34.Ресурси Світового океану загалом поділяються на біологічні, мінеральні, енергетичні.

Біологічні ресурси океанів - риби, кити, молюски (кальмари, мідії то­що), ракоподібні (краби, креветки, кріль тощо), деякі види водоростей, що вико­ристовуються для виробництва продуктів харчування і одержання цінних речовин для різних галузей промисловості, сільського господарства, медицини. Вони нале­жать до відновлюваних ресурсів. Загальна маса живих організмів Світового океану оцінюється приблизно 35 млрд тонн. Обсяги поповнення рибних запасів, видобуток яких становить від 4/5 до 9/10 всього морського промислу, досягає 200 млн тонн щорічно. Основними районами вилову риби в світі є шельфові ділянки, що займа­ють 7-8 % площі Світового океану і забезпечують 90 % обсягів вилову, а також центральна частина Тихого океану (прибережні води островів Океанії), Північна Ат­лантика. Найбільші рибопромислові країни світу - Японія, Росія, Китай, США, Чилі, Норвегія, Індія, Республіка Корея, Данія, Таїланд, Індонезія, Великобри­танія. Дедалі більшого розвитку набуває штучне розведення на фермах та морських плантаціях деяких видів молюсків, водоростей, що дістало назву марикультури.

Мінеральні ресурси океанів представлені нафтою, газом, групою твер­дих корисних копалин. Перспективними для видобутку нафти та газу є ІЗ млн км2 шельфової зони Світового океану. Геологічні запаси нафти оцінюються в 0,3 трлн тонн, газу - в 140 трлн м3. Світовий видобуток нафти з шельфу становить 1/4 загальних обсягів, газу - 1/10. Найбільш інтен­сивно видобуток ведеться в Перській, Мекси­канській затоках, затоці Маракайбо, Пів­нічному (мал. 8) іКаспійському морях.Під­водний видобуток кам'яного вугілля на шель­фі проводять20 Великобританія, Японія, Нова Зеландія, Канада, Австралія. В перспективі зростатиме видобуток залізних руд, міді, нікелю, олова, титану, сірки, фосфоритів, будівельних матеріалів та інших з дна океанів та морів. Підраховано, що води Світового океану містять понад 60 хімічних елементів. З морської води видобувають багато кухонної солі (1/3 солі, що споживається людьми), магнію, брому, калію. Зростає використання опрісненої морської води (Кувейт, Казахстан, Японія, Туркменістан, Азербайджан).

Енергетичні ресурси океану - це принци­пово доступна механічна та теплова енергія його вод. Поки що з енергетичних ресурсів Світового океану найбільше використо­вується енергія припливів і відпливів, яка оцінюється вченими в 1 млрд кВт. Перші припливно-відпливні електростанції буди споруджені у Франції (гирло річки Ране) та в Росії (Кисла губа в Мурманській області). Хвильові електростанції діють в Японії, Великобританії, Австралії, Індії, Норвегії. В перспективі передбачається ви­користання термальної енергії океанських вод.

Рекреаційні ресурси - це сукупність природних, природно-технічних, соціаль­но-економічних комплексів та їх елементів, що сприяють відновленню та розвитку фізичних та духовних сил людини, її працездатності. Розрізняють природні і соціально-економічні (або природні і культурно-історичні) ресурси рекреаційної діяльності. Природні рекреаційні ресурси - це особливості природи, природні та природно-технічні геосистеми, тіла, явища природи, їх компоненти й властивості, природоохоронні об'єкти. Соціально-економічні рекреаційні ресурси - культурні об'єкти, пам'ятки історії, архітектури, етнографічні особливості території.

35.Гідрографічна сітка басейну – сукупність водотоків (рік, струмків, тимчасових водотоків, каналів), водоймищ (озер, боліт, водоймищ) і особливих водних об'єктів (льодовиків). Руслова мережа – сукупність природних і штучних водотоків. Річкова мережа – частина гідрографічної (і руслової) мережі. Склад річкової сітки. Річкову систему складають головна ріка, що впадає в прийомне водоймище (океан, море, безстічне озеро), і всі притоки різного порядку, що в неї впадають. За головну ріку в різних випадках вважають: • або найбільш довгу ріку в басейні (Волга довша за більш повноводний приток Каму); • або найбільш багатоводну ріку (Міссісіпі при злитті з більш довгою Міссурі). Додатковими ознаками при виділенні головної ріки є вісьове (центральне) положення в річковій сітці, відносний вік річкової долини. Притоки головної ріки. Це як правило більш дрібні (коротші та маловодніші) ріки. Розділяють притоки за різними ознаками на такі типи: • ліві і праві – в залежності від того з якого боку вони впадають у головну ріку; визначають за напрямком течії головної ріки; • І-го, ІІ-го, ІІІ-го та інших порядків притоки; порядок притоки – почерговість впадіння різних водотоків у головну ріку; наприклад притока І-го порядку впадає першою, притока ІІ-го порядку впадає в притоку І-го порядку, тому води притоки потрапляють до головної ріки нібито, як другими – через притоку І-го порядку. Морфометричні характеристики річкової сітки. До таких відносять 2 головних показника: • довжина річкової сітки УLІ – сума довжин усіх рік у межах басейну або якої-небудь території; • густота річкової сітки басейну або території D – відношення довжини річкової сітки до площі річкового басейну: D = LІ/F; густота річкової сітки визначається у км/км2. Морфологічні типи речкових сіток. Річкова мережа за характером малюнка може бути деревоподібною, прямокутною, доцентровою, відцентровою й ін. Річкова сітка — це складний результат тектонічних і ерозійно-акумулятивних процесів, руху льодовиків, евстатичних коливань рівня океану і морів і т.д. Зрозуміти походження структури сучасної річкової сітки неможливо без детальних геологічних і палеогеоморфологических досліджень. Річкова сітка неоднакова в різних природних умовах – у горах вона більша ніж на рівнинах, в умовах вологого клімату також, в закарстованих і посушливих районах може бути відсутня повністю.

36. Океанічні течії і клімат. Океанічні течії створюють особливо різкі розходження в температурному режимі поверхні моря і тим самим впливають на розподіл температури повітря і на атмосферну циркуляцію. Усталеність океанічних течій приводить до того, що їхній вплив на атмосферу має кліматичне значення. Карти ізаномал температури яскраво показують вплив отеплювання Гольфстріму на клімат східної частини північного Атлантичного океану і Західної Європи. Холодні океанські течії також визначаються середніх картах температури повітря відповідними збуреннями в конфігурації ізотерм - язиками холоду, направленими до південних широт. Над районами холодних океанічних течій збільшується повторюваність туманів, як це особливо яскраво виявляється в Ньюфаундленді, де повітря може переходити з теплих вод Гольфстріму на холодні води21 Лабрадорської течії. Над холодними водами в пасатній зоні зникає конвекція і різко зменшується хмарність. Це у свою чергу є чинником, що підтримує існування так званих прибережних пустель. Океанічні течії і Світовий океан. Течії забезпечують рух і переміщення вод, утворення так званої загальної циркуляції вод Світового Океану. Разом з водою переміщуються тепло, хімічні сполуки. Океанічні течії і людина. Для людини течії були напрямками більш швидкого і направленого руху парусних суден в епоху Великих географічних відкриттів. Океанічні течії і літосфера. Течії беруть участь у транспортуванні завислих наносів, які осідаючи на дно утворюють витягнуті уздовж течій на дні пасом. Придонні течії – потужний фактор водної ерозії гірських порід дна та пухких донних відкладів. Наприклад формують каламутні потоки.

Океанічні течії і їх класифікації Течія – поступальний рух води в океанах га морях. Мають потужність (товщину) до 1,0-1,8 км, ширину до 100-150 км. Являють собою складні поєднання різних типів неперіодичних і періодичних переміщень води. Напрям течії визначається в градусах і показує, куди пересувається потік води (на відміну від визначення напрямку вітру). Швидкість течії вимірюється в м/с або у вузлах (1 вуз. = 0,51 м/с). Класифікації течій. Розроблені за головними характеристиками течій. 1. За глибиною виділяються такі течії: • поверхневі; • глибинні.; • придонні. 2. За тривалістю існування: • постійні течії – протягом року зберігають cвoї властивості та напрямок беззмінно – Гольфстрим, Течія Західних вітрів, Північно-Атлантична течія тощо; • періодичні – це тeчiї, які змінюють свій напрямок в залежності від пори року – наприклад Мусонна течія, біля 6eperiв пів-ва Індостан влітку води якої рухаються із заходу на схід, взимку навпаки; Сомалійська течія – влітку з півдня на північ і є продовженням Південної пасатної течії, взимку навпаки – рухається з півночі i є продовженням зимової Мусонної течії; • тимчасові течії – викликаються випадковими причинами (звичайно вітром), а в тривалості і змінах немає закономірностей. 3. За температурою. За температурою води всі течії поділяються на: • теплі – води мають вищу температуру ніж ті води, що оточують певну течію; як правило ці течії спрямовані від екватора в бік полюсів i більш солоні ніж води холодних високих широт. На картах показують червоним кольором. Приклади: Норвежська течія разом зі своїми продовженнями Шпіцбергенською та Нордкапською мають температуру води на 1-2°С вищу ніж води Північного Льодовитого океану (порт Мурманськ тому незамерзаючий, а порт Маріуполь, який розташований на 2400 км південніше є замерзаючим; Решта прикладів – Гольфстрим, Північно-Атлантична, Течія миса Голкового, Мозамбікська, Мадагаскарська, Північнотихоокеанська тощо; • холодні – води мають нижчу температуру ніж оточуюча водні маси; течії рухаються від полюсів до екватору, менш солоні ніж теплі; при взаємодії холодних та теплих течій, холодні як правило занурюються під теплі, за винятком коли теплі бувають більш солоні, а тому i опускаються під холодні (наприклад: занурення Лабрадорської течії під Гольфстрим). Приклади холодних течій: Перуанська течія – температура становить +22°С, але вона холодніша на 5-6°С за температуру поверхневих вод району низьких широт. Iншi приклади холодних течій – Західних вітрів, Бенгельська, Канарська, Фолклендська, Лабрадорська, Каліфорнійська, Трансарктична, Західноавстралійська тощо; • нейтральні – температура води мало чим відрізняється від оточуючих вод, відбувається перетікання вод в субширотному напряму. Приклад – Північна і Південна пасатна течій в Атлантичному і Тихому океанах, Гвіанська, Карібська, Флоридська, Антильська, Гвінейська, Аляскінська, Міжпасатна протитечія Тихого океану.

4. За направленістю руху. Bci течії поділяються на 4 групи: • зональні – спрямовані субпоширотно – Гвінейська, Південна пасатна у Тихому та Атлантичному океанах, Північна пасатна у Тихому та Атлантиці, Південна пасатна у Індійському; • субмеридіональні – течуть з півночі або з півдня – Східно-Австралійська, Перуанська, Бразильська, Гольфстрим та ін. За географією розташування ділять на дві підгрупи – західноокеанічні та східноокеанічні; • протитечії – рухаються у напрямі протилежному основній течії – Міжпасатна протитечія; • колові – охоплюють великі ділянки Земної кулі і рухаються навколо материка – течія Західних вітрів навколо Антарктиди. 5. За походженням (генетична класифікація течій). Виділяються 3 групи течій:22 • фрикційні – викликані вітром, при взаємодії вітру з масами води, їм передається енергія і таким чином поверхня води збурюється та починає рухатись; під дією сили Kopioліca поступово маси води відхиляються від напряму чинника збурення. Поділяються на дві групи: o вітрові течії – викликаються волочуваною дією вітру, нахилом рівневою поверхні та перерозподілм густини води, яка зумовлена вітром; o дрейфові течії – викликаються постійними вітрами та волочуваною дією вітру – Пасатні. течії, Східно-Гренландська, Гольфстрим, Захадних Biтpiв тощо. • градієнтні – обумовлені різними причинами, тому й поділяються течії на 5 підтипів: o стічні або стокові течії – виникають внаслідок стоку океанської води із районів з більш високим рівнем в райони з меншим рівнем. Приклади: Флоридська течія – забезпечує стік води з Мексиканської затоки в Атлантику, де рівень води більший за рахунок притоку води з Карібського моря та впадінню багатьох річок. Також такі течії виникають внаслідок притоку річкових вод в морях Північного Льодовитого океану. Інші причини – випадіння рясних опадів, танення морського льоду; o щільнісні – викликані piзною густиною води і рухаються з районів з більшою густиною в райони з меншою; добре представлені у протоках – Гібралтарській (солоні води рухаються з Середземного моря до Атлантики), Босфор, Дарданелли; o компенсаційні – обумовлені нахилом моря, який виникає під впливом вітру; o бароградієнтні – обумовлені нерівномірністю атмосферного тиску над поверхнею моря; o сейшеві – виникають при сейшевих коливанням моря – перекіс рівня моря. • Припливно-відпливні течії – виникають внаслідок припливів. Ці течії проникають на значну глибину i охоплюють велику кількість вод Світового океану. Як правило в океанах і морях спостерігається суммативні течії – течії, що викликаються різними причинами. Такі течії названі, що існують після припинення дії сил, які їх спричинили, тому їх називають інерційними (або комплексними). Під впливом сили тертя такі течії поступово гасяться і руйнуються.

