Hydrosfære. Vannets kretsløp på jorden. Vannets kretsløp i naturen. Jordens vannressurser - Kunnskapshypermarked Hvilke farvann er mer aktivt involvert i verdenssyklusen

I kvantitative termer leder verdenshavet utvilsomt, og står for 1 338 000 tusen km 3 eller 96,4% av alt vann på jorden.

På land er det 49 675 km 3 eller omtrent 3,6 % av planetens vann i form av snø og isbreer, elver, innsjøer, reservoarer, sumper og grunnvann. Nesten alt vannet i atmosfæren (90 %) er konsentrert i den nedre delen av troposfæren i en høyde på 0-5 km. Totalt er det 13 tusen km 3 vann eller 0,001 %. I organismer er det enda mindre av det - omtrent 0,0001% av jordens vann (omtrent 1 tusen km 3).

Det er flere hypoteser om opprinnelsen til vann. Nylig har det vært allment akseptert at hoveddelen av vann kom som et resultat av avgassing av magma. Under dannelsen av den primære basaltskorpen ble 92 % av basaltene og 8 % av vann dannet fra mantelen. Moderne lavaer inneholder også vanndamp fra 4 til 8%. For tiden dannes det årlig opptil 1 km3 vann ved avgassing. Disse vannene kalles juvenile (unge). Vann kommer også fra verdensrommet.

En av de viktigste prosessene i det geografiske miljøet er vannets kretsløp (fuktighetssirkulasjon). Under fuktighetssirkulasjon overføres materie og energi i den geografiske omhyllingen gjennom vann. Det er små og store sykluser. Små sirkulasjoner inkluderer regionale fuktighetssirkulasjoner: kontinental-atmosfærisk; hav-atmosfærisk; oseanisk-atmosfærisk-kontinental.

I en stor syklus er alle små sykluser dens ledd. I den store syklusen kan følgende hovedledd skilles: Kontinental; Atmosfærisk; Oceanic. Sirkulasjonen utfører overføring av fuktighet og varme, den forbinder jordens skjell og spiller en ekstremt viktig rolle i dannelsen av det komplekse naturlige skallet på jorden.

Vannets kretsløp på jorden

Vannkretsløpet, eller fuktighetssirkulasjonen, på jorden er en av de viktigste prosessene i det geografiske miljøet. Det forstås som en kontinuerlig lukket prosess med vannbevegelse, som dekker hydrosfæren, atmosfæren, litosfæren og biosfæren. Den raskeste vannsyklusen skjer på jordens overflate. Det oppnås under påvirkning av solenergi og tyngdekraft. Fuktighetssyklusen består av prosessene med fordampning, overføring av vanndamp med luftstrømmer, kondensering og sublimering i atmosfæren, nedbør over havet eller land og deres påfølgende strømning inn i havet. Hovedkilden til fuktighet som kommer inn i atmosfæren er verdenshavet land er av mindre betydning. Biologiske prosesser – transpirasjon og fotosyntese – spiller en spesiell rolle i syklusen. Levende organismer inneholder mer enn 1000 km 3 vann. Selv om volumet av biologisk vann er lite, spiller de en viktig rolle i utviklingen av liv på jorden og styrkingen av fuktighetssirkulasjonen: nesten 12 % av fordampende fuktighet til atmosfæren kommer fra landoverflaten på grunn av transpirasjon fra planter. Under fotosynteseprosessen som utføres av planter, brytes 120 km 3 vann årlig ned til hydrogen og oksygen.

I overflatevannssyklusen på jorden skilles de små, store og intrakontinentale gyrene konvensjonelt. Bare havet og atmosfæren deltar i den lille syklusen. Mesteparten av fuktigheten som fordamper fra overflaten av havet faller tilbake på havoverflaten, og fullfører en liten syklus.

En mindre del av fuktigheten deltar i den store overflatesirkulasjonen, og transporteres med luftstrømmer fra havet til landområdet, hvor det oppstår en rekke lokale fuktsirkulasjoner. Fra de perifere delene av kontinentene (deres areal er omtrent 117 millioner km2) kommer vann igjen inn i havet gjennom overflate (elver og isbreer) og underjordisk avrenning, og fullfører en stor syklus.

