1   2
Ім'я файлу: ДА.doc
Розширення: doc
Розмір: 219кб.
Дата: 05.11.2020

1. Орбітальний рух Землі та його географічні наслідки

В орбітальному русі Землі є чотири визначних дати. Це дні сонцестояння: 22 червня – день літнього сонцестояння, 22 грудня – день зимового сонцестояння. Дні сонцестояння – дати, коли площина екватора знаходиться по відношенню до прямовисних сонячних променів під кутом 23о 27’. Сонце в цей момент розташоване в зеніті над одним із тропіків. Тропік – це паралель, широта якої є кут, котрий доповнює кут нахилу земної осі до прямого. Полярне коло – паралель, широта якої дорівнює куту нахилу земної осі до площини орбіти. Полярні кола є межами розповсюдження полярних дня і ночі. Інші визначні дати - дні рівнодення. У ці дні Сонце знаходиться у зеніті на екваторі. День весняного рівнодення – 21 березня ,день осіннього рівнодення – 23 вересня.

При середній швидкості 29,8 км/с земля проходить усю орбіту довжиною 940 млн. км за 365 діб 6 годин 9 хвилин 9,6 секунди. Цей проміжок часу називається зоряним (сидеричним) роком. Оскільки орбіта еліптична, відстань від Землі до Сонця увесь час змінюється. Найбільша відстань 5 липня в афелії – 152 млн. км, найменша – 3 січня в перигелії – 147 млн. км.

Зі Землі нам здається, що за рік безперервно змінюється положення Сонця на небі. Таким чином, видимий річний шлях Сонця – велике коло на небесній сфері – екліптика являє собою перетин небесної сфери площиною земної орбіти.

Екліптика нахилена під кутом 23о 27’ до небесного екватора (лінії перетину небесної сфери площиною земного екватора). В дні рівнодень площина екватора суміщається зі площиною обертання Землі навколо Сонця. Екліптика перетинає небесний екватор в точках весняного та осіннього рівнодень у моменти, коли Сонце переходить із однієї півкулі в іншу.

Географічні наслідки зміни ексцентриситету земної орбіти


Одним із найважливіших рухів Землі є її обертання навколо Сонця. Земля рухається навколо Сонця по еліптичній орбіті із ексцентриситетом (стисненням) 0,017, тобто невеликим. За 92 – 93 000 років земна орбіта змінюється від еліптичної до майже кругової і навпаки. Встановлено, що холоді періоди відповідають часу находження Землі на круговій орбіті.

Причини різної тривалості пір року


Дуже важливим сукупним наслідком осьового та орбітальних рухів Землі є зміна пір року. Причому зміна дня і ночі визначається осьовим обертанням Землі, їх нерівність нахилом осі до орбіти, а безперервна зміна тривалості дня і ночі на всіх широтах – результат майже незмінного положення земної осі при обертанні планети навколо Сонця. Астрономічні пори року починаються і закінчуються у визначні дати орбітального руху Землі.

Згідно другого закону Кеплера – радіус-вектор планети за рівні проміжки часу описує рівновеликі площі. Таким чином, у перигелії Земля повинна рухатися з найбільшою швидкістю – 30,3 км/с, а це зима у північній півкулі, тому вона найкоротша - 89 діб. А в афелії Земля рухається з найменшою швидкістю 29,3 км/с, а це літо, тому воно найдовше – 93,6 доби, а весна – 92,8 доби, осінь – 89,8 доби для північної півкулі. У південній півкулі усе навпаки, зима триває 93,6 доби, літо – 89 діб, весна – 89,8 доби, осінь – 92,8 доби.

2. Осьове обертання Землі та його географічні наслідки

Земля обертається навколо своєї осі за 24 год., які становлять добу; отже Земля повертається за годину на 15º. Земля обертається із заходу на схід, або проти стрілки годинника.

Під час обертання Землі навколо осі Сонце освітлює тільки ту її половину, що повернута до нього. Цим пояснюється зміна дня і ночі. У різних точках Землі швидкості обертання не однакові. Максимальна швидкість на екваторі, а на полюсах дорівнює нулю.

Завдяки осьовому обертанню Землі також сформувалась форма нашої планети, приплюснута біля полюсів.

З тих самих причин існує й відхиляюча сила Землі – сила Коріоліса. Завдяки їй всі тіла, що рухаються паралельно поверхні планети(річки, повітряні маси) у північній півкулі відхиляються праворуч, у південній – ліворуч. До полюсів дія сили Коріоліса посилюється.

Місцевий час – це час на одному меридіані в даний момент. Земну поверхню умовно поділено на 24 часові пояси (15º довготи). Відлік часових поясів ведеться від Гринвіцького(нульового) меридіана, час на якому вважається всесвітнім. Україна розміщена у 2 часовому поясі. Якщо переїжати зі свого часового поясу в пояс, що знаходиться на заході , то стрілку годинника слід переводити на годину назад, якщо на сході – на одну годину вперед.

Поясний час – це час певного поясу на Землі. У межах кожного часового поясу береться місцевий час центрального меридіана. Для зручності межі часових поясів на суходолі найчастіше проходять з урахуванням державних кордонів та адміністративних меж.

З метою економії освітлювальних засобів і повнішого використання сонячного освітлення декретом уряду країни встановлюється декретний час. Це час, який відрізняється від поясного на 1 год. вперед.

Календар - система відліку днів і довших відрізків часу, що базується на 2 періодичних астрономічних явищах: циклі зміни пір року, пов'язаних із обертанням Землі навколо Сонця і зміні фаз Місяця.

3. Головні тектонічні структури літосфери

Тектонічні процеси, що відбуваються протягом усієї історії Землі, призводять до формування окремих геологічних структур. У земній корі виділяють два основних види структур: платформи та геосинклиналі.

