Основна інформація про географічні науки, що вивчають Землю

Річні амплітуди коливання температури повітря залежать головним чином від широти місця: вони менші біля екватора (1⁰С), значно більші у середніх широтах (28⁰ С на широті Києва). На одній і тій самій широті, чим далі від океану, тим вища річна амплітуда.

Випаровування - це кількість водяної пари, яка випарувалася й поступила в повітря. Швидкість випаровування залежить від багатьох причин, але головним чином від температури повітря й вітру. Зрозуміло, що чим вище температура, тим більше випаровування. Але вітер, постійно переміщує насичене водяною парою повітря, приносить в дане місце постійно нові об`єми сухого повітря. Навіть слабкий вітер швидкістю 2-3 м/с збільшує випаровування втричі. На випаровування також впливають характер рельєфу, рослинність і т.д.

Однак через нестачу вологи в даній місцевості випаровування буває значно нижчим, ніж могло би бути при даній температурі. Кількість води, яке могло би випаровуватись при даній температурі, називається випаровуваністю. Інакше кажучи випаровуваність - це потенційно можливе випаровування в даній місцевості. І випаровування і випаровуваність вимірюються в міліметрах (мм) шару випаруваної води за конкретний період - мм/рік і т.д.

На земній поверхні постійно відбуваються два протилежні процеси: зрошення місцевості опадами і осушення її випаровуванням. Зволоженість території характеризує коефіцієнт зволоження, під яким розуміється відношення суми опадів до випаровуваності. Зволоження буває надмірним, коли коефіцієнт зволоження більший за 1, достатнім, коли коефіцієнт зволоження дорівнює 1, недостатнім, коли коефіцієнт зволоження менший за 1 і бідним, коли коефіцієнт зволоження менший за 0,6. Так коефіцієнт зволоження в лісній зоні дорівнює дорівнює 1,0-1,5, в лісостеповій - 0,6-1,0, в степовій - 0,3-0,6, в напівпустелях - 0,1-0,3, в пустелях - менший 0,1.

В атмосфері завжди є певна кількість вологи у виді водяної пари, яка поступає туди в результаті випаровування з водної певерхні й поверхні суші. Інакше кажучи, повітря завжди містить вологу у вигляді молекул (пари), крапель і кристаликів льоду. Вологість повітря - це вміст в ньому водяної пари. При умові достатнього надходження вологи в атмосферу, вологість залежить від температури повітря. Чим вища температура повітря, тим більшу кількість водяної пари воно може вмістити. Так в 1 м3 повітря при температурі 30^оС може вміститись 30 г вологи, при 20^оС - 17,3 г, при 0^оС - тільки 4,8 г. При від`ємних температурах вологоємність повітря помітно падає і вже при -10^оС в 1 м³ повітря може вміститись тільки 2,3 водяної пари. Отже, хід вологості паралельний ходу температури. Зазвичай вологість більша вдень, ніж вночі. На протязі року найбільша вологість зазвичай влітку, найменша - взимку. В низьких широтах, де повітря значно холодніше, вологість більша, ніж в середніх та високих.

При певній температурі повітря може містити відповідну кількість вологи (водяної пари). Межа вмісту водяної пари в повітрі при даній температурі називається максимальною вологістю. Абсолютною вологістю називається фактична кількість водяної пари в повітрі в даний момент, виміряне в г/м³.Відносна вологість - це відношення абсолютної вологості до максимальної, виражене у відсотках.

Повітря, яке має максимальну вологість, називається насиченим. На відміну від нього ненасичене повітря ще може поглинати водяну пару. Однак при нагріванні насичене повітря стає ненасиченим, а в випадку охолодження -перенасиченим. В останньому випадку починається конденсація. Конденсація - це згущення зайвої водяної пари і перехід її в рідкий стан, утворення дрібних крапель води. Як насичене, так і ненасичене повітря може стати перенасиченим при піднятті повітряної маси вверх, бо при цьому вона сильно охолоджується. Охолодження можливе також при охолодженні ґрунту в даному місці і при проникненні теплого повітря в холодну місцевість.

Конденсація може відбуватися не тільки в повітрі, а й на земній поверхні і різних предметах. В цьому випадку в залежності від умов утворюються роса, іній, туман, ожеледь. Роса й іній утворюються при ясній і тихій погоді вночі, переважно в передранкові часи, коли поверхні землі охолоджується. Тоді на її поверхні конденсується волога з повітря. При цьому при від`ємних температурах утворюється іній, при додатних - роса. У випадку, коли на теплу поверхню приходить холодне повітря чи тепле повітря різко охолоджується, може утворитися туман. Він складається з дрібних крапель, чи кристаликів, ніби підвішених в повітрі. В сильно забрудненому повітрі утворюється туман з домішками диму - смог. При випадінні переохолоджених крапель дощу чи туману на охолоджену нижче 0оС поверхню і при температурі повітря -3...0^оС утворюється шар товстого льоду, який наростає на поверхні землі й на предмети, - ожеледь. Це відбувається від намерзання переохолоджених крапель дощу, туману чи моросі. Кірка льоду може досягти в товщину кількох сантиметрів. Інші причини призводять до виникнення явища, яке називається ожеледиця. Ожеледиця виникає як правило після потепління або дощу в результаті настання похолодання, коли температура різко опускається нижче 0^оС. Відбувається замерзання мокрого снігу, дощу або моросі. Ожеледиця утворюється і тоді, коли ці рідкі опади випадають на сильно переохолоджену поверхню землі, що призводить до їх замерзання. Таким чином ожеледиця - це лід на земній поверхні, утвореній в результаті замерзання мокрого снігу або рідких опадів.

Хмари утворюються при конденсації водяної пари в піднімаючомусь повітрі внаслідок його охолодження. Висота їх утворення залежить від температури й відносної вологості повітря. При досягненні повітрям висоти, на якій насичення ста повним, - рівня конденсації - починається конденсація і хмароутворення. Хмари знаходяться в постійному русі і можуть складатися з дрібних крапель води чи кристаликів, але частіше вони змішані. За формою розрізняють три основних види хмар: перисті, шаруваті й купчасті. Перисті - хмари верхнього ярусу (вище 6000 м), напівпрозорі і складаються з дрібних льодяних кристаликів. Опади з них не випадають. Шаруваті - хмари середнього (від 2000 до 6000 м) і нижнього (до 2000 м) ярусів. В основному з них й випадають опади, зазвичай довготривалі й обложні. Купчасті хмари можуть утворюватися в нижньому ярусі і досягати дуже великої висоти. Вони складаються внизу з крапель, а вверху - з кристаликів. З ними пов`язані зливи, град, грози. Крім трьох основних форм хмар утворюються багато комбінованих. Наприклад, перисто-шаруваті, шарувато-купчасті, купчасто-дощові і т.д.

