Iqlimshunoslik


Download 7.8 Mb.
Pdf ko'rish
bet3/17
Sana15.12.2019
Hajmi7.8 Mb.
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   17

(3.7)

2 n y ¡ l - e
bu yerda  Q0  —  insolyasiyaning yillik  yig'indisi,  T0=  365,2422  —  yilning 
sutkalardagi davomiyligi,  e — Yer ekvatori tekisligining ekliptika tekisligiga 
nisbatan  og‘ish  burchagi,  e =  0,0167  — Yer orbitasining  ekssentrisiteti.
Joyning geografik  kengligiga bog'liq  bo'lgan  yillik,  yozgi va  qishki 
insolyasiya  m iqdorlari  3.1-jadvalda  keltirilgan.
3. l-jadval
Yillik,  yozgi  va  qishki  insolyasiya  miqdorlari  (G J/m 2), 
I0=
  1,37  kYt/m2
Kenelik 
n
10
?n
30
40
50
60
70
80
90
Qs
6,60
6,99
7,18
7,20
6,99
6,62
6,13
5,70 5,53
5,47
Q
n
6,60
6,05
5,31
4,44
3,46
2,43
1,38 0,55 0,12
0
Qo
13,20
13,04
12,49
11,64
11,45
9,05
7,51
6,25 5,65
5,47
Jadvaldan k o 'rin a d ik i,  qutbda yillik insolyasiya ekvatordagiga nisbatan 
2,5  barobar  kichik.  20°  va  30°  kengliklar orasidagi  insolyasiyaning  m aksi- 
mum i  yozgi  Quyosh  turishi  davrida  tropiklarda  ekvatordagiga  nisbatan 
Quyoshning  burchak  balandligi  kattaroq bo‘lishi bilan  bog'liq.
Janubiy yarim sharda  m os  kengliklarda  Qs  va  QN qiymatlari  bir xil.
Yarimsharlarda astronom ik yarim yilliklaming davomiyligi bir xil emas. 
Shimoliy yarim sharda  yozgi  astronom ik  yarim  yillik janubiy yarim shard- 
agidan  7  sutkaga  uzunroq.  M os  ravishda  shim oliy  yarimsharda  janubiy 
yarimshardagiga  nisbatan  qishki  astronomik yarim  yillik  qisqaroq.
Demak,  yozgi  yarim  yillik  insolyasiyaning  sutkalik yig'indilari janubiy 
yarim sharda,  qishki  yarim  yillikda,  aksincha,  shim oliy yarim sharda  k atta­
roq  bo‘ladi.  Bu  farqlar  3.2-jadvalda o ‘z  aksini  topgan.
26

3 .2 -ja d v a l
Sutkalik  insolyasiyaning  o ‘rtacha  qiymatlari  (M J /m 2) , 
Ig=
  1,37  kVt/m2
Yarimsharlar
Kenglik (
10
?0
30
40
so
60
70
80
90
Y o z g i  v a rim   v illik
S h im o liy
37,5
38,5
38,6
37,5
35,6
32,9
30,6 .29,7
29,3
J a n u b iy
39,1
40,2
40,3
39,1
37,1
34,3
31,9
30,9
30,6
Q is h k i  y a rim   v illik
S h im o liy
33,8
29,7
24,8
19,3
13,6
7,7
3,1
0,7
0
J a n u b iy
32,4
28,5
23,8
18,5
13,0
7,4
3,0
0,7
0
Shunday qilib,  Q uyosh energiyasi  kengliklar va  m avsum ga bog'liq h ol- 
da  o'zgarib,  iqlim  shakllanishiga  ta ’sir etadi.
Solyar iqlim  — bu Yer sharining faqat  Quyosh  radiasiyasi bilan  aniqla- 
nadigan va joyning geografik kengligi va Quyoshning og‘ishiga bog‘liq bo'lgan 
nazariy  iqlimdir  (M ilankovich  b o ‘yicha).  Tabiiyki,  bun day   iqlim  zonal 
xarakterga  ega b o ‘lishi  kerak.
3.2.  A tm osferada Q uyosh  energiyasining tra n sfo rm a siy a si
Atmosferaning  yuqori  chegarasiga yetib  kelgan  Q uyosh  radiasiyasi,  a t- 
mosferadan  o ‘tib  zaiflashadi.  Radiasiyaning  zaiflashishiga  olib  keladigan 
fizik jarayonlar  —  bu  radiasiyaning  havoning  gaz  va  aerozol  tashkil  etu- 
vchilarda  yutilishi  ham da  aerozol  zarrachalar  va  m olekulalarda  sochilishi 
jarayonlaridir.
Quyosh energiyasini yutadigan asosiy gazlarga ozon va suv bug‘i kiradi — 
ular Quyosh  radiasiyasini  taxm inan  15%  ga  kamaytiradi.  Atmosfera  aerozoli 
quyosh eneigiyasining infraqizil to ‘lqinlar qismini  (0,76—4,0  mkm) yutadi.
Birjinsli bo‘lmagan, o'lcham lari to ‘lqin uzunligidan kichik (reley sochil­
ishi)  bo'lgan  zarrachalarda sochilish  ko‘pincha  qisqa  to ‘lqinli  ko‘rinuvchan 
radiasiya spektrida (0,4—0,76 m km ) yuzberadi. Yirik aerozol zarrachalarida 
sochilishning  (Mi-sochilish)  to'lq in  uzunligiga bog‘liqligi  kam.
Atmosferada Quyosh radiasiyasining sochilishi va yutilishi natijasida quyosh 
radiasiyasi  yer sirtiga  to ‘g ‘ri va  sochilgan  radiasiya  ko 'rinishd a  yetib  keladi.
T o ‘g ‘ñ   Quyosh  radiasiyasi  —  bu  birlik  vaqt  davom ida  (1  s)  Quyosh 
nurlariga  perpendikulyar  ( J )   yoki  gorizontal  ( / '   )  b o ‘lgan  birlik yuzaga 
(m 2)  yetib kelgan energiya oqim idir.  SI tizim ida b u  o q im  J /m 2 •  s yoki V t/ 
m 2  larda  o ‘lchanadi.
Sochilgan  radiasiya  ( )  atm osfera  va  bulutlarda  Q uyosh  nurlarining 
sochilishi  natijasida osm on gum bazidan gorizontal y e r sirtiga yetib  keladi.

