Світовий океан та його складові

1

МІНІСТЕРСТВО ОСВІТИ ТА НАУКИ УКРАЇНИ

ЖИТОМИРСЬКИЙ ДЕРЖАВНИЙ ТЕХНОЛОГІЧНИЙ УНІВЕРСИТЕТ

Кафедра природничих наук

Контрольна робота

з предмету:

„Гідрологія”

студента гр. ЗЕО-07-1, ГЕФ

Виконав

Перевірив Аристархова Т.П.

Житомир 2010

1. Проаналізувати роль Світового Океану як складової гідросфери

Кожна держава і адміністративна одиниця в ній мають різні господарства: сільське, рибне, комунальне і, в тому числі, водне. Складовою частиною водного господарства є водні ресурси. Від стану водних ресурсів в значній мірі залежать як забезпеченість різних водокористувачів в достатній кількості і якості питною і технічною водою, так і розвиток промисловості, сільського господарства, збільшення чисельності міського населення, благоустрій населених пунктів, продуктивність рослин та тварині, на кінець, здоров'я людини.

Водні ресурси це запаси води, які знаходяться в будь-якому регіоні земної кулі.

Що розуміється під регіоном? Як регіон може виступати земний континент, територія будь-якої держави, області, району, селищної ради або басейни річок та водойм.

До запасів води відносяться як солоні морські територіальні води, озерні і підземні, так і прісні річкові, озерні, водосховища, боліт, льодовикові, підземний стік, а також атмосферні води.

Водні ресурси земної кулі. Загальний об'єм гідросфери на земній кулі становить трохи менше 1,5 млрд. км³, 97…98% якого (72% поверхні земної кулі) припадає на Світовий океан. Це моря і океани, які заповненні солоною водою. На прісну воду припадає 2-3% загального об'єму води на Землі, тобто біля 30,0…45,0 млн. км³. Однак основна частина прісних вод знаходиться в гірських і полярних льодовиках (біля 69%), тобто в зв'язаному стані. З об'єму, який залишився, біля 30% прісної води знаходиться під землею. Але більша частина їх знаходиться глибоко під землею у вигляді насичених солями розсолів. На прісні підземні води, що гідравлічно пов'язані з поверхневими водами залишається близько 4…5 тис. км³. Таким чином, водні ресурси будь-якого району, в основному, складаються з поверхневих водних джерел: річок, озер, боліт і водоймищ, та гідравлічно зв'язаних з ними підземних вод. Відсоток цих вод в загальному об'ємі прісної води незначний: річки 0,006%, озера 0,26%, водосховища 0,016% і болота 0,033%, гідравлічні зв'язані підземні води 0,05%. Кількість водяних парів в атмосфері дорівнює 0,037% від об'єму прісної води.

На перший погляд в річках утримується менше всього прісної води. Однак, кількість запасів в регіоні найчастіше оцінюється за річковим стоком, густотою річкової мережі та іншими річковими показниками. Чому так? Справа в тім, що річковий стік протягом року оновлюється приблизно 23 рази, тобто, в середньому через 16 діб. В інших водних джерелах він оновлюється значно рідше.

Забезпеченість якісною питною водою одного жителя води в різних регіонах земної кулі неоднакова і коливається від 0,69 тис. м³/рік в Північній Африці до 219 тис. м³ в Канаді і на Алясці. В Європі найкраще забезпечені водою такі держави як Ісландія, Норвегія, Фінляндія; найгірше - Бельгія, Нідерланди, Данія. забезпеченість водою в деяких державах така: Північному Китаї 1,2; Казахстані 2,0; Польщі 1,72; Португалії 2,77; Іспанії 3,88; Франції 3,5; Англії 5; Бразилії 32,2 тис. м³/рік.

У зв'язку з ростом чисельності населення, розвитком промисловості, збільшенням зрошувальних площ водозабезпеченість жителів усіх регіонів зменшується. Так в Європі за 1950-1980 роки вона зменшилась з 5,9 тис. м³/рік до 4,6 тис. м³/рік, в Азії з 9,6 до 5,1тис. м³/рік, в Африці з 20,6 до 9,4 тис. м³/рік, у Північній Америці з 37,2 до 21,3 тис. м³/рік, Південній Америці з 105 до 48,8 тис. м³/рік.

Отже, резерв води, на яке може розраховувати людство в недалекому майбутньому, орієнтовано становить 6 тис. куб. км. В той же час використання води, як природного ресурсу, протягом останніх десятиріч різко зросло: у 1900 році світове споживання води складало 400 км³ на рік, у 1950 - 1100, у 1995 - вже 3000. За прогнозами у 2015 р. річний обсяг водоспоживання досягне 6000 км³.

Характер і рівень використання водних ресурсів залежить від природних умов, у тому числі водозабезпеченості та економічних і соціальних факторів. На розвиток галузей водного господарства і будівництва гідротехнічних споруд впливають також рельєф місцевості, ґрунтовий і рослинний покрив, гідрогеологічні умови, гідрологічні особливості басейну та інші природні фактори.

Світовий океан -- неперервна водна оболонка Землі, що оточує материки й острови. Площа Світового океану становить 361 млн. км³, або 71% земної поверхні. В ньому зосереджено понад 1370 млн. км³ води, тобто 96,5% об'єму гідросфери. У Світовому океані виділяють його складові частини -- океани, моря, затоки, протоки, На Землі умовно виділяють 4 океани: -- Тихий -- складає майже половину площі Світового океану (178,7 млн. км²) і понад половини його об'єму (740 млн. км³); -- Атлантичний -- складає приблизно 1/4 частину Світового океану за площею (91,6 млн. км²) і об'ємом (330 млн. км³); -- Індійським -- складає дещо більше 1/5 частини Світового океану за площею (76,2 млн. км²) і об'ємом (283 млн. км³); -- Північний Льодовитий -- складає лише 1/25 частину Світового океану за площею (14,7 млн. км²).

2. Вказати фактори, що впливають на формування температурного

режиму водоймищ

Водокористування -- використання водних об'єктів для задоволення будь-яких потреб населення й народного господарства. До водокористувачів, наприклад, ставляться гідроенергетика, водний транспорт, рибне господарство. Водокористування не зв'язане безпосередньо з добором води з використовуваних водних об'єктів, але його не можна розглядати у відриві від потреб водоспоживання, тому що в інтересах водокористувача вилучення води на водоспоживання може бути обмежене.