П л а т ф о р м и (фр. "плат" - плоский, "форм" - форма) - прадавні ділянки земної кори, які сформувались дуже давно, в криптозойський мегацикл. Складчасті процеси у них пройшли в цей же період і в подальшому не спостерігались. У фанерозої вони зазнавали і зараз зазнають тільки коливального руху.

Платформи складаються з двох ярусів: кристалічного фундаменту з магматичних та метаморфічних порід, розбитих тріщинами, скидами, зібраними в складки, а зверху перекриті, з великою кутовою розбіжністю, товщею осадових гірських порід з майже горизонтальним заляганням шарів потужністю до кількох десятків метрів.

Відповідно до однієї із гіпотез на початку формування земної кори, коли ще були відсутні платформи і геосинклиналі, виникали численні куполоподібні підняття. У кінці архейської та на початку протерозойської ери проявились прадавні складчасті рухи, що призвели до утворення перших платформ, які одержали назву прадавніх .

Нерідко породи фундаменту виходять на земну поверхню. Такі ділянки платформ з одноярусною будовою називаються щитами.

Це такі щити, як Український та Балтійський Східно-Європейської платформи, Алданский Сибірської платформи та ін.

Г е о с и н к л и н а л і - величезні за довжиною і шириною вигини в земній корі, які є найбільш рухомими зонами. Виділяють чотири стадії їх утворення.

1. Стадія початкового занурення, яка характеризується послідовним розширенням амплітуди або області вигину. В опускання утягуються усе нові та нові ділянки суші.

2. Передорогенна (грецьк. "орос" - гора) стадія - утворення морського басейну і накопичення осадового матеріалу, потужність якого досягає інколи 10 - 15 км.

3. Раннєорогенна стадія - початок загального підняття, з'єднання внутрішніх підняттів в єдине крупне складчасте підняття, яке складається із пучків антиклинальних та синклинальних складок.

4. Власне орогенна стадія - формування системи високих гірських хребтів, розділених глибокими міжгірськими дислокаціями. На цій же стадії відбувається руйнування гірських порід вивітрюванням. Яскравим прикладом такого процесу е Уральський гірський хребет, який сформувався у пермському періоді (240 млн. р. тому).

На сьогодні на земній кулі нараховується шість геосинклинальних поясів.

Геосинклинального типу вигини утворюються і на платформах. Частіше за все вони невеликих розмірів (довжина - декілька сотен кілометрів, ширина - 150-200 км) і приурочені до крайових частин платформ. Прикладом такого вигину е Дніпрово-Донецька западина, яка утворилася на крайовій частині Східно-Європейської платформи у другій половині палеозойської ери.

Тектонічну історію Землі розділяють на ряд тектонічних циклів, які одержали назви в залежності від назви місцевості, де найбільше проявились процеси гороутворення.

Байкальський цикл, у якому виділяють дві епохи: ранньобайкальську, яка завершилась у венді (протерозой, 600 млн. р. тому), та пізньо-байкальську, яка закінчилась у середньому кембрії (палеозой, 540 млн. р. тому). Гірські складчасті системи цього циклу в результаті вивітрювання у значній мірі зруйновані та знівельовані.

Каледонський цикл (Каледонія - давня назва Шотландії). Цикл розпочався в середньому кембрії і завершився в кінці силура - на початку девона (біля 400 млн. р. тому). Він викликав суттєву перебудову структури земної кори на значних ділянках геосинклинальних областей. До каледонідів відносяться гори Шотландії, Норвегії, Північної Америки, західна частина Казахстану, північний Тянь-Шань та ін.

Герцинський (Герпинія - староримська назва гір Гарца у Німеччині) цикл розпочався у середньому девоні і закінчився у пермському періоді (240 млн. р. тому). У цьому циклі особливо інтенсивно проявилось гороутворення в Антлантичному, Середземноморському та Урало - Монгольському

геосинклинальних поясах. До герцинідів відносяться Урал, Алтай, південний Тянь-Шань, гори Монголії, східного узбережжя Австралії та ін.

Альпійський цикл розпочався з середини мезозою (150 млн. р. тому) і продовжується до цього часу. Гори цього циклу обрамовують Тихий океан, а також протягуються в широтному напрямку від Атлантичного океану до Тихого уздовж південних окраїн Європи та Азії: Альпи, Карпати, Крим, Кавказ, Памір, Кордільєри та ін. Молоді гори альпійського циклу підіймаються на висоту до 8,5 км і більше на відміну від каледонідів (1,5 км) та герцинідів (2,5км).

4. Будова і склад земної кори та її типи

Вище мантії лежить земна кора – верхня тверда оболонка Землі, що складається з гірських порід і мінералів. Товщина земної кори коливається від 5 до 80 км.

За складом і будовою розрізняють материкову та океанічну земну кору. На материках земна кора складається з трьох шарів гірських порід. Верхній утворений із пухких осадових порід. Рід ним розташований гранітний шар, а ще глибше – базальтовий, який залягає на мантії. Потужність материкової земної кори на рівнинах досягає 30-35 км, а в горах – до 80 км.

Під океанами земна кора складена з двох шарів (гранітний шар відсутній), потужність її незначна – усього 5-15 км. На шельфі Світового океану земна кора має перехідний характер. Вона тонша, ніж під материками(20-25 км), і має тонкий гранітний шар.

  1. Особливості хімічного складу земної кори

Земна кора складається з гірських порід, до складу яких входять різні хімічні елементи (рис. 6). За даними акад. Берга, у гірських породах вивержені породи становлять 88,4%, сланці — 3,7, пісковики — 0,7, вапняки — 0,2%. Хімічний склад цих порід показано в табл. 1. У табл. 2 наведено середній хімічний склад земної кори. Інших хімічних елементів. Дані про хімічний склад основних гірських порід і елементарний склад земної кори свідчать про досить нерівномірний розподіл окремих хімічних елементів у природі. Так, в атмосфері найбільше кисню і азоту, у гідросфері — кисню і водню. У продуктах вивітрювання гірських порід, які складають верхню частину земної кори, багато кисню, водню, кремнію і алюмінію. Хімічні елементи беруть також неоднакову участь в утворенні різних мінералів. Наприклад, сірка утворює до 600 сполук, кальцій — 300, магній — 200, марганець — 150, бор — 80, літій — 10 сполук тощо. Склад літосфери в основному такий: зверху, до глибини кількох кілометрів, залягають переважно різні осадові нещільні або зцементовані породи (глини, піски, леси, пісковики, вапняки, сланці), глибше — первинні кристалічні породи (граніти і гнейси), а ще глибше — базальти.