Yig'indi radiasiya  ( Q )   —  gorizontal  yuzaga  yetib  kelgan  to ‘g ‘ri va  so- 
chilgan  Quyosh  radiasiyalarining yig'indisidir:
Q  =  J '  +  D 
(3.8)
Quyosh  radiasiyasining  yuqorida  sanab  o ‘tilgan  barcha  turlari  Quy- 
oshning burchak balandligiga ( )  bog'liq b o ‘hb, u quyidagi formula orqali 
aniqlanadi:
А® = (9 0 - ф )± 8  
(3.9)
Radiasiya  o qim i jadalligining  Quyoshning  og'ishi va joyning  geografik 
kengligiga bog'liqligi radiasiyaning sutkalik va yillik o‘zgarishlari, shuningdek, 
uning zonal taq sim otini belgilaydi.  Quyosh radiasiyasininng zonal taqsim - 
oti  atm osferaning  shaffofligi,  bulutlarning  turi  va  miqdori  ham da  boshqa 
omillar ta ’sirida  kuchli  buzilishi  m um kin.
A tm osferaning  shaffofligi  atmosferadagi suv bug‘i va aerozol  zarracha- 
lar  m iqdoriga  bog'liq.  Shuning  uchun  turli  havo  massalarida  atm osfera­
ning shaffofligi  h a r xil.  Arktik  havoda  shaffoflik katta,  chunki  suv bug‘i va 
aerozol zarrachalam ing miqdori oz. Tropik havoning shaffofligi ancha kichik. 
Havo  shaffofligining  kamayishi  atm osferadagi  chang va  qum   zarrachalari 
miqdorining ortishiga bog‘liq. Tropik dengiz havosida shaffoflikning kamay­
ishi  atm osferada  suv  bug‘i  m iqdorining  katta b o ‘lganligi  bilari  belgilanadi. 
K atta  ko'lam li  o ‘rm o n   yong‘inlarida,  kuchli  chang  bo'ronlarida,  vulqon 
otilishlarida  havoning shaffofligi  kamayadi.
Bulutlilikning atmosfera shaffofligiga ta ’siri quyidagicha.  Bulutli ob-havoda 
to ‘g‘ri  Quyosh  radiasiyasi  Y er  sirtigacha  um um an  yetib  kelmaydi.  0 ‘rta 
yarusli bulutlilik t o ‘g ‘ri Quyosh radiasiyasini qisman o'tkazishi va sochilgan 
radiasiya m iqdorini  ko ‘paytirishi m um kin.  Patsim on bulutlilik Quyosh  ra­
diasiyasining k a tta   qism ini o'tkazadi.
Yer sirtiga yetib kelgan yalpi radiasiya qism an qaytariladi,  qism an yuti- 
ladi.  Sirtlarning  radiasiyani  qaytarish  qobiliyati  albedo  (A)  kattaligi  bilan 
xarakterlanadi:
A = í  .100% 
(3.10)
Tabiiy  sirtlar  albedosi  keng  chegaralarda  o'zgaradi.  Eng  katta  albedo 
yangi  yoqqan  q o rd a  kuzatiladi  (90—95%).  Qora  tuproqlar  albedosi  5— 
15%,  oqish tu p ro q lar albedosi  —  22—32%,  igna bargli o'rm onlar albedosi
-  10-15%,  yaproqli  o 'rm o n lar va  tu ndra  albedosi  —  15—20%  lar atrofida 
o'zgaradi.  Suv sirti albedosi  Quyosh nurlarining tushish burchagiga bog'liq. 
Quyosh n urlarining tushish burchagi katta bo'lganda (Quyosh tikkada)  suv 
sirti  albedosi  4 —5% ,  Quyosh  gorizontda  bo ‘lganda  (burchak  5°)  albedo
28

45% gacha yetadi.Bulutlar albedosi ham  keng chegaralarda o ‘zgaradi.  Eng 
katta albedo yom g'irli to ‘p -to ‘p bulutlarning ustida  kuzatiladi —  86%, eng 
kichik  albedoga  qatlamli  patsim on  bulutlar  ega  —  32%.  B ulutlar  va  qor 
q o p la m in in g   alb ed o si  say y o ra  (p la n e ta r)  a lb e d o s in in g   m av su m iy  
o'zgarishlarida  katta  rol  o ‘ynaydi.  Qishda  planetar albedo  ortadi.
3 .3 .  Q uyosh ra d ia siy a sin in g  geografik ta q sim o ti
Quyoshnirtg  nur sochish  davomiyligi  to ‘g ‘ri  Quyosh  radiasiyasining  ge­
ografik  taqsim oti  xususiyatlarining  sifat  xarakteristikasi  hisoblanadi.  Bu 
ko'rilayotgan  joyda  sutka,  oy  yoki  yil  m obaynida  Q uyosh  bulut,  turnan 
yoki  g'u b o r  bilan  to ‘silmagan  soatlam ing  yig'indisidir.  Q uyoshning  nur 
sochish davomiyligi to ‘g‘risida m a ’lum otlar Quyosh radiasiyasining boshqa 
xarakteristikalariga  nisbatan  a n c h a  ko‘proq  yig'ilgan.  S hu nin g  uchun  ular 
Quyosh  radiasiyasi  m a’lum otlar  qatoríarini  uzaytirish  yoki  aktinom etrik 
tarm oq  siyrak  bo'lganda  yetishm agan  m a ’lum otlarning  o 'rn in i  to id irish  
m aqsadida  qo'llaniladi.
4-rasm da Quyosh nur sochish davomiyligining geografik taqsim oti (soat- 
larda)  keltirilgan.
Yer  sharida  Quyosh  nur  sochishi  davomiyligining  yillik  yig‘indisi  500 
dan 4000 soatgacha o‘zgaradi.  Eng kichik qiymat (483 soat) Janubiy Orklend 
orollari  (60°44'  j.k.,  44°4'  g‘.u.)  hududida,  m aksim al  qiym ati  esa  Sahroi 
K abir sahrosida  —  N euan  hududida  (« 3700  soat)  kuzatiladi.
29

Shim oliy va janubiy yarim sharlardagi subtropik sahrolarga Quyosh nur 
sochish  davomiyligining  katta qiym atlari  xarakterli.  Shimoliy yarim sharda
—  bu  Sahroi  Kabir  («4000  soat)  va  Kalifomiya  sahrolari  (3600  soat). 
Janubiy  yarim sharda  bularga  Janubiy  Afrika  sahrolari  (3600  soat),  K atta 
Avstraliya  sahrosi  (3200  soat)  va  Janubiy  Amerikadagi  Atakam a  sahrosi 
(2800  soatgacha)  kiradi.  Quyosh  n u r  sochish  davomiyligining  eng  kichik 
qiym atlari shim oliy yarim sharda T in c h  va Atlantika okeanlarining o ‘rta va 
yuqori  kengliklardagi  qirg‘oqlarida  kuzatiladi  (1200 soatga  yaqin).
Q uyosh n u r sochish davom iyligining bunday geografik taqsim otida bu- 
lutlilik  hal  qiluvchi ahahm iyatga  ega.
Y er sirti  quyoshdan  to ‘g‘ri  va  sochilgan  radiasiyalar ko‘rinishidagi  kel- 
gan  energiya  hisobiga  isiydi.  3.3-jadvalda  shimoliy  yarim sharda  80°  dan 
35°  g acha  kengliklar  oralig‘ida  Q uyosh  radiasiyasining  yillik  yig'indilari 
keltirilgan.
3.3-jadval
T o‘g‘ri,  sochilgan  va yalpi  (yig'indi)  radiasiyalarning 
o ‘rtacha  kengliklar  b o ‘yicha yillik yig‘indilari
Radiasiya
Kenglik (grad)
80
70
60
50
40
35
T o ‘g‘ri
0,49
1,13
1,76
2,51
3,48
4,06
Sochilgan
1,97
1,68
1,55
1,63
2,05
2,18
Y alpi
2,39
2,81
3,31
4,14
5,53
6,24
G eografik kenglik kamayishi  bilan to ‘g‘ri  Quyosh  radiasiyasining yillik 
yig‘indilari ortib boradi.  Sochilgan radiasiyaning yillik yig'indilari kenglik­
lar  bo ‘yicha  sezilarli  o'zgarm aydi.  Q utb  doirasi  ichida  sochilgan  radiasiya 
ustunlik  qiladi.  Boshqa  kengliklarda  ham  sochilgan  radiasiyaning  ulushi 
yetarlicha  katta.
S hunday  qilib,  Yer  shariga  issiqlik  kelishida  sochilgan  radiasiya  katta 
rol  o ‘ynaydi va iqlimiy omil sifatida uning ahamiyati ancha katta.  0 ‘rtacha 
kengliklar b o ‘yicha yalpi radiasiya qiymatlarining yillik yig‘indilari geografik 
kenglik  kam ayishi  bilan  ortadi.  B iroq,  to ‘g‘ri va yalpi  radiasiyalarning ge­
ografik taqsim oti  murakkabroq.
Shim oliy  yarimsharda  yozda  to ‘g ‘ri  Quyosh  radiasiyasining  eng  katta 
oqim lari  qutbiy  hududlarda  em as,  balki  30—40°  kengliklarda  kuzatiladi. 
S ababi  sh u n d a k i,  qutbiy  k en g lik lard a  Q uyoshning  balandligi  kichik 
b o ‘lganligi  u ch u n   quyosh  radiasiyasining  zaiflanishi  jud a  katta  bo‘ladi. 
Subtropik  kengliklarda to ‘g ‘ri  quyosh  radiasiyasining  ortishi  bulutsiz  kun- 
larning  k o ‘p  b o ‘lishi bilan  bog'liq.  0 ‘rta Osiyoda J '   ning  katta qiymatlari 
kuzatiladi.  Bu yerda  iyulda gorizontal  yuzaga  kelgan  to ‘g ‘ri  radiasiyaning 
oylik  yig‘indilari  0,4  G J/m 2,  yanvarda  esa  0,12  G J /m 2  dan  ortadi.  Qish
30