Водокористувачі висувають певні вимоги до режиму стоку і якості водних ресурсів залежно від тих функцій, які вода виконує при її використанні, і, у свою чергу, часто впливають на обоє ці показників. Так, створення водоймищ для потреб гидроэнергетики змінює режим стоку, температурний, гідробіологічний і гідрохімічний режими водотоку. Використання водних ресурсів водним транспортом, рекреаційним маломірним флотом, лісосплавом може викликати забруднення води.

Гідрологічний режим. Динаміка водних мас. Основний компонент внутриводоймищної динаміки - переніс водних мас - формує такі важливі процеси як водообмін між окремими ділянками чи зонами водоймища, розведення стічних вод, заїлення чаші водосховища, переформування берегів, перерозподіл тепла, розчинених та взвішених речовин, живих організмів.

У русі вод водосховищ поєднуються елементи річкового (стокові течії) та озерного (згони й нагони, хвилі) режиму. Режим течій та хвиль ускладнюється будовою котловин (пересічний рельєф дна, різні зміни глибин, великі мілководдя), значними коливаннями рівнів води, попусками води крізь плотини.

Стокові течії спостерігаються у всіх водосховищах, але швидкості їх значно менші ніж у річках. Інтенсивність, а досить часто й напрямок стокових течій майже повністю визначається режимом роботи ГЕС, що часто зумовлює дуже нерівномірний режим течій у верхніх та особливо нижніх б'єфах плотин. При цьому в нижніх б'єфах швидкості течій можуть варіювати від нуля до 1,5-2,5 м/с. У верхніх б'єфах амплітуда добових змін швидкостей може сягати 1,0 м/с.

Течії прибережної зони відіграють важливу роль у формуванні багатьох показників гідрохімічного та гідробіологічного режимів водоймища. Завдяки ним відбувається основний (до 93%) водообмін між акваторією водосховища та його мілководдям, який забезпечує надходження мікроелементів, біогенів та інших речовин до масивів заростей ї таким чином сприяє реалізації очисних можливостей останніх.

Щодо вітрових хвиль на водосховищах то вони являють собою складний процес, який визначається великим числом факторів. Розміри хвиль та інші параметри хвилювання залежать від швидкості та тривалості дії вітру, довжини розгону хвилі, глибини водосховища. Відносно невеликі розміри акваторії й об'ємів сприяють активній реакції хвильового режиму на вітрові умови: хвилювання швидко виникає, розвивається й так само швидко затухає.

Рівневий режим. Регулювання стоку в корені змінює режим рівня води. Якщо за природних умов на річці відмічався яскраво виражений весняний підйом, то після створення водосховищ на більшості ділянок річки він понизився, і елементи рівневого режиму водосховищ - річний хід та амплітуда коливання - тепер практично можуть регулюватися.
Рівневий режим у верхніх зонах є дуже нестабільним, оскільки зумовлюється режимом роботи ГЕС. Зміна навантаження носить скачкоподібний характер, і це зумовлює дуже різкі коливання рівня води у верхніх б'єфах. Ці коливання поширюються по водосховищу у вигляді довгих хвиль. Створюючи підвищений фон швидкості течії у певні проміжки часу, попуски забезпечують підсилення самоочисних потоків, промивання зон, де за умов стабільного стоку можливе формування застійних явищ.

Слід зазначити, що у багатьох випадках, коли мілководдя захищені від динамічного впливу течії та хвиль, зміна рівня води є єдиним фактором, що зумовлює надходження води в ці зони та відхід її назад у водосховище.

Прозорість води. Зменшення швидкості течії та інтенсифікація процесів седиментації сприяють значному збільшенню прозорості води, що в свою чергу збільшує глибини проникання променистої енергії сонця. Прозорість води у водосховищах в середньому збільшується у два рази порівняно із річкою, а глибина проникання сонячної енергії збільшується з 1-1,5 м (у річці) до 2,5-6,0 м (у водосховищі). Це спричиняє істотне збільшення потужності шару утворення первинної біологічної продукції (фотичного шару) в середньому у 2,2 рази. В результаті зростає біологічно продуктивність, що в свою чергу призводить до інтенсифікації процесів деструкції та накопичення мулів органічного походження.
Гідрохімічний режим.

Мінералізація. Створення водосховищ веде до перерозподілу водного стоку річки за сезонами року, і, як наслідок, до змін у динаміці мінералізації та концентрації головних іонів.

В результаті акумуляції у водосховищах паводкових вод та змішування їх з більш мінералізованою водою, що потрапляє сюди у наступні сезони, відбувається зменшення (особливо у приплотинних ділянках водосховища) річної амплітуди коливань мінералізації та концентрації головних іонів. Якщо до зарегулювання стоку мінералізація вод протягом року могла змінюватись майже в 4 рази, то після зарегулювання вона змінюється лише в 1,4-1,5 рази. Розчинені гази. Формування газового режиму водосховищ відбувається під впливом багатьох факторів, основними з яких є періодична дія вітрового перемішування і циркуляції водних мас, фізико-хімічні і біологічні процеси, що відбуваються у водосховищах, взаємодія води із затопленими ґрунтами, життєдіяльність водних організмів.

Найбільш важливими є розчинений кисень та диоксид вуглецю. Кисень потрапляє у води з атмосфери та при продукуванні його фітопланктонними організмами та вищою водною рослинністю. О₂ витрачається на процеси дихання, окислення органічної речовини при розкладі організмів, а також шляхом евазії назад у атмосферу.

В теплий період (особливо у першій половині літа) основним фактором є фотосинтетична діяльність рослинних організмів. У другій половині літа починають переважати окисно-відновні процеси, які зменшують вміст кисню у воді. Розчинений О₂ може витрачатись і на окислення амонійного азоту до NO₂ та NO₃, солей закислого заліза, процеси окислення метану та сірководню (за участю відповідних бактерій).

Взимку основну роль відіграє температурний режим та наявність ледоставу.

Поверхневий шар води постійно збагачується киснем, а от у придонних шарах спостерігається його дефіцит за рахунок постійних витрат його на окисні процеси, й у донних шарах приплотинних ділянок вміст О₂ падає до 30-40, а іноді й до 1-3%. У місцях великого скупчення фітопланктону (утворення на поверхні води блакитної плівки) максимальна концентрація кисню зсунута на глибину 1-3 метри зі зменшенням до придонного шару.