37. Для озер, як і океанів, притаманна просторово-часова неоднорідність вод. Тому в озерах теж формуються озерні водні маси – великі об’єми води, що мають єдине походження і характеризуються однорідними фізичними, хімічними та біотичними властивостями. До фізичних показників водної маси відносяться – густина, температура, каламутність, електропроводність, прозорість та ін; до хімічних – мінералізація, хімічний клас, вміст газів у воді тощо; до біотичних – вміст фіто- і зоопланктона, біологічна продуктивність, видовий склад рослинного та тваринного світу. Закономірна просторова організація водних мас називається гідрологічною структурою водоймища. За генезисом озерні водні маси диференційовані на 2 типи: 1) первинні водні маси – формуються на водозборі озера і надходять в озеро у вигляді річкового або площинного стоку; властивості цих водних мас залежать від особливостей природи озерного середовища і змінюються, в залежності від фаз гідрологічного режиму довкілля; 2) основні (або вторинні) водні маси – виникають вже в самих водоймищах, відбивають особливості гідрологічного, гідрохімічного та гідробіологічного режимів озер; частина властивостей успадковуються від первинних водних мас, але основні формуються в результаті внутрішньоводних і міжгеосистемних (наприклад озеро – атмосфера) процесів; змінюють свої характеристики на протязі року, проте більш інертні ніж первинні водні маси; 3) змішані водні маси – утворюються в перехідній зоні (зона змішання) між первинною та основною водними масами, де одна водна маса трансформується в іншу; в зоні змішання знаходиться гідрологічний фронт (гідрофронт) – вузька смуга з найбільшими горизонтальними градієнтами основних властивостей вод; положення гідрофронта змінюється упродовж року. Таким чином, на своїй поверхні озера вирізняються горизонтальною зональністю водних мас. В ідеалі в озерах присутні 3 зони водних мас.

Зональність водних мас простежується і з глибиною (по вертикалі) – від дзеркала озера до дна. Особливо чітко дана закономірність виражена у основних водних мас. В їх межах виділяються 4 зони: 1 – поверхневі води (найбільш прогрітий шар води – епілімніон); 2 – проміжні води – відповідають шару температурного стрибка (металімніон); 3 – глибинні водні маси – найбільш потужний шар однорідних і найбільш холодних вод (гіполімніон); 4 – придонні води – вузький шар біля дна, який відрізняється підвищеною мінералізацією та специфічними водними організмами (бентос). Прозорість водних мас озер залежить від каламутності води (маси завислих дрібних частинок) та вмісту певних видів фітопланктону (про них мова піде у розділі гідробіологічної характеристики озер). В озерах для приблизної оцінки прозорості користуються диском Секкі (білий і круглий металевий диск діаметром 30 см),23 який опускається у воду (перші випробування метода відбулися у 1865 р.італійцем А.Секкі). Глибина з якої він зникає із зони видимості і приймається за прозорість води. Останнім часом, для визначення прозорості застосовуються електронні прозороміри, а результати промірів фіксувати на спеціальних приладах самописцях. Прозорість озер змінюється в широких межах – від кількох сантиметрів до 40 м у прозорих молодих (оліготрофних) високогірних озерах.

38. Прийнято розрізняти водозбір і басейн ріки. Водозбір ріки — це частина земної поверхні і товщі ґірських порід і ґрунтів, відкіля дана ріка одержує своє живлення. Оскільки живлення рік може бути поверхневим і підземним, розрізняють поверхневий і підземний водозбори, що можуть не збігатися просторово. Басейн ріки — це частина суші, що включає дану річкову систему й обмежена вододілом. На території річковий басейн виділяється за допомогою вододільної лінії – умовної лінії на карті, що проводиться по найвищим точкам вододілу. Найлегше проводиться у горах і височинах, найважче – на плоских рівнинах, де немає різких перепадів висот. Звичайно водозбір і басейн ріки збігаються. Однак нерідкі випадки і їх неспівпадіння. Винятки: 1)так, якщо в межах річкового басейну частина території виявляється безстічною, то вона, залишаючись частиною басейну, до складу водозбору ріки не входить; такі випадки досить характерні для посушливих районів із плоским рельєфом; 2)розбіжність границь басейну, які виділяються по орографічному вододілу, і границь водозбору може бути й у тих випадках, коли границі поверхневого і підземного водозборів не збігаються, тобто коли частина підземного стоку або надходить з-за меж даного басейну, або іде за його межі. Класифікація басейнів. Показник – басейни (водозбори) рік, що впадають у те саме прийомне водоймище або водотік (озеро, море, океан, ріка), поєднуються відповідно в басейни (водозбори): • озер, • морів, • океанів; • більших рік. Виділяють головний вододіл земної кулі, що розділяє басейни рік, що впадають у Тихий і Індійський океани, з одного боку, і басейни рік, що впадають в Атлантичний і Північний Льодовитий океани,— з іншої. Крім того, виділяють безстічні області земної кулі, звідкіля ріки не доносять воду до Світового океану. До таких безстічних областей відносяться, наприклад, басейни Каспійського й Аральського морів, що включають басейни таких великих рік, як Волга, Урал, Терек, Кура, Амудар'я, Сирдарья. Морфометричні характеристики басейну. Основними морфометрическими характеристиками річкового басейну служать: • площа басейну F; • довжина басейну Lб, обумовлена як пряма, що з'єднує гирло ріки і точку на вододілі, що прилягає до витоків ріки; • максимальна ширина басейну Вбмакс, що визначається по прямій, нормальній до вісі басейну в найбільш широкій його частині; • середня ширина басейну Вбср обчислюється по формулі: Вбср = F/Lб • довжина вододільної лінії Lвдр. Також (по картах і гипсографічним кривим) іноді визначається середня висота басейну і середній нахил поверхні басейну.

39. Циркуляція вод Світового океану викликається 2 типами первинних причини: внутрішні (виникають в самому океану) та зовнішні (відносно поверхні океану). Зовнішні причини наступні: • вітер; • зміни атмосферного тиску; • береговий стік води річок з суходолу; • атмосферні опади; • випарування океанської води; • припливно-відпливні явища. Також до зовнішніх причини слід віднесений вплив планетарного рельєфу – будова дна Світового океану, характер вирявненості і напрямку берегової лінії, форма континентів разом з островами. До внутрішніх причини відноситься горизонтальна неоднорідність густини різних шарів води.24 До вторинних сил, які призводять до явища переміщень води на значні відстані відносяться такі важливі сили: • сила Коріоліса; • сили тертя; • відцентрова сила. Висновок. Отже, поєднання всіх цих сил у просторі Світового океану зумовило виникнення глобальної і регіональної системи циркуляції вод. Водні маси Світового океану знаходяться у постійному русі. Всі океанічні течії закономірно упорядковані. у певні системи течій (своєрідні геосистеми). Циркуляційні системи мають циклічний характер. В системах течій наявні явища дивергенції і конвергенції течій і їх водних мас: • конвергенція – сходження струмів течій, що супроводжується опусканням водних мас, при цьому утворюється перехідна фронтальна зона; • дивергенція – розходження течій і підйом водних мас. Висновок – циркуляційні системи – це незамкнені геосистеми. Прикладом однієї з таких циркуляційних систем – є Азорська (або північно-Атлантична).

40. Водна маса – порівняно великий обсяг води, що формується у певному районі Світового океану, що відзначається протягом тривалого часу майже постійним і безперервним розподілом фізичних, хімічних і біологічних характеристик, які складають єдиний комплекс, що поширюється як одне, єдине ціле. Австрійський вчений А. Дефант уперше (1929) вжив термін «водні маси». У поняття водні маси включається подібний зміст як і в явище повітряних мас. До основних характеристик водних мас відносяться наступні: • водна маса – поняття географічне (територіальне); • водна маса зв'язана з певною течією; • у комплекс показників входять температура, солоність (найбільш консервативна характеристика), колір, прозорість води, вміст кисню, сірководню, деяких хімічних сполук, ізотопний склад води, мінералогічний і хімічний склад суспензії, видовий склад планктону, бентосу, характер геологічних процесів, оптичні властивості і т.д.; • у структурі водних мас виділяється її ядро з найбільше чітко вираженими показниками зі значеннями, близькими до таких, які є в районі формування цієї водної маси; від ядра до зовнішніх границь водної маси значення показників змінюються, але у визначених межах, припустимих для даної водної маси; • отже будова водних с зональною – розвинуті ядро і перехідна оболонкова зона; • зміна значень характеристик водної маси в периферійній зоні, її трансформація відбуваються під впливом 3 причин: 1)переходу з однієї кліматичної зони в іншу; 2)зміни зовнішніх умов у районі розташування водної маси; 3)змішування з сусідніми водними масами; • виділяються 3 типи трансформацій водних мас: - зональна трансформація, що зв'язана з переміщенням по меридіану (теплі і холодні течії); - сезонна трансформація, зв'язана із сезонною зміною гідрометеорологічних характеристик на місці; заново утворену водну масу тоді можна назвати різновидом або модифікацією першої (наприклад, зимовий різновид, літня модифікація); - трансформація змішування: внаслідок перемішування двох водних мас формується третя з проміжними значеннями характеристик. Трансформація змішання може йти поступово, плавно, якщо між водними масами немає різкої межі (наприклад, між водами Канарскої течії і Саргассова моря), але деякі водні маси розмежовані дуже різко (наприклад, Гольфстрим і Лабрадорська течія, що розділені «холодною стіною» з великими горизонтальними градієнтами океанологічних характеристик); • погранична область поділу двох водних мас називається фронтальною зоною або фронтом (океанічним фронтом); • сполучення в просторі водних мас, границь між ними (фронтів) утворює гідрологічну структуру вод окремих районів океану; • усі водні маси взаємопоєднані завдяки загальній циркуляції океанських вод.

Класифікації водних мас. Існує кілька таких систем. 1. Класифікація водних мас за глибиною. В.М.Степанов (1983) виділяє 4 типи водних мас (структурні зони океану):• поверхневі – нижня границя поверхневої зони Світового океану лежить на глибині 200-300 м, але може трохи підніматися (зони дивергенції) до 150-200 м або опускатися (зони конвергенції) до 300-400 м; являють собою діяльний шар океану; у цій зоні спостерігаються сезонні зміни гідрологічних характеристик; для поверхневої зони характерні зональні (географічні) типи водних мас;25 • проміжні – нижня границя проміжної зони залягає в середньому між 1000 і 2000 м, а її середня товщина у Світовому океані змінюється від 600-800 до 1000-1200 м; проміжна структурна зона в 4-6 разів товща за поверхневу; особливості формування водних мас проміжної структурної зони досить різні – деякі з них утворюються головним чином з поверхневих вод, інші – з глибинних; • глибинні – нижня границя глибинної структурної зони залягає переважно близько 4000 м, а її товщина близько 2000 м; • придонні – води утворюються головним чином поблизу Антарктиди і, рухаючи на північ, заповнюють найбільш глибокі частини океанів, середня товщина цієї зони не перевищує 500-1000 м, у Північному Льодовитому океані 2000 м; придонні води утворюються в результаті опускання вищерозташованих вод, але через розчленованість рельєфу дна при своєму переміщенні вони піддаються більш сильної трансформації; велика частина придонної структурної зони заповнена антарктичною водною масою й у меншому ступені північноатлантичними й арктичними водами. 2. Генетична класифікація. В ній виділяється 2 типи водних мас: • первинні – формування первинних водних мас відбувається в поверхневих шарах океану у певних кліматичних умовах під дією багатьох факторів, що викликають перемішування. Сформувавши, водні маси або опускаються в глибинні шари, або переміщаються течіями на великі відстані в інші райони Світового океану; займають величезні простори і мають однорідну будову на великій відстані; центри формування основних водних мас зв'язані з головними рисами клімату земної кулі, з океанічною й атмосферною циркуляціями (наприклад – атлантичні води в Північному Льодовитому океані (що, відрізняються від навколишньої води більш високою температурою і солоністю), води екваторіальної протитечії в Тихому океані (менш солоні в порівнянні з навколишніми водами); • вторинні – нові водні маси, що виникають у фронтальних зонах у результаті ущільнення при змішанні двох або кількох водних мас, це води змішання основних водних мас і води, занесеної в океан з інших водойм (середземноморська водна маса в північній частині Атлантичного океану або червономорська – в Індійському). 3. Класифікація водних мас по сторонах світла. В окремо взятому океані немає однаковості, тому водні маси приходиться розділяти ще і по півкулях — 1)південні, і 2)північні води, і по довготах – 1)східні, і 2)західні. 4. Географічна класифікація водних мас. В основі – район утворення водної маси (широта). В. М. Степанов виділяє 9 водних маси – екваторіальну, 2 тропічні, 2 субтропічні, 2 субполярні (помірні) та 2 полярні. Розділяються 8-ма океанічними фронтами – екваторіальний, субекваторіальний, тропічний північний, тропічний південний, субарктичний, субантарктичний, арктичний, антарктичний. Концепція водних мас надає великі можливості для рішення однієї з задач географії — районування океану. Водні маси покладені в основу районування Світового океану.