Хмарний покрив зазвичай складається з різних хмар. Степінь покриття неба хмарами називають хмарністю, яка вимірюється в балах - від 0 до 10. В середньому на Землі половина неба закрита хмарами. Найбільша хмарність - в областях зниженого тиску, тобто там, де повітря піднімається. Над океаном вона більша, ніж над сушею, бо там більше вологи. Абсолютний середній максимум хмарності - 9 балів (над Північною Атлантикою), абсолютний мінімум - 0,2 бала (над Антарктидою і тропічними пустелями).

Хмарний покрив затримує сонячну радіацію, яка йде до земної поверхні, відбиває і розсіює її. Одночасно хмари затримують теплові випромінювання земної поверхні в атмосферу. Тому хмарність значно впливає на клімат.

Сніговам лімнія -- межа, вище від якої в горахзберігається сніг, який не тане, і перетворюється на лід. Вище від снігової лінії накопичення твердих атмосферних опадів переважає над таненням і випаровуванням.

Висота снігової лінії залежить від кліматичних особливостей території, насамперед, співвідношення тепла і вологи, а також макро- і мезорельєфу. Вона є відображенням нижнього рівняхіоносфери в реальних умовах рельєфу земної поверхні. Снігова лінія розташована нижче в холодних та вологих районах і вище -- в теплих та посушливих. В Антарктиці вона опускається до рівня моря, а в Арктицірозташована на кілька сотень метрів вище рівня моря. Найбільшої висоти снігова лінія досягає в сухих тропічних і субтропічних районах у літній період (наТибетському нагір'ї та у Південноамериканських Андах до 6,5 км), на екваторі вона розташована на висоті 4,4 км.



Котопахі(ісп. Cotopaxi) -- діючийвулкан в еквадорських Андах висотою 5897 м над рівнем моря.

Гора Фудзі у травні.

Снігова лінія в Альпах

Задачі з теми атмосфера.

· Чи може утворитися льодовик на вершині гори Кіліманджаро в Африці, якщо температура біля підніжжя гори +25С? А через кожен км висоти температура повітря знижується в середньому на 6.

Рішення:

висота гори Кіліманджаро -5895м або 5,895 км5,9 км.

1) На скільки знизиться температура повітря з підняттям на вершину гори?

5,9 кмx6=35,4С (на стільки знизиться температура повітря).

2)Яка температура на вершині гори?

+25°-35,4С= -10,4 ° С (температура на вершині гори).

Відповідь. Отже, на вершині гори Кіліманджаро сніг танути не буде і утвориться льодовик.

· Яка температура на вершині г.Джомолунгма, якщо біля підніжжя вона становить +30.

Рішення:

1) 6 х 9км=54С- на стільки знизиться температура повітря;

2)+30-54 =-24С-температура на вершині гори.

· Висота м.Києва над рівнем моря - 180 м.Обчисліть атмосферний тиск для столиці України.

Рішення.

Нормальний атмосферний тиск на рівні моря при температурі 0С на широті 45 становить 760 мм рт. ст. На кожні 100 м підйому тиск знижується на 10 мм рт. ст..

1) 100 м - 10 мм рт. ст..

180м - x мм рт. ст.

x = 180 м*10мм рт. ст./100 м =18 мм рт. ст. - на стільки знизиться тиск на 180 м підйому;

2) 760 мм рт. ст. - 18 мм рт. ст.= 742 мм рт.ст. - атмосферний тиск на висоті Києва.

· Вкажіть напрям вітру і встановіть, який вітер буде сильніший:

1) пункт А (763 мм рт. ст.) та пункт Б (785 мм рт. ст.);

2) пункт К (758 мм рт. ст.) та пункт М (755 мм рт. ст.).

Відповідь. 1) Вітер дме з пункту Б в пункт А.

2) Вітер дме з пункту К в пункт М.

Сильнішим буде вітер в першому випадку, оскільки різниця тисків більша між пунктами А і Б, аніж пунктами К і М.

· Вирахуйте відносну вологість повітря, якщо вологість повітря становить 12г/м³, а вологість насиченняза даної температури - 23г/м³.

Рішення:

12г/м³ : 23г/м³х100= 52%

Відповідь. Це означає, що повітря на 52 насичене водяною парою.

· Визначити відносну вологість повітря, якщо в 1м³ повітря міститься 10 г водяної пари, а за даної температури могло б міститися 25 г.

Рішення:

відносна вологість=10 г:25 г х100% =40%

Відповідь. Це означає, що повітря на 40% насичене водяною парою.

· Обчисліть, скільки кілограмів різних речовин можна отримати з 1 т чорноморської води, якщо її солоність 18%0.

Рішення.

Одна літра води має приблизно кг. Значить, в 1 кг чорноморської води розчинено 18 г речовин. 1 т = 1000 кг.

Тоді,:18 г = 0, 018 кг

1 кг води - 0, 018 кг речовин

1000кг води - х кг речовин

х=0, 018 кгх 1000 кг=18 кг.

Відповідь. З одної тонни чорноморської води можна отримати 18 кгрізних речовин.

· Якою буде температура повітря в Карпатах на висоті 2 км, якщо біля підніжжя вона становить 20С ?

Розв'язання:1)1 000 м - 6

2 000 м - х

х = 2 000 м*6/1 000 м = 12С - з підняттям угору на 2 км температура знизиться на 12С.

2) 20 - 12 = 8С - температура на вершині Карпат.

· Який атмосферний тиск на вершині Говерли, якщо на висоті 183 м тиск - 720 мм рт. ст.?

Розв'язання:1)2061 м - 183 м =1878 м - відносна висота між г. Говерла і точкою 183 м.

1) 100 м - 10 мм рт. ст.

1878 м - х мм рт. ст.

х=1878 м*10 мм рт. ст./100 мм рт. ст.188 мм рт. ст. - на стільки зменшився атмосферний тиск при підйомі на 1878 м.

2) 720 мм рт. ст. - 188 мм рт. ст.=532 мм рт. ст. - атмосферний тиск на вершині Говерли.

· Визначте величину випаровуваності за рік для м. Кривий Ріг, якщо річна кількість опадів - 420 мм, а коефіцієнт зволоження - 0.53.