Значна вертикальна стратифікація вмісту О₂ та СО₂ спостерігається у перші роки існування водосховища. По-перше, із затопленням земель починаються бурхливі процеси розкладу рослинного і ґрунтового покриву, що призводить до великих витрат кисню у придонних шарах і, відповідно, до зменшення його вмісту. По-друге, у воду потрапляє досить велика кількість органічної речовини, що веде до інтенсивного розвитку фітопланктону і посилення процесів фотосинтезу у поверхневих шарах води. Відмираючи, фітопланктон осідає на дно й розкладається. Таким чином у поверхневих шарах кількість розчиненого кисню може сягати приблизно 25 мг/л (290% насичення), в той час як у придонних шарах його концентрація падає майже до нуля, і весь придонний шар стає заморним.

З віком водосховищ стратифікація теж стає помітною, оскільки з'являється фактор поглинання кисню донними мулами, об'єми яких із року в рік збільшуються й які потребують все більше й більше кисню на хімічне й біохімічне окиснення утворених відновлених продуктів розкладу.

У верхніх ділянках водосховищ, що знаходяться в зоні змінного підпору гідрологічний режим найбільш подібний до річкового і швидкість течії не падає нижче 0,2-0,1 м/с. Тому тут у літній період спостерігається найбільш благоприємний кисневий режим. Стратифікація тут не відмічається, дефіциту кисню немає, оскільки фітопланктон розвивається слабо, й середня його біомаса приблизно 0,05-15 г/м куб.

В середніх та приплотинних ділянках водосховища швидкості течії незначні (0,01-0,1 м/с) або ж течії відсутні зовсім. Тому біомаса фітопланктону в періоди інтенсивного зацвітання сягає тут 40-60 г/м куб. та вище, між тим як при кількості біомаси більше ніж 15 г/м куб. вже виникає загроза біологічного забруднення і появи токсикантів. Внаслідок такого скупчення водоростей тут спостерігається особливо яскраво виражена киснева стратифікація.

Ранньою весною і восени через вітрове перемішування та невелику роль процесів фотосинтезу стратифікація О₂ та СО₂ спостерігається рідко, а пізно восени вона відсутня повністю, і перед ледоставом усі шари приблизно однаково насичені киснем, кількість якого в цей час може сягати 9-12,5 мг/л.

Джерелом СО₂ у водосховищах є процеси окислення органічних речовин, різні види розкладу та дихання. Зменшення двоокису вуглецю відбувається при фотосинтезі та виділенні СО₂ в атмосферу.

Концентрація двоокису вуглецю залежить від сезону, біологічних та біохімічних процесів. Максимальна концентрація спостерігається у період ледоставу (50-70 мг/л). Влітку у придонних шарах води за рахунок процесів розкладу відбувається накопичення СО₂ до 5-10, а іноді й до 20-45 мг/л.

Органічні речовини. До органічних речовин, що найчастіше зустрічаються у водосховищах, належать органічний вуглець, органічні азот та фосфор, білки, пептиди та амінокислоти.

Вміст органічного вуглецю (через те, що у водосховищі одночасно йдуть два протилежно направлені процеси - синтез органічних речовин та їх деструкція) на різних ділянках помітно відрізняється. Підвищена концентрація органічного вуглецю може бути пов'язана як із надходженням гуміфіційованих вод з річок, що впадають у водосховище, так і з великою біопродуктивністю.

Максимум вмісту органічного вуглецю спостерігається у весняно-літній період, при максимальній фотосинтетичній активності фітопланктону. Коли ж процеси деструкції починають переважати над процесами фотосинтезу, кількість Сорг зменшується.

У каскаді в нижніх водосховищах може спостерігатися аномальна динаміка концентрації вуглецю: максимум його вмісту припадає на зимовий період із подальшим зменшенням з весни до осені. Це пояснюється, вочевидь, накопиченням протягом вегетаційного періоду органічних речовин та їх надходженням із водосховищ, розташованих вище по каскаду.

Вертикальна стратифікація вмісту органічного вуглецю спостерігається, зазвичай, у глибоководних та застійних зонах. У весняно-літній період збільшується відносна концентрація летких органічних сполук, що пов'язано із фотосинтетичними та деструктивними процесами. В період масового розвитку фітопланктону частка летких органічних сполук може сягати 50% і більше загального вмісту органічних речовин.

Загальний та неорганічний азот є основним джерелом біогенного азоту у водних екосистемах. Це - амонійний азот та інші відновлені мінеральні його форми, органічні азотовмісні сполуки різних класів. Більшість органічних азотовмісних сполук легко піддаються деструкції та мінералізації, утворюючи основний фонд азоту, який витрачається під час фотосинтезу.

Існує певна закономірність у сезонній динаміці вмісту азоту: влітку його концентрація зростає, восени зменшується. Високі концентрації органічного азоту спостерігаються у багатоводні роки, коли затоплення частини берегової зони водосховищ супроводжується надходженням у них великої кількості біоелементів.

Різниця між вмістом мінеральних та органічних форм азоту досягає свого максимуму взимку, коли більша частина утворених азотовмісних речовин вже мінералізувалася.

Щодо органічного фосфору, то його концентрація найменша взимку, весною збільшується й до літа знову падає. Для співвідношення між мінеральними та органічними формами фосфору не відмічається такої закономірності, як для азотовмісних сполук, оскільки концентрація мінерального та органічного фосфору у воді залежить не лише від продукційно-деструкційних процесів, а й від фізико-хімічних умов на межі донні відклади-вода, які визначають напрямок та інтенсивність сорбційно-десорбційних процесів.

Мінімальний вміст розчинних білків спостерігається навесні, максимальний - у осінньо-зимовий період. Сезонна динаміка визначається протіканням двох протилежно направлених процесів: надходження білків при лізісі клітин гідробіонтів, кількість яких пропорційна біопродуктивності водосховища, та деструкції білків, яка відбувається завдяки мікроорганізмам. І той і інший процес залежить від гідрохімічного режиму, пори року, трофності водоймища.

При масовому “цвітінні” водоростей та їх відмиранні концентрація білків може підвищуватись до 2 мг/л і вище; рано навесні, коли фотосинтез ще не дуже інтенсивний концентрація не перевищує 0,2-0,1 мг/л. Максимальна концентрація амінокислот спостерігається у вегетаційний період.

Сумарний вміст білків, амінокислот пептидів у донних відкладах зазвичай у два рази перевищує їх вміст у воді.

Ще однією органічною компонентою у водосховищах є феноли, основним природнім джерелом яких є продукти розкладу фітопланктону, вищої водної та наземної рослинності. Особливо велика кількість фенолів утворюється при біохімічному розкладі лігнінів, які входять до складу вищих водних та наземних рослин. Максимальний вміст фенолів спостерігається у місцях скупчення водоростей в період їх вегетації, особливо у плямах “ цвітіння”. Влітку порівняно з весною вміст фенолів у воді може збільшуватись у 8,5 рази.

3. Поясніть, що собою являють течії, як вони утворюються і яке

значення мають

У Світовому океані існує єдина, взаємозалежна система основних стійких плинів, що обумовлює перенос і взаємодію вод. Цю систему називають океанічною циркуляцією. Представлення про циркуляції вод в океані як про рух постійних потоків склалося на підставі вивчення обривкових даних про знос судів. Ці зведення узагальнювалися й осреднялись за тривалі проміжки часу - аж до десятиліть, що в підсумку дало можливість виявити великі циркуляційні системи в океані і вивчити картину переносу поверхневих вод. Більш детальні дослідження плинів у Світовому океані почали проводитися після того, як океанологи стали розуміти вплив нерівномірності розподілу сонячної енергії на поверхні Землі. Наша планета одержує і поглинає теплоту нерівномірно: її надходження в низьких широтах більше, ніж у високих. Поглинання тепла поверхнею суші відрізняється від поглинання поверхнею океану. Усе це створює нерівномірність у розподілі щільності океанської води, сприяє виникненню і рухові атмосферних утворень, циклонів, пасатних і мусонних вітрів. Цей могутній природний механізм дає імпульс водним масам і постійно постачає їх енергією, необхідної для руху. Крім того, переміщення водних мас залежить від сили обертання, що відхиляє, Землі (що змінюється за значенням від екватора до полюса), обрису берегів океану, рельєфу дна. Сукупність усіх діючих сил створює складну картину руху водних мас в океані. Головна роль в утворенні поверхневих плинів належить вітрам. Тому поверхневі плини варто розглядати разом з переважними вітрами. Пасатні вітри, що цілий рік дують в Атлантиці і Тихому океані з заходу на схід, утворюють по обидві сторони від екватора могутні струмені Північних і Південного Екваторіальних плинів. Ці плини наганяють воду до західних окраїн обох океанів. Частина цієї води повертається назад на схід у виді Екваторіальних протитечій, розташованих між обома пасатними плинами. Інша частина, упираючись у бар'єр з материків і островів, повертає на північ або на південь. В Атлантичному океані Північний Екваторіальний плин нагнітає воду в Карибське море і Мексиканську затоку, відкіля вона випливає через вузьку Флоридську протоку і дає початок усім відомому Гольфстріму. Найпотужніша тепла морська течія -- Гольфстрім. Це своєрідна гігантська річка в океані, яка простягається на 10 тис. км від підводної частини Флоридської протоки й доходить до островів Шпіцберґена та Нова Земля. Причиною її зародження є великий нагін пасатними вітрами води через Юкатанську протоку в Мексиканську затоку й утворення в результаті цього значної різниці рівня між Мексиканською затокою та прилеглою частиною Атлантичного океану. При виході в океан витрати води цієї течії становлять 25 млн. м³/с, що у 20 разів перевищує витрату всіх річок земної кулі. Ширина течії змінюється від 75 км (біля берегів Флориди) до 200 км (у районі Великої Ньюфаундлендської банки), товщина потоку 700-800 м. Швидкість течії біля берегів Флориди 6-10 км/год, а в районі Великої Ньюфаундлендської банки зменшується до 3-4 км/год. Води цієї течії несуть колосальну кількість тепла, яким обігрівається вся Західна та Північна Європа. При цьому на кожен квадратний сантиметр узбережжя надходить 4000 млрд. кал тепла на рік, тобто стільки, скільки дає спалювання 500 тис. т вугілля. Завдяки Гольфстрімові на північному узбережжі Європи значно тепліше, ніж на тих самих широтах у Північній Америці. Так, наприклад, в Англії ростуть вічнозелені рослини, а Лофотенський острів, що лежить поблизу Північного полярного кола, має середньорічну температуру Криму. Гольфстрім, несучи теплі води на північ, розширюється, досягає берегів Європи і уливається в остаточному підсумку в Баренцове море і Північний Льодовитий океан, з якого вода повертається на південь у виді холодного Гренландського плину. Частину своєї води Гольфстрім утрачає по дорозі. Ця вода, відхиляючи вправо, утворює у Північній Атлантиці круговий плин. У Тихому океані точно в такий же спосіб починається могутній плин Куросіо, породжений Північним Екваторіальним плином. Але тут Куросіо не в змозі проникнути в Північний Льодовитий океан через те, що занадто близько стуляються Азія з Америкою. Тому плин повертає вправо до сходу, утворюючи замкнуте коло циркуляції водних мас до півночі від екватора. Назустріч Куросіо, також дотримуючи «правила руху», встановлені обертанням Землі для північної півкулі, тобто тримаючи правої сторони, тече на південь холодне Ойясіо. У Південній півкулі від Антарктичного кругового плину в західних берегів материків відокремлюються галузі холодних плинів - Перуанське від берега Південної Америки, Бенгельске від берегів Африки і Західно-Австралійське від Австралії. Ці плини несуть холодну воду убік екватора і харчують екваторіальні плини, порушувані пасатними вітрами. Води Південних Екваторіальних плинів повертають на південь і підтримують Антарктичний циркумполярний плин, що безперешкодно обгинає Антарктиду.

Плини в Індійському океані мають інший характер. Тут велику роль у їхньому утворенні грають сильні мусонні вітри, що дують улітку з океану на сушу, а узимку із суші в океан. Крім того, на характері плинів позначається і те, що північна границя Індійського океану не виходить за межі тропіків. У результаті тут переважають сезонні кругові плини по годинниковій або проти годинникової стрілки. Коли говорять теплий або холодний плин, це не завжди треба розуміти буквально. Наприклад, температура води Бенгельского плину біля мису Доброї Надії дорівнює 20°C, але це «холодний» плин, тоді як Нордкапский плин (одна з північних галузей Гольфстріму), що несе воду з температурою від 4 до 6°C, - «теплий». Такі назви дають плинам, якщо вони порушують нормальний широтний розподіл температури води в океані, якщо вода, що вони із собою несуть, тепліше або холодніше навколишньої океанської води. Довший час думали, що могутні плини, як Куросіо і Гольфстрім, течуть немов ріки в океані. Їхні води дійсно різко відрізняються від навколишньої води кольором, солоністю і температурою. Але суцільного потоку в них немає. Наприклад, Гольфстрім часто розбивається на окремі струмені шириною в десятки кілометрів, деякі струмені відходять убік, утворюють величезні завихрення (меандри), що потім зовсім відокремлюються від основного плину. Як показали дослідження, швидкість таких плинів, як Гольфстрім і Куросіо, може досягати 2-2.5 м/с. Трохи інший режим мають плини типу Антильського, де максимальні швидкості рідко перевищують 1-1.2 м/с. Ці плини відрізняються більшою стійкістю і відсутністю великих меандр.

Найбільшою і найпотужнішою океанічною течією нашої планети є Антарктична циркумполярна. Довжина цієї течії перевищує 30 тис. км, ширина -- 1 тис. км, а глибина поширення -- 2-4,5 км. Швидкість руху течії у верхніх шарах -- 3,5 км на годину. Щосекунди ця течія переносить понад 240 млн. м³ морської води, тобто значно більше, ніж усі інші течії разом узяті. Антарктична циркумполярна течія -- це потужне джерело енергії для утворення циклонів і антициклонів, які мають велике значення для формування погоди на всій планеті. У зоні цієї течії утворюються і найбільші водяні вихори, які мають лише місцеве поширення на відміну від інших, які дрейфують за течією.

Гольфстрім Антільська течія Північна Пасатна течія	Куросіо течія течія Західних Вітрів Північно-Атлантична течія
Південна Пасатна течія Курило-Камчатська течія Аляскинська течія	Лабрадорська течія Сомалійська течія Мусонна течія Трансарктична течія
Циркуляція океанічної води в течіях тісно пов'язана із глобальною циркуляцією вітрів

Найшвидша з течій -- Наквато Рапідс, яка несе свої води біля берегів канадської провінції Британська Колумбія в Тихому океані. За даними Книги рекордів Гіннеса, її швидкість -- 29,6 км на годину.

Компенсаційні течії - горизонтальні переміщення водних мас, які поповнюють збитки води на якій-небудь ділянці океану, моря, озера. Можуть розвиватись як в поверхневих, так і в глибинних шарах, наприклад, міжпасатні протитечії.

ТЕЧЕНИЯ НА ВОДОХРАНИЛИЩАХ

Возникают под действием ветра и стока воды. Ветровые течения наблюдаются вдали от берегов, их скорости сравнительно невелики. Стоковые течения зависят от участка водохранилища и периода навигации. В нижней части водохранилища течение может быть достаточно быстрым во время весеннего паводка и сброса воды через плотину. В половодье скорость течения в узких местах водохранилища может быть сравнима со скоростью течения рек.

ТЕЧЕНИЕ РЕК И ХАРАКТЕР ВОДНОГО ПОТОКА

Течение воды в реках вызвано уклоном водной поверхности от истока к устью: чем больше уклон, тем выше скорость течения. Эта скорость зависит также от средней глубины, извилистости и шероховатости русла. Она различна на плесах и перекатах: в межень больше на перекатах, в половодье - на плесах. Скорость течения уменьшается от истока к устью реки.

Скорость течения реки - это усредненная скорость течения отдельных струй речного потока. Скорости струй неодинаковы в разных точках поперечного разреза потока, площадь которого называют живым сечением русла реки. Скорость струи максимальна над самым глубоким местом вблизи поверхности воды в точке, отстоящей от поверхности примерно на 0,2 глубины. От этой точки скорость струй уменьшается ко дну реки и к ее берегам.

Рис. 1. - Внутреннее течение на изгибе русла: 1 - направление течения на поверхности; 2 - направление течения возле дна - донное течение

На поверхности воды скорость струй максимальна над самым глубоким местом. Линия, соединяющая на водной поверхности точки с наибольшими скоростями течения струй и с наибольшей глубиной русла, называется стрежнем реки.

На изгибах русла одновременно с течением вдоль него наблюдается и поперечное течение: на поверхности - в сторону вогнутого берега, у дна - в сторону выпуклого. Так что на криволинейных участках реки поток воды как бы "ввинчивается" вдоль русла вниз по течению. Это винтообразное течение воды "сносит" стрижень реки ближе к вогнутому берегу. Таким образом, на прямолинейных участках реки скорость течения наибольшая в середине русла, на криволинейных - ближе к вогнутому берегу.

При изменении уровня воды возникают два дополнительных поперечных течения между серединой реки и ее берегами. При подъеме воды эти течения на поверхности воды направлены от середины к берегам, на дне - от берегов к середине, а посредине реки - снизу вверх. При спаде воды - наоборот.

НЕПРАВИЛЬНОСТИ ТЕЧЕНИЯ

Речной поток может иметь особенности течения, существенно влияющие на движение судна вверх и вниз по реке.

Рис. 2. - Неправильности течения: 1 - майдан за устоями моста; 2 - свальное течение против устья притока; 3 - затяжное течение у приверха острова; 4 - свальное течение за ухвостьем острова; 5 - прижимное течение; 6 - майдан у впадения притока; 7 - суводь за выступом берега.

Прижимным (навальным) называют течение, под действием которого суда сносятся к берегу или какому-то объекту. Прижимное течение реки - это проявление винтообразного движения воды в криволинейном русле. Так как прижимное течение направлено к вогнутому берегу, оно может приводить к навалу судов на него, особенно при движении вниз по реке. Чем круче поворот русла, тем сильнее прижимное течение.

Свальным называют такое течение в реке, которое пересекает ось судового хода под некоторым углом. Свальное течение вызывается сливом воды, направленным под значительным углом к стрежню реки. Возникает из-за разного уровня воды по ширине реки, например, при впадении в реку притоков, переходе стрежня от одного берега к другому, на перекатах, расположенных на изгибах русла, и т. п.