  1. Сонячна радіація та її види

Сонячною радіацією називають випромінювання Сонцем світла і тепла. Перш ніж досягти земної поверхні, вона проходить атмосферою, де значною мірою поглинається і розсіюється повітряною оболонкою. Радіація, яка безпосередньо досягає земної поверхні у вигляді прямих променів, називається прямою радіацією. Частина радіації, яка розсіюється в атмосфері, також потрапляє на поверхню Землі у вигляді розсіяної радіації. Сукупність прямої та розсіяної радіації, що надходить на горизонтальну поверхню, називається сумарною сонячною радіацією.

При безхмарному небі вона має добовий хід із максимумом близько полудня і річний хід із максимумом улітку. Часткова хмарність, що не закриває сонячний диск, збільшує сумарну радіацію порівняно з безхмарним небом; суцільна хмарність, навпаки, її зменшує. Атмосфера поглинає п’яту частину сонячної радіації, що надходить на її верхню межу. Ще третина відбивається від поверхні Землі й атмосфери (відбита радіація). Решта радіації поглинається у верхньому тонкому шарі ґрунту або в більш потужному шарі води і переходить у тепло. Таку радіацію називають поглинутою.

Відношення кількості відбитої радіації до загальної кількості радіації, що потрапляє на певну поверхню, називається альбедо поверхні. Це співвідношення виражається у відсотках. Величина альбедо на різних широтах має значні відмінності, пов’язані з характером поверхні (наприклад, льодовик, вода, ґрунт), рослинністю, хмарністю тощо. Альбедо поверхні ґрунту змінюється в межах 10—30 %; у вологого чорнозему воно знижується до 8 %, а в сухого світлого піску може підвищуватися до 40 %. Із підвищенням вологості ґрунту альбедо знижується. Альбедо рослинного покриву — лісу, луки, поля — становить 10— 25 %, поверхні снігу, який щойно випав,— 80— 90 %, снігу, що давно лежить,— близько 50 % і нижче. Найнижче альбедо має вода — 5 %.

Відношення відбитої і розсіяної сонячної радіації, що йде в космос, до загальної кількості сонячної радіації, що надходить в атмосферу, називається планетарним альбедо Землі. Загалом воно оцінюється в 31 %. Основну частину планетарного альбедо Землі становить відбивання сонячної радіації хмарами.



Кількість отримуваної окремими ділянками Землі сонячної енергії залежить насамперед від кута падіння сонячних променів. Чим прямовисніше вони падають (тобто більша висота Сонця над горизонтом), тим більша кількість сонячної енергії потрапляє на одиницю площі.

7. Температурний режим атмосферного повітря

Розпреділення температури в атмосфері в основному визначається теплообміном з земною поверхнею та поглинанням сонячної радіації. Нижні шари атмосфери поглинають сонячну радіацію набагато слабше, ніж верхні. Основне джерело нагрівання тропосфери, особливо її нижніх шарів, є тепло підстилаючої поверхні. Вдень, коли радіаційний баланс позитивний, підстилаюча поверхня нагрівається, стає тепліша за повітря, і тепло від неї передається атмосфері. Вночі підстилаюча поверхня внаслідок ефективного випромінювання стає холодніша повітря і охолоджує прилеглий шар атмосфери.

Перенос тепла між діючою поверхнею та атмосферою та перенос його в атмосфері обумовлюють слідуючі процеси.

Теплова конвекція– перенос повітря по вертикалі, виникає при нерівномірному прогріванні різних ділянок поверхні. Над найбільш прогрітими ділянками повітря стає тепліше, тому воно легше прилеглого піднімається, а простір яків воно звільнює займає холодне повітря прилеглих територій. Воно в свою чергу також прогрівається та піднімається. Так утворюється східний потік повітря, який переносить тепло від підстилаючої поверхні в верхні шари атмосфери.

Над сушею теплова конвекція виникає вдень, а над морем – в холодну пору року та вночі, коли водна поверхня тепліше прилеглих шарів атмосфери.

Турбулентність– хаотичний рух невеликих мас повітря в загальному потоці вітру. Вона виникає як наслідок безперервного руху повітря, окремі маси якого мають різну швидкість. Із збільшенням швидкості мас повітря турбулентність збільшується, викликаючи поривчастість вітру. Наслідком турбулентного характеру руху є вертикальне та горизонтальне перемішування повітря в потоці вітру та інтенсивний перенос тепла. Турбулентний теплообмін між земною поверхнею та атмосферою в тисячі разів інтенсивніше молекулярного.

Молекулярний теплообмін – обмін теплом між підстилаючою поверхнею та прилеглим шаром атмосфери за рахунок молекулярної теплопровідності. Майже нерухомим повітря буває в дуже щільному рослинному покриві. Але коефіцієнт молекулярної теплопровідності дуже малий (5 ∙ 10-5 кал/см ∙ с ∙ 0С), тому значення цього теплообміну дуже мале порівняно з двома попередніми процесами.

Радіаційна теплопровідність- перенос тепла довгохвильовою радіацією підстилаючої поверхні та атмосфери. Дія цих потоків в нижніх шарах атмосфери проявляється переважно вночі, коли сонячна радіація не поступає, турбулентність послаблена, а теплова конвекція відсутня.