Розв'язання:

Коефіцієнт зволоження визначається за формулою:

К=О/В,

де К - коефіцієнт зволоження; О - кількість опадів за певний період; В - випаровуваність.

Отже,

В = О/К.

Тому 420 мм : 0,53 = 792,4 мм.

Визначте альбедо поверхні, яка вкрита снігом, якщо відбита радіація-0,59ккал/см² за 1 хв., сумарна радіація -0,84 ккал/см² за 1 хв..

Розв'язок:

А = В_р./С_р.100 = 0,59/0,84100 70,2

· Визначте тиск і температуру повітря біля підніжжя гори, якщо на її вершині, яка має висоту 1450м, температура -2С , а тиск 610 мм рт. ст..

Розв'язок:

На 1 км підняття вгору tзнижується на 6.

1)1,450км 6⁰=8,7 - на стільки знизилась t;

2) 8,7 ⁰+ (-2⁰)= 6,7- t повітря біля підніжжя гори.

3) На 1 км підняття вгору тискv на 100 ммрт.ст., а на 1450м - х мм рт. ст.

4)610 + 145 = 755 ммрт.ст.- тиск повітря біля підніжжя гори.

6. КЛІМАТОЛОГІЯ

Кліматологія (від грец. клЯмб -- «нахил» і -лпгЯб -- «знання») -- наука, що вивчає питання кліматоутворення, опис і класифікацію клімату земної кулі, антропогенні впливи на клімат. Відноситься до географічних наук, оскільки клімат є географічною характеристикою. Так само відноситься до географічної частиниметеорології, оскільки кліматотворні процеси мають геофізичну природу.

Кліматотвірні процеси розгортаються в конкретних географічних умовах земної кулі. У низьких і високих широтах, над сушею і над морем, над рівниною і гірськими областями кліматотвірні процеси протікають по-різному, тобто мають свою географічну специфіку.

Таким чином, і характеристики клімату, і їхній розподіл залежать від тих же географічних чинників клімату. Розглядаючи в попередніх розділах багаторічний режим радіації, температури, вологості, вітру, ми постійно зупинялися на географічній обумовленості їх добового і річного ходу, неперіодичної мінливості, просторовому розподілі. Тепер, підсумовуючи сказане, перерахуємо географічні чинники клімату і головні їхні ефекти.

Основними географічними чинниками клімату є: географічна широта; висота над рівнем моря; розподіл суші і води на поверхні земної кулі; орографія поверхні суші; океанічні течії; рослинний, сніговий і крижаний покрив. Особливе місце займає діяльність людського суспільства, яка у відомих межах також впливає на кліматотвірні процеси і тим самим на клімат шляхом зміни тих або інших географічних чинників.

Географічна широта Першим і дуже важливим чинником клімату є географічна широта. Від неї залежить зональність у розподілі елементів клімату. Сонячна радіація надходить на верхню межу атмосфери в суворій залежності від географічної широти, що визначає полуденну висоту Сонця і тривалість опромінення пори року. Поглинена радіація розподіляється набагато складніше, тому що залежить і від хмарності, і від альбедо земної поверхні, і від ступеня прозорості повітря; але визначене зональне тло є й у її розподілі.

По тій же причині зональність лежить і в основі розподілу температури повітря Правда, цей розподіл залежить не тільки від поглиненої радіації, але і від циркуляційних умов. Але й у загальній циркуляції є визначений ступінь зональності (у свою чергу температури, що залежить від зональності в розподілі. Згадаємо, до речі, що такий чисто кінематичний чинник загальної циркуляції атмосфери, як коріолісів параметр, також залежить від географічної широти.

Зональність у розподілі температури тягне за собою зональність і інших складових клімату, зональність неповну, але яка все ж таки лежить в основі розподілу цих складових по земній поверхні.

Вплив географічної широти на розподіл метеорологічних показників стає все помітніше з висотою, коли слабшає вплив інших чинників клімату, зв'язаних із земною поверхнею. Отже, клімат високих шарів атмосфери має краще виражену зональність, ніж клімат у земної поверхні.

Висота над рівнем моря Висота над рівнем моря також є географічним чинником клімату. Атмосферний тиск із висотою падає, сонячна радіація й ефективне випромінювання зростають, температура й амплітуда її добового ходи, як правило, убувають, масова частка водяної пари також убуває, а вітер досить складно змінюється по швидкості і напрямку.

Такі зміни відбуваються в атмосфері над рівнинною місцевістю, із великими або меншими збуреннями (пов'язаними з близькістю земної поверхні) вони відбуваються й у горах. У горах намічаються і характерні зміни з висотою хмарності й опадів. Опади, як правило, спочатку зростають із висотою місцевості, але починаючи з деякого рівня, убувають. У результаті в горах створюється висотна кліматична зональність, про яку ще буде сказано нижче.

Отже, у тому самому гірському районі кліматичні умови можуть сильно розрізнятися в залежності від висоти місця. При цьому зміни з висотою набагато сильніше, ніж зміни із широтою в горизонтальному напрямку.

Висотна кліматична зональність У зв'язку зі сказаним у попередньому розділі коротко розглянемо вертикальну, або висотну, кліматичну зональність. Це явище полягає в тому, що в горах зміни метеорологічних параметрів із висотою створює зміни всього комплексу кліматичних умов. Утворюються лежачі одна над одною кліматичні зони (або пояси) із відповідною зміною рослинності. Зміна висотних кліматичних зон нагадує зміну кліматичних зон у широтному напрямку. Різниця, однак, у тому, що для змін, що у горизонтальному напрямку відбуваються протягом тисяч кілометрів, у горах потрібна зміна висоти тільки на кілометри.

При цьому типи рослинності в горах змінюються в наступному порядку. Спочатку йдуть листяні ліси. У сухих кліматах вони починаються не від підніжжя гір, а з деякої висоти, де температура падає, а опади зростають настільки, наскільки це потрібно для зростання деревної рослинності. Потім йдуть хвойні ліси, чагарники, альпійська рослинність із трав і сланких чагарників. За сніговою лінією наступає зона постійного снігу і льоду.

Верхня межа лісу в районах із сухим континентальним кліматом піднімається вище, ніж у районах із вологим океанічним кліматом. На екваторі вона досягає 3800 м, а в сухих районах субтропіків вище 4500 м. Від помірних широт до полярних межа лісу швидко знижується в зв'язку з тим, що зростання лісу обмежено середньою липневою температурою 10-12°С.

У тундрі лісів взагалі немає. Вся зміна висотних кліматичних зон у горах за полярним колом зводиться до зміни зони тундри на зону постійного морозу.

Межа землеробства в горах близька до межі лісу; у сухому континентальному кліматі вона проходить значно вище, ніж у морському. У помірних широтах ця межа - біля 1500 м. У тропіках і субтропіках польові культури доходять до висот біля 4000 м, а на Тибетському нагір'ї - навіть вище 4600 м.

Істотно, що при зміні висотних кліматичних зон зберігаються загальні закономірності клімату, властиві тій широтній зоні, у якій знаходиться дана гірська система. Так, вище снігової лінії в горах тропічної зони річна амплітуда температури залишається характерно малою; отже, клімат там аж ніяк не ідентичний клімату полярних областей.

Розподіл суші і моря Розподіл суші і моря є ефективним чинником клімату. Саме з ним зв'язаний розподіл типів клімату на морський і континентальний. Розглядаючи в попередніх розділах розподіл температури, опадів і інших метеовеличин по земній поверхні, ми не разом переконувалися, що зональність цих кліматичних характеристик виявляється збуреною або перекритою впливом нерівномірного розподілу суші і моря. У південній півкулі, де океанська поверхня переважає, а розподіл суші більш симетрично щодо полюса, ніж у північній півкулі, зональність у розподілі температури, тиску, вітру виражена краще.

Центри дії атмосфери на багаторічних середніх картах тиску виявляють явний зв'язок із розподілом суші і моря: субтропічні зони високого тиску розриваються над материками влітку; у помірних широтах над материками яскраво виражене переважання високого тиску взимку і низького влітку. Це ускладнює систему циркуляції, а стало бути, і розподіл кліматичних умов на Землі.

Положення місця щодо берегової лінії саме по собі в сильному ступені впливає на режим температури (а також вологості, хмарності, опадів), визначаючи ступінь континентальності клімату. Потрібно, однак, пам'ятати, що справа не тільки у відстані від океану, але й в умовах загальної циркуляції. Остання може створювати винос морських повітряних мас далеко вглиб материка (або винос континентальних повітряних мас на океан) або, навпроти, виключати таку можливість.

Орографія На кліматичні умови в горах впливає не тільки висота місцевості над рівнем моря. На них впливають також висота і напрямок гірських хребтів, експозиція схилів щодо сторін світу і переважаючих вітрів, ширина долин і крутість схилів і ін.

Ми знаємо, що повітряні течії можуть затримуватися і відхилятися хребтами, а фронти - деформуватися. У вузьких проходах між хребтами швидкість повітряних течій змінюється. У горах виникають місцеві системи циркуляції - гірсько-долинні і льодовикові вітри.

Над схилами, по-різному експонованими, створюється різний режим температури. Форми рельєфу впливають і на добовий хід температури. Затримуючи перенос мас холодного або теплого повітря, гори створюють більш або менше різкі поділи в розподілі температури у великому географічному масштабі.

У зв'язку з перетіканням повітряних течій через хребет, на навітряних схилах гір створюється збільшення хмарності й опадів. На підвітряних схилах, напроти, виникають фени з підвищенням температури і зменшенням вологості і хмарності. Над горами виникають хвилясті збурення повітряних течій і особливі форми хмар. Над нагрітими схилами гір також збільшується конвекція і, отже, утворення хмар.

Багато з перерахованих явищ відбиваються й у багаторічному режимі клімату гірських районів і їхнього оточення.

Океанічні течії 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 изаномал 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 води 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.

Рослинний і сніговий покрив Говорячи про температуру землі і повітря, ми відзначали вплив на них рослинного і снігового покриву. Досить густий трав'яний покрив зменшує добову амплітуду температури ґрунту і знижує її середню температуру. Отже, він зменшує і добову амплітуду температури повітря. Більш значний, своєрідний і складний вплив на клімат має ліс. Мабуть, над лісом може навіть зростати кількість опадів за рахунок збільшення жорсткуватості поверхні, над якою тече повітря.

Однак впливи рослинного покриву мають в основному мікрокліматичне значення, розповсюджуючись переважно на приземний шар повітря і варіюючи на невеликих просторах.

Сніговий (і крижаний) покрив зменшує втрати тепла ґрунтом і коливання її температури. Але сама поверхня покриву сильно відбиває сонячну радіацію вдень і сильно прохолоджується випромінюванням уночі, тому вона охолоджує і повітря, що знаходиться над нею. Навесні на танення сніжного покриву витрачається велика кількість тепла, що береться із атмосфери. Таким чином, температура повітря над сніговим покривом, що тане, залишається близькою до нуля. Над сніговим покривом часті і сильні інверсії температури, взимку пов'язані з радіаційним вихолоджуванням, весною - з таненням снігу. Над постійним сніжним покривом полярних областей навіть влітку часті інверсії або ізотермії.

Діяльність людини Діяльність людини, строго кажучи, не відноситься до географічних чинників клімату. Людина впливає на клімат тільки через господарську діяльність. Вирубка лісів, нераціональне розорювання земель, неврахування наукових даних і розумінь при побудові міст і промислових підприємств - все це погіршує кліматичні умови. Тільки тепер, хоча «псування» клімату і продовжується, поставлено питання про свідоме її поліпшення.

Вплив людини на клімат починається кілька тисяч років тому в зв'язку з розвитком землеробства. У багатьох районах для обробки землі знищувалася лісова рослинність, що приводило до збільшення швидкості вітру біля земної поверхні, деякі зміні режиму температури і вологості нижнього шару повітря, а також до зміни режиму вологості ґрунту, випару вологи і річкового стоку. У порівняно сухих областях знищення лісів часто супроводжується посиленням пилових буревіїв і руйнуванням ґрунтового покриву, що помітно змінюють природні умови на цих територіях.

Разом з цим знищення лісів навіть на великих просторах впливає на метеорологічні процеси великого масштабу. Зменшення шорсткості земної поверхні і деяка зміна випару вологи на звільнених від лісів територіях трохи змінює режим опадів, хоча така зміна порівняно невелика, якщо ліси заміняються іншими видами рослинності.

Більш істотний вплив на опади може зробити повне знищення рослинного покриву на деякій території, що неодноразово відбувалося в минулому в результаті господарської діяльності людини. Такі випадки мали місце після вирубки лісів у гірських районах зі слабко розвитим ґрунтовим покривом. У цих умовах ерозія швидко руйнує не захищений лісом ґрунт, у результаті чого стає неможливим подальше існування розвинутого рослинного покриву. Схоже положення виникає в деяких областях сухих степів, де природний рослинний покрив, знищений унаслідок необмеженого випасу сільськогосподарських тварин, не відновляється, у зв'язку з чим ці області перетворюються в пустелі.

Оскільки земна поверхня без рослинного покриву сильно нагрівається сонячною радіацією, відносна вологість повітря на ній падає, що підвищує рівень конденсації і може зменшувати кількість опадів, що випадають. Імовірно, саме цим можна пояснити випадки невідновлення природної рослинності в сухих районах після її знищення людиною.

Інший шлях впливу діяльності людини на клімат зв'язаний із застосуванням штучного зрошення. У посушливих районах зрошення використовується протягом багатьох тисячоріч, починаючи з епохи найдавніших цивілізацій, що виникли в долині Нілу і межиріччя Тигру й Євфрату.

Застосування зрошення різко змінює мікроклімат зрошуваних полів. Через значне збільшення витрати тепла на випар знижується температура земної поверхні, що приводить до зниження температури і підвищенню відносної вологості нижнього шару повітря. Проте така зміна метеорологічного режиму швидко загасає за межами зрошуваних полів, тому зрошення приводить тільки до змін місцевого клімату і мало впливає на метеорологічні процеси великого масштабу.

Інші види діяльності людини в минулому не робили помітного впливу на метеорологічний режим скільки-небудь великих просторів, тому донедавна кліматичні умови на нашій планеті визначалися в основному природними факторами. Таке положення початок змінюватися в середині XX століття через швидкий ріст чисельності населення й особливо через прискорення розвитку техніки й енергетики.

Сучасні впливи людини на клімат можна розділити на дві групи, з яких до першої відносяться спрямовані впливи на гідрометеорологічний режим, а до другої - впливи, що є побічними наслідками господарської діяльності людини.

Мова йде про мікроклімат, оскільки поки практично можливо лише його поліпшення. Реальні способи цього поліпшення перебувають у впливі на такий географічний чинник мікроклімату, як рослинний покрив (насадження лісів і лісосмуг).

Протягом року полуденна висота сонця над горизонтом змінюється. Це пов'язано з тим, що вісь Землі нахилена до площини орбіти під кутом 66о 33' і під час свого річного руху не змінює напрямку своєї осі (північний полюс завжди напрямлений на Полярну зірку). Наслідком є зміна пір року.

В одну і ту ж пору року на різних широтах висота сонця також різна, адже Земля кулястої форми.

В будь-який момент часу сонце знаходиться в зеніті (під кутом 90о до поверхні землі) на одній із широт в межах 23о 27' пн. ш. і 23о 27' пд. ш. (північного і південного тропіків). 22 червня сонце в зеніті на північному тропіку (день літнього сонцестояння), 22 грудня - на південному тропіку (день зимового сонцестояння). 21 березня і 23 вересня сонце в зеніті на екваторі (двічі на рік воно перетинає екватор, рухаючись то з північної півкулі і південну, то навпаки). Це дні весняного і осіннього рівнодень відповідно. Широта, на якій сонце в певний момент часу знаходиться в зеніті називається схиленням. Широта місцевості - це кут між радіусом екваторіальним і радіусом, проведеним у точку спостереження...

На якій широті Сонце буває о 12 годині в березні на півдні, а у червні - на півночі?

- 0* ш.

- 10* пн..ш.

- 23*30' пд..ш.

- 66*30' пд..ш.

Для розв'язання задачі потрібно звернутися до таблиць схилення сонця, які я вам відсилала. З таблиці видно, що схилення сонця в березні коливається протягом місяця від - 07°44'' до +04°00'', це значить, що Сонце в зеніті буває в березні місяці на проміжку від 7°пд.ш. до 4° пн..ш. Далі сонце «рухається» на північ і в червні Сонце в зеніті знаходиться на проміжку від 22° пн.. ш. до 23°12'' пн.. ш. Отже, шукана широта знаходиться приблизно між екватором і північним тропіком. Методом виключення шукаємо широту, що входить в межі цього проміжку.

Для широти 23°30'' пд. ш. в ці місяці сонце завжди буде на півночі. Для широти 66°30'' тим паче.

Повністю цьому проміжку протягом цілих вказаних місяців відповідає широта 10° пн..ш.

Для широти 0°, тобто для Екватора, сонце буде знаходитися в березні на півдні лише до 21 березня виключно, потім 21.03 схилення вже дорівнюватиме +00°05'', тобто буде над екватором, а не на півдні.

Відповідь: 10°пн.ш.; ля широти 0° - лише до 21 березня виключно.

Встановіть полуденну висоту сонця над горизонтом у Полтаві 23 вересня.

Розв'язання

Пояснення до задачі. Для подібних задач застосовується формула, яку слід запам'ятати:

H=90°-ц+(-) Д,

де ц (фі) - це географічна широта об'єкта, а Д (дельта)- схилення сонця. Грецькі букви часто застосовуються в географічних формулах, так що як додаток я надрукую Вам основні грецькі літери в таблиці. Для розрахунку за формулою потрібна географічна широта м. Полтава: ц(Полтава)=49°35'пн.ш. ;також треба запам'ятати, що 23 вересня та 21 березня - дні рівнодення, тобто сонце знаходиться в зеніті над екватором, там кут падіння сонячних променів дорівнює 90°.День і ніч за тривалістю в обох півкулях однакові. Схилення сонця в ці дні вважається 0°:

Дано:

ц =49°35'пн.ш.

Д=+00°05'

h(висота сонця)=90°-49°35'+00°05'=89°60'-49°35'+00°05'=40°25'+00°05'

h-?= 40°30'.

Відповідь: h=40°30'.

Кут падіння сонячних променів у полудень 22 червня буде однаковим у точках, що розташовані на паралелях:

- 0* і 47* пд..ш.

- 0* і 47* пн..ш.

- 10* пн..ш. і 10* пд..ш.

- 23,5* пн..ш. і 23,5* пд..ш.

Розв'язання

22 червня сонце знаходиться в зеніті над північним тропіком 23°27''пн.ш. Точки з однаковою висотою сонця повинні знаходитися по «обидва боки» від тропіка, на північ і на південь від 23°27'' пн..ш. Цим умовам відповідає другий варіант - 0° і 47°пн.ш.

Відповідь: 0° і 47°пн.ш.

Визначте висоту полуденного сонця у місті Одеса 22 грудня.

Розв'язання

Задача вирішується за тією ж формулою, що й задача 4. Тільки різниця полягає в тому, що 22 грудня, як і 22 червня - дні сонцестояння.

22 червня схилення сонця максимальне - +23°27'. В цей день Сонце знаходиться над Північним тропіком, тобто тропіком Рака, день найдовший, ніч найкоротша.

Взимку 22 грудня (за умовою задачі) схилення дорівнює -23°27', мінімальне. В цей день сонце знаходиться над тропіком Козерога, тобто південним. Ніч найдовша.

Слід запам'ятати: зазвичай на олімпіадах, конкурсах і т.д. схилення сонця цих днів (рівнодення та сонцестояня) не зазначають в умові, тобто це треба запам'ятати!!!! Координати міст мають обов'язково зазначати в умові, окрім загальновідомих ( координати Лондона, озера Вікторія і т. д.)

Напевне треба знати координати Києва, Москви.

Щоб краще запам'ятати схилення сонця, то буквально значення схилення сонця - це широта, на якій сонце знаходиться в зеніті. Тобто вже на широті 24° пн.ш. сонце в зеніті знаходитися не може, а на нашій широті тим паче це неможливо. Сонце «гуляє» в межах від північного до південного тропіка, що виявляється в зміні тривалості дня і ночі та змін пір року.

Широта північного тропіка - 23°27'пн.ш.

Широта південного тропіка - 23°27'пд.ш.

Широта екватора -0°, тобто і схилення в дні рівнодення (задача 4) буде 0°.

По науковому:

Схилення сонця (Д) - це кут між термінатором і земною віссю, який змінюється протягом року.

Термінатор - це світодільна лінія між днем і ніччю.

Але я думаю, що краще запам'ятати варіант, зазначений вище, хоча це не наукове визначення.

Широта міста Одеса =46°28'

Схилення Сонця =-23°27'

Висота =90°-46°28'-23°27'=89°60'-46°28'-23°27'=20°05'

7. ГІДРОЛОГІЯ

Гідроломгія (грец. Yдсoлoгйб, від дав.-гр. Yдщс -- вода + лoгoт -- слово, вчення) (рос. гидрология, англ. hydrology, нім. hydrologie) -- наука, що вивчає природні води в межах гідросфери Землі, явища і процеси, які в них відбуваються.

Гідрологія належить до комплексу наук, які вивчають фізичні і географічні властивості Землі, зокрема її гідросфери.

Об'єктом вивчення гідрології є водні об'єкти -- океани, моря, річки, озера, водосховища, болота і скупчення вологи у вигляді снігового покриву, льодовиків, грунтових і підземних вод.

Спочатку гідрологія розвивалася як галузь фізичної географії, гідротехніки, геології, навігації. Як система наукових знань гідрологія сформувалася на початку 20 століття. Значний внесок у її розвиток зробили Олександр Воєйков, Лев Берг, Юлій Шокальський, Михайло Веліканов, Геннадій Калінін, Дмитро Кочерін. Визначення гідрології як науки дав Віктор Глушков у 1915 році.

У зв'язку із специфічними особливостями об'єктів і методів їх вивчення гідрологія загальна поділяється на: гідрологію суші або власне гідрологію; гідрологію моря (океанологію); гідрологію підземних вод (гідрогеологію), яка входить до гідрології тими розділами, що вивчають режим підземних вод. Специфічним розділом гідрології є гідроаерологія -- що вивчає водні процеси в атмосфері.

Гідрологія суші (суходолу) включає гідрологію річок (потамологію), озерознавство (лімнологію), болотознавство, гляціологію (вчення про льодовики). Залежно від мети і засобів вивчення водних об'єктів у гідрології виділяють наступні розділи: гідрометрію, гідрографію, інженерну гідрологію та гідрологічні прогнози.

Гідрометрія -- сукупність методів вимірювання і спостереження, які виконуються з метою вивчення гідрологічного режиму водних об'єктів. Гідрометрія є вимірювальною частиною гідрології, яка теоретично базується на фізиці і гідравліці.

Гідрографія -- вивчення та опис конкретних водних об'єктів (річки, озера, водосховища та ін.) з характеристикою їх положення, розміру, режиму, місцевих умов, закономірностей поширення та загальних зв'язків з іншими компонентами природи.

Інженерна гідрологія -- сукупність тих напрямків гідрології суші, які пов'язані з розвязанням практичних інженерних водогосподарських завдань у гідротехніці, меліорації, водопостачанні тощо. Основною складовою частиною інженерної гідрології є гідрологічні розрахунки. Якщо поняття інженерної гідрології вживають у розумінні прикладної гідрології, до неї включають і гідрологічні прогнози. Інженерна гідрологія тісно повязана з вченням про річковий стік, гідрофізикою, гідрохімією та ін.

Гідрологічні прогнози -- наукове передбачення гідрологічного режиму річок, озер та ін. водних об'єктів. Вони базуються на пізнанні динамічних і статистичних закономірностей формування й розвитку гідрологічних процесів у басейнах водних об'єктів. Вирізняють локальні гідрологічні прогнози (для конкретного створу річки) і регіональне загальне прогнозування, яке здійснюється на базі географічного узагальнення локальних прогнозів. Складають коротко- (до 15 діб) і довгострокові гідрологічні прогнози. Найважливішим є прогчнозування високих паводків і своєчасне попередження про них.

Фізичні та хімічні властивості води як природного тіла вивчають гідрофізика, гідрохімія, гідромеханіка, гідробіологія та ін. Гідрологія тісно пов'язана з іншими науками, які вивчають географічну оболонку -- метеорологією, грунтознавством, геоморфологією, геологією та ін. Основні методи гідрологічних досліджень -- експедиційний, стаціонарний і теоретичний. Ці дослідження базуються на гідрологічних спостереженнях, які виконуються на гідрологічних пунктах.

З історії гідрологічних досліджень в Україні

Відомості про річки України вперше згадуються в історичних і географічних працях давньогрецьких і давньоримських авторів. У літописах 10-12 століття вміщено описи Дніпра та інших рік. Певні гідрологічні спостереження на річках України проводилися з середини 18 століття, зокрема на Дністрі з 1759 року. Регулярні спостереження за рівнем води на Дніпрі біля Києва розпочалися в 1804 році, на Десні -- в 1839 році, на Прип'яті -- в 1843-му. Виміри витрат води на Дніпрі здійснюються з 1878 року, на Десні -- з 1895, на Ірпені -- з 1909, на Тетереві -- з 1912 р.

Максимович Микола Іванович -- автор двотомного ілюстрованого видання «Дніпро і його басейн» (1901)

В Україні перші систематичні гідрологічні дослідження проводилися на Дніпрі на початку 19 століття, переважно для потреб водного транспорту. Планомірні гідрологічні дослідження виконували партії Навігаційно-описової комісії (1875-1898), «Західна експедиція з осушення боліт» під орудою полковника Генерального Штабу Йосипа Жилінського (для потреб осушення Полісся, 1873-1898), експедиція зі зрошування на Півдні Росії (1880-1898). Наприкінці 19 століття були здійснені перші узагальнення щодо гідрології Дніпра (М. І. Максимович, Є. В. Опоков -- основоположники гідрології в Україні), почато вивчення окремих річкових басейнів. У 1925-1930 роках Українською метеорологічною службою була створена стаціонарна гідрологічна мережа з вивчення режиму поверхневих вод, розпочато випуск «Гідрологічного щорічника».

Огієвський Анатолій Володимирович -- один з засновників гідрологічної школи в Україні

Значний поштовх дослідженням водних об'єктів, зокрема розвитку гідрологічних прогнозів, дали проектні роботи і будівництво Дніпрогесу в тридцятих роках минулого століття, а також розробка і реалізація «Плану комплексного використання водних ресурсів Дніпра» (автори Є. В. Опоков, А. В. Огієвський, В. О. Назаров та ін.). У повоєнний час необхідність вирішення проблеми водопостачання великих промислових центрів, гідротехнічне і меліоративне будівництво, розробка заходів щодо боротьби з паводками на річках зумовило розвиток інженерної гідрології -- створення наукових основ водного балансу, вдосконалення методів розрахунку гідрологічних характеристик, розробку методів захисту берегів водосховищ. Видний науковий доробок в цій царині внесли А. В. Огієвський, С. М. Перехрест, В. І. Мокляк, Й. А. Железняк, Г. І. Швець, П. Ф. Вишневський, Л. Г. Онуфрієнко, А. М. Бефані, Б. А. Пишкін.

Подальше зростання антропогенного впливу на водні об'єкти України в другій половині 20-го і на початку 21 століття зумовило поглиблення вивчення максимального і середньорічного стоку (Н. Ф. Бефані, О. Ф. Литовченко, О. Г. Іваненко, Я. О. Мольчак, Є. Д. Гопченко, А. І. Шеришевський, А. В. Щербак, М. М. Сусідко, В. І. Вишневський, Н. С. Лобода, Б. В. Кіндюк, В. В. Гребінь), водного балансу гірських водозборів Карпат (М. І. Кирилюк), питання комплексного використання та охорони водних ресурсів (А. В. Яцик), руслових процесів на річках (О. Г. Ободовський, Ю. С. Ющенко); виявлення зв'язку гідрологічних процесів з екологічним станом водних об'єктів (В. М. Тімченко, В. М. Самойленко); постчорнобильської гідрологічної тематики на основі чисельних методів математичного моделювання (М. Й. Железняк, О. В. Войцехович); інтеграцію методів гідрологічних і гідрохімічних досліджень при комплексному вивченні річкових басейнів (В. К. Хільчевський, В. І. Осадчий).

Сучасний етап розвитку гідрології спрямований на дослідження водних ресурсів і водного балансу Землі та окремих регіонів, в тому числі і з урахуванням можливих кліматичних змін, прогнозування майбутнього стану водних ресурсів та на розв'язання проблем водозабезпечення посушливих регіонів, управління басейнами транскордонних річок. Він характеризується автоматизацією гідрологічної мережі та регіональним узагальненням інформації про водний режим стосовно потреб різних галузей економіки.

Сьогодні активно розвиваються методи гідрологічних досліджень з використанням аерокосмічної інформації

Розвиваються методи гідрологічних досліджень з використанням аерокосмічної інформації, що дає змогу враховувати просторову неоднорідність багатьох природних факторів, та методи математичного моделювання процесів гідрологічного циклу. Результати гідрологічних досліджень використовуються для задоволення потреб водокористувачів (водопостачання, гідроенергетика, меліорація, водний транспорт, рибне господарство та ін), при проектуванні гідротехнічних соруд, мостобудуванні, при плануванні і здійсненні заходів з охорони вод. Важливий напрям розвитку гідрології в Україні -- розробка наукових основ комплексного використання та охорони водних ресурсів транскордонних річок басейнів Дніпра, Тиси, Західного Бугу, Сіверського Дінця спільно з відповідними органами сусідніх держав.

В Україні дослідження з гідрології проводять в Українському науково-дослідному гідрометеорологічному інституті, Інституті гідробіології НАН України, Українському науково-дослідному інституті водогосподарсько-екологічних проблем, Інституті водних проблем і меліорації, інституті «Укрводпроект», а також на відповідних кафедрах вищих навчальних закладів -- на кафедрі гідрології та гідроекології географічного факультету Київського національного університету імені Тараса Шевченка, кафедрі гідрології суші Одеського державного екологічного університету, кафедрі гідроекології, водопостачання і водовідведення географічного факультету Чернівецького національного університету імені Юрія Федьковича, кафедрі водогосподарської екології та гідрології Національного університету водного господарства та природокористування. Підготовку фахівців з гідрології, крім названих університетів, ведуть на кафедрах гідрометеорології у Дніпропетровському національному університеті імені Олеся Гончара та Східноукраїнському національному університеті імені Володимира Даля. Українські гідрологи беруть участь у Міжнародній гідрологічній програмі ЮНЕСКО. Матеріали гідрологічних спостережень на мережі гідрологічних постів на річках України зводяться в «Гідрологічний щорічник», який випускає Центральна геофізична обсерваторія гідрометслужби України.

Рімчка (або рікам) -- природний водний потік, який витікає з джерел чи з озера, болота (рідше), має сформоване річище і тече під дією сили тяжіння; живиться поверхневими й підземними водами, з атмосферних опадів свого басейну. Розрізняють ріки сталі й сезонні, гірські та рівнинні.

Річка характеризується довжиною, шириною, площею басейну, глибиною, падінням, похилом, витратами води і наносів, хімічним складом.

Річками називають природні водотоки, які мають довжину понад 10 км, а коротші -- струмками. Річки завдовжки до 100 км, вважають малими, до 500 км -- середніми, а понад 500 км -- великими.