Затяжное течение - то, которое направлено из основного русла в рукав реки. Как и свальное, оно направлено под углом к стрежню реки. Возникает при разделении русла на рукава. Особенно большую скорость имеет в половодье у прорв, протоков, проранов.

В русле реки могут также возникать и вихревые течения, приводящие к образованию суводей и майданов.

Участок реки, на котором вода вращается в одну сторону, называется суводью. Она возникает за выступами берегов, мысами. У правого берега вода в суводи вращается по часовой стрелке, у левого - против нее. При сильном течении большие суводи образуются за рынками гор. Вдоль оси вращения суводи поток воды движется снизу вверх. Особенно много суводей бывает во время половодья.

В районе вершины очень крутой излучины у вогнутого берега также возникает суводь, однако вдоль ее оси поток воды направлен вниз, образуя на поверхности воды воронку. Такую суводь называют также омутом (водоворотом).

Если скорость течения невелика, за выступами берегов образуются не суводи, а тиховоды - участки реки с малыми скоростями течения. Тиховоды возникают также за выпуклыми берегами, отлогими песчаными отложениями в русле.

Участок реки, где вода совершает беспорядочные возвратно-поступательные движения, называется майданом. Майданы образуются при слиянии потоков воды с разными скоростями течения, за опорами мостов, а также при обтекании подводных препятствий, несколько ниже их. Признаками майданов являются перемещающиеся по течению водовороты и рябь на поверхности воды. Водовороты вращаются и по часовой стрелке, и против нее. При этом образуются и воронки, и выбросы струй вверх, вода как бы кипит.

При слиянии рукавов могут образовываться крупные майданы (до десятков метров в диаметре), особенно если потоки воды встречаются почти под прямыми углами. Такие майданы называют также спорными водами.

4. Зазначити особливості формування паводкової хвилі

Головне джерело живлення річок - атмосферні опади. Рівнинні річки живляться в основному (50-80%) талими сніговими водами, гірські - дощовими. Підземне живлення для річок більшої території республіки становить 10-20% і тільки для окремих з них - до 50%.

В Україні в середньому за рік випадає 377 км³ атмосферних опадів (або 625 мм). Проте їх кількість у різних частинах республіки неоднакова, що зумовлено географічним положенням місцевості, неоднорідністю рельєфу та іншими факторами. Найбільше опадів за рік випадає в Карпатах (900-1200 мм і навіть понад 2000 мм в окремих районах), найменше - на узбережжі Чорного та Азовського морів (близько 350-500 мм). Середньорічна кількість опадів на Поліссі дорівнює 650-700 мм, у Лісостепу - від 550 до 650 мм. У Криму із збільшенням висоти місцевості над рівнем моря річні суми опадів зростають від 450 мм у степовій зоні до 1000 мм і більше у горах. У Гірському Криму та на Південному узбережжі Криму переважають зимові опади, а на решті території України - літні.

Але лише невелика частка атмосферних опадів (всього 52,4 км³, або 86,8 мм) трансформується у річковий стік. Решта вологи витрачається на випаровування і транспірацію рослинами. На рівнинній території випаровування зменшується у напрямі з північного заходу на південний схід від 500-570 до 400-450 мм.

Розглядаючи співвідношення між опадами і випаровуванням, неважко помітити, що найбільша різниця між ними в Карпатах та гірській частині Криму, а найменша - в південних низовинних районах морського узбережжя. Тому і стік річок найбільший у Карпатах та Гірському Криму, а найменший - на півдні республіки.

Оцінюючи водні ресурси, що несуть українські річки, не можна не брати до уваги і обставини, які ускладнюють їх використання. Це, по-перше, значні коливання річкового стоку у часі. У маловодні посушливі роки об'єм річкового стоку значно менший, ніж у середні за водністю. Так, річковий стік, що формується в межах республіки у дуже маловодні роки, становить усього 29,7 км³ і майже у 2 рази менший від середньої багаторічної величини. Нерівномірно розподіляються водні ресурси і за сезонами року, не відповідаючи, як правило, потребам водокористування.

По-друге, це нерівномірний розподіл річкового стоку по території, внаслідок чого водозабезпеченість окремих адміністративних областей неоднакова. Найбільшу кількість води у річках мають західні області: Львівська, Івано-Франківська, Чернівецька, Закарпатська. Загальний середньорічний стік 31 тис. річок, що стікають з Карпатських гір, становить 18,6 км³, або 35% стоку, який формується на території України. Близько 43% його припадає на Закарпаття.

За показниками водозабезпеченості території прикарпатські області є унікальним районом. Питома водність на 1 км² тут досягає 330 тис. м³, тим часом як в цілому по Україні - всього 86,8 тис. м³. Питома водність на одну людину в західних областях становить 2,9 тис. м³, тоді як у середньому по республіці - 1,03 тис. м³. Порівнюючи наявні водні ресурси з потребами у воді населення і народного господарства західних областей, які не перевищують нині 1,2 км³, видно, що частка останніх становить всього 6% середньорічного місцевого стоку.

Найменш забезпечені водою південні області України, які найбільше її потребують для розвитку промислового і сільськогосподарського виробництва. Так, у Донецькій, Запорізькій, Дніпропетровській, Миколаївській, Одеській, Херсонській областях і Республіці Крим на 1 км² території припадає від 5-10 до 38 тис. м³ води у середній і 0,7-16 тис. м³ у дуже маловодний рік, а на одну людину тут у 15-20 разів менше води, ніж у західних областях. У південних районах (степова зона), які займають 34% території республіки, річки несуть тільки 10% стоку України. До того ж хімічний склад речовин, розчинених у воді окремих річок, особливо у Приазов'ї і на Донбасі, такий, що воду для використання у народному господарстві слід попередньо обробляти.

Гідрологічний режим

Річна зміна рівнів води на річках рівнинної частини України (Західнополіського, Східнополіського, Волинського, Верхньо- та Нижньодніпровського, Ворскло-Пселського, Подільського, Верхньо- та Середньобузького гідрологічних районів) характеризується високим весняним водопіллям, яке може проходити з кількома піками (обумовленими нерівномірним таненням снігу або випаданням дощів) і низькою літньою меженню.