Конденсація (сублімація) водяного пара, який поступає із земної поверхні в атмосферу. При конденсації 1 г пара виділяється біля 600 кал тепла. Це тепло має велике значення для нагрівання приземного шару тропосфери, в якому утворюються хмари.

Температура повітря в даній місцевості може змінюватись в результатіадвекції – руху повітряних мас в горизонтальному напрямку. Якщо проходить вторгнення теплої повітряної маси, то відбувається адвекція тепла, якщо вторгуються холодніші повітряні маси – адвекція холоду. Адвекція холоду навесні та восени дуже небезпечна для сільського господарства.

Основні процеси, відповідальні за нагрівання атмосфери, є конвекція, адвекція і динамічна і термічна турбулентність.

Формування теплових потоків або турбулентний теплообмін розглядається в рівнянні теплового балансу слідуючим чином:

В = LЕ + Р + А

Потоки тепла, які поступають на підстилаючу поверхню, витрачаються в першу чергу на випаровування вологи. Затрати тепла на випаровування вологи на Землі дуже великі – 1,31 ∙ 10МДж.

Елементи теплового балансу в кліматичних зонах України свідчать про потоки тепла в атмосферу і грунт (табл 22.).

Таблиця 22.

Елементи теплового балансу в кліматичних зонах України

Метеостанція

Тепловий баланс

Потоки тепла в грунт

Потоки тепла на турбулентний обмін

Затрати тепла на випаровування вологи

КДж/см2 в рік

%

КДж/см2 в рік

%

КДж/см2 в рік

%

КДж/см2 в рік

%

Житомир (Полісся)

176,0

100

1,7

1

38,7

22

135,6

77

Дніпропетровськ (Лісостеп)

192,7

100

5,9

3,1

62,4

62,4

124,4

64,5

Асканія Нова (Південний Степ)

226,3

100

43,6

19,3

77,5

34,2

105,2

46,5

З півночі на південь наростає сухість грунту, тому затрати тепла на випаровування вологи з грунту в степу зменшуються, а потоки тепла в грунт збільшуються. Це приводить до того, що сильніше прогрівається нижчий шар атмосфери. В південному степу збільшуються потоки тепла на турбулентний обмін на 12 % порівняно з Поліссям. Крім цього процесу, нагрівання повітря проходить в результаті сковзання теплого повітря поздовж фронтальної горизонтальної поверхні, підтікання холодного повітря під тепле, яке витісняється в верхні шари атмосфери.

Охолодження повітря викликається різними механізмами. При підніманні теплого повітря його тиск зменшується, об’єм збільшується і температура падає. Це викликає опускання охолодженого повітря до підстилаючої поверхні, тут воно охолоджує приземний шар повітря, знову прогрівається, піднімається вгору, охолоджується і знову опускається до підстилаючої поверхні. Тепло витрачається на піднімання повітря.

Охолодження повітря проходить в нічні години, коли проходить остигання підстилаючої поверхні і охолоджується потім приземний шар повітря. При обтіканні теплим повітрям холодної підстилаючої поверхні повітря охолоджується. При цьому високі шари повітря будуть теплими. Такий процес спостерігається на морських узбережжях, коли з моря на берег поступає прохолодне повітря, яке охолоджує повітря над узбережжям. Сильно охолоджується повітря при обтіканні снігових, льодових поверхонь.

Інтенсивність охолодження приземного шару повітря залежить від характеру підстилаючої поверхні. Вода мало віддає тепла, велика частина сонячної енергії витрачається на нагрівання води. Пісчані грунти, віддають до 37 % тепла на нагрівання приземного шару повітря, піски – до 49 %.

  1. Розподіл води на земній кулі, її кругообіг, властивості та значення

Більша частина поверхні Землі зайнята океанами і морями, які утворюють єдиний Світовий океан. Із загальної площі земної кулі (510 млн. км2) світовий океан займає 71 відсоток (361 млн. км2 ), а суша 29 % (149 млн. км2). Загальний об'єм води на Землі становить 1386 млн км3, з них на Світовий океан припадає 1338 млн км3, або 96,5 %. Загальна площа океанів і морів перевищує площу суходолу у 2,5 рази. Середня глибина Світового океану дорів­нює 3704 м, найбільша — 11034 м.

Як видно з таблиці (додаток 1), запаси води на Землі величезні. Проте це пере­важно солона вода Світового океану. Запаси прісної води, потреба в якої всіх живих істот та лю­дей є особливо великою, незначні ( приблизно 35, 03 млн. км3) і є вичерпними природними ресурсами.. Більшість її сконцентрована в льодовиках Антарктиди та Гренландії. Кригою вкри­то 16 млн кмсуходолу тобто 11% суші .

Третє за величиною джерело води — підземні води. Вони залягають на глибині 150 — 200 м. Загальний їх об'єм приблизно в 100 разів більший за об'єм поверхневих прісних вод річок, озер, боліт. До підземних вод відносять гравітаційну воду яка знаходиться в товщі земної кори, заповнюючи різноманітні пустоти гірських порід: пори, тріщини, каверни. Розрахунок природних запасів підземних вод зроблено до глибини 2000 метрів і складають 23,4 млн. км3 . Точно визначити об’єм підземних вод неможливо оскільки невідома нижня межа їхнього поширення.

Ґрунтова волога це практично вся волога яка міститься у двометровому шарі, її загальні запаси становлять 16,5 тис. км3 . На відміну від підземних вод ґрунтова волога тісно зв’язана з погодними умовами: у вологі сезони вона накопичується в ґрунті а в сухі витрачається на випаровування з різних поверхонь та транспірацію рослинністю.

Озера на поверхні суші зустрічаються більш менш рівномірно на всіх континентах. Сумарна площа їх складає 2,07 млн. км, а об’єм води 176,4 тис. км3. З них 91 тис. км3 - води прісних озер, а решта солоні озера. Найбільшим прісним озером є Байкал, а солоним Каспійське море.