41. Поперечній профіль русла, заповненого водою, називають водним перерізом ріки. Водний переріз ріки в своїй будові має 2 структурні частини: • перетин потоку, що рухається – живий переріз. • мертвий простір – нерухливі ділянки води (зі швидкістю руху, яка не уловлюється приладами). Поперечний переріз русла характеризується кількома морфометричними показниками: площею, гідравлічним радіусом, шириною, середньою і максимальною глибинами. • ширина (B); ширину одержують шляхом безпосередніх їхніх вимірів; • глибина максимальна та середня (через відношення площі поперечного перерізу до ширини русла: Hcp = S/B); максимальну глибину одержують шляхом безпосередніх їхніх вимірів; • площа поперечного перерізу – вираховуються 3 способами: 1)за допомогою формули Б.А.Аполлова (S = 2/3 ВН), 2)елементарним способом – вираховуємо площу усього контуру поперечного перерізу одразу, 3)аналітичним способом – шляхом визначення площ окремих частин перерізу і сумування окремих значень (УSі); визначається в результаті промірів глибини по всьому поперечному перерізі через визначені інтервали; прийняті в залежності від ширини ріки; • змочений периметр (P) — це довжина підвідного контуру поперечного переріза річкового русла, тобто лінія контакту води з обмежуючими її твердими поверхнями — із дном і берегами, а узимку також і з льодовим покривом; • гідравлічний радіус (встановлюється через відношення поперечного перерізу до змоченого периметру: R = S/P); Гідравлічний радіус характеризує форму русла в поперечному розрізі, тому що залежить від співвідношення його ширини і глибини. У дрібних і широких рік змочений периметр майже дорівнює ширині, у цьому випадку гідравлічний радіус майже дорівнює середній глибині.26 Всі елементи поперечного переріза ріки змінюються зі зміною рівня води в річці, який піддається постійним коливанням у залежності від приходу і витрат води.

43. Повздовжній профіль ріки — це графік зміни відміток дна і водної поверхні уздовж русла. Методика побудови профілів – на горизонтальній вісі графіка відкладають відстань по довжині ріки, на вертикальній — абсолютні або умовні відмітки дна (звичайно по лінії найбільших глибин) і рівня води. Для повздовжніх відстаней і висот звичайно беруть різні масштаби. Будується однією лінією, в якій поверхня води і дна звичайно зливаються.. Класифікація профілів за морфологією. Повздовжні профілі рік можуть бути: • плавновогнутыми; • прямолінійними; • випуклими; • східчастими. Характер подовжнього профілю визначається геологічною будовою і рельєфом річкового басейну, а також ерозійно-акумулятивною діяльністю самого потоку. На профілях часто помітні різкі перепади висот – перегини русла водотоку. Перегини подовжнього профілю звичайно приурочені до місць впадіння приток (нижче їх профіль, як правило, стає похилішою), виходів твердих гірських порід – стійких до водної ерозії, а також до місцевих базисів ерозії, якими можуть бути головна ріка для притоки, пороги, водоспади, проточні озера, водоймища й ін. Рівень прийомної водойми (океану, моря, безстічного озера), куди впадає ріка, називають головним базисом ерозії. Морфометричні характеристики повздовжнього профіля ріки. Головні 2 показника: • падіння ріки ∆Н – різниця відміток дна або водної поверхні ріки на якій-небудь її ділянці; • повне падіння ріки – різниця відміток витоків й гирла ріки (∆Н = Н1 – Н2); падіння виражається у метрах; • нахил ріки – відношення величини падіння ріки до довжини ділянки, для якої визначене падіння: (І = ∆Н/l); використовується для крутизни подовжнього профілю рік Нахил ріки — величина відносна, її виражають у частках одиниці, %, ‰. Географічні закономірності наступні: гірські ріки мають значні нахили, рівнинні – невеликі. Гідродинамічна закономірність: чим більший нахил, тим більша швидкість течії ріки.

44. Першу класифікацію рік за живленням дав відомий російський географ О.І.Воєйков Кліматична класифікація рік О.І.Воєйкова. Розглядаючи ріки як продукт клімату вважав, що їх режим можна використати як індикатор клімату. Ріки ним розглядаються так: “Реки суть продукт климата их бассейнов” (робота “Климаты земного шара, Росии в особенности”, опублікована у 1884 році). Всі ріки він поділив на 9 типів. Тип А. Ріки, які отримують воду від танення снігу на рівнинах і на невисоких горах (до 1000 м). У чистому вигляді не існує ніде. Найбільш приближені до нього – північні частини Сибіру і Північної Америки. Тут сніговий покрив лежить 8-10 місяців, тому більшу частину води ріки отримують від танення снігу. Тип В. Ріки, що отримують воду від танення снігу в горах. Теж не існує у чистому вигляді. Найближче до нього – ріки західних (навітряних) частин гірських масивів Середньої і Центральної Азії (ріки Сирдар’я, Тарім, Інд у верхніх їх течіях). Повідь спостерігається на ріках цього типу щороку влітку. Тип С. Ріки, які отримують воду від дощів і мають повідь влітку. Сюди відносяться ріки тропічних дощів і дощів мусонів (Амазонка, Конго, Оріноко, Ганг, Брахмапутра, ріки Далекого Сходу Росії). Тип D. Ріки, повідь яких відбувається внаслідок танення снігу навесні або на початку літа, однак, значна частина води в ріки надходить з дощами. Спостерігається в районах з суворою і сніжною зимою. На цих ріках чітко виражена весняна повідь й основна маса води стікає саме в цю фазу водного режиму. Влітку межень, але можливі дощові паводки. Восени рівень води підвищений, тому що випадають значні дощові опади, але повідь не виникає. До цього типу рік належать ріки Східно-Європейської рівнини, Західно-Сибірської низовини, Скандинавського пів-ову, північної частини США, Східної Німеччини. Тип Е. Ріки, що мають дощове живлення, яке в цілому вище в холодні місяці, різниця в живлення поміж літнім і зимовим періодами незначна. Цей тип рік домінує в Середній і Західній Європі (басейни рік Везера, Мааса, Шельди, Сени), ріки о. Великобританії (окрім північно-західних територій) та ін. У найбільш континентальних районах опади переважають влітку, але за рахунок високого випарування живлення рік вище в холодну пору року.Тип F. Ріки, які характеризуються дощовим живленням, яке вище в холодний час, ніж влітку, проте різниця є дуже великою. Такі ріки знаходяться в Південній Європі. Влітку чим далі на південь обсяги опадів скорочуються, випарування зростає, тому й живлення рік відбувається в основному в осінні й зимові місяці.27 Влітку ріки можуть пересихати. До цього типу належать ріки Піренейського пів-ову, західної частини Іранського нагір’я, пів-ову Мала Азія, північних берегів Африки (від Туніса до Марокко), Каліфорнії, Чилі, південної і західної частин Австралії. Тип Y. Відсутність рік і взагалі постійних водотоків внаслідок сухості клімату. До таких районів належать такі регіони: Сахара, Каракуми, Кизилкуми, більша частина Аравійського пів-ову, центральні плоскогір’я Азії, плато і плоскоріг’я Північної Америки по обидві сторони Скелястих гір тощо. Тип Н. Ріки країн, де дощовий період дуже короткий і ріки мають воду упродовж нього і дещо після, а протягом решти року ріки пересихають або перетворюються в низку висихаючих озерець з підземної течією води між ними. До таких рік належать водостоки степової частини Криму, степи нижньої течії Кури й Араксу (Азербайджан), частина степів і напівпустель Монголії. Тип І. Країни без рік, внаслідок поширення багаторічних снігів і льодовиків. Сюди відносяться райони о. Гренландії, Антарктиди, о-вів Франца Йосифа та ін. Пізніше ця класифікація була вдосконалена та перероблена видатним радянським гідрологом М.І.Львовичем.

Класифікація рік за видами живлення М.І.Львовича. В основу класифікація покладений наступний критерій: пропорційний розподіл у формуванні річкового стоку за рік поміж різними видами живлення. Розподіл виражений у відсотках (%). Для визначення типу ріки прийняті 3 градації. І. Виключне живлення рік – мають такі ріки, в стоку яких на один з видів живлення припадає понад 80% води (при цьому інші види живлення можуть і не враховуватись). В залежності від того який вид живлення є пануючим на планеті можна виділити 3 підтипи рік з виключним живленням: • виключно льодовикове живлення – мають короткі водостоки узбережжя Гренландії, Антарктиди, островів Канадського Арктичного архіпелагу, арктичних островів); • виключно дощове живлення – мають ріки мусонних районів (Індостану, Індокитаю), тропічних широт (басейни рік Амазонки, Сенегалу, Нігеру, Шарі, Оріноко, Голубого Нілу, рік Великих і Малих Зондських островів); • виключно снігове живлення – мають маловодні ріки Українського Причорномор’я, ріки Казахстану (Середня Азія). Виключно підземного живлення на Землі не знайдено. ІІ. Переважне живлення рік – таким живленням характеризуються такі ріки у яких є один домінуючий вид живлення і на нього припадає від 50 до 80 % усього річного стоку води. Інші види живлення враховуються тоді, коли частка решти складових живлення становлять понад 10%. В залежності від того який вид живлення є пануючим можна виділити 3 підтипи рік з переважним живленням: • переважно льодовикове живлення – характерне для рік високих гір району хр. Аляски, Паміру, Тянь-Шаню, Гімалаїв, Каракоруму; • переважно підземне живлення – спостерігається на ріках району пустелі Атакама, що стікають зі схилів Анд; • переважно снігове живлення – мають велика кількість рік помірних та субарктичних широт Північної Америки та Євразії (Дніпро, Волга, Об, Єнісей, Лєна, Маккензі, Юкон, Атабаска, Колима та ін.); • переважно дощове живлення – мають ріки з добрим зволоженням на значних просторах Південної Америки (р. Парана, Сан-Франсіску), Центральної та Південної Африки (р. Конго, Замбезі, Лімпопо), Приатлантичної частини півдня Північної Америки (р. Міссісіпі, Огайо, Ріо-Гранде тощо), Східної Азії (ріки Амур з притоками і витоками, Хуанхе, Янцзи) та ін. ІІІ. Змішане живлення рік – особливістю цих рік є те, що на жоден з видів живлення не припадає понад 50% річного стоку ріки. Принаймні 2 види живлення дуже близькі за значенням для живлення ріки. Проте, серед видів живлення можна виділити домінуючий вид живлення, тому ріки зі змішаним живленням розділені на 4 підтипи: • змішане живлення з домінуванням підземного – має невелика кількість малих і транзитних рік перед гірських районів гір Центральної Азії – Копетдагу, Тянь-Шаню, Кунь-Луню, а також Перуанських Анд та р. Оранжевої в Південній Африці й р. Сакраменто (США); • змішане живлення з домінуванням льодовикового – мають ріки високих гір із сучасним зледенінням Патагонських Анд, Тібету, Алтаю, Великого Кавказу, Гіндукушу; • змішане живлення з домінуванням снігового – характерне для рік Карпат, Східно-Європейської Рівнини, передгір’їв Альп, Західних Саян, півдня Канади; • змішане живлення з домінуванням дощового – має переважна більшість рік Центральної і Південної Європи (Вісла, Одер, Ельба, Дунай, Сава, Драва, Рона, Ріки Балканського пів-ва), ріки Мексиканського нагір’я, ріки Центральних рівнин США (Міссурі) і Заходу США (Колорадо, Снейк).

За водним режимом :

Наявність повені та відсутність, коли вона відбувається. Розглянемо ріки Євразії виділили типи річок:28

1.1 річки Казахстанського типу, всі річки які протікають позитивни х умовах та природній степовій зоні.

Характерезуються надзвичайно швидкою повінню, тривалість в 1 місяць, обумовлений таненням снігів в цілому 10 місяців.

1.2 річки східно –європейського типу відносяться річки океанічних повітряних мас, підвищено роль підземних вод, снігова повінь, помірні дощрві паводки. напр.. Інгулець, сакса гань поч.. грудня кін квітня.

1.3 зах- себір типу з серпня до кін червня обумовлені регулюючою дією боліт, які повільно спускають воду.

1.4 зах – європ типу пік на травня ло червня повінь виключно снігова активно тане багаторічна мерзлота. спостерігається високі дощові паводки в літку.