oylarida to ‘g ‘ri  Quyosh radiasiyasining eng katta miqdorlari ekvatorga yaqin 
hududlarda kuzatiladi.
Gorizontal yuzaga tushuvchi to ‘g ‘ri Quyosh radiasiyasining yillik yig'indilari 
ikkala yarimsharlarda  ham qutblarga yaqin joylashgan  hududlarda  m inim al 
qiymatlarga ega — 2,5  G J/m 2.  M aksim al  qiym atlaresa shim oliy Afrika  (6,3 
G J /m 2) va  Meksika (tahminan  5,0 G J /m 2) ustida kuzatiladi. Janubi-sharqiy 
Osiyoning  musson hududlarida J  ning  kichik yillik  yig'indilari  kuzatiladi  —
4.0 G J/m 2 dan kichik. Janubiy yarim sharda J ning eng katta yillik yig'indilari 
qit’alar ustida yuzaga keladi (5,0 G J /m 2 gacha).
Sochilgan  radiasiyaning  o ‘rtac h a  yillik  oqimlari  to ‘g ‘ri  quyosh  radiasi- 
yasi  J  bilan  bir  xil  tartibga  ega.  T ro p ik   kengliklarda  sochilgan  radiasiya 
yig‘indi  radiasiyaning  50—60%  ni  tashkil  qiladi,  o ‘rta  kengliklarda  u  / g a  
yaqin  b o ‘ladi,  yuqori  kengliklarda  esa  sochilgan  radiasiya  t o ‘g ‘ri  Quyosh 
radiasiyasidan  katta  bo'ladi.  0 ‘rta  O siyoda  yanvarda  sochilgan  radiasiya 
oqim i  120  M J/m 2,  iyulda  —  300  M J /m 2  ni  tashkil  qiladi.
Yillik yig'indi  radiasiyaning  geografik  taqsim oti  5 -rasm da  keltirilgan. 
Yer  shari  b o ‘yicha  yillik  yig'indi  radiasiyaning  m iqdori  2 ,4   G J /m 2   dan
8.0  G J /m 2  gacha  o ‘zgaradi.  Y ig‘in d i  radiasiyaning  eng  k a tta   qiym atlari 
shim oliy  va  janubiy  yarim sharlarning  yuqori  bosim li  h u d u d larig a  m os 
keladi.  Shim oliy  Afrikada  u larning  qiym atlari  9,2  G J /m 2  g a c h a   yetadi. 
Bu,  äynan  shu hududlarda b u lu tlarn in g   eng  kichik  m iq d o rlard a  ku zatili- 
shi bilan  izohlanadi.  Ekvatorial  kengliklarda yillik yig‘indi  rad iasiy a  m iq- 
dorining  kamayishi  kuzatiladi,  c h u n k i  bu  yerda  subtropiklarga  nisb atan
5-rasm .  Yalpi  radiasiya  yillik y ig 'in d is in in g   geografik  taqsim oti  ( M J /m 2)
31

bulutli  kunlarning takrorlanuvchanligi  ortadi. A m azonka va  Kongo dary- 
o larin in g   ustida,  Indoneziyada  yillik  yig'indi  radiasiyaning  m iqdori  4,2 
G J /m 2  gacha  kamayadi.
Y uqori  bosimli  hududlardan  shimolga  va  janubga  yig'indi  radiasiya 
m iqdori  kamayadi.  U larning  izochiziqlari  zonal  xarakterdagi  taqsim otga 
ega.  Z onallikning  buzulishi  bulutlilikning  notekis  taqsim oti  bilan  bog'liq 
b o iib ,  siklonal  faoliyat kuchaygan  hududlarda yuzaga keladi.  Bu hududlar
—  K anad aning  g'arbiy  qirg‘oqlari,  Yevropaning  shimoliy  qismi,  Janubiy 
A frikaning janubi-g'arbiy qirg‘o g ‘i  va  boshqalar.  Yig‘indi  radiasiya  zonal- 
ligining  buzilishi  musson  (H in d isto n ,  Osiyoning sharqiy qirg‘og‘i) va  pas- 
sat  sirkulyasiyasi yaxshi  rivojlangan  hududlarda (okeanlarning tropik shar­
qiy hududlari)  kuzatiladi.
Ikkala  yarim sharning  60°  kengliklarida  yig‘indi  radiasiyaning  yillik 
yig‘indilari  2,5—3,4  G J /m 2  ni  tashkil  qiladi.  Qutblar tom o n  yillik yig'indi 
radiasiyaning  miqdori  biroz  o rtad i,  ayniqsa Antarktidada.  A ntarktidaning 
ichki  hududlarida  ular  5,0—5 ,4  G J /m 2  gacha  yetadi.O 'rta  Osiyoda  gori- 
zontal yuzaga  kelgan  yig'indi  radiasiyaning  o'rtacha  ko‘p yillik  qiymatlari 
6,4  G J /m 2  ni  tashkil  qilad i.U m u m an ,  okeanlarda  quruqliklarga  nisbatan 
radiasiyaning yillik yig'indilari  kichikroq bo'ladi.
D ekabrda, janubiy y arim sh arn in g  sahrolarida  radiasiyaning eng  katta 
oylik  yig'indilari  kuzatiladi  —  0 ,8 —0,9  G J/m 2  gacha  va  un dan   yuqori. 
E kvator yaqinida bulutli  h u d u d lard a  ular 0,3—0,5  G J /m 2 gaha  kamayg- 
an   b o 'lad i.  Qishda  shim oliy  yarim sharda  shimol  to m o n   radiasiya  tez 
k am ayadi.  50-paralleldan  sh im o ld a  radiasiyaning  oylik  yig'indilari  0,08 
G J / m 2  d an   kam roq,  qutbiy  d o irad a n   biroz  shim olroqda  ular  nolga  teng 
b o ‘ladi.  Y ozda janubiy  y arim sh ard a  50°—60°  kengliklarda  radiasiyaning 
oylik yig‘indilari janubga to m o n  0,4 G J /m 2 gacha kamayadi.  U ndan  keyin 
u la r o rta d i  -  A ntarktida  q irg 'o q larid a  0,8  G J/m 2,  A ntarktidaning  ichka- 
risida  —  1,3  G J /m 2  dan  o sh ad i,  y a ’ni  tropiklardagi  yozgi  m iqdorlardan 
k a tta   bo 'ladi.
Iyunda  radiasiyaning  eng  k a tta  yig‘indilari  (0,9  G J /m 2  dan  ortiq)  Shi- 
m oli-sharqiy  Afrika,  A rabiston  va  Yeron  tog'lari  ustida  kuzatiladi.  0 ‘rta 
O siyoda  ular  0,8  G J /m 2  g ach a  va  undan  ortiq,  Janubiy  yarimshardagi 
q it’alarning  tropik  qism larida  0,6  G J /m 2  gacha  yetadi.  Ekvatorga  yaqin 
bulutli  hududlarda,  huddi  dekabrdagidek,  radiasiyaning  yig‘indilari  0,3— 
0,5  G J / m 2  gacha  kam ayad i.  S him oliy  yarim sharda  yozda  radiasiya 
yig‘indilari  subtropiklardan  shim olga  qarab asta-sekin  kam ayadi,  50°  sh.k. 
dan  shim olroqda ular ortib, A rktik dengizlar havzasida 0,8  G J /m 2 qiym at- 
largacha yetadi.  Qishda jan u b iy  yarim sharda ular janub tom o n tez kam ay­
adi,  qutbiy doira  ortida  nolga  tushadi.

3 .4 .  Y er  s h a n   va  atm o sferan in g   u z u n   t o ‘lqinli  nurlanishi.
Effektiv nurlanish,  uning  g eo g rafik  taqsim oti
Yer sirti unga yetib kelgan Quyosh radiasiyasini yutib,  isiydi va ixtiyoriy 
fizik jism lar  kabí  atmosfera  va  kosm ik  fazoga  energiyani  nurlaydi.  Y e r  va 
atmosferaning haroratlari Quyosh haroratidan ancha past bo'lganligi u c h u n , 
ular nurlagan energiya ko'rinm as infraqizil spektrga to ‘g‘ri keladi. Yer sirtini 
ham ,  atm osferani  ham   mutlaq  qora jism   deb  boMmaydi.  Turli  sirtlarn in g  
uzun to ‘lqinli radiasiya spektrlarini o 'rg an ish  yetarli aniqlik bilan Y erni  k u l 
rang jism  deb  hisoblash mum kinligini  k o 'rsa td i.  Bu shuni bildiradiki,  b a r- 
cha  to'lqin  uzunliklari  uchun yer sirtining  nurlanishi  uning  harorati  b ila n  
bir  xil  bo'lgan  m utlaq  qora jism ning  n u rlanishid an  bir xil  k o'paytuvchiga 
farqlanadi:
2?0   <5oT04 , 
(3.11)
bu yerda  B0 — yer sirtining nurlanish oqim i  (k V t/m 2),  —  Stefan-B olsm an 
doimiysi,  TQ  —  yer  sirti  harorati,  8  —  yer  sirtining  yutish  qobiliyati  yoki 
yutishning  nisbiy  koeffisiyenti.  Turli  sirtlar  u ch u n   6 ning  qiym atlari  0 ,89  
dan 0,99 gacha o ‘zgaradi.  Qor eng katta yutish qobiliyatiga ega (5 = 0 ,9 9 5 ), 
suv  sirtning  yutish  qobiliyati  eng  k ichik  —  5 = 0,89.  0 ‘rtacha  y er  sirti 
uchun  0,95  ga  teng  deb  hisoblanadi.
N urlanish  orqali  yer sirti  yo‘qotgan  issiqlik  energiyasi,  qism an  a tm o s - 
feradagi gazlar tom onidan (asosan suv b u g ‘i  va  „parnik“  gazlar -  k a rb o n a t 
dioksidi, m etan, azot birikmalari va h.k.) yutiladi.  8— 12 mkm sp e k trd ia p o - 
zonida  (atm osferaning  shaffof  oynasi)  yer  sirti  nurlanishining  b ir  qism i 
kosmik fazoga chiqib  ketadi.
Atmosfera qisqa  toMqinli Quyosh  radiasiyasi  va  yer sirti  nurlagan  u z u n  
to'lqinli radiasiyani yutish  hisobiga,  ham da  suv bug‘ining fazaviy o ‘tish lari 
natijasida  ajralgan  issiqlik  hisobiga  isishi  bilan  bir  vaqtda  o ‘z  n u rlan ish i 
orqali issiqlikni yo'qotadi. Yer sirti  to m o n  yo 'n alg an   atm osfera nu rlan ish i 
atmosferaning  uchrashma  nurlanishi  (8Z?A)  deb  ataladi.
Yer  sirti  nurlanishi  va  atm osferaning  uch rash m a  nurlanishi  orasidagi 
farq  effektiv  nurlanish  deb  ataladi:
Be =  BQ~ 8 B A 
(3.12)
Atmosferaning uchrashma nurlanishi odatda yer sirti nurlanishidan kichik 
bo'ladi,  shu sababli  Be > 0, ya’ni effektiv nurlanish  yer sirti y o'qo tgan  isiq - 
likni ifodalaydi.  K am dan-kam  hollardagina atm osferaning quyi q a tla m la r- 
ida haroratning kuchli inversiyasi va nam likning katta qiym atlari kuzatilsa, 
Be <  0 bo'ladi va yer sirti atmosferadan  issiqlik oladi.  Effektiv nurlanish yer 
sirtining  harorat  rejimiga  katta ta ’sir k o 'rsatadi,  qo r erishida,  tu m a n la r va 
radiasion  sovishlar  hosil boMishida  k atta  rol  o'ynaydi.
33

Effektiv nurlanish atmosferadagi suv bug‘i miqdoriga va bulutlilikka bog'liq. 
Suv bug‘ining m iqdori va bulutlilik ortishi bilan effektiv nurlanish kamaya- 
di,  chunki atm osferaning uchrashm a nurlanishi ortadi.
0 ‘rta  hisobda  o ‘rta   kengliklarda  yer  sirti  yig'indi  radiasiyaning  yutil- 
ishidan hosil b o ‘lgan  issiqlikning tahm inan yarm ini effektiv nurlanish orqa- 
li  yo‘qotadi.
Yer  sirti  nurlanishi,  atm osfera  nurlanishi  va  effektiv  nurlanishlam ing 
to ‘lqin  uzunliklari  4  d an   120  m km  diapazoniga  to ‘g ‘ri  keladi.  Shuning 
uchun  ular  uzun  to ‘Iqinli  nurlanish  deb  ataladi.
Bulutsiz osm onda  o ‘rta  kengliklarda bir sutka  m obaynida effektiv n u r­
lanish  orqali  yer  sirti  500—700  kV t/m 2  dan  (qishda)  800—920  kV t/m 2 
gacha (bahorda) issiqlik m iqdorini yo'qotadi.  Subtropiklarda bu yo‘qotishlar 
yozda va kuzda  1050  k V t/m 2  gacha yetishi m um kin.
Effektiv nurlanish geografik taqsimotining  asosiy xususiyatlarini  ko‘rib 
chiqam iz.
Yig'indi radiasiyasiga nisbatan yer sirtining effektiv nurlanishi yer shari 
bo'yicha tekisroq taqsim langan.  G ap shundaki,  yer sirti  haroratining  orti­
shi  bilan,  ya’ni  kichikroq  kengliklarga  o‘tgan  sari  yer  sirtining  nurlanishi 
ortib boradi.  Lekin bu bilan  birga havoning balandroq harorati va namligi 
tufayli  atm osferaning  uchrashm a  nurlanishi  ham   ortadi.  Shuning  uchun 
ham   kengliklar b o 'yicha  effektiv  nurlanishning  o ‘zgarishlari  katta emas'.
Ekvator  yaqinida  atm osferaning  namligi  va  bulutliligining  yuqoriligi 
sababli  dengiz  va  quruqlikda  effektiv  nurlanish  deyarli  bir  xil  bo'ladi  — 
yiliga taxm inan 0,13  G J /m 2. Yuqori kengliklar tom on  u ortib, 60° parallel- 
da  okeanlar  ustida  yiliga  tahm inan  0,17—0,21  G J /m 2  ga  teng  bo‘ladi. 
Q uruqlikda,  ayniqsa  quruq,  kambulutli  va  issiq  tropik  sahrolarda,  effektiv 
nurlanish yuqoriroq va yiliga 0,35  G J/m 2 ga yetadi.Bulutlilik effektiv nu r­
lanish yig'indisini  o 'rta c h a   10— 15%  ga  kamaytiradi.
3 .5 .  Y e r sirtin in g  radiasiya b alan si.
U n in g  geografik taqsim oti
Qisqa  to ‘lqinli  Q uyosh  radiasiyasi  oqimlari  va  uzun  to ‘lqinli  effektiv 
nurlanishlam ing algebraik yig‘indisi yer sirti  radiasiya balansini  ifodalaydi:
R  = Q ( \ - A ) - B e 
(3.13)
bu yerda  A —  to ‘shalgan  sirt  albedosi,  Q —  yalpi  radiasiya.
Yer sirti albedosi iqlim  shakllanishiga ta’sir etuvchi m uhim  omil hisobla- 
nadi.  U ning  roli  m uz  yoki  q o r  bilan  qoplangan  hududlarning  mavsumiy 
o ‘zgarishlarida  ayniqsa  katta.  M asalan,  Arktikada  qutbdan  suzib  yuruvchi 
muzlikning janubiy chegarasigacha  albedo  23%  ga  kamayadi.  Albedoning
34