У 145 великих озерах світу зосереджено близько 168 тис. км3 води, або 95 % об’єму усієї води озер. Багаторічна (вічна) мерзлота займає 14% суші. Більша частина її зосереджена в Арктиці та Антарктиці. Близько 2% суші займають болота. Найбільша їх кількість переважно в лісовій зоні Азії, Європи та північної Америки.

Кількість води в руслах річок безперервно змінюється з року в рік від сезону до сезону залежно від зміни кліматичних факторів стоку - опадів і випаровування.

В атмосфері вода знаходиться у вигляді у вигляді водяного пару, крапель води і кристалів льоду. Повітряними течіями вона переноситься з одних районів в інші і конденсуючись випадає у вигляді атмосферних опадів. Загальна кількість становить 12,9 тис. км3 і зосереджена (0-5 км.).

2. Хімічні властивості води.

Хімічно чиста вода являє собою найпростішу стійку сполуку гідрогену(водню) з оксигеном (киснем), має хічну формулу H2O. Хімічно чиста вода в природі майже ніколи не зустрічається. Її можна одержати тільки лабораторним шляхом. Природна вода є добрим розчинником і завжди містить у собі завислі і розчинні речовини. Хімічний склад природних вод поділяється на 6 груп:

- головні іони;

-розчинені гази;

-біогенні речовини;

-мікроелементи;

-органічні речовини;

-забруднювальні речовини

Гази і органічні речовини зустрічаються у воді у вигляді молекул, солі у вигляді іонів, деякі біогенні і органічні сполуки у вигляді колоїдів.

До головнихіонів солей відносяться негативно заряджені іони (аніони): хлоридний (Cl), сульфатний(SO4), гідрокарбонатний (HCO3), карбонатний (CO3); позитивно заряджені іони (катіони): магнію, кальцію, натрію, калію. Сумарний вміст у воді розчинених солей (концентрація) характеризується мінералізацією. За вмістом солей природні води поділяються : прісні - менше 1%0 проміле (проміле- 1 тисячна частина будь якої речовини), солоноваті 1-25 %0, солоні (морської солоності) 25-50%0 і високосолоні (розсоли)- понад 50%0.

За переважанням аніону природні води поділяються на три класи: гідрокарбонатний, сульфатний і хлоридний; за переважанням катіону на 3 групи: кальцієву,магнієву і натрієву.

Річкові води переважно відносяться до гідрокарбонатного класу кальцієвої групи.

Підземні води до сульфатного класу і магнієвої групи.

Води океанів і морів до хлоридного класу і натрієвої групи.

Концентрація катіонів кальцію та магнію обумовлює загальну твердість води (сума мг/екв. іонів Ca i Mg в одному літрі води). Залежно від загальної твердості розрізняють воду дуже м’ягку до 1,5 мг/екв м’ягку 1,5-3, помірно тверду 3-6, тверду 7-9 і дуже тверду понад 9. З розчинних газів найбільше значення мають кисень і вуглекислий газ. Природні води збагачуються на кисень як за рахунок надходження його з атмосфери так і в результаті виділення його водною рослинністю в процесі фотосинтезу. Втрата кисню у воді пов’язана з процесом окислення органічних речовин (бродіння, гниття) органічних решток , а також виділення його в атмосферу. До групи біогенних речовин відносять сполуки азоту фосфору заліза і кремнію. Ці речовини потрапляють у воду з атмосфери, ґрунту а також при розкладанні органічних сполук. Мікроелементами називаються речовини, які знаходяться у воді у кількості менше 1 мг/л. Багато з них необхідні для життєдіяльності організмів, але підвищення концентрації їх у воді може перетворити воду на отруту. До мікроелементів відносять бром, йод, барій, фтор, так звані важкі метали цинк, кобальт, свинець, ртуть та ін.

В природних водах завжди є органічні речовини котрі являють собою продукти розпаду різних організмів (рослин і тварин).

3. Фізичні властивості води.

В природі вода зустрічається в трьох агрегатних станах - рідкому, твердому, газоподібному.Кожен з них характеризується певними фізичними властивостями. Перехід води з одного агрегатного стану в інший зумовлюються температурою і тиском.

До основних фізичних властивостей води відносяться: питома теплоємність - кількість теплоти необхідної для нагріву одиниці маси води на один градус. Внаслідок великої теплоємності вода нагрівається і охолоджується повільніше ніж повітря. Води океанів, морів, озер та річок поглинають (акумулюють) при нагріванні величезну кількість тепла яка при зниженні температури виділяється в атмосферу. Здатність води накопичувати великі запаси теплової енергії дозволяють згладжувати різкі температурні коливання на поверхні землі в різні пори року і протягом доби, отже вода є основним регулятором теплового режиму нашої планети.

Питома теплота пароутворення (випаровування) кількість теплоти необхідної для перетворення одиниці маси води в пар.

Питома теплота плавлення льодукількість теплоти, необхідної для перетворення одиниці маси льоду при температурі плавлення та нормальному тиску у воду.

4. Вода— один з найпоширеніших мінералів на Землі який зустрічається у всіх її оболонках приймаючи участь в процесах, що в них відбуваються.

Згідно із законами екології речовина,енергія, інформація переміщуються, трансформуються, накопичуються, утворюються тощо. Цей рух розглядається кругообіг (колообіг) або цикл речовин (елементів) в біосферних системах.

Колообігів що охоплюють планету Земля велика кількість але найбільш потужним вважається колообіг води. У ньому обертається 16,5 мільйонів кубічних метрів речовини в секунду і використовується 40 мільярдів мегават сонячної енергії . Речовина рухається в трьох станах :газоподібному (водяна пара), рідкому (вода),твердому (лід,сніг).

