Ba’zi uzluksiz tasodifiy miqdorlarning taqsimot qonunlari - Algebra - Kurs ishlari

Dokument ma'lumotlari

Narxi	30000UZS
Hajmi	464.5KB
Xaridlar	0
Yuklab olingan sana	17 Mart 2025
Kengaytma	doc
Bo'lim	Kurs ishlari
Fan	Algebra

Sotuvchi

G'ayrat Ziyayev

Ro'yxatga olish sanasi 14 Fevral 2025

154 Sotish

Ba’zi uzluksiz tasodifiy miqdorlarning taqsimot qonunlari

Sotib olish

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.

Sotib olish