1.5 річки Алтайського типу , і Тянь шанс кого типу

45. На сучасному етапі розвитку гляціології, цією наукою розроблено кілька класифікацій льодовиків. В їх основу покладені певні фізичні, динамічні, морфологічні та ін. показники. 1. Класифікація льодовиків за температурою. За температурою льодової маси всі льодовики поділяються на 3 групи: теплі, холодні, перехідні. • теплі (помірні льодовики) – температура льоду в них тримається близькою до точки танення льоду під тиском – близько 0°С. Охолоджуються взимку тільки перші кілька метрів льоду. В цих льодовиках води можуть вільно циркулювати, вода є й на межі льодовика з ложем, що полегшує їх рух. Такі льодовики зустрічаються в Південній Скандинавії, Новий Зеландії, Альпах, Кавказі й Алясці. • холодні (полярні) – у верхній своїй товщі (до 10-20 м як в Антарктиді) температура льоду в них негативна і збільшується з глибиною за рахунок надходження внутрішнього тепла Землі й відповідає значенням дещо нижчим значень температури плавлення льоду під тиском біля ложа. Такі льодовики поширені в Гренландії, Антарктиді. • перехідні (субполярні) – перехідні від теплих до холодних. Можуть бути розвинені у високогір’ях, верхів’я яких належать до холодного, а язик до теплого типів льодовиків (наприклад льодовик Батура в горах Каракорум). 2. Класифікація льодовиків за речовинним складом. В цій класифікації льдовики поділяються на 2 групи: • льодові глетчери – складаються переважно з льоду, що виник в наслідок фірнізації снігу; домішками до них бувають різні моренні (кам’янисті) наноси; представлені різноманітними морфогенетичними типами (розглядаються нижче); • кам’яні льодовики – являють собою масу твердого уламкового матеріалу промерзлого в умовах стійких негативних температур, що також рухається. Є в усіх районах сучасного зледеніння (у горах), але в набагато меншій кількості ніж льодовики першої групи. Для цих льодовиків характерна значна кам’янистість – частка морени обіймає до 50-70%, а решта це лід. Як відмічає А.П.Горбунов, в таких льодовиках уламки гірських порід буквальним чином ніби плавають серед льоду. Порівняно з ними лідистість льодових глетчерів становить набагато більшу частину – 60-70% (рис. 3). 3. Динамічна класифікація льодовиків А.Н.Кренке (1982). Складається з 3-х типів льодовиків: 1)активні – для них притаманний постійний рух; до цієї групи відносяться рівномірно рухливими і пульсуючими льодовиками; 2)пасивні – з’являються при скороченні живлення льодовика і його деградії; 3)мертві – скупчення блоків льоду покриті шаром бронюючої морени, що залишився відірваним від язику льодовика після його скорочення і відступання. 4. Класифікація льодовиків за швидкістю руху. В цій класифікації виділені льодовики 3-х типів: 1)з незначною швидкістю (максимум до 100-200 м/рік); 2)з високою швидкістю переміщення (максимально до 10-20 км/рік – в кінцевих частинах виводних льодовиків Гренландії; 0,3-1,2 км/рік в виводних і шельфових льодовиках Антарктиди); 3)з нерівномірною швидкістю руху – пульсуючі льодовики, для яких притаманне чергування відносно стійкого стану та дуже швидких пересувань за короткий проміжок часу (наприклад льодовик Ведмежий (гори Памір) за кілька місяців може зміститись на 2 км, тоді ж як спокійний стан глетчера характеризується швидкостями усього кілька метрів (або десятків) на рік).

47. Термічний режим озер залежить від теплового балансу. Як і всі інші баланси складається з доходної та витратної частин. Доходна частина теплового балансу озер показує джерела надходження тепла у водоймище: 1)сонячна радіація; 2)теплообмін з атмосферою; 3)виділення тепла з донних відкладів; 4)річковий стік; 5)підземні води; 6)виділення тепла при конденсації водяної пари та утворенні льоду. Витратна частина теплового балансу складається з таких статей: 1)тепло йде на ефективне випромінювання; 2)на турбулентний теплообмін з атмосферою; 3)виділення тепла у донні озерні відклади; 4)витрачання на випарування води та танення льоду; 5)відтік тепла з річковим стоком (якщо озера стічні) та з підземними29 водами внаслідок інфільтрації води з озера. Нагрівання та охолодження водних мас озер відбувається, переважно, через їх поверхню (сонячна радіація, ефективне випромінювання, теплообмін з атмосферою, витрати тепла на випарування). Тепло передається й на глибину, за рахунок конвективного та динамічного перемішування вод. Як відомо, Ф.А.Форель за температурним режимом всі озера поділив на полярні, тропічні та помірні. З них самий складний характер термічного режиму мають помірні озера, де в режимі температури води спостерігаються 4 сезони (періоди): весняного нагрівання, літнього нагрівання, осіннього та зимового охолодження. Розглянемо термічний режим помірного проточного озера, який, з певними варіаціями, але притаманний більшості озер помірного клімату. Весна. Відбувається весняне нагрівання води, коли температура води у поверхневому шарі піднімається. Цей процес починається ще за наявності льодового покриву і продовжується після його танення. Виникає інтенсивне вертикальне конвективне перемішування, що призводить до вирівнювання температури по всій товщі води, так настає явище весняної гомотермії при температурі близько +4°С. Складаються передумови для динамічного перемішування води, тому вода в озері може оновитись. Літо. У цей час року в озерах встановлюється пряма температурна стратифікація. У товщі водної маси озера формуються чітко виражені вертикальні зони – поверхневий (самий теплий), тут температури можуть зростати до 20-25°С; шар термоклину (температурного стрибка) – зона, де температура різко знижується; зона глибинних вод – основна товща озера, з температурої води 5-6°С (в оз. Байкал біля дна температура дорівнює +3,2°С). Отже різниця температур в зоні термоклину може сягати до 20°С, при цьому вертикальний температурний градієнт іноді дорівнює 8-10°С на 1м. Осінь. В період осіннього охолодження температура в поверхневій товщі води знижується. Це супроводжується і змінами густини води – виникає активне конвективне перемішування вод, що у підсумку зумовлює появу осінньої гомотермії, з температурої води близькою до +4°С, але іноді і +5-6°С. Внаслідок перемішування води, остання у придонних шарах оновлюється. Зима. Поверхневі води охолоджуються і мають нижчу температуру ніж глибинні і придонні. Температура поверхневих вод для прісних вод сягає 0°С, на поверхні озера утворюється льодовий покрив або присутні льодові явища. Таким чином, в озері встановлюється зворотня температурна стратифікація. Темпаратура у придонній зоні опускається до +2-4°С, а у мілководних озерах до 0,5-1°С. Проте, вода на глибинах не знижується до 0°С і нижче, що охороняє живі організми від загибелі. Зазначені закономірності в реальності можуть порушуватись за рахунок: сильного вітрового хвилювання (на невеликих озерах іноді це викликає гомотермію навіть влітку), антропогенного впливу (скиди теплих стічних вод). Особливий термічний режим мають солоні озера, у яких взимку температура поверхневих вод опускається нижче 0°С, влітку води цього шару можуть нагріватися до +50-70°С. Термічний режим озер подібний до термічного режиму морів. Для вод озер також притаманні добові коливання температури. Максимальні температури спостерігаються опівдні, мінімальні в ранкові часи. Як і сезонні добові коливання теж згасають з глибиною.

Льодовий режим озер. Льодовий режим залежить від теплового балансу озер, коли льодові явища розпочинаються при переважанні витратної частини і охолодження поверхневих вод. За характером льодового режиму озера поділяються на 4 типи: 1)які не мають льодових явищ; 2)з нестійким льодоставом; 3)зі стійким льодоставом; 4)з льодоставом на протязі усього року. Для озер третього типу притаманні 3 фази льодового режиму – замерзання, льодоставу, скресання.Фаза замерзання. Льодоутворення поичнаються після досягнення поверхневого шару води точки замерзання. Є певна кореляція з ходом температури повітря над акваторією, але замерзання настає дещо пізніше (на кількі діб) від переходу температури повітря через 0°С. До осінніх льодових явищ відноситься утворення льодяних голок, сала, заберег (на мілководдях), припаю (на великих озерах). Процеси льодоутворення дуже схожі до аналогічних у Світовому океані. Нарощення льоду відбувається знизу та згори. Процес замерзання великих озер становить 30-45 днів. Льодостав на озерах настає на 8-10 днів раніше, ніж на ріках.Фаза льодоставу. Розпочинається після утворення стійкого суцільного льодового покриву. Найбільш інтенсивним процес зростання льодового покриву є у перші дні льодоставу (до 5-7 см на добу). Відрізняється нарощенням товщини льоду на кінець фази. Так на півночі Європи товщина льоду становить 50-60 см, на озерах півночі Сибіру до 2-3 м. Озерний лід набуває шаруватого характеру. Увесь озерний лід ділять на 3 типи: 1)водний кристалічний лід – прозорий, лежить безпосередньо на поверхні води; 2)водно-сніжний лід – слабкопрозорий, виникає при виході води по тріщинам із обводненого снігу; 3)сніговий лід – формуєтьмя при танення та наступному змерзанні снігу, що лежить на льоду. На протязі зими лід може деформуватись – з’являються тріщини, тороси, ополонки.30 Фаза скресання (весняного танення). Лід тане під дією сонячної радіації, теплообміну льоду з атмосферним повітрям, нагріванням води самого озера, тепла, що надходить з річковим стоком, талими сніговими водами з поверхні водозбору. Руйнуючий вплив справляє і механічний чинник – течії, вітер, хвилі. Лід стає пористим і подрібнюється. В озерах лід тане, як правило, на місці. Лід тане з обох поверхонь – зовнішньої та від підошви, а також раніше всього тане поблизу берегів. Біля берегів можуть утворюватись закраїни – ділянки чистої води біля берегів. Частина льоду може бути винесеної з озера, а повне сходження льодового покриву на озерах відбувається пізніше від річок (на 8-15 днів). В останньому випадку на ріках, які витікають з озер складається ситуація двох льодоходів – “річкового” та “озерного” (як це є на р.Неві).

48.“Ріка – продукт клімату” – Олександр Воєйков Ріка – є водною геосистемою Ріка – постійний водотік, який складається з кількох взаємопоєднаних компонентів, головними з яких є форма рельєфу – лінійне русло та водна маса, яка рухається в руслі під дією сили тяжіння Землі та сама його формує Компонентний склад ріки як водної геосистеми: водна маса, русло, рослинний і тваринний світ, тверді наноси, розчинені речовини, мертва органіка, гірські породи дна і берегів Ріка – просторовий об'єкт Ріка має межі – береги, дзеркало води та лінія дна Кожна ріка – часовий об'єкт, має власне походження та тренд розвитку (вік р. Янцзи – 45 млн. років)

Річковий стік – це стікання води з усіма її складовими по руслу від витока до гирла. скл з 4 складових:

водний стік річок(стікання всієї водної маси)

стік твердих наносів( твердий стік) це стікання разом з водною масою завислих твердих наносів.

стік розчинених речовин( іонних) це сукупність газів солей і біогенних речовин

стік тепла – певний запас теплової енергії

кілька показників: витоки води. об’єму . стоку модуль стоку шар коефіцієнт стоку.

Класифікації рік1. Класифікація рік за розмірами. За розмірами ріки поділяють на 3 типи: • великі – ріки з площею басейну понад 50 000 км2, мають басейни, розташовані у декількох географічних зонах; гідрологічний режим великої ріки в цілому не властивий рікам кожної географічної зони окремо і тому полізональний; довжина рік понад 500 км; • середні – з площею басейну в межах 2000-50 000 км2, має басейн у межах однієї географічної зони; гідрологічний режим середньої ріки характерний для більшості рік даної географічної зони і тому зональний; довжина рік від 100 до 500 км; • малі – ріки з площею басейну менше 2 000 й до 50 км2, має басейн, розташований у межах однієї якої-небудь географічної зони, але її гідрологічний режим під впливом місцевих умов може істотно відрізнятися від режиму, властивого більшості рік даної географічної зони, і стати, таким чином, азональним; малі ріки, на відміну від середні і великих, можуть не повністю дренувати ґрунтові води, що також визначає відмінність їх режиму від режиму, властивого більш великим рікам даної географічної зони; довжина рік від 10 до 100 км. 2. Класифікація рік за умовами протікання. Тут ріки поділяють на рівнинні, напівгірські і гірські. У рівнинних і напівгірських рік спостерігається спокійний характер руху води, у гірських — бурхливий.