У глобальному кругообігу води виділяють дві ланки:
Океанічна ланка, в якої багато разів повторюється цикл: випаровування з поверхні океану – конденсація водяної пари над океаном - опади на поверхню океану - океанічні течії - випаровування і т.д.;
Материкова ланка, в якої багато разів повторюється цикл: випаровування з поверхні океану та суші - перенесення водяної пари - опади на поверхню суші - поверхневий і підземний стік - випаровування і т.д. Обидва ланки пов'язані між собою перенесенням водяної пари з океану на сушу і по поверхневих і підземним стоком з суші в океан.

Постійний обмін вологою між гідросферою, атмосферою і земною поверхнею, що складається з процесів випаровування, перенесення водяної пари в атмосфері, її конденсації в атмосфері, випадання опадів і стоку, відбувається постійно.

Атмосферні опади частково випаровуються, частково утворюють тимчасові та постійні водотоки й водойми, частково просочується в землю і утворюють підземні води.

Опади на будь-якій ділянці суші складаються з "зовнішніх" опадів, що конденсуються з водяної пари, принесеної ззовні, і "внутрішніх" (або "місцевих") опадів, що конденсуються з вологи, яка випаровується з поверхні конкретної ділянки суші. Цей багаторазово повторюваний процес називається внутрішньо-материковим влогообертом.

На суші виділяють області зовнішнього (80% території) і внутрішнього (20%) стоку. Стік в океан відбувається тільки з території першої області. Друга область включає великі безстічні території, що зустрічаються на всіх материках окрім Антарктиди. У круговерті води ці території пов'язані з іншою частиною суші тільки атмосферним переносом вологи.

З океану щорічно випаровується в середньому 505 тис. км3 води. Повертається в океан у вигляді атмосферних опадів 458 тис. км3. Решта 47 тис. км3 переносяться на сушу у вигляді пари.

На поверхню суші в області зовнішнього стоку випадає 110 тис. км3 опадів; з них 47 тис. км3 за рахунок вологи принесеної з океану, і 63 тис. км3 за рахунок вологи, що утворюється на континенті .

42% води,що випаровується з поверхні суши припадає на транспірацію рослин. В океан з континенту стікає 47 тис. км3, у тому числі 42 тис. км3 - річковий стік, 3 тис. км3 - стік льоду і 2 тис. км3 - стік підземних вод.

На поверхню області внутрішнього стоку випадає 9 тис. км3 опадів і стільки ж випаровується. Принесення вологи ззовні з повітряними масами дорівнює її виносу.

Відношення всіх опадів, що випали на дану територію, до вологи, принесеної ззовні, називається коефіцієнтом вологоооберту (Кво). Чим більше число раз волога, що надійшла ззовні на дану територію суші у повітряних масах, випаде на її поверхню і знову випарується, тим більше буде внесок місцевих опадів в їх загальну суму, і, отже, Кво буде вищім.

Найбільші значення Кво властиві територіям з високою величиною випаровування, що характерно для екваторіального пояса.

Співвідношення між різними джерелами надходження води на поверхню (або в виділений обсяг суші або водного об'єкта), джерелами видалення води з цієї поверхні (з цього обсягу) і зміною запасів води на поверхні (в обсязі) називається водним балансом поверхні (об'єму ). Джерела надходження (приходу) і видалення (витрачання) води називаються складових, або елементами водного балансу.

Водний баланс може бути складений для земної кулі в цілому, для суші, для окремих материків, країн, адміністративних областей і районів, річкових басейнів, окремих водних об'єктів та їх частин. При складанні водного балансу суші в целому або для окремих її ділянок розглядають зазвичай певний шар літосфери, наприклад, шар від земної поверхні до першого водоупора або до самого нижнього водоносного горизонту, який бере участь у кругообігу води.
Водний баланс може визначатися за рік, окремі сезони, фази водного ре ¬ жиму, окремі добу в середньому за багаторічний період або за відрізки часу кон ¬ ретних років.
Водний баланс може бути записаний у вигляді рівняння, що представляє окремий випадок рівняння збереження речовини. Основні природні складові водного балансу: атмосферні опади, випаровування, відтік (сток) і приплив води поверхневим і підземним шляхом, зміна запасів води у виділеному обсязі (або площі).
Водний баланс може бути виражений в одиницях об'єму (м3, км3) або у вигляді тол ¬ Київщини шару води (у мм), одержуваного шляхом ділення обсягу на площу розглядає ¬ мій території.
Середній річний водний баланс Землі в цілому і окремо для Світового океану і суші наведено в табл. 2.2.
Таблиця 2.2
Середній річний водний баланс Землі
Частина Землі Площа, млн. км2 Опади x Випаровування z Сток
тис. км3 мм тис. км3 мм річковий
yp льодовиковий
yл підземний
w
тис. км3 мм тис. км3 мм тис. км3 мм
Весь Земна куля 510 577 1130 577 1130
Світовий океан 361 458 1270 505 1400 41,7 116 3,0 8 2,2 6
Суша
в тому числі: 149 119 800 72 485 41,7 280 3,0 20 2,2 15
область зовнішнього стоку 119 110 924 63 529 41,7 350 3,0 25 2,2 19
область внутрішнього стоку 30 9300 9300

Рівняння водного балансу: для всієї земної кулі х = z, для Світового океану xок + Yр + yл + w = ​​zок для всієї суші хс = ур + вул + w + zc, для зовнішньої області стоку x'с = Yр + yл + w + zc ', для області внутрішнього стоку хс "= z". Тут х, хок, хс, хс ', хс "- со ¬ відповідально опади на всю поверхню земної кулі, океану, всю сушу, район зовнішнього і внутрішнього стоку; z, zок, zc, zc', zс" - аналогічне значення випаровування, ур, вул, w - стік в океан відповідно річок, льоду, підземних вод.
Водний баланс ділянок суші, з урахуванням господарської діяльності, крім ука ¬ занних складових, може включати безповоротний забір води з водних об'єктів, перекидання стоку з інших територій. Землеробство, вирубка лісів, створення водосх ¬ ніліщ також впливають на співвідношення природних складових водного балансу.
Кругообіг наносів. Наноси - це тверді речовини, що містяться у водних об'єктах і переносяться водою в підвішеному або ваблене стані. Основний вико ¬ точніка надходження наносів у водні об'єкти - змив грунту з поверхні Водозбут ¬ рів талими і дощовими потоками (ерозія) і меншою мірою розмив дна і берегів водних об'єктів під дією течії і хвиль. Річками наноси виносяться в океан. Тут вони доповнюються продуктами розмиву морських берегів і взмучіванія дна віл ¬ нами на мілководді, а також частками рослинних і тваринних організмів.
Річний стік зважених наносів річок світу 15,7 млрд. т. на рік. Сток ваблених наносів річок світу 5-10% загального твердого стоку.
Кругообіг солей. Підземні води при своєму русі розчиняють гірські по ¬ роди і є основними джерелами формування сольового складу річок і водо ¬ емов суші. З річковими водами у Світовий океан виноситься 3,1 млрд. т. солей за рік, 1,2 млрд. т. солей надходить до нього безпосередньо з підземними водами, 0,2 млрд. т. утворюється в результаті розчинення річкових суспензій.
З поверхні океану з випаровувальними частинками води, а також з бризками щорічно йде 5 млрд. т. солей, з яких 4,5 млрд. т. відразу повертається назад, а 0,5 млрд. т. несеться на сушу. Таким чином, запас солей в океані щороку пополо ¬ вується на 4 млрд. т., тобто близько однієї десятимільйонна частки їх загальної кількості в ньому.
Кругообіг газів. З газів, що беруть участь у кругообігу речовин у природі, най ¬ більше значення мають кисень O2 і діоксид вуглецю (вуглекислий газ) СО2 .. Важ ¬ дальшої фактор кругообігу цих газів - процес фотосинтезу:
6СО2 + 6Н2О → С6Н12О6 + 6O2,
в результаті якого поглинається СО2., створюється органічна речовина (продукція) і виділяється О2. Внаслідок життєдіяльності фітопланктону океану продукується 154 млрд. тонн на рік (приблизно стільки ж, скільки рослинністю суші). Витратою ¬ ня О2 відбувається в результаті біохімічного та хімічного розкладання (окисле ¬ ня) органічної речовини (деструкція), яке супроводжується виділенням СО2.
З дощовими та річковими водами в океан надходить 3,6 млрд. т. О2. На окисли ¬ тільні процеси в океані, а також споживання живими водними організмами рас ¬ ходуется 151 млрд. т. О2 .. Надлишок в 6,6 млрд. т. океан щорічно віддає атмосфері.
Джерелами надходження СО2 в океан крім процесу розкладання органічних речовин служать річкові і дощові води, подих водних організмів, виверження підводних вулканів. В океані у високих широтах СО2 завдяки підвищеній раство ¬ рімость при низьких температурах води поглинається з атмосфери. При переміщенні цих вод у низькі широти внаслідок підвищення температури води океан віддає СО2 в атмосферу. Помітним фактором надходження СО2 в атмосферу є господарської ¬ ва діяльність.

 

5. Протягом тривалого історичного періоду людина повністю задовольня­ла всі свої потреби у воді і не відчувала її нестачі. Однак у зв'язку із швидким зростанням населення на Землі та його виробничої діяльності потреби у воді значно збільшились. Нині вони досягли таких масш­табів, що в багатьох місцях планети, а особливо в промислово розвине­них регіонах, виник гострий дефіцит прісної води. Сучасне споживання води сягає 3500 км3/рік, або близько 300 м3 на кожного жителя плане­ти. Протягом останніх років за приблизними підрахунками вона зросла в 10 разів. Сучасне місто використовує води з розрахунку на одну людину 300 — 500 л/добу, що значною мірою перевищує мінімальну потребу у воді однієї людини (25 л/добу).

Головним водним джерелом України є Дніпро. Водні ресурси його басейну становлять 80 % усіх водних ресурсів України. Середньобагаторічний об'єм його стоку в гирлі дорівнює 53 км3. У маловодні роки він зменшується до 43,5 км3, а в дуже маловодні — до ЗО км3. Дніпро забезпечує водою не тільки водо споживачів у межах свого басейну, а і є головним, а інколи і єдиним джерелом водопостачання великих промис­лових центрів півдня і південного сходу України.

Для системи водопостачання в басейні Дніпра використовуються поверхневі і підземні води. Основним джерелом поверхневих вод є малі річки, яких у басейні Дніпра налічується 15380 загальною довжиною 67 156 км. Розподіл водних ресурсів тут дуже нерівномірний. Найкра­ще забезпечена водою верхня частина басейну, де в середній за водністю рік її припадає 219 тис. м3. Для регулювання річкового стоку в часі й просторі в басейні Дніпра створено штучні водойми — шість великих водосховищ із загальним об'ємом води 44 км3. Об'єм підземних вод в українській частині басейну становить 12,8 км3/рік (35 млн м3/добу). Експлуатаційні запаси підземних вод, тобто розвіданих і затверджених до використання, становлять лише 2,6 км3/рік. Максимальна кількість підземних вод зосереджена в Чернігівській області, проте частка розві­даних водних підземних ресурсів тут незначна — 6 %.

  1. Водний та рівневий режими річок

Живлення річок визначає об’єм їх стоку. Раніше розрізняли три основні види живлення річок:

1) поверхневими водами (дощовеснігове (гірськоснігове) і

дощове);

2) підземними водами (глибокими водоносними горизонтами, які

виклинюються в русло річки, ґрунтовими водами алювіальних

товщ);

3) змішане.

Зараз прийнято виділяти 4 джерела живлення річок: дощове, снігове, льодовикове і підземними водами.

Від живлення річок залежить їх водний режим – (закономірні зміни в часі, швидкостей течії, рівнів води та похилів водної поверхні).

Для водних режимів річок характерні такі основні фази:

- водопілля – відносно тривале і значне збільшення кількості води в річці, яке повторюється в один і той же сезон кожного року і супроводжується підвищенням рівня. Вона викликається: 1) весняним таненням снігу на рівнинах, 2) літнім таненням снігу і льоду в горах, 3) зливовими дощами. Час настання і тривалість повені залежить від природних умов території (помірний пояс – весна, арктичний – літо, гори – весна і літо, Середземномор’я - зима). На деяких річках, за час повені об’єм стоку досягає близько 90% річного.

Різновидністю водопіль є ПОВІНЬ – дуже високе водопілля, яке призводить до затоплення значних площ у долинах річок.

межень – найнижчий рівень води в річці при переважанні підземного живлення. Межень буває: літня (виникає в результаті високої інфільтраційної здатності ґрунтів і сильного випаровування) і зимова (наслідок відсутності поверхневого живлення); стійка (степові рівнинні річки) і нестійка (переривчаста)-(гірські річки); за часом - тривала і коротка; за водністю – висока та низька.

- паводок – відносно швидке і короткочасне підняття рівня і збільшення витрати води в річці. Паводки відрізняються від водопіль неперіодичністю настання. Вони зумовлюються надходженням в річку талих і дощових вод, а також пропусками води з водосховищ (Дніпро в районі Канева). Висота паводкової води залежить від інтенсивності дощу або танення снігу.

За часом настання паводки буваютьзимовіосінні (найменш чітко виражені), літні та цілорічніЗа місцем походження води, що викликала паводокмісцеві (завдяки дощам, що випали в районі виникнення паводка) і транзитні (верхові)-(завдяки дощам, що випали вище за течією).

ЗОНАЛЬНІ ТИПИ ВОДНОГО РЕЖИМУ РІЧОК.

На основі головних закономірностей водного режиму виділяють його зональні та азональні типи.

Зональні типи:

1.- Екваторіальний – потужне дощове живлення протягом року. Річки завжди повноводні, їх рівень зростає восени у кожній півкулі, що відповідає закінченню дощового сезону. Коливання рівня річок цього типу водного режиму пов’язані з постуванням вологи з приток, які розміщуються в різних кліматичних умовах.

2. – Субекваторіальний і тропічний – літом живлення дощове, зимою опадів мало. Річки часто пересихають, їх режим паводковий.

3. – Субтропічний – дощове живлення. Основна маса опадів припадає на зиму. Влітку річки стають мілкими і часто пересихають.

4. – Помірний – виділяють чотири підтипи:

- з переважанням живлення за рахунок весняного танення снігів;

- з переважанням дощового живлення при максимальному об’ємі стоку весною, що є наслідком як сильних дощів, так і танення снігу;

- з переважанням дощового живлення зимою при більш-менш рівномірному розподілі опадів протягом року (Темза);

- з переважанням дощового живлення влітку за рахунок обложних мусонних дощів (Далекий схід).

5. - Субарктичний – річки живляться талими сніговими водами, а також за рахунок багаторічної мерзлоти. Багато річок зимою промерзають до дна і їх стік припиняється. Влітку ці річки мають максимальний рівень води, причиною чого є пізнє танення снігу і літні дощі.

6.- Арктичний – річки короткий час живляться талими водами полярних льодів і снігу. Більшу частину року вони перемерзають. Стік спостерігається лише в період полярного літа.

Азональні типи:

  1. – Озерний – до цього типу належать річки, що беруть початок в озерах (Ангара, Маккензі, Нева, Голубий Ніл). Ці річки завжди повноводні, оскільки їх стік повністю урегульований і не залежить від атмосферних опадів.

  2. – Гірський – для цього типу характерна вертикальна поясність живлення і водного режиму. В умовах вологого помірного клімату гірські річки повноводні, мають льодовикове, снігове і дощове живлення (Альпи, Кавказ, Алтай, Західна Канада, Північний захід США, південь Чилі, Нова Зеландія і т.д.)

Рівнем води називається висота поверхні води, яка відраховується відносно певної умовної горизонтальної постійної площини, що називається нулем графіка. Рівень води є важливим елементом водного режиму. Від його висоти залежить глибина і ширина річки, площа водного перерізу, похили, швидкості течії, витрати води тощо. Відомості про рівні води потрібні багатьом галузям народного господарства – водному транспорту та лісосплаву, енергетиці, меліорації, рибному господарству тощо.

Гідрологічний пост– це пункт на водному об’єкті, який обладнаний приладами й обладнанням для проведення систематичних гідрологічних спостережень. Гідрологічні пости бувають рейкові або пальові.

Рейкові гідрологічні постискладаються з однієї або кількох рейок, прикріплених до опор містка чи до спеціально забитих у русло річки паль.

Пальові гідрологічні пости– це коли у берег річки забивають ряд паль так, щоб крайні з них були на 0,5 м вище і нижче від найвищого і найнижчого рівнів води, а перевищення між головками сусідніх паль було не більше 0,8 м. Спостереження на цьому посту проводяться за допомогою переносної водомірної рейки.

Нуль графіка гідрологічного поста– це умовна горизонтальна площина, що приймається за нуль рахунку при вимірюванні рівня води на гідрологічному посту.

Рейки, палі і нуль графіка прив’язуються нівелюванням до репера гідрологічного поста.

Відповідні рівні– це рівні води двох водомірних постів, що відповідають одній і тій же фазі режиму рівнів річки. Якщо порівняти графіки коливання рівнів води за даними гідрологічних постів, які розташовані за течією річки згори до низу, то можна помітити подібність цих графіків. Окремим максимумам і мінімумам на графіку коливання рівнів води на верхніх постах відповідають максимуми і мінімуми на нижніх постах, але з деяким запізненням. Проміжок часу запізнення цих характерних точок на графіках називається часом добігання.

  1   2

скачати

© Усі права захищені
написати до нас