bunday o'zgarishiga qutb kuni m obaynida o 'rta ch a havo h aroratining  11°C 
ga  ko‘tarilishi  mos  keladi.
Radiasiya  balansining  miqdori  yalpi  radiasiya,  albedo  va  effektiv  n u r- 
lanish qiym atlarining xarakteristikalariga bog‘liq ekanligi  k o ‘rinib  turibdi.
Radiasiya balansining geografik taqsim otini ko‘rib chiqam iz.  Eng a w a l 
aytib o 'tish  lozimki, G renlandiya va A ntarktida m uzliklaridan tashqari Yer 
sharining  barcha joylarida,  radiasiya  balansining  yillik  m iqdorlari  m usbat 
bo'ladi,  ya’ni  yil  mobaynida  yutilgan  radiasiyaning  m iqdori  effektiv  nu r- 
lanishdan  katta bo'ladi.
Bu  faktdan,  yildan  yilga  yer  sirtining  issiqligi  ortib  bo rad i  deb  xulosa 
qilish n o to ‘g‘ri bo‘ladi.  Gap shundaki,  yutilgan  radiasiyaning effektiv  nu r- 
lan ish d an   ortib  ketgan  qism i  y e r  sirtid an   havoga  o ‘tg a n   issiqlik  va 
bug'lanishga  sarflangan  issiqliklar  bilan  m uvozanatlanadi.  S hunday  qilib, 
butun yil  uchun  yer sirtida  issiqlik  m uvozanati  saqlanib  qoladi.
Radiasiya  balansining  taqsim otiga  okeanlar  va  quruqlik  katta  t a ’sir 
o'tkazadi (6-rasm.). Bir xil kengliklarda suv sirtning radiasiya balansi quruqlik 
radiasiya balansidan doimo kattaroq b o ‘ladi.  Okeanlaming albedosi kichikroq 
bo'lganligi  uchun ular yig'indi  radiasiyani  k o'proq yutadi.  S hu  bilan birga 
suvning  pastroq  harorati  effektiv  nurlanishning  kam ayishiga  olib  keladi. 
N atijada,  ekvatorial  va  tropik  kengliklarda  suv  sirtlarining  yillik  radiasiya 
balansi'5,8  •  102  G J/m 2  va u n d an   o rtiq   qiym atlarga yetädi.
zonalarda  radiasiya balansi  namlik va  bulutlilikning  turli  rejim lan  bilan  belgilanadi.  Bu 
kengliklarda  radiasiya balansining yillik  qiym atlari  2,3—2,9  G J /m 2 ga  ten g   b o ia d i.  Sub- 
tropik va tropik sahrolarda effektiv  n u rlan ish  va  to'shalgan  sirt  albedosi  k a tta   qiymatlarga 
ega bo'lganligi  uchun bu joylarda  radiasiya  balansining eng  kichik qiym atlari  kuzatiladi.
35

Q uruqlikda radiasiya balansning yillik yig'indilari 0,2  •  102  G J /m 2 dan 
(A n tark tid a)  3,7—4,0  G J /m 2 g ach a  (tropik  kengliklar)  o'zgaradi.  Ikkala 
yarim sharning  o 'rta  va  yuqori  kengliklarida  radiasiya balansining deyarli 
zo n al taq sim o ti kuzatiladi.  S iklonal faoliyat ta ’sirida bulutlilik jiddiy rav- 
ishda ortg an   huddularda zonal taqsim otning buzilishi  kuzatiladi.  0 ‘rta va 
yuqori  kengliklarda  turli  geografik  zonalarda  radiasiya  balansining  yillik 
y ig 'in d ilari  quyidagi  qiym atlarga  ega:  arktik tundrada  —  0,4  G J /m 2  dan 
kam rpq ,  tundra  va  о ‘rmonli  tundrada  —  0,4—0,8  G J /m 2,  shimoliy  va 
o ‘rta  taygada  —  0,8—1,0  G J /m 2,  o ‘rta kengliklardagi  bargli о ‘rmonlar va 
cho'llarda  -   1 ,2 -1 ,4 5   G J /m 2.
O k ean  sirtlarida  radiasiya  balansining  geografik taqsim oti  yaxshi  ifo- 
d alan g an   zonallikka ega.  U n in g   eng  katta  qiym atlari  trop ik  va  subtropik 
kengliklarga,  eng  kichiklari  -  suzib  yuruvchi  m uzlar  chegarasiga  (0,6—
0,8  G J / m 2)  to ‘g ‘ri  keladi.
S him oliy  yarim sharda  y anvarda  qutbiy va  o ‘rta  kengliklarda,  quruq- 
ü k lard a  oyiga  -40  dan  -90  M J /m 2  gacha  o'zgaradigan  m anfiy  radiasiya 
balansi  kuzatiladi. Tropik kengliklarda radiasiya balansi  m usbat va  120— 
200  M J /m 2  teng  bo'ladi.  Jan u b iy   yarim sharda  barcha joylarda  radiasiya 
balansi  m usbat.S him oliy  yarim sh ard a  yozda  yarim sharning  barch a joy- 
larida  radiasiya  balansi  m usbat  b o 'lib ,  oyiga  200  M J /m 2  d an  (qutbiy 
kengliklar)  350  M J /m 2  gacha  ‘(tro p ik   kengliklar)  o ‘zgaradi.B ir xil  keng­
liklarda  qishda  va  yozda  o k ean larn in g   radiasiya  balansi  quruqliklar  ra­
diasiya  balansidan  katta  b o ‘ladi.  M asalan,  qishda  yuqori  kengliklarda 
o k ean lard a  radiasiya  balansi  nolgacha,  tropik  kengliklarda  esa  350-400 
M J /m 2  g acha  ko'tariladi.  Y ozda  bu  k o ‘tarilish  hisobiga  R   qutbiy  keng­
liklarda  oyiga  200  M J /m 2  gacha,  tropik  kengliklarda  600  M J /m 2  gacha 
yetadi.
3 .6 .  T o ‘sh a lg a n  sirtn in g   issiqlik balansi
R adiasion  om illar ta ’sirida  yer  sirti  m a’lum vaqt  oralig'ida  m a’lum  en- 
ergiya  m iqdorini  oladi  yoki  nurlanish  orqali  yo'qotadi.  Ikkala  holatda  nur­
lanish orqali  issiqlikning uzatilishidan tashqari,  to'shalgan  sirt va atmosfera, 
to'shalgan sirt va quruqlik yoki okeanning chuqurlikdagi qatlamlari va iqlimiy 
tizim ning  boshqa  bo‘g‘inlari  orasida  issiqlik  almashinuvi  sodir  bo‘ladi.  Bu 
jaray o n lar  noradiasion  issiqlik  almashinuvi  deb  ataladi.  U m um iy  holda 
to'sh algan sirtning  issiqlik balansi tenglamasi  quyidagicha yoziladi:
R =  P  + Qm + L E  + ( Bk  + M  + N  + F )  
(3.14)
bu  y e rd a     —  t o ‘shalgan  s irtn in g   radiasiya  balansi,   —  atm osferaga 
k ela y o tg a n   issiqlik  oqim i,  Qm  -  tu p ro q q a  yoki  suv  m u h itig a  k elayot-