Territorier som ikke har drenering til verdenshavet kalles områder med intern drenering (drenfri i forhold til havet). Arealet deres er mer enn 32 millioner km 2. Vann som har fordampet fra lukkede landområder og faller tilbake på det, danner en intrakontinental sirkulasjon. De største områdene med intern flyt er Aral-Kaspiske, Sahara, Arabia og Central Australia. Vannet i disse områdene utveksler fuktighet med perifere områder og havet hovedsakelig ved å transportere det med luftstrømmer.

Mekanismen for utveksling av fuktighet hav - atmosfære - land - hav er faktisk mye mer kompleks. Det er assosiert med den generelle globale utvekslingen av materie og energi, både mellom alle geosfærer på jorden, og mellom hele planeten og verdensrommet. Jordens globale fuktighetssirkulasjon er en åpen prosess, siden i volumet der vann frigjøres fra jordens indre, kommer det ikke lenger tilbake: under utveksling av materie med det ytre rom, prosessen med irreversibelt tap av hydrogen under spredningen av vannmolekyler råder over dens ankomst. Vannmengden i hydrosfæren avtar imidlertid ikke på grunn av tilførsel av vann fra undergrunnen.

Kvantitativt er vannsyklusen på jorden preget av vannbalanse. Jordens vannbalanse er likheten mellom mengden vann som kommer til overflaten av kloden i form av nedbør og mengden vann som fordamper fra overflaten av verdenshavet og land over samme tidsperiode. Gjennomsnittlig årlig nedbør, samt fordampning, er 1132 mm, som i volumetriske enheter er 5,77,060 km 3 vann.

Ordning for sirkulasjon av vannfuktighet i naturen (ifølge L.K. Davydov):

1 - fordampning fra havoverflaten; 2 - nedbør på havoverflaten; 3 - nedbør på landoverflaten; 4 - fordampning fra landoverflaten; 5 - overflate, ikke-kanalstrøm inn i havet; 6 - elvestrøm ut i havet; 7 – underjordisk strømning inn i havet eller avløpsfritt område.

I jordens historie har det gjentatte ganger blitt registrert store endringer i vannbalansen, noe som er assosiert med klimasvingninger. I perioder med kaldt vær endres den globale vannbalansen mot større kontinental fuktighet på grunn av bevaring av vann i isbreer. Vannbalansen i havet blir negativ og nivået synker. I perioder med oppvarming etableres tvert imot en negativ vannbalanse på kontinentene: fordampning øker, transpirasjon øker, isbreer smelter, volumet av innsjøer avtar, strømmen inn i havet øker, hvis vannbalanse blir positiv.

Gjennomsnittlig årlig vannbalanse på jorden (ifølge R.K. Kliege og andre)

Elementer av balanse	Vannmengde km 3 /år	Vannlag, mm	% av forbruket
Kloden som helhet
Fordampning
Atmosfærisk nedbør
Verdenshavet
Fordampning
Atmosfærisk nedbør
Elvestrøm
Glacial avrenning
Underjordisk avløp
Balanseavvik
Landareal
Atmosfærisk nedbør
Fordampning
Elvestrøm
Glacial avrenning
Underjordisk avløp
Balanseavvik

En økning i lufttemperaturen på nesten 1°C på 1900-tallet forårsaket en forstyrrelse i den globale vannbalansen: den ble positiv for verdenshavet og negativ for land. Oppvarming har ført til økt fordampning fra havoverflaten og økt skyhet over både hav og kontinenter. Atmosfærisk nedbør over havet og i kystnære landområder økte, men avtok i innlandsområder. Smeltingen av isbreer har økt betydelig. Slike endringer i den globale vannbalansen fører til en økning i verdenshavets nivå med gjennomsnittlig 1,5 mm/år, og de siste årene opp mot 2 mm/år.

Siden varme brukes på fordampning, som frigjøres under kondensering av vanndamp, er vannbalansen assosiert med den termiske balansen, og fuktighetssirkulasjonen er ledsaget av omfordeling av varme mellom sfærene og områdene på jorden, noe som er veldig viktig til geografisk konvolutt. Sammen med energiutveksling er det i prosessen med fuktighetssirkulasjon også en utveksling av stoffer (salter, gasser).

Økning i vannmassereserver i hoveddelene av overflatehydrosfæren (men R.K. Kliege og andre)

Elementer i hydrosfæren	Endring i vannmengde, km 3 /år
Verdenshavet
Grunnvann
Reservoarer

Ulike deler av hydrosfæren på jordens overflate har ulike perioder med vannutveksling. Tabellen viser at de korteste periodene med vannutveksling er for atmosfærisk fuktighet (8 dager), de lengste er for over- og underjordiske isbreer (10 tusen år).

Perioden med vannutveksling av individuelle deler av hydrosfæren på jordens overflate (ifølge monografien "World Water Balance and Water Resources of the Earth", med tillegg)

Typer naturlig vann	Volum, tusen km 3	Gjennomsnittlig periode med betinget fornyelse av vannreserver
Vann på overflaten av litosfæren
Verdenshavet
Isbreer og permanent snødekke
Reservoarer
Vann i elver
Vann i sumper
Vann i den øvre delen av litosfæren
Grunnvann
Underjordisk is
Vann i atmosfæren og levende organismer
Vann i atmosfæren
Vann i organismer		Flere timer

Noen elementer i vannets kretsløp er mottagelig for menneskelig kontroll, men bare i grenselagene til hydrosfæren, litosfæren og atmosfæren: akkumulering av vann i reservoarer, snøakkumulering og oppbevaring, kunstig regn, etc. Men slike tiltak må være svært forsiktige og gjennomtenkt, siden i naturen henger alt sammen og endringer på ett sted kan ha uønskede konsekvenser i en annen region.

Vannets betydning i naturen, livet og økonomisk aktivitet usedvanlig stor. Det er vann som gjør jorden til jorden, den deltar i alle fysisk-geografiske, biologiske, geokjemiske og geofysiske prosesser som skjer på planeten. A. de Saint-Exupéry skrev om vann: "Du kan ikke si at du er nødvendig for livet: du er livet selv": og Indira Gandhi sa: "Sivilisasjon er en dialog mellom menneske og vann."

Ferskvann brukes til industriell og husholdningsvannforsyning, til vanning og vannforsyning. Vann brukes til å generere elektrisitet, innen skipsfart, viktigheten av vanngrenser i militære operasjoner og mye mer.

Inntil nylig var den rådende troen at menneskeheten aldri ville få nok vann. Rask vekst av planetens befolkning, utvikling industriell produksjon og landbruk er forårsaket av økende vannforbruk, som allerede når rundt 5 tusen km3/år. 80 % av vannet som brukes er knyttet til landbruk, og først og fremst med vanning av 240 millioner hektar land.

Siden ferskvannsreserver, på grunn av det raske forbruket, er kraftig redusert i kvantitet og kvalitet, er det nødvendig å organisere rasjonell bruk av vann og deres beskyttelse. Dette er en av de viktigste miljøproblemer på jorden.

Litteratur.

1. Lyubushkina S.G. Generell geografi: Lærebok. en manual for universitetsstudenter som studerer spesialpedagogikk. "Geografi" / S.G. Lyubushkina, K.V. Pashkang, A.V. Chernov; Ed. A.V. Chernova. - M.: Utdanning, 2004. - 288 s.

Hele volumet av atmosfærisk fuktighet endres hver 10. dag eller 36 ganger i året. Dypt grunnvann er det tregeste å fornye – rundt 5000 år. Omtrent 453 tusen km 3 vann fordamper fra overflaten av verdenshavet årlig. Prosessen med vannfordampning og kondensering av atmosfærisk fuktighet sikrer tilgjengeligheten av ferskvann på jorden. Den kontinuerlige bevegelsen av vann under påvirkning av solenergi kalles den globale vannsyklusen.

Leksjonens innhold leksjonsnotater støttende frame leksjon presentasjon akselerasjon metoder interaktive teknologier Øv oppgaver og øvelser selvtestverksteder, treninger, case, oppdrag lekser diskusjonsspørsmål retoriske spørsmål fra studenter Illustrasjoner lyd, videoklipp og multimedia fotografier, bilder, grafikk, tabeller, diagrammer, humor, anekdoter, vitser, tegneserier, lignelser, ordtak, kryssord, sitater Tillegg sammendrag artikler triks for nysgjerrige cribs lærebøker grunnleggende og tilleggsordbok med begreper andre Forbedre lærebøker og leksjonerrette feil i læreboka oppdatere et fragment i en lærebok, elementer av innovasjon i leksjonen, erstatte utdatert kunnskap med ny Kun for lærere perfekte leksjoner kalenderplan for året metodiske anbefalinger diskusjonsprogrammer Integrerte leksjoner

§ 1. Hydrosfærebegrepet

Hydrosfære- Jordens vannskjell. Det inkluderer alt ikke-kjemisk bundet vann, uavhengig av det aggregeringstilstand. Hydrosfæren består av hav og landvann. Det totale volumet av hydrosfæren er omtrent 1400 millioner km 3, og hovedmassen av vann - 96,5% - er i vannet i verdenshavet, salt, uegnet til å drikke. Kontinentalt vann utgjør bare 3,5 %, hvorav mer enn 1,7 % finnes i form av is og bare 1,71 % i flytende tilstand (elver, innsjøer, grunnvann). Det gjenværende volumet av jordens vannskjell, eller hydrosfæren, ligger i bundet tilstand i jordskorpen, i levende organismer og i atmosfæren (ca. 0,29%).

Vann er et godt løsemiddel, et kraftig transportmedium. Det flytter enorme masser av stoffer. Vann er livets vugge uten det, er eksistensen og utviklingen av planter, dyr og mennesker, så vel som deres økonomiske aktiviteter, umulig. Hydrosfæren er en akkumulator av solvarme på jorden, et stort lager av menneskelige mineral- og matressurser.

Hydrosfæren er én. Dens enhet ligger i den felles opprinnelsen til alle naturlige vann fra jordens mantel, i enheten i deres utvikling, i romlig kontinuitet, i sammenkoblingen av alle naturlige vann i systemet til verdensvannsyklusen (fig. V.1).

Verdens vannsyklus er en prosess med kontinuerlig bevegelse av vann under påvirkning av solenergi og tyngdekraft, som dekker hydrosfæren, atmosfæren, litosfæren og levende organismer. Vann fordamper fra jordoverflaten under påvirkning av solvarme, og det meste (ca. 86%) fordamper fra overflaten av verdenshavet. Når vanndamp kommer inn i atmosfæren, kondenserer den når den avkjøles, og under påvirkning av tyngdekraften går vannet tilbake til jordens overflate i form av nedbør. Betydelige mengder nedbør faller tilbake i havet. Vannets kretsløp, som bare havet og atmosfæren deltar i, kalles liten, eller oseanisk, vannets kretsløp. I global, eller stor, involverer vannsyklusen land: fordampning av vann fra overflaten av havet og land, overføring av vanndamp fra havet til land, kondensering av damp, dannelse av skyer og nedbør på overflaten av havet og land. Neste er overflaten og underjordisk strømning av landvann inn i havet (fig. V.1). Dermed kalles vannsyklusen, som i tillegg til havet og atmosfæren også land deltar verden vannets kretsløp.

Ris. V.1. Verdens vannsyklus

I prosessen med den globale vannsyklusen skjer dens gradvise fornyelse i alle deler av hydrosfæren. Dermed blir grunnvannet fornyet over hundretusener og millioner av år; polare isbreer i 8-15 tusen år; vannet i verdenshavet - i 2,5-3 tusen år; lukkede, avløpsfrie innsjøer - i 200-300 år, rennende innsjøer - i flere år; elver - 12-14 dager; atmosfærisk vanndamp - i 8 dager; vann i kroppen - om noen timer. Den globale vannsyklusen forbinder alle de ytre skallene på jorden og organismer.

Faktisk er sushi en del av jordens vannskjell. Disse inkluderer under jorden vann, elver, innsjøer, isbreer Og sumper. Landvann inneholder bare 3,5 % av verdens totale vannreserver. Av disse er det bare 2,5 % fersk vann.

§ 2. Moderne ideer om det globale vannets kretsløp

Den observerte endringen i nivået av verdenshavet forklares av mange forskere som klimaendringer. Det antas at den nåværende nivåstigningen skyldes omfordeling av vann fra kontinentale blokker til havet på grunn av elveavrenning, fordampning og deglasiasjon. I generelle sirkulasjonsordninger antas volumet av vann som fordampes over havet å være lik volumet vann mottatt fra kontinentene i form av elveavrenning, nedbør og isbresmelting:

hvor E er fordampning, P er nedbør, R er regional, underjordisk og andre typer avrenning kontrollert av nedbør. Imidlertid er denne ordningen riktig bare som en første tilnærming og implementeres under forutsetning av at den totale vannmassen på jordens overflate er konstant og kapasiteten til hav- og havbassenger er konstant. Hvis vi betrakter planeten som et åpent termodynamisk system, er det nødvendig å ta hensyn til den endogene tilførselen av vann og dets tap under fotolyse. Med andre ord, minst fire flere elementer må være tilstede i balansen av den globale vannsyklusen på jordens overflate:

Uten å ta disse faktorene i betraktning, vil det virkelige bildet av endringer i nivået i verdenshavet vises feil, spesielt i det paleogeografiske aspektet og ved prognoser for fremtiden.

I lang tid har det innen geovitenskapen vært ideer om den store antikken til det moderne volumet av hydrosfæren og dens ekstremt langsomme endringer i nåtid og fremtid. Det antas at vann på jorden ble dannet av kondens umiddelbart etter akkresjon av protoplanetært materiale eller akkumulert i prosessen med avgassing og vulkanisme. Herfra trekkes en konklusjon om verdenshavets antikke, moderne størrelser og dypene som den fikk tilbake i prekambrium (600-1000 millioner år siden). Evolusjonsteorien bygget på et slikt grunnlag jordskorpen og jordens overflate som helhet ser "vannfri" ut, siden hydrosfæren enten ble gitt til planeten i utgangspunktet, eller ble ervervet av den omtrent midt i prekambrium.

Som et resultat av mange års forskning på dyphavsborematerialer fra det amerikanske fartøyet Glomar Challenger (1968-1989) om grunnvannsformasjoner av forskjellig alder oppdaget i seksjonen av sedimenter og basalter på bunnen av Atlanterhavet, indiske og Stillehavet (DSDP, 1969-1989), en teoretisk begrunnelse for den kvantitative bestemmelsen av gjennomsnittlig hastighet og masse av årlig tilstrømning av endogent vann til jordens overflate i den moderne perioden og de siste 160 millioner årene. Grensen for deres raske (mer enn en størrelsesorden) økning ble oppdaget og et mønster ble oppnådd som beskriver dette fenomenet.

V(t) = a · exp (-t/c) + in (mm/1000 år),

hvor a = 580 mm/1000 år; c = 25 mm/1000 år; c = 14,65 millioner år; t - tid i millioner år (fig. V.2).

Siden hastigheten for endogen tilstrømning av fritt vann i den resulterende empiriske grafen V(t) og dens tilnærming bestemmes i mm/1000 år, gjør dette det mulig å kvantifisere den gjennomsnittlige massen av fritt vann som føres årlig under dehydrering til jordens overflate over siste 160 millioner år og historisk Holocene-periode.

Instrumentelle observasjoner ved vannmålerposter fra 1880 til 1980 fastslo at havnivået stiger med en gjennomsnittlig hastighet på 1,5 mm/år. Denne stigningen skyldes ikke klimaoppvarming, slik man vanligvis tror, ​​men består av følgende: 0,7 mm/år på grunn av smeltingen av 250 km 3 av isbremsene i Antarktis og Grønland; 0,02 mm/år på grunn av akkumulering av 7 km 3 nedbør. Den resterende delen (0,78 mm/år) består hovedsakelig av endogene vanninnstrømninger med produkter av vulkanisme, gjennom dype forkastninger, solfataras, fumaroler og konduktivt. Og dette er den nedre grensen for den registrerte fjerningen av endogent vann, siden nivåstigningen skjer på bakgrunn av den fortsatte utdypingen av bunnen av verdenshavet i sonene med riftrygger, den kontinentale marginen til Stillehavet, langs skyttergravene av øybuer og Middelhavsregionen, preget av pliocen-kvartær seismisitet og vulkanisme. Det bør også tas med i betraktningen at nesten 20 % av vannet som fjernes fra dypet brukes til å fukte marine sedimenter. Dermed kan den resulterende verdien - 0,78 mm/år - med rette avrundes til 1,0 mm/år. Denne verdien, bestemt uavhengig av boredataene, passer likevel godt inn i det generelle forløpet til V(t)-grafen (fig. V.2). Dette tjener som ytterligere bekreftelse på den generelle trenden med eksponentiell økning i hastigheten og massen av endogen vannfjerning siden slutten av kritttiden.

Ris. V.2. En graf som karakteriserer innsynkningshastigheten til de oseaniske segmentene av jorden (høyre side) og tilførselen av endogent vann de siste 160 millioner årene og i fremtiden, beregnet fra data om moderne hypsometri av gruntvannsedimenter i forskjellