori va past bosim oblastlari havo massalari tarkib topadigan makonlardir, binobarin, ular atmosfera harakatlari markazlari rolini o’ynaydi. Ular muayyan xususiyatlarga ega bo’lgan havoni vujudga keltirib, Erning katta-katta o’lkalari iqlimiga ta’sir ko’rsatishi sababli atmosfera harakatlari markazlari deb ataladi. Atmosfera harakatlarining asosiy markazlari quyidagilar: 1) Ekvatorial depressiya (shu jumladan, Eron-Txar minimumi), 2) Azor, 3) Gavayi, 4) Janubiy Atlantika, 5) Janubiy Tinch okean, 6) Janubiy Hind okean maksimumlari, 7) Islandiya, 8) Aleut minimumlari, 9) Janubiy o’rtacha kengliklar minimumlari, 10) Osiyo maksimumi, 11) Arktika yuqori bosim oblasti, 12) Antarktika maksimumi. Havo massalari o’zi tarkib topgan oblastlardan geografik sharoiti boshqacha bo’lgan oblastlarga kirib borganda transformatsiya ro’y beradi, ya’ni ularning xususiyatlari, dastavval, temperatura va namligi o’zgaradi. Passatlarning tropik havosi ekvatorga yaqinlashganda o’zgarib, ekvatorial havoga, o’rtacha kengliklarga borganda, mo’’tadil havoga aylanadi. Mo’’tadil dengiz havosi quruqliklarning ichki qismiga kirib borganda qishda soviydi, yozda isiydi va hamma vaqt ham quruqlashadi, shunday qilib, mo’’tadil kontinental havoga aylanadi. O’rtacha kengliklarga kirib kelgan Arktika havosi vaqt o’tishi bilan iliydi va mo’’tadil havoga aylanib qoladi. Frontlarning fasliy, nisbatan sekin surilishdan tashqari tez va qisqa vaqtli surilishlari ham bo’ladi, bular— yorib o’tish deyiladi. Arktika havosi arktika frontini janubga yorib o’tganda o’rtacha kengliklarga Qora va O’rta dengizlar qirg’oqlarigacha etib borib, havoning birdan sovib ketishiga sabab bo’ladi. Tropik havo janubdan mo’’tadil frontni yorib o’tganda shimolda yoyilib, bu kengliklar uchun xos bo’lmagan iliq ob- havo keltiradi. Xulosa Shamol- energiya manbaidir. Kishilar qadim zamonlardan beri shamol kuchidan foydalanib, elkanli kemalarda dengizda suzganlar, shamol tegirmonlari qurganlar va endilikda shamol kuchini elektr energiyaga aylantirmoqdalar. Dunyoning qurg’oqchil rayonlarida shamol kuchi asosida ishlaydigan agregatlar yordamida er osti suvlari nasos orqali tortib olinmoqda. Shunday qilib issiq hududlarning Er yuzasida past, sovuq joylarda esa yuqori bosim markazlari vujudga keladi. Yuqorida esa buni aksi kuzatiladi. Shunday qilib berk vertikal aylanma harakat vujudga keladi, ya’ni eng sodda issiqlik mashinalari paydo bo’ladi. Yirik masshtabdagi havoning vertikal aylanma harakatlari ekvator atrofida yaqqol ko’zga tashlanadi. Ekvatorial mintakada havo yuqoriga ko’tariladi. Troposferani yuqori qismida havo massalari tropiklar tomon antipassat sifatida harakat qila boshlaydi. 30-35 0 kengliklarda havo yuqoridan pastga tushadi va passat sifatida ekvator tomon harakat qila boshlaydi. Foydalanilgan adabiyotlar. 1. Baratov P. “ Er bilimi va o’lkashunoslik” Toshkent o’qituvchi 1980 yil 16 bet. 2. Barotov P. , G’afurov A., Abduraxmonov A. “Tabiatshunoslik asoslari” Toshkent “O’qituvchi” 1982 yil 13 bet. 3. Karimov I.A. “O’zbekiston buyuk kelajak sari” Toshkent “O’zbekiston” 1998 yil 682 bet. 4. Mixaylov A.A. “Qo’shaloq planeta” 18 bet 5. Masudov X., Abdug’aniev L., Xisamov A., “ Umumiy er bilimidan laboratoriya mashg’ulotlari “ Toshkent “O’qituvchi” 1988-yil 19 bet 6. Neklyukova N “Ob h ee zemlevedenie” Moskva “Prosve henie ” 1997-yil 56 bet 7. Kalesnik S.V. “Umumiy er bilimi qisqa kursi” O’zbekiston davlat o’quv pedagogika nashriyoti Toshkent 1959-yil 28 bet 8. Schastnev T.N va Gerexov T.G “Ob hee zemlevedenie ” Uchpedgiz 1959-yil 61 bet 9. Polovinkin A.A. “Umumiy tabiiy geografiya” Toshkent. O’qituvchi. 1978 y. 344 b. 10. O’zbekiston Milliy entsiklopediyasi 5jild Davlat ilmiy nashriyoti Toshkent 2002-yil 128 bet 11. O’zbekiston Milliy entsiklopediyasi 3 jild Toshkent 2002-yil 122 bet 12. Shubaev L.P “Umumiy er bilimi” “O’qituvchi” nashriyoti Toshkent 1975-yil 74 bet.
Купить