Класифікація рік за льодовим режимом — ріки замерзаючі, з тимчасовими льодовими явищами, незамерзаючі.Класифікація рік за ступенем стійкості русла. За ступенем стійкості русла можна виділити ріки стійкі і стійкі (з блукаючим руслом).50.. Морфогенетична класифікація льодовиків. Найстаріша і найцікавіша для науки. Дає змогу побачити умови утворення і генезис льодовику. За цими рисами їх організації всі льодовики діляться на 3 типи, кілька підтипів і видів.І. ПОКРИВНІ ЛЬОДОВИКИ. Найхарактернішими ознаками таких глетчерів є те, що вони покривають земну поверхню суцільним та товстим шаром, поховуючи підлідний рельєф майже повністю. Швидкість руху льоду зростає від лідорозділів до периферії, де місцями з’являються вивідні льодовики з високими швидкостями переміщення льоду. Витрачання льоду йде за рахунок відколювання айсбергів і поверхневого танення.31 Зустрічаються в основному на території Антарктиди, о. Гренландія, о. Ісландія, о-вах Шпіцберген, на архіпелазі Земля Франца-Іосіфа, на о-вах Нова Земля і Північня 3емля, Канадському Арктичному архіпелазі тощо. Відомі 4 підтипи цих льодовиків. Майже все покривне сучасне зледеніння зосереджене в Антарктиді – 85,3% всієї площі, на о. Гренландія припадає 12,1%, решта (2,6%) поширена на інших територіях. 1.1. Льодовиковий щит – широкий площинно-випуклий льодовик, товщиною до 1000 м і більше та площею понад 50 тис. км2; тече лід від центру до периферії; типовий для Гренландії та Антарктиди (рис. 4). 1.2. Льодовиковий купол – схожий на щит, але він має більш випуклу форму і менші розміри завдяки меншим горизонтальним розмірам; часто приурочені до дрібних островів покриваючи їх як шапка або виникають на морських відмілинах; зустрічаються в Арктиці і Антарктиці (рис. 5); 1.3. Вивідні льодовики – потоки льоду, що стікають з льодовикових щитів і приурочені до підлідних долин, рухаються в напрямі загального руху льоду – до периферії; можуть сягати моря, утворювати плавучі льодовикові язики і продукувати айсберги; характерні для крайових частин льодовикових покровів (рис. 6). Найдовший у світі – льодовик Ламберта в Антарктиді. 1.4. Шельфовий льодовик – плаваючий або частково спирається на дно льодовик (рис. 7), що тече від берега у море у вигляді дедалі зтончуваної до краю льодової плити і закінчується обривом (рис. 7), від якого відламуються айсберги (рис. 8); живляться вивідними льодовиками та льодовими потоками, які стікають з суцільних льодовикових покровів, а також від твердих атмосферних опадів, що надходять на їх поверхню; швидкості руху великі – до 1,5-2,0 км на рік; в наш час поширені переважно в Антрактиді, де займають площу у 1,5 млн. км2.II. ГІРСЬКО-ПОКРИВНІ ЛЬОДОВИКИ – це льодовики перехідного зледеніння від покривного до гірського, для яких притаманні риси обох цих типів зледенінь. Характеризуються наявністю льодовикових куполів і льодових плато на вододілах, від яких у різні боки відходять льодовики, що заповнюють долини. Лід по перевалам може перетікати з однієї долини в іншу – утворюється складний сітчастий малюнок зледеніння. Цей тип зледеніння є на о-вах Шпіцберген, Алясці, Канадському Арктичному архіпелазі, о. Нова Земля, Патагонських Андах та ін. регіонах. Лід розділяється лише гребенями хребтів або окремими зубчатими піками скелястих вершин – нунатаками. Виділяється 3 підтипи гірсько-покривних льодовиків. 2.1 Передгірські льодовики – широкі льодовикові лопаті на передгірських рівнинах, що утворюються за рахунок злиття різних льодовикових потоків з одним або сусідніми областями живлення (рис. 10). Формуються в областях з морським і дуже вологим кліматом. Найяскравіший приклад – льодовик Сьюард-Маласпіна (хр. Св. Іллі, Аляска), який має ширину 80 км і 40 км довжину передгірського язика, спускаючись до затоки Аляска (рис. 10).2.2. Льодовики плато – слабковипуклі сніжно-льодові поля на плосковершинних масивах з короткими лопатями і вивідними льодовиками, що спускаються по долинах на схилах масивів (Скандинавські гори та ін. регіони).2.3. Льодовики патагонського типу – гірські льодовики, що стікаючи з льодовикових плато, утворюють довгі і вузькі язики, спускаючись у фіорди або передгірські озера. Поширені в Патагонських Андах звідки й назва.ІІІ. ГІРСЬКІ ЛЬОДОВИКИ – притаманні гірським хребтам, їх схилам і вершинам. Не формують суцільних покривів, а їх поширення узгоджується з гірським рельєфом. Поділяються на 3 підтипи і кілька видів. І. ЛЬОДОВИКИ ДОЛИН. Лід тече у долинах, подібно до замерзлих річок. В залежності від складності та особливостей живлення розрізняють 6 видів. 1.1. Простий долинний льодовик. Ще має іншу назву – льодовики альпійського типу, так як вивчені уперше саме в Альпах. Характеризується наступними рисами: 1)чітко визначені області живлення (фірновий басейн) та абляції (наявний язик, що рухається по троговій долині, яка й розроблена цим глетчером); 2)язик у такого льодовика – один; 3)у поперечному розрізі язик має випуклу форму; 4)не містить серединної морени як складні долинні льодовики (рис. 1, 11). Зустрічається в Альпах, на Кавказі та інших багатьох горах. 1.2. Складний долинний льодовик. Складається з кількох або хоча б двох язиків льоду, що мають свою власну область живлення і зливаються в єдине ціле (рис. 12). По шву стикання головного та бокових язиків знаходиться серединна морена у вигляді витягнутих кам’янистих стрічок. Знання кількості цих стрічок дозволяє точно порахувати кількість бокових приток язика головного льодовика. Розповсюджені у багатьох гірсько-льодовикових районах. 1.3. Дендритовий льодовик (деревоподібний). В плані складається з багатьох притоків, що утворюють складний гілчастоподібний малюнок (рис. 13). Кожна притока має власну область живлення. Присутні численні стрічки серединних морен. До них відносять найбільші гірські льодовики світу – Федченко, Сіачен, Хаббард. Берінга, Барнард та багато інших.1.4 Гімалайського типу льодовики. Вважаються різновидом дендритових льодовиків. Характеризуються тим, що заповнюють повздовжні долини між ланцюгами гірських систем. Мають багаточисельні бокові притоки, які вже є складними льодовиками (рис. 14). Поширені в Гімалаях, Памірі, Каракорумі, Центральному Тянь-Шані.32 1.5 Котловинний льодовик. Має живлення з широкої котловини в рельєфі, де знаходиться значний за площею фірновий басейн. У льодовика є язик, який дуже короткий. Язик виходить з котловини не більше ніж на 2/3 його довжини. Для них притаманна звичайно велика товщина. Зустрічаються в багатьох гірських регіонах світу. 1.6. Льодовики туркестанського типу. Займають глибоку долину, у нього відсутній фірновий басейн, а живиться за рахунок сходження лавин і обвалів льоду з висячих схилових льодовиків. Тому іноді їх називають ще – відродженими льодовиками (рис. 15). Поверхня їх дуже заморенена.

ІІ. ЛЬОДОВИКИ СХИЛІВ. Поширені на схилах гірських хребтів. В цілом всі відомі схилові льодовики можна об’єднати в 5 видів. 2.1. Карові льодовики. Це невеликі льодовики, які займають кари або цирки – сідлоподібні заглиблення у верхній зоні хребта (рис. 16). Багато з них своїм існування завдячують хуртовинному навіюванню снігу та сніговим лавинам, тому можуть розташовуватись нижче кліматичної снігової лінії. 2.2. Карово-долинні льодовики. Мають перехідну форму від схилового до долинного льодовика. Часто є результатом деградації (відступання) невеликих простих долинних глетчерів. У таких льодовиків основна їх частина розташована в карі, а язик спускається у верхів’я долини (рис. 17). 2.3. Висячий льодовик. Як правило мають незначні розміри і невелику товщину. Формуються в заглибинах і крутопадаючі ніші на гірських хребтах, ззовні – нібито насаджені на скельні ділянки (рис. 18). Витрачання льоду відбувається за рахунок обвалів льоду. Якщо обвали трапляються досить часто, то біля підніжжя може виникнути відроджений льодовик. 2.4. Схиловий льодовик. Займає слабко розчленовані гірські схили. На відміну від висячих, нижні краї цих льодовиків спускаються до підніжжя схилу. Особливий підвид схилових глетчерів – жолобові льодовики, які живляться виключно сніговими лавинами (рис. 19, 15 – лівий). Типові для багатьох гір. 2.5. Присхилові льодовики. Утворюються на поверхнях структурних терас або біля підніжжя схилу (рис. 20). Має невеликі розміри, прилягаючи до хребта. Форма в плані – конусоподібна. Живиться, як правило, навіяним снігом. ІІІ. ЛЬОДОВИКИ ВЕРШИН. В самій назві й міститься відповідь на приуроченість цього підтипу гірських льодовиків розташовані на вершинах гір різної морфології, генезису й складності. Традиційно виділяється 2 види таких льдовиків. 3.1. Льодовики конічних вершин. Найбільш поширені. Покривають вершини конічної або близьких до неї форм окремих гір, що надстоять над прилеглою місцевістю. Мають форму шапки, від якої можуть спускатись виводні язики (рис. 21, 22). На вулканічних горах, такі льодовики розташовані й у межах кратерів, кальдер (кальдерні й кратерні глетчери). Найбільш відомими прикладами є льодовики таких гірських вершин як Ельбрус і Казбек (Великий Кавказ), Кіліманджаро (в Африці), Руапеху (в Новій Зеландії), а також на Камчатці, В Кордільерах Північної Америки, в Андах Південної Америки тощо. 3.2. Льодовики плоских вершин. Характеризуються тим, що займають вирівняні вершинні поверхні, закінчуються крутими обривами або короткими язиками. Розташовуються в межах відроджених гір, де спостерігаються підняті в кайнозої на значну висоту пенепленізовані ділянки земної поверхні. Поширені на Тянь-Шані, в горах Скандинавії, Центральної Азії.

51. Класифікації боліт За Н.Я.Кацем, всі болота слід поділяти на дві великі групи – заболочені землі (не мають добре вираженого шару торфу) і власне торф’яні болота. 1. Заболочені землі. До заболочених земель можна віднести багато типів боліт: трав’яні болота арктичної тундри, очеретяні й осокові болота лісостепу, засолені болота напівпустель і пустель (солончаки), заболочені тропічні ліси, прісноводні тропічні трав’яні болота сезонного зволоження, прісноводні і солонувато-водні приморські болота (марші), солоні мангрові болота і т.д. 2. Торф’яні болота. Торф’яні болота, краще вивчені і приурочені в основному до тундри, лісової зони і лісостепу. Розроблені 2 основні класифікації боліт. Класифікація боліт за морфогенетичними ознаками. В цій класифікації болота поділені на 3 типи – низинні, перехідні та верхові:Низинні болота мають наступні риси організації: • звичайно мають увігнуту або плоску поверхню; • характер поверхні сприяє застійному водному режиму; • утворюються в низьких місцях – по берегах рік і озер, в зонах підтоплення водоймищами; • до низинних боліт відносяться також заплавні і притерасні болота, болота в низов’ях і дельтах рік («плавневі» з густими заростями очерету); • низинні болота прилягають до водоймища або водотоку; • рівень ґрунтових вод близький до поверхні болота; • у водному живленні переважають поверхневі і ґрунтові води – постачальники мінеральних біогенних речовин; • це евтрофні болота – багаті та споживчі речовини; для низинних боліт наявні евтрофні рослини, вибагливі до мінеральних речовин – вільха, береза (іноді ялина), осоки, очерет, рогоз, бобівник, зелені мохи.33 Верхові болота суттєво відрізняються від низинних за наступними показниками: • мають потужний шар торфу; • мають випуклу поверхню; • в гідрологічному режимі і живленні верхових боліт переважають атмосферні опади; • бідні на мінеральні біогенні речовини – це оліготрофні болота; • для них характерні оліготрофні рослини, невибагливі до мінеральних речовин – сосна, багно болотне і вереск (чагарнички), пухівка, росичка, сфагнові мохи; • утворюються верхові болота звичайно на вододілах, а також в інших місцях у результаті еволюції низинних боліт. Верхові болота поділяють на два підтипи: 1)лісові, покриті килимом сфагнового моху і сосною, модриною; 2)пасмово-мочажинні, що мають довгі гряди з купинами торфу і зниження – мочажины, які покриті сфагновим мохом і заросли трав’янистою рослинністю. Перехідні болота. Займають проміжне положення, які характеризуються: • плоскою або слабовипуклою поверхнею; • є мезотрофними болотами – мінеральне живлення помірне; • мають мезотрофну рослинність – найбільш типові рослини таких боліт – береза (іноді сосна), осоки, журавлина, сфагнові мохи. Класифікація боліт за геоморфологічними умовами (географічна класифікація). За місцем топографічної прив’язки до земної поверхні болота можна поділити на: • заплавні; • долинні; • плавневі (дельтові); • староруслові; • притерасні; • схилові (висячі).

52. ГІРСЬКО-ПОКРИВНІ ЛЬОДОВИКИ – це льодовики перехідного зледеніння від покривного до гірського, для яких притаманні риси обох цих типів зледенінь. Характеризуються наявністю льодовикових куполів і льодових плато на вододілах, від яких у різні боки відходять льодовики, що заповнюють долини. Лід по перевалам може перетікати з однієї долини в іншу – утворюється складний сітчастий малюнок зледеніння. Цей тип зледеніння є на о-вах Шпіцберген, Алясці, Канадському Арктичному архіпелазі, о. Нова Земля, Патагонських Андах та ін. регіонах. Лід розділяється лише гребенями хребтів або окремими зубчатими піками скелястих вершин – нунатаками. Виділяється 3 підтипи гірсько-покривних льодовиків. 2.1 Передгірські льодовики – широкі льодовикові лопаті на передгірських рівнинах, що утворюються за рахунок злиття різних льодовикових потоків з одним або сусідніми областями живлення (рис. 10). Формуються в областях з морським і дуже вологим кліматом. Найяскравіший приклад – льодовик Сьюард-Маласпіна (хр. Св. Іллі, Аляска), який має ширину 80 км і 40 км довжину передгірського язика, спускаючись до затоки Аляска (рис. 10).2.2. Льодовики плато – слабковипуклі сніжно-льодові поля на плосковершинних масивах з короткими лопатями і вивідними льодовиками, що спускаються по долинах на схилах масивів (Скандинавські гори та ін. регіони).2.3. Льодовики патагонського типу – гірські льодовики, що стікаючи з льодовикових плато, утворюють довгі і вузькі язики, спускаючись у фіорди або передгірські озера. Поширені в Патагонських Андах звідки й назва.

53. Визначення поняття “болото”. Генезис боліт Болотознавчі терміни та поняття. В географічній науці склалися 2 підходи щодо тлумачення терміна «болото», вкладаючи в нього або широкий, або вузький зміст. У широкому тлумаченні болото — це надлишково зволожена із застійним водним режимом ділянка Землі, на якій відбувається нагромадження органічної речовини у вигляді недорозкладених залишків рослинності. У більш вузькому змісті болото ототожнюють з торфовищем, тобто надмірно зволоженою ділянкою земної поверхні, що має шар торфу товщиною не менш 30 см і покритою специфічною рослинністю. Надмірно зволожені земельні площі із шаром торфу товщиною менш 30 см або з повною його відсутністю зовсім називають – заболоченими землями.Не зважаючи на подібні розбіжності загально прийнятим є перший підхід за яким до боліт слід відносити не лише торф’яні болота – торфовища, але і заболочені ліси, луги, ділянки тундри й ін., тобто заболочені землі, що не мають добре вираженого шару торфу. Для такого широкого тлумачення терміна «болото» є 2 підстави: 1)на багатьох заболочених землях спостерігаються початкові фази формування шару торфу, що в умовах холодного клімату може пояснюватись малою інтенсивністю приросту органічної речовини, а в умовах жаркого клімату – великою інтенсивністю його розкладання; тому не відносити до боліт заболочені землі означало б не враховувати генетичної єдності цих об'єктів; 2)до боліт доцільно33 віднести величезні простори заболочених тропічних лісів, приморських солонувато-водних маршів або мангрових боліт (торфу в них звичайно або мало або немає зовсім), оскільки всі ці об'єкти поєднує надлишкова застійна зволоженість. У противному випадку ці природні об'єкти, що безсумнівно відносяться до водних, випали б з поля зору гідрології. Генезис боліт. Болота виникають 2 шляхами: 1)шляхом заболочування суші (головний вид утворення боліт) і, 2)шляхом заростання (заболочування) водойм. Заболочування суші властиво багатьом природним зонам земної кулі. Можна виділити два основних види заболочування суші: • затоплення території – обумовлене двома причинами: 1)перевагою опадів над випаруванням при відсутності хорошого дренажу (так утворюються болота в тропічних лісах, у тундрі), часто в умовах надлишкового або навіть помірного зволоження болота виникають на плоских вододільних просторах при слабкому відтоку води; 2)затопленням території поверхневими водами (водами рік, озер, морів) в умовах зниженого рельєфу прилягаючої місцевості (так утворюються болота на берегах рік і озер, припливних морів). • підтоплення території звичайно зв’язано з підвищенням рівня ґрунтових вод, що викликається якими-небудь штучними заходами: спорудженням водоймищ, надлишковим зрошенням, уздовж насипів залізничних або шосейних доріг, які порушують природний стік

тощо.Заростання або заболочування водоймищ властиве для умов помірного і теплого клімату. Воно звичайно починається з берегів. На дні водойми відкладаються глинисті часточки, осідають залишки водних організмів (планктону і бентосу), що поступово перетворюються в органічний мул – сапропель. Водойма мілішає, у ньому поселяються вищі рослини: спочатку занурені (рдест, кушир), потім латаття з листами, що плавають, а пізніше очерет, рогоз. Неповне розкладання рослинних залишків приводить до утворення торфу. Від водойми залишаються невеликі «вікна» води, потім і вони заростають. Поступово водойма перетворюється в болото. Часто описаний процес супроводжується утворенням на поверхні водойми хиткого килима («зибун», «сплавина») з кореневищ рослин. У такому випадку заростання водойми йде з усіх боків — із дна, з берегів і з поверхні. Болота поширені на Землі повсюдно: у різних кліматичних зонах і на більшості континентів. Загальна площа торф’яних боліт на земній кулі близько 2,7 млн. км2 (за даними Е. Я. Каца – до 3,5 млн. км2), або близько 2% площі суші. У них зосереджено близько 11,5 тис. км3 води, або 0,03% прісних вод гідросфери. Найбільш заболочені материки – Південна Америка і Євразія.

54. Водосховище - це штучно створена водойма для збереження води і регулювання стоку. Найбільшого поширення одержали водоймища, створювані в долинах природних водотоків будівництвом водопідпірних споруд (гребель, шлюзів і т.п.) На ділянці вище водопідпорної споруди (греблі) підвищуються рівні й акумулюються великі об'єми води, що використовуються для господарських цілей. Довжина водоймища дорівнює дальності поширення підпора від греблі. Водоймища класифікують по ряду ознак. Виділяють п'ять основних типів водоймищ: рівнинні, передгірні, гірські, озерні, наливні. Рівнинні водоймища характеризуються наступними ознаками: щодо великою площею поверхні води, невеликими максимальними (15-25 м) і середніми (звичайно 5-9 м) глибинами, невеликим спрацюванням (у межах 2-7 м), інтенсивними процесами переробки берегів, складених здебільшого пухкими розмивними породами. Ці водоймища, як правило, мають велику ємність і використовуються комплексно. У результаті підйому рівня води, викликаного спорудженням греблі на рівнинних ріках, для яких характерні невеликі ухили, затоплюються великі площі, у тому числі цінні для сільськогосподарського виробництва заплавні землі, луки, пасовища, а також ліси, виникає необхідність переносу населених пунктів і важливих об'єктів. Внаслідок підвищення рівня ґрунтових вод відбувається підтоплення значної частини пов'язаною з водоймищем території. Крім того, при спорудженні водоймищ на рівнинних ріках утворяться мілководні ділянки, що, не представляючи інтересу з погляду регулювання стоку через їхній малий об'єм, істотно збільшують утрати води на випар, а також схильні заростанню, заболочуванню, замуленню, негативно впливають на якість води у водоймищі. Тому нормативні рівні й об'єм рівнинних водоймищ лімітуються різними умовами і призначаються на основі техніко-економічного аналізу. До цього типу водоймищ можна віднести Печенізьке, Каховське й ін. Водоймища передгірних і плоскогірних областей характеризуються великими глибинами (до 70-100 м і більше), значним спрацюванням (до 10-20 м), порівняно невеликою інтенсивністю переробки берегів, незначним затопленням і підтопленням території.Для гірських водоймищ характерні великі глибини (нерідко більш 100 м) і спрацювання (до 100 м і більш). Затоплювана площа, підтоплення, переробка берегів, фільтрація з водоймища незначні. Поперечний профіль долини гірських рік звичайно збігається з річищем, він може мати вид вузького каньйону; схили берегів круті, нерідко східчасті, річище слабозвивисте, без заплави; при спрацьовуванні34 водоймища площа поверхні води змінюється плавно. У цих умовах для створення великої ємності необхідно зведення високої греблі. Гірські ріки мають великі ухили і швидкості плину води, транспортують великі фракції наносів, що приводить до замулення водоймищ. До цього типу відносяться більшість водоймищ Східного Сибіру і Далекого Сходу, деякі водоймища Криму, Карпат, Уралу, Кавказу і Центральної Азії

Озерні водоймища створюють шляхом спорудження греблі на річці, що витікає з озера, і підпор, викликаний греблею, поширюється на озеро. Перевага цих водоймищ полягає в тому, що при незначному підпорі і невеликій площі затоплення земель у них можна акумулювати великі об'єми води. До водоймищ озерного типу відносять Іркутське, Бухтарминське, Верхньо-Свирське й ін. Наливні водоймища частіше усього споруджують шляхом використання природних улоговин і обвалування понижених ділянок територій поблизу річки. Застосовують їх головним чином при зрошенні земель і будівництві гідроакумулюючих електростанцій (ГАЕС). В якості прикладів такого типу водоймищ можна назвати Велике на Великому Ставропольському каналі, Катта-Курганське поблизу р. Зеравшан, Хаузханське на Каракумському каналі, Тбіліське й ін. Водоймища класифікують також по площі водної поверхні й об'єму. Штучну водойму невеликих розмірів і площею водяної поверхні менше 1 км2 називають ставком. Існують і інші класифікації водоймищ; по глибинах, конфігурації, термічному режиму і т.д.

55.Для льодовиків, як і для інших водних геосистем, притаманний баланс води у твердому стані, тобто – льоду. Котляковим В.М. і Голубєвим Г.М. дане рівняння балансу льоду в глетчері. Ліва половина балансу представлена статтями живлення льодовика, права – статтями його розвантаження.

х + ух + улав + zконд = yст + zвип + ∆и

Доходна частина балансу льоду складається зі статей, які показують живлення глетчера:

1. х – атмосферні опади (в основному опади тверді, але є й рідкі);

2. ух – хуртовинний переніс снігу;

3. zконд – конденсація водяної пари в тверду фазу;

4. улав – лавинний переніс снігу.

Пропорція поміж окремими статтями живлення льодовиків залежить від розмірів і морфогенетичного типу глетчера, його орографічної приуроченості до певних ділянок земної поверхні. Так Котляковим В.М. встановлено, що для великих складних гірських льодовиків 80% від загальної акумуляції становлять атмосферні опади, на хуртовинний переніс припадає – 15%, живлення лавинами – до 5%. Живлення невеликих за розмірами льодовиків (карових, висячих, відроджених тощо) характеризується майже протилежною картиною: частка атмосферних опадів дорівнює 20-30%, хуртовинного переносу зростає до 50-60%, лавинного надходження снігу – до 20%.

Витратна частина балансу льоду. Її статті показують те, куди лід витрачається з льодовика (процес абляції):

1. уст – стік талої води з глетчера; поділяється на підлідний, внутрішньолідний та поверхневий; на перші два припадає не більше 5% загального стоку воду, тому поверхневий стік – головна стаття абляції;

2. zвип – випарування снігу й льоду;

3. + ∆и – зміни маси льодовика за інтервал часу.

Абляція (витрачання) льоду також може відбуватись за рахунок механічної абляції – здування снігу вітром з поверхні льодовика. До механічної абляції також слід віднести відколювання льоду від кінців глетчера – льодові обвали з шельфових, вивідних та висячих льодовиків.

Внаслідок сукупної абляції поверхня льодовика набуває хвилястого зовнішнього вигляду. На поверхні можуть бути розвинені жолобки, в яких влітку й удень протікають струмки талої води, а вночі вони замерзають (рис. 31). Влітку поверхня льодовика розкривається, сніг тане на його поверхні, тріщини виступають ззовні. Взимку льодовик покритий сніговим покривом.

В області живлення спостерігається позитивний баланс льоду, нижче кліматичної снігової лінії – негативний.

56. З точки зору геосистемної парадигми під льодовиком слід вважати – особливу водну геосистему, як складне просторово-часове і системне утворення, головним компонентом якого є вода переважно у твердому агрегатному стані – глетчерному льодові.

Льодовики входять до складу хіоносфери. Хіоносфера – частина тропосфери, в межах якої сніговий баланс позитивний і відбувається накопичення твердих (снігу) атмосферних опадів у холодну пору року, які потім перетворюються у глетчерний лід і формують льодовики. Нижньою межею хіоносфери є – кліматична снігова лінія.35

Кліматична снігова лінія – середньорічне положення снігової лінії, вище якої баланс снігу позитивний (накопичується більше ніж може розтанути). Нижче від неї, сніг що випав протягом зими повинен розтанути упродовж теплої пори року.

Місцева або істинна снігова лінія – найвище за рік (на кінець літа) положення межі між снігом і льодом на земній поверхні.

Сезонна снігова лінія – межа між поверхнею покритою снігом та вільною від нього. Притаманна як рівнинам, так і горам.

Вивчення поширення льодовиків на нашій планеті – це питання територіальної організації системи сучасного зледеніння та гляціологічного районування. Районуванням льодовиків займались багато авторів – Альман Х, Авсюк Г.А. (1955, 1956), Бут І.В. (1963), Кренке А.М. (1963), Котляков В.М. (1969), Тушинський Г.К. (1973), Ллібутрі Л. (1956) та інші. В основу різних схем районування бралися такі показники – температура льодовиків і їх широтне положення, кліматичні умови існування льодовиків, циркуляція атмосфери й сучасний розподіл глетчерів, джерела живлення льодовиків, макрорельєф земної поверхні.

Для територіального аналізу найбільш важливим аспектом є сучасне поширення льодовиків на материках і островах Землі. Таким чином реалізується регіональний принцип гляціологічного районування (Долгушин, Осіпова, 1989), тому й будемо спиратись на підходи цих авторів. За найбільші регіони приймаються материки з прилягаючими до них островами, далі в межах материків виділяються великі орографічні системи і їх частини. В географічному положенні сучасних центрів зледеніння зручно поєднуються як основні джерела живлення, так і приуроченість до великих форм рельєфу.

Для опису густоти зледеніння території може бути застосований показник коефіцієнту зледеніння земної поверхні – відношення загальної площі льодовиків до площі певної території, яке може бути (Коз = ∑Sоз / Sтрт). вираженим у частках або відсотках:

Клд = ∑Sлд / Sтерит

Найбільшим зледенінням відрізняються райони з добрим зволоженням, холодним кліматом, значної припіднятістю. Найвищий коефіцієнт зледеніння притаманний для півночі Антарктиди, о. Гренландії, о-вів Канадського Арктичного архіпелагу, пів-ову Аляска, Анд (особливо в південній частині), гір Центральної Азії (Гімалаї, Каракорум, Гіндукуш, Памір, Тянь-Шань, Кунь-Лунь, нагір’я Тібет, Алтай), Великого Кавказу, Альп, о. Ісландії, о-вів Арктики (Шпіцберген, Нова Земля, Франца-Іосіфа, Північна Земля).

57.Особливості будови торф’яного болота. Торф’яне болото – перед усім верхове болото. Уся товща торфу в болоті називається торф’яним покладом. Торфовище має багатошарувату будову, як наслідок процесу поступового нагромадження торфу і підвищення поверхні болота.

У межах торф’яного покладу виділяють 2 шари – інертний і діяльний, а також рівень ґрунтових вод.

Інертний шар торфовища – глибинний. Має наступні риси організації:

• лежить на мінеральному дні і складає основну товщу торф’яного покладу;

• інертний шар має дуже слабкий водообмін з вище розташованими шарами торфу і з навколишнього болота землями;

• відрізняється постійним або малозмінюваним вмістом води в торфі;

• великий вміст води – до 91-97%, так як тут зосереджені грунтові води;

• дуже мала водопроникність;

• відсутність доступу кисню в пори торфу, відсутність аеробних бактерій і мікроорганізмів (постійно присутній “запах гниття”);

• товщина інертного шару змінюється від нуля біля границь болота до максимальних глибин торф’яних відкладів (до 18-20 м).

Діяльний (активний) шар. Лежить над інертним шаром і є поверхневим. Відрізняється такими рисами:

• характерний деякий зовнішній вологообмін торф’яного покладу з атмосферою і навколишніми територіями;

• змінюється вміст вологи в торфі, її значно менше ніж в інертному шарі, тому що діяльний шар розташований вище рівня грунтових вод;

• упродовж року відбуваються коливання рівня ґрунтових вод;

• притаманна підвищена водопроникність і водовіддача;

• періодичне надходить повітря в пори торфу, що веде по концентрації великої кількості аеробних бактерій і мікроорганізмів, що сприяють розкладанню частини відмираючого рослинного покриву і перетворенню його в торф;

• наявність у верхній частині живого рослинного покриву;

• нижній горизонт діяльного шару приблизно відповідає середньому багаторічному мінімальному рівню болотних ґрунтових вод.36

• товщина діяльного шару – від 40 (мохово-трав’янисті частини боліт) до 80-95 см (лісові низинні болота); товщина діяльного шару більша на підвищених і менша на знижених елементах рельєфу болота.

Водний баланс болота. Складається з доходної частини, що включає атмосферні опади, приплив поверхневих і підземних (ґрунтових) вод. Витратна частина включає випарування (включаючи транспірацію рослинністю), поверхневий і підземний відтік води з болота.

Джерелами живлення боліт служать: атмосферні опади, поверхневий і підземний стік з-за меж болота. У верхових і низинних боліт співвідношення цих джерел живлення різне: верхові болота живляться в основному атмосферними опадами, низинні – поверхневими і підземними (ґрунтовими) водами.

Водний режим боліт. Зумовлений змінами в часі співвідношень між складовими водного балансу болота. Для торф’яних боліт в умовах помірного клімату типовим є наступний водний режим боліт:

• весняний час – йде поповнення запасів вологи в основному за рахунок сніготанення. Рівень болотних ґрунтових вод навесні підвищується, досягаючи максимальних значень в квітні – травні;

• літо – відбувається витрата вологи в основному шляхом випарування і частково поверхневого стоку; мінімальні рівні болотних ґрунтових вод спостерігаються в липні – вересні;

• восени – спостерігається деяке поповнення запасів вологи в болоті і супутнє підвищення рівня ґрунтових вод в період осінніх дощів;

• взимку відбувається деяка втрата запасів вологи, однак вона є дуже невеликою (випарування майже відсутнє, стік знижується майже до нуля внаслідок промерзання діяльного шару на всю глибину або значне зниження рівня ґрунтових вод). Мінімальні рівні болотних ґрунтових вод спостерігаються в лютому – початку березня.

58. Як правило, у будові більшості льодовиків виділяється 2 морфогенетичні області: область живлення (акумуляції) – тут йде накопичення снігу, фірну і перетворення його в глетчерний лід; 2)область абляції (витрачання льоду) – в цій зоні пересунутий нижче кліматичної снігової лінії лід переважно тане.

Характеристика області живлення. В області живлення сніг перетворюється на лід, що відбувається упродовж кількох стадій.

1. Накопичення снігу в холодну пору року. Свіжий сніг, який щойно випав формує сніговий покрив, що складається зі сніжинок та уламків самих різноманітних форм і розмірів. Сніг характеризується незначною щільністю – від 0,05 до 0,45 г/см3, що позначається на високій пористості початкової льодової маси – до 50-90% (саме такий об’єм займає повітря).

2. На другому етапі сніг під своєю тяжкістю рекристалізується, сніжинки дробляться й більш тісно упаковуються, снігова маса стискається, частково тане і змерзається (особливо влітку), тут же замерзає й та вода, яка надійшла з поверхні. У підсумку рихлий випавший сніг перетворюється на зернистий сніг.

3. Утворення фірну. Фірн виникає з зернистого снігу. Фірн – конгломерат безформенних зерен льоду величиною 0,5-5 мм. Внаслідок триваючого стискання зростає і щільність льодової маси до 0,40-0,83 г/см3. Влітку в області живлення фірнова частина льодовика чітко відділяється фірновою лінією від вже сформованого глетчерного льоду.4. На останньому етапі подальше ущільнення фірну призводить до появи – льодовикового (глетчерного) льоду. Такий лід має найвищу щільність – до 0,91 г/см3, тому що закриваються проміжки поміж зернами фірну.

Характеристика області абляції. В цій області льодовик розвантажується. Форми витрачання льоду напряму пов’язані з морфогенетичними типами льодовиків. У гірських долинних льодовиків в області абляції розташовується язик – видовжений глетчерний потік, пластичний, який може рухатись. Витрачання льоду зумовлене – надмірним його накопиченням в області акумуляції і зміщенням льоду під дією сили тяжіння Землі вниз, де він поступово тане. Висячі гірські льодовики, шельфові та вивідні покривні льодовики розвантажуються переважно за допомогою льодових обвалів – відколювання брил глетчеру і їх падіння або на днище гірської долини або у водоймище (озеро, Світовий океан).

Будова льодовику також відрізняється значною складністю й різноманітністю. Головними рисами системної організації льодовиків є наявність в тілі глетчеру гідрографічної сітки, тріщин, льодових новоутворень, моренних наносів.1. В тілі великих за розмірами льодовиків є складна гідрографічна сітка – система взаємопов’язаних порожнин, гротів, тріщин, колодязів, каверн, які повністю або частково заповнені водою, також лінзи води. На поверхні можуть бути тимчасові струмки талої води, що замерзають вдень. Наприклад, з гротів, які знаходяться на контакті глетчеру зі своєю підошвою можуть витікати вже сформовані водотоки – підльодні ріки (рис. 23).

2. В тілі рухливих льодовиків завжди присутні тріщини, які зумовлені різними причинами і мають різну морфологію (рис. 24): 1)поперечні – виникають на нерівностях підльодного ложа (виступів рельєфу), тут формуються льодоспади (в західній літературі їх називають – сераки); 2)повздовжні – утворюються в місцях розширення долини; 3)діагональні – виникають внаслідок різних швидкостей руху льодовика у вісьовій і периферійній зоні; 4)бергшрунд – дугоподібні тріщини, що обмежують верхні краї фірнових полів і вони37 відділяють рухливу частину льодовика від сніжно-льодового покриття скель, які оточують глетчер (рис. 25).

3. На поверхні льодовику можуть бути розвинуті поверхневі новоутворення (рис. 26) – льодяні останці, льодяні гриби, нахилені вузькі брили білого льоду (форма, яка нагадує пози людей на покаянній молитві). Останні утворюються в умовах значної сонячної радіації і танення поверхневого льоду (поширені в Андах, на Памірі, Каракорумі, в Гімалаях). Огіви – дугоподібні борозни, що виникають через різну інтенсивність абляції льодовика, частини якого відрізняються різним кольором та забрудненістю поверхні (рис. 12, праве фото).

4. До складу льодовиків входять і тверді гірські породи уламкового вигляду – морена. Вона буває – боковою, придонною, внутрішньою, серединною (особливо помітна в складних гірсько-долинних льодовиках), поверхневою (рис. 27, 28, також 9, 12). Переміщена морена може бути – береговою (відкладається по боковому краю льодовика) і кінцевою (формується перед краєм язика глетчера) (рис. 28).

На поперечному перерізі льодовики мають чашеподібну форму, увігнуту, з нерівною поверхнею. Нерівність льодової поверхні зумовлена таненням льодовика у верхньому діяльному шарі, неоднаковою інтенсивністю танення глетчера. За багато років сталого існування формується стійка просторово-часова та системна організація льодовиків.

59. Класифікація озер за розмірами. Показник – площа озер. Всі озера поділені на 4 типи:

• дуже великі – площа понад 1000 км2;

• великі – площа від 101-1000 км2;

• середні – площа 10-100 км2;

• малі – площа менше 10 км2.

Класифікація озер за постійністю. Всі озера поділені на 2 групи – постійні і тимчасові (пересихаючі, заповнюються вожою лише у вологі періоди року).

Класифікація озер за характером водообміну. Поділяються на 2 типи:

• стічні озера – частина води з таких озер скидаються разом з рікою, що витікає з водоймища (наприклад, Байкал, Онезьке, Вікторія, Ладожське та багато інших); частинним випадком стічних озер є проточні озера – в такі озера головна ріка втікає і витікає, таким чином, відбувається транзитний стік ріки (наприклад, озера Чудське, Зайсан, Сарезське тощо);

• безстічні озера – отримують лише стік ззовні, витрачаючи воду на випарування, інфільтрацію і штучний водозабір, із озера поверхневий стік, у вигляді ріки відсутній (наприклад, озера Каспійське і Аральське моря, Іссик-Куль, Балхаш, Чад та ін.

Термічна класифікація озер. Запропонована Ф.Форелем (1895), за критеріями температурного річного режиму та закономірностей розподілу температури у воді з глибиною (так звана температурна стратифікація). Виділено 3 типи озер:

• полярні (або холодні) озера – мають температуру на протязі року нижчу +4°С, з переважанням зворотньої температурної стратифікації, коли температура зростає у напрямку до дна;

• помірні (або озера помірних широт) – характеризуються: влітку – температурою понад +4°С і прямою температурною стратифікацією (температура води до дна знижується, а вода тепліша у поверхневій частині озера), взимку – температурою води нижче +4°С і зворотньою температурною стратифікацією;

• тропічні (або теплі) озера з температурою упродовж усього року вищою за +4°С і переважанням прямої температурної стратифікації.

Класифікація озер за мінералізацією. Розроблена відповідно до загальної класифікації природних вод за мінералізацією. Озера поділяються на три типи:

• прісні (або прісноводні) – солоність становить менше 1‰;

• солонуваті – солоність дорівнює від 1 до 25‰;

• солоні – солоність понад 25‰; такі озера ще називають соляними або мінеральними. Серед солоних озер виділяється підтип:

• рапні озера – відрізняються дуже великим вмістом солей; наприклад мінералізація озер Ельтон, Мертве море, Баскунчак, Велике Солоне становить 200-300‰.

Класифікація озер за хімічним класом. Критерієм, за яким систематизовані озера за цим показником, є переважання одного або групи іонів солей у воді. В залежності від хімічного класу води озера поділяються на наступні типи: гідрокарбонатні, сульфатні, хлоридні, кальцієвої, магнієвої та натрієвої груп.

Класифікація озер за структурою доходної частини водного баланса. Критерій систематизації озер тут такий – співвідношення між складовими доходної частини рівняння водного баланса. Виділяються 3 типи озер:

• приточні озера – у таких озер, притік води з водозбору переважає над опадами (крупні озера посушливих та північних районів, озера Женевське, Онежське, Аральське море, Севан, Балатон та ін.);38

• нейтральні озера – поверхневий притік і опади дорівнюють один одному;

• дощові озера – живлення озер відбувається на основі переважно рідких атмосферних опадів (система Великих Американських озер, озера Вікторія, Танганьїка, Ньяса).

60.Режим льодовика – характер зміни його об’єму (маси) і форми які проявляються в наступанні та відступанні льодовика. Режим залежатиме від балансу льоду в льодовику. Відомі 3 можливі варіанту динамічних станів глетчерів: стабільності, наступання та відступання.

Стабільний льодовик – явище, що виникає за умов нульового балансу льоду. Відступаючий льодовик – абляція у них вища за акумуляцію, льодовик скорочується у довжині, масі і об’ємі, змінюється морфологія, активно формуються акумулятивні морення відклади. Причиною тому є в основному зміна кліматичних умов – потепління клімату. Наступаючий льодовик – характеризується тим, що акумуляція переважає над абляцією, льодовик збільшується у довжині, розмірах, масі, екзарація домінує.

Наступання льодовиків звичайно спостерігається в холодні й вологі періоди, відступання – в теплі й сухі. Коливання льодовиків проявляється й у сучасну геологічну епоху. Коливання льодовиків, таким чином має кліматичну природу. Наприклад наступання льодовиків відмічалось в 7-9 століття до Р.Х., 2-8 ст., з кінця 12 до початку 13 ст., 16-18 ст, наприкінці 19 ст., особливо сильне наступання було в 1907-1913 рр. В проміжки між цими періодами відбувалося або стабілізація, або відступання глетчерів, аж до майже повної деградації (як це було в Альпах упродовж 9-12 ст.). Для сучасних глетчерів характерне відступання або стабілізація, що пов’язується з потеплінням клімату у 20 ст.

Рух льодовиків – переміщення завжди в одному напрямі самих мас льоду. Самим важливим науковим питанням, при цьому, є проблема – причин руху твердих льодових мас.

Гляціологами описані кілька наступних причин руху льодовиків:

• пластичність самого льоду;

• дія сили тяжіння Землі, яка спричиняє переміщення глетчера за нахилом земної поверхні;

• нахил земної поверхні (ложа льодовика) і поверхні самого глетчера;

• температура самого льоду – чим вища, тим вільніше рухається льодовик, при цьому, пластичною є нижня зона, а верхня жорсткіша – тому тут і можуть виникати різні тріщини;

• підвищена температура повітря навколо льодовика;

• наявність плівки талих вод між підошвою льодовику та гірськими породами його ложа; плівка виконує роль “мастила”, яке зменшує силу тертя льоду по поверхні твердого ложа;

• велика потужність самого льодовику і тиск самої льодової маси;

• час – вдень, влітку і в фазу наступання льодовик рухається швидше, ніж вночі, взимку та при відступанні.

Рух мас льоду відрізняється від руху води річок або течій у Світовому океані. Рух глетчерів є брилевим за допомогою сковзання блоків льоду уздовж ложа, а також наявний й в’язко-пластичний рух льодових мас.

У товщі льодовика максимальні швидкості руху спостерігаються в двох зонах: 1)центральній частині глетчера; 2)на поверхні льодовику. З наближенням до підошви глетчера швидкості руху льоду звичайно швидко зменшуються.

Морфологічним результатом руху льодовику – є його розтріскування, деформації (стискання та розтягнення), відривання деяких блоків й поховання під плащем морени тощо.

Роль льодовикового покриву планети найзручніше зрозуміти можна через з’ясування зв’язків льодовиків з іншими різноманітними геосистемами.

1. Льодовик і гідросфера. Льодовиковий стік є складовою поверхневого стоку, льодовики є частиною загального та регіональних кругообігів води у природі. Як одна з водних геосистем, льодовики виступають акумуляторами прісної й питної води.

2. Льодовики й літосфера. Льодовик виконує значну екзогенну геологічну роботу. Руйнівна робота глетчерів (екзарація) полягає в постійній руйнації гірських робіт і їх винесення за межі свого поширення.

3. Льодовики й рельєф. Виконуючи екзараційну та акумулятивну роботу льодовики змінюють морфологію земної поверхні, формуючи гляціальний тип рельєфу. До екзараційних відносяться такі форми як кари, цирки, трогові долини, баранячі лоби тощо, до акумулятивних – моренні пасма, горби, зандрові піщані рівнини та ін.

4. Льодовики й клімат. Льодовики є продуктом клімату, проте й активно впливають на нього у зворотному напрямі. Льодовиковий покрив завжди спричиняє охолодження клімату, над ним формуються низхідні потоки атмосферного повітря, що дає початок потужним антициклонам й баричним максимумам. Особливо відзначається льодовиковий щит Антарктиди, який бере участь у структуризації загальної циркуляції атмосфери в полярних широтах південної півкулі. Льодовики беруть участь у регуляції теплового балансу планети. Прохолодним навколо льодовиків є й мікроклімат.39

5. Льодовики й поверхневі води. Стікання талих льодовикових вод в річки є причиною появи особливого виду живлення постійних водотоків – льодовикового. Для рік, які беруть початок у високих горах, цей вид живлення має першочергове значення. Танення льодовиків переважно влітку визначає повідь на цих ріках виключно в теплу пору року. Також прориви льодових озер (на поверхні або в тілі льодовиків) можуть спричиняти катастрофічні паводки й селі на ріках гірських районів, а наявність вузьких долин, ще й посилює дані явища природи. В результаті екзарації й нерівномірної акумуляції морени, льодовики стають причинами утворення озерних котловин, тоді виникають – карові, трогові, моренно-акумулятивні. Льодовики також впливають на температуру й солоність вод Світового океану.

6. Льодовики й біота. На перший погляд, льодовики – це повна відсутність, будь-яких придатних умов до життя. Проте, це не зовсім так. Наприклад, на поверхні морени зустрічаються мохи, лишайники, рідкі трав’янисті рослини, з якими своє життя пов’язують мухи, павуки та інші комахи. На чистій поверхні льоду можуть розвиватись мікроскопічні водорості – десмідієві, діатомові, зелені, синьо-зелені, які забарвлюють поверхню глетчерів в різні кольори – малиновий, рожевий, фіолетовий. Верхня межа розвитку цих форм життя – близько 5 км над рівнем моря.

7. Льодовики й людина. Для суспільства глетчери являють різноманітний інтерес: 1)льодовики є об’єктом вивчення гляціології, а тому вони набувають гносеологічної та прикладної важливості; 2)льодовики є потенційним і реальним джерелом питної води; 3)льодовики й гідрологічні процеси з ними пов’язані можуть викликати надзвичайні ситуації (селі, високі паводки); 4)льодовики є цікавим об’єктом пізнавального та спортивного туризму.

63.Підземні води класифікують за різними характеристиками і показниками їх організації.

Топографічна класифікація підземних вод. В основі лежить показник розташування вод земної кори відповідно до провідних геоструктур. Виділяють 2 типи підземних вод:

• підземні води суходолу, які мають найкращу дослідженість;

• підземні води під океанами та морями; вивчені погано.

Класифікація підземних вод за характером вміщуючих воду ґрунтів. За характером ґрунтів, які вміщують воду, підземні води поділяються на:

• порові – залягають у пухких пористих ґрунтах;

• пластові – залягають у шарах осадових гірських порід;

• тріщинні – залягають у щільних, але тріщинуватих осадових, магматичних і метаморфічних гірських породах; різновидом слід вважати – тріщинно-карстові води;

• тріщинно-жильні – залягають в окремих тектонічних тріщинах;

Класифікація підземних вод за гідравлічними умовами. Підземні води поділяють на 2 типи:

• напірні (артезіанські і глибинні) – фонтанують під дією гідростатичного тиску;

• безнапірні (ґрунтові).

Класифікація підземних вод за температурою. Підземні води поділяються на 6 типів:

• винятково холодні (нижче 0°С);

• досить холодні (4-20°С);

• теплі (20-37°С);

• гарячі (37-42°С);

• досить гарячі (42-100°С);

• винятково гарячі (понад 100°С).

Окремо виділяються термальні води – води з температурою більше 20°С. Якщо такі води мають лікувальне значення (звичайно це води і специфічного хімічного складу), їх називають “термами”.

Класифікація підземних вод за мінералізацією. Підземні води, як і всі природні води, поділяють на:

• прісні (до 1%о);

• солонуваті (1-25°/оо);

• солоні (25-50°/оо);

• розсоли (більш 50°/оо).

64.В залежності від фізичного стану, рухливості і характеру зв’язку з ґрунтом виділяють кілька видів води в ґрунтах: хімічно і фізично зв’язана, капілярна, вільна (гравітаційна), вода у твердому і пароподібному стані.

1. Хімічно зв’язана вода утримується усередині мінералів, вступаючи з ними в більш-менш міцний зв’язок. Вода входить до складу гіпсу CaSO4•2H2O, мірабіліту Na2SO4•10H2O, соди Na2CO3•10H2O. Хімічно зв’язана вода може бути виділена з мінералів лише при високій температурі. У круговороті води в природі вона участі не приймає, і тому до складу підземних вод, досліджуваних гідрогеологією її не включають.39

2. Фізично зв’язана вода утримується на поверхні мінералів і часток ґрунту молекулярними силами і може бути вилучена з ґрунту тільки при температурі не менше 90-120°С. Цей вид води поділяють на 2 підтипи:

• гігроскопічна вода утворюється внаслідок адсорбції частками ґрунту молекул води; на поверхні часток гігроскопічна вода утримується молекулярними й електричними силами; властивість ґрунту утримувати гігроскопічну воду називають гігроскопічністю, яка буває неповною, коли волога не утворює навколо часток ґрунту суцільного шару товщина шару води складає 1-3 молекули), і максимальною (товщина шару води – 10-20 молекул);

• плівкова вода утворює плівку поверх гігроскопічної води, коли вологість ґрунту стає вище його максимальної гігроскопічності. Ця вода може пересуватися від однієї частки ґрунту до іншої: від місць, де товщина плівки більше, до місць, де її товщина менше.

Фізично зв’язана вода, як і хімічно зв’язана, у круговороті води в природі практично участі не приймає, і тому до об’єктів підземних вод, що вивчає гідрогеологія, не включається.

3. Капілярна вода утворюється в порах ґрунту після насичення їх плівковою водою, заповнює пори і тонкі тріщини і переміщується в них під дією капілярних сил. Капілярну воду в порах ґрунту поділяють на три підвиди:

• капілярно-підвішену – утворюється у верхній частині ґрунтового шару, що живиться атмосферними опадами і не зв’язану з нижче розташованими ґрунтовими водами;

• капілярно-підняту – розташовується у вигляді капілярної зони (“капілярної кайми”) над рівнем ґрунтових вод і верховодки;

• капілярно-роз’єднану, що знаходиться в іншій товщі ґрунту.

Капілярна вода грає досить важливу роль у насиченні ґрунтів водами, живленні ґрунтових вод і рослин. Капілярна вода через поверхню ґрунту або листи рослин випаровується. Капілярна вода бере участь у круговороті води в природі і її включають до складу підземних вод, досліджуваних гідрогеологією.

4. Вільна (гравітаційна) вода – це вода в рідкому виді знаходиться в порах і тріщинах ґрунту і рухається під впливом сили тяжіння і градієнтів гідростатичного тиску. Обсяг вільної води в насиченому водою ґрунті залежить від його гранулометричного складу, кількості і розміру пор. У ґрунтах з великими порами (галька, гравій, пісок) вільна вода – головний вид підземних вод. У глинах незважаючи на велику пористість внаслідок малого розміру пор вільної води мало, тут переважає капілярна і зв’язана вода.

5. Вода у твердому стані (лід) – знаходиться в ґрунті у виді кристалів, прошарок і лінз льоду. У районах сезонного промерзання ґрунту ця вода бере участь у круговороті води. Є типовою для районів поширення багаторічної мерзлоти.

6. Вода в пароподібному стані (водяна пара) – заповнює разом з повітрям не зайняті водою порожнини в ґрунтах. Пароподібна вода в ґрунтах активно бере участь у круговороті води в природі.

65.Підземні води за походженням можуть бути: екзогенними (їх джерело – водні об’єкти на поверхні суходолу і волога атмосфери) і ендогенними (їх джерело – сама літосфера).

Екзогенні підземні води поділяються на 4 типи:

• інфільтраційні підземні води проникають у гірські породи через пори і тріщини шляхом інфільтрації в основному прісних атмосферних вод, а також річкових, морських і озерних вод;

• інфлюаційні підземні води – виникають внаслідок втікання поверхневих вод (рік, струмків) в підземні порожнини. Характерні для карстових районів, територій накопиченої морени, обвальних мас у горах;

• конденсаційні підземні води утворюються при конденсації в порах ґрунту водяної пари, що переміщується в ґрунті. Вважають, що внесок цього виду живлення підземних вод невеликий, однак у деяких фізико-географічних умовах, наприклад пустелях і закарстованих районах може мати істотне значення;

• седиментаційні підземні води утворюються з вод того водного об'єкта, де відбувався процес седиментації, тобто відкладення наносів. Води такого типу поширені на дні океанів і морів, де утворюються так звані «мулові розчини».

Ендогенні поземні води представлені 2 типами:

• дегідратаційні (або «відроджені»)– утворюються в гірських породах у результаті дегідратації мінералів, тобто позбавлення молекул води;

• ювенільні води – надходять з магматичних очагів, зокрема в районах сучасного вулканізму, тектонічних розломів.

Окремо говорять про змішані підземні води, коли інфільтраційні, конденсаційні, седиментаційні, дегідратаційні і «ювенільні» води при своєму переміщенні в гірських породах змішуються.