gan  issiqlik  o q im i,  L E   —  suvning  fazav iy   o ‘tish larig a  bogMiq  b o 'l g a n  
issiqlik  o q im i,  Bk  —  q o r va  m u zn in g   e rish ig a   sarflanadigan  issiqlik ,  M
—  y o g 'in la r  b ila n   uzatilayotgan  issiqlik,  N   —  havo  va  to 's h a lg a n   s irt 
orasida  ish q alan ish d a  kinetik  e n e rg iy a n in g   dissipasiyasi  b ilan   b o g 'liq  
boMgan  issiqlik y o 'q o tilish i,  F  —  fo to s in te z  ja ra y o n id a   Q uyosh  e n e rg i- 
yasining  kim yoviy  energiyaga  o ‘tish i  b ila n   bogMiq  boMgan  b io lo g ik  
issiqlik  alm ashinuvi.
Qavs  ic.hidagi  qo'shiluvchilar  nisbatan  kichik  energiya  m iqdoriga  ega, 
shu  sababli  iqlim ning  shakllanishi  bilan  b og'liq   b o ‘lgan  m asalalarda  u la r 
hisobga  olinmaydi.
Shunday qilib,  issiqlik alm ashinuvining  asosiy jarayonlarini  hisobga  o l- 
sak,  issiqlik balansi  tenglamasi  quyidagi  k o 'rin ish ga  ega:
R  =  P  + Qm  + L E  
(3.15)
Xususiy  hollarda  bu  tenglam ani  y an a  h am   soddalashtirish  m u m k in . 
M asalan, yer sirti va chuqurliklar orasidagi yillik issiqlik almashinuvi  n o lg a 
teng.  U  holda,
R  =  P  + L E 
(3 .1 6 )
Sahrolarda yilning katta  qismida bugManish  nolga teng.  Dem ak,
R  =  P .  
(3 .1 7 )
R adiasion  va  noradiasion  issiqlik  alm ash in u v   jarayonlari  q a lin lig i 
m uhitning  fizik-issiqlik xossalariga bogMiq  b o ‘lgan  faol qatlam da  kech ad i. 
Quruqlikda  faol  qatlam ning  qalinligi  b ir  n e c h a   m etr,  okeanda  bir  n e c h a  
o ‘n  m etrga  yetishi  mumkin.
(3.15)  ga  kirgan  qo'shiluvchilarning  um um iy  issiqlik  balansidagi  u l- 
ushini baholaym iz.
Bug'lanishga issiqlik sarflari. Yer sirtidan suvning bugManishi b u g 'lan ish  
tezligi  —  birlik  yuzadan  birlik  vaqt  d av o m id a  bug‘langan  suv  m iq d o ri 
bilan  xarakterlanadi.  SI  tizimida  un in g   o ‘lchov  birliklari  k g /m 2 • s  y o k i 
m m /s. BugManish tezligi bugManayotgan sirt harorati, uning ustidagi  nam lik  
defisiti,  sham ol  tezligi  va yerga  yaqin  havo  qatlam ining  stratifikasiyasiga 
bogMiq.
BugManishga  issiqlik  sarflari  suv  bugM  massa  ulushining  gradiyentiga 
proporsional:
BugManishga  issiqlik sarfi  suv bug‘i  m assa ulushining gradiyentiga  p r o ­
porsional:
L E   = - L p k s ^ ~  
(3 .1 8 )
oz
bu yerda  L   —  bug‘  hosil  boMishining  issiqligi,  p  —  havo zichligi,  ks —  suv 
bugMning  turbulent  diffuziyasi  koeffisiyenti.
37
1   2   3   4   5   6   7   8   9   ...   17




Ma'lumotlar bazasi mualliflik huquqi bilan himoyalangan ©fayllar.org 2020
ma'muriyatiga murojaat qiling