Навесні рівні води у більшості випадків піднімаються на кілька днів раніше скресання. Не поодинокі випадки, коли на малих річках максимальні весняні рівні проходять при льодоставі. Початок водопілля на малих річках - частіше в першій-другій декаді березня, інколи в другій-третій декаді лютого. Закінчується водопілля у другій половині квітня, іноді в першій декаді травня. На деяких річках, особливо річках Приазов'я, лівих притоках середньої течії Дніпра тощо, під час льодоходу утворюються затори, які зумовлюють значні підйоми рівнів.

Інтенсивність підняття і загальне підвищення рівнів води весною різноманітні і залежать від гідрометеорологічних умов весняного періоду і гідрографічної будови річкового басейну. Найбільш часто рівні води весною за добу піднімаються на 20-40 см, інколи (максимальні спостережені) на 100-200 см. На річках з великою заболоченістю басейнів і широкою заплавою максимальне підняття рівнів не перевищує 100 см на добу.

Загальне підняття рівнів у весняну повінь змінюється у значних межах і становить: при низькій повені -1,0-2,0 м, при середній - 2,0-4,0, при дуже високій - 5,0-6,0 м. На заболочених річках з широкими заплавами (Турія, Стохід, Уборть, Ірша та ін.) загальне підняття рівнів не перевищує 2-3,5 м навіть у роки з дуже високою весняною повінню.

Літньо-осіння межень триває з травня до жовтня-листопада і часто порушується формуванням дощових паводків, висота і частота повторення яких збільшується з півночі на південь і південний захід.

Осінні обложні дощі підвищують рівні води. Стійка зимова межень із сталим льодовим покривом буває лише на річках північного сходу республіки. На решті території відлиги часто формують зимові паводки, які порушують льодовий покрив. Особливо часто зимові паводки бувають на річках Приазов'я.

На малих річках у суворі зими спостерігається перемерзання, яке триває від кількох днів до 2 місяців.

Підйом рівнів весняної повені на річках гірських районів (Закарпатського і Передкарпатського) найчастіше починається в середині - наприкінці березня, одночасно з початком сніготанення в горах. Водопілля нерідко проходить кількома хвилями і часто ускладнюється або посилюється дощами. У таких випадках гребінь другої хвилі значно перевищує гребінь першої. Найвищі рівні весняної повені спостерігаються на малих річках звичайно в другій-третій декаді березня. Триває водопілля близько 1,5-2 міс.

За ним йдуть літні дощові паводки, максимальні рівні яких перевищують максимальні рівні весняної повені на 0,5-1,5 м. У багатоводні роки відмічається до 8-10 та більше паводків, середня тривалість яких на малих річках становить 5-10 діб. Обложні дощі восени зумовлюють значні підйоми рівнів, які інколи досягають 2-3 м.

Зимові рівні нестійкі, їх коливання зумовлюються частими відлигами, що супроводжуються дощами. У таких випадках бувають значні паводки з підйомами рівнів до 2-3,5 м.

В режимі рівнів річок Криму відмічаються два періоди: перший - з листопада-грудня до квітня-травня з досить частими паводками і другий - в інші місяці року. Найбільш високі паводки спостерігаються в зимово-весняний період. Вони зумовлені: взимку - відлигами, навесні - таненням снігу на головній гряді. Взагалі весняну повінь тут виділити дуже важко, тому що сніготанення супроводжується дощами. Крім того, значну частину талих вод поглинає карст, а часті зимові відлиги не сприяють формуванню значних снігозапасів у річкових басейнах.

Термічний і льодовий режим

Термічний і льодовий режим річок формується під дією трьох основних груп факторів: термічних, які обумовлюють тепловий баланс річки в різні пори року; морфометричних (зміна похилів, глибин та ширини русел), які впливають на зміни умов формування термічного і особливо льодового режимів річок або їх окремих ділянок; антропогенних, тобто різних видів господарського використання річок.

Головний фактор термічної групи - сонячна радіація - має зональний характер розподілу по території. Разом з тим водність річок і морфологічні особливості їх русел, підземні води і антропогенні фактори викликають значні локальні зміни у термічному та льодовому режимі, які нерідко домінують над зональними. Тому в розподілі характеристик термічного і льодового режимів річок по території України відмічається значна строкатість.

Термічний режим характеризується зміною температури води протягом року від дати стійкого переходу через 0,2°С навесні до дати стійкого переходу восени (початок льодових явищ). Середні багаторічні дати переходу температури води через 0,2°С навесні на ділянках рівнинних річок з природним термічним режимом і помірним ґрунтовим живленням становлять: на північному сході - кінець березня - початок квітня, в центрі республіки - середина березня, на півдні - перша декада березня. Найбільш ранні дати - відповідно середина другої декади березня, середина другої декади лютого, перша декада лютого. Найбільш пізні дати - середина другої декади квітня, кінець першої декади квітня, середина третьої декади березня.

Стійкий перехід температури води через 0,2°С восени щорічно відмічається лише на північному сході України, і відбувається це найчастіше з кінця листопада до середини першої декади грудня. На річках північного заходу такий перехід спостерігається в 80-85% загальної кількості років і настає наприкінці першої - на початку другої декади грудня. Це зумовлено не стільки кліматичними умовами, скільки напрямком течії річок (з півдня на північ) та значним підземним живленням.

На річках центральної частини республіки кількість років із стійким переходом температури води через 0,2°С восени зменшується до 70-80%, а на річках південного заходу (межиріччя Дунаю і Дністра, Дністра і Південного Бугу) - до 10%.

Найвищі значення температури води спостерігаються найчастіше в липні і становлять на північному сході 25-27°С, в центрі - 26-28°С, на півдні - 28-30°С.

На річках Карпат і Криму відмічена вертикальна зональність температури води.

Середні дати початку стійких льодових явищ на річках північного сходу - 10-15 листопада, центральної частини республіки - 16-25 листопада, півдня - 26 листопада - 5 грудня. Ранні терміни початку стійких льодових явищ випереджають середні на два-три тижні, а пізні - запізнюються на місяць і більше.

Льодостав на всіх річках (крім верхніх приток Десни, Сіверського Донця і Оскола) протягом зими часто порушується скресом під час відлиг. Стійким вважається льодостав тривалістю 20 і більше діб.

Навесні льодовий покрив руйнується під впливом тепла і механічної дії води. Крім того, на строки скресу впливає і товщина льодового покриву.

Середні строки скресу на річках північного сходу - в другій половині березня, на річках південного заходу - на початку березня. Повністю очищуються від льоду річки через 5-10 діб після скресання.

Твердий стік

Річки України переносять багато твердих часток-наносів, які утворюють твердий стік. Кількість і склад їх різні, що залежить від фізико-географічних особливостей території, де протікають річки, та інтенсивності процесів ерозії в їхніх басейнах. За оцінками спеціалістів, у русла малих річок держави щороку змивається в середньому 120 млн. т ґрунту.

Найголовнішими факторами формування твердого стоку є еродованість території, глибина врізу річкової долини, характер атмосферних опадів. Важливе значення має також природна або штучна зарегульованість річкового стоку. Сумісна дія цих факторів зумовлює те, що середня багаторічна мутність води різних річок коливається від одиниць до сотень і навіть тисяч грамів на 1 м³. Із збільшенням розмірів річок мутність води і модуль твердого стоку переважно зменшуються. Це обумовлено більшою пологістю схилів на великих водозборах, зменшенням транспортуючої здатності потоку та ін.

Традиційно річкові наноси поділяють на завислі і рухомі. Такий поділ є умовним, оскільки одні й ті ж наноси залежно від швидкості течії можуть переходити в завислу чи рухому форму. Разом з тим встановлено, що на рівнинних річках у завислому стані транспортується до 90% твердого стоку. На гірських річках це відношення може змінюватися майже на протилежне.

На рівнинних річках процес обміну частинками, що знаходяться у товщі потоку і лежать на дні, відбувається безперервно. Це зумовлює і безперервність процесу руслоформування. Рухомі наноси в рівнинних річках здебільшого пересуваються у вигляді пасм.

В гірських річках завислі наноси протягом більшої частини року з донними відкладами не обмінюються. Руслоформування відбувається тут періодично - тоді, коли витрати води і швидкість течії стають достатніми для розмиву наносів, що складають русло. Транспортування рухомих наносів в цих умовах проходить у безструктурній формі.

На півночі республіки (у лісових районах) при достатньому та надмірному зволоженні і малопересіченому рельєфі процеси ерозії розвинені слабо. Лучна, лучно-болотна і прибережна рослинність, розвинена в неокультурених долинах, перехоплює весь поверхневий змив, не допускаючи потрапляння теригенного матеріалу в річки. Води річок, що течуть у цій зоні, мало насичені наносами: їх середня річна концентрація (мутність води) не перевищує 20-50, а найбільша досягає 200-300 г/м³.

У Лісостепу, де багато суглинкових відкладів та надзвичайно висока розораність, водна ерозія охоплює великі площі. Це зумовлюють і кліматичні особливості зони: сильні відлиги взимку і інтенсивні літні зливові дощі. Тому мутність вод у річках збільшується - середня річна її величина варіює від 100-250 до 500 г/м³ у межах Подільської височини, а максимальне значення мутності досягає навіть 3000 г/м³. Малі водотоки в період паводків можуть перетворюватись на грязьові потоки.

Річки степової зони ще мутніші, чому сприяють майже на 100% розораність території, наявність суглинків, які легко піддаються змиву, а також кліматичні умови. Концентрація наносів у водах - 250-500 г/м³, а в межах височин - перевищує 500 г/м³; мутність тимчасових водотоків набагато вища. Наноси водотоків рівнинної території майже всі переміщуються у завислому стані і в основному при весняних водопіллях та літніх наводках.

Річки Карпат характеризуються паводковим режимом і несуть велику кількість наносів різного складу та з частками різних розмірів. З полонин стікають потоки мутністю, яка рідко перевищує 100-300 г/м³; дещо більша насиченість наносами вод, що стікають із залісених схилів, - 300-500 г/м³. Проте, навіть незначне порушення дернини на полонинах чи вирубування лісів значно збільшують еродованість території та мутність води.

На рівнинній частині Криму середня мутність річок становить 20-50, а на сході і заході півострова - до 100 г/м³. У гірській частині, де ерозійна діяльність вод значно інтенсивніша, мутність вод збільшується і досягає 500-1000 г/м3 при переважному значенні 250-500 г/м³. У Карпатах і Криму при випаданні зливових дощів на невеликих річках можуть формуватися селеві потоки.

Вирубування лісу у передгір'ях Карпат призвело до того, що у 1970-80-ті роки твердий стік збільшився удвічі. В ряді випадків його збільшенню сприяло влаштування руслових кар'єрів і зниження базису ерозії.

Деяке збільшення твердого стоку трапилося на річках Волинсько-Подільської височини. Насамперед це зумовлено посиленням ерозії внаслідок збільшення розораності і значного поширення просапних культур. Зростанню твердого стоку сприяло також припинення роботи водяних млинів і спорожнення ставів, що існували раніше.

Відносна ерозійна стійкість земель на рівнині разом з акумуляцією наносів у ставах і водосховищах зумовили деяке зменшення твердого стоку на більшій частині Лівобережжя і у Поліссі.

Характерною особливістю твердого стоку малих річок є значна внутрішньорічна мінливість. Здебільшого він формується в період весняної повені і кількох дощових паводків. Частка твердого стоку, що припадає на весняну повінь, за багаторічний період змінюється від 80% на північному сході республіки до 20% і менше на півдні і в Карпатах.

Спроможність потоку транзитом переносити більшу частку схилових наносів є важливою властивістю річок, що оберігає русла від замулення. Разом з тим, русла при значному посиленні ерозії поступово замулюються і відмирають. Цей процес поряд із заростанням призводить до скорочення довжини малих річок і зменшення їх кількості. Особливо характерне скорочення гідрографічної мережі для річок степової і лісостепової зон. Близький до природного русловий процес зберігся лише в районах з відносно слабкою господарською діяльністю (Полісся, верхній пояс Карпат).

Гідрохімічний режим

Вода в малих річках України має різний хімічний склад і неоднакову мінералізацію, що зумовлено природними умовами формування стоку. Головною особливістю територіального розподілу показників сольового складу є чітка гідрохімічна зональність із північного заходу на південний схід. Ця зональність не залежить від напрямку течії річок і добре узгоджується з фізико-географічними зонами.