У кожній річці розрізняють місце її зародження -- витік і місце (ділянка) впадання в море, озеро або злиття з іншою річкою -- гирло. Естуарій -- це вид гирла річки, де річка не утворює дельту, не відкладає формуючого матеріалу. Губи -- це один із видів естуарію.

Річки, що безпосередньо впадають в океани, моря, озера або втрачаються в пісках і болотах, називаються головними; ті, що впадають у головні річки -- притоками.

Головна річка зі всіма її притоками утворює річкову систему. Густота річкової мережі - це протяжність (км) усіх річок, поділена на площу (км2) басейну цих річок. Рівнинні річки часто утворюють Меандри - петлі річок, звивини річки.

Поверхня суші, з якої річкова система збирає свої води, називається водозбором або водозбірною площею. Водозбірна площа разом з верхніми шарами земної кори, що включає дану річкову систему і відокремлена від інших річкових систем вододілами, називається річковим басейном.

Річки зазвичай течуть у витягнутих знижених формах рельєфу -- долинах, найбільш знижена частина яких, зайнята водним потоком постійно, називається руслом, а частина дна долини, що заливається високими річковими водами під час повеней -- заплавою або заплавною терасою. Вище заплави розташовані тераси, що колись були заплавами. Це сліди діяльності вод річок в час, коли річкова долина була мілкішою. Тераси -- частини річкової долини, які ніколи не заливаються водою.

У річищах чергуються глибші місця -- плеса і мілководі ділянки -- перекати. Лінія найбільших глибин русла утворює фарватер, а лінія найбільших швидкостей течії називається стрижнем.

У місцях виходів твердих гірських порід, які перетинають шлях річки, утворюються пороги. Особливо багато порогів на гірських річках, де річище складене твердими породами, а швидкість течії велика. Падіння води з високого виступу в руслі річки називається водоспадом. Найвищий водоспад на Землі -- Анхель (979 м) на річці Чарон (притока Оріноко в Південній Америці).

Різниця висот між витоком і гирлом річки називається падінням річки; відношення падіння річки (або окремих її ділянок) до їхньої довжини називається похилом річки (ділянки) і подається у відсотках (%) або в промілле (‰). Кольдера -- це западина в місті витоку, в суходолі.

Довжинам рімчки -- відстань річки від витоку до гирла.

Річки -- одна з могутніх зовнішніх сил Землі. Як усі зовнішні сили планети, вони виконують три види роботи в природі: руйнування, перенесення та відкладення гірських порід. Руйнівна робота річок називається річковою ерозією. У ході цієї діяльності річка розмиває, розширює й поглиблює річкову долину, і чим більший нахил поверхні, по якій тече річка, тим швидше йде процес ерозії. Тому гірські річки мають глибокі та вузькі річкові долини, а рівнинні, де похил менший, -- неглибокі річкові долини. По всій течії річки відбувається перенесення твердих частинок, які відкладаються на завороті річок, а в окремих річках у гирлі, утворюючи дельту.

По поверхні земної кулі річки розподілені украй нерівномірно. На кожному материку можна позначитити головні вододіли -- межі областей стоку, що поступає в різні океани. Головний вододіл Землі ділить поверхню материків на 2 основних басейни: атлантико-арктичний (стік з площі якого поступає в Атлантичний і Північний Льодовитий океани) і тихоокеанський (стік в Тихий та Індійський океани). Обсяг стоку з площі першого з цих басейнів значно більше, ніж з площі другого.

Густина річкової мережі і напрям течії залежать від комплексу сучасних природних умов, але часто в тій чи іншій мірі зберігають риси колишніх геологічних епох. Найбільшої густини річкова мережа сягає в екваторіальному поясі, де течуть найбільші річки світу -- Амазонка, Конго; у тропічних і помірних поясах вона також буває високою, особливо в гірських районах (Альпи, Кавказ, Скелясті гори тощо). У пустельних районах поширені епізодично поточні річки, що зрідка (при сніготаненні або інтенсивних зливах) перетворюються в могутні потоки (річки рівнинного Казахстану, уеди Сахари, крики Австралії тощо).

У залежності від рельєфу місцевості, в межах якої течуть річки, вони поділяються на гірські і рівнинні. На багатьох річках чергуються ділянки гірського і рівнинного характеру. Гірські річки, як правило, відрізняються великими ухилами, бурхливою течією, течуть у вузьких долинах; переважають процеси розмиву. Для рівнинних річок характерна наявність звивин русла або меандрів, що утворюються в результаті руслових процесів. На рівнинних річках чергуються ділянки розмиву русла і акумуляції наносів, в результаті яких утворюються осередки і перекати, а в гирлах -- дельти. Іноді відгалужені від річки рукави зливаються з іншою річкою.

За розміром басейну річки поділяються на великі (понад 50 тис. км квадратних), середні (2-50 тис. км квадратних), малі (менше 2 тис. км квадратних).

За способом живлення річки поділяють на снігові, дощові, річки підземного живлення, льодовикові, змішаного типу;

За стійкістю русла -- стійкі та нестійкі;

За льодовим режимом -- замерзаючі, незамерзаючі.

Водний режим річки характеризується витратами й стоком. Витрата -- кількість води, що проходить через поперечний переріз річки за одиницю часу. Зазвичай витрата вимірюється в кубометрах за секунду (мі/с). Вона дорівнює площі поперечного перерізу помноженій на середню швидкість річки. Витрата води за тривалий період -- місяць, сезон, рік -- називається стоком.

Найповноводніша річка земної кулі -- Амазонка. Її середня витрата -- 209 000 мі/с. На другому місці стоїть Конго з витратою 39 536 мі/с).

Значну частину водного потоку складають розчинені солі й тверді речовини. Весь твердий матеріал, що переносить річка, називається твердим стоком. Від об'єму тердого стоку залежить мутність води. Наймутнішою рікою світу є річка Хуанхе, яка за рік виносить 1,3 млрд тон зважених наносів.

Режим річки -- це зміна величини витрати води за порами року, коливання рівня, зміна температури води. Режим річки значною мірою залежить від типу живлення. В водному режимі річок протягом року виділяють періоди з повторюваними рівнями, які називаються, межень, повінь, паводок.

Межень -- найнижчий рівень води в річці. Під час межені витрата води в річці незначна, головне джерело живлення -- підземні води. В помірних широтах буває літня й зимова межень. Літня межень наступає в результаті поглинання води поверхнею й високою випаровуваністю, зимова межень -- в результаті відсутності поверхневого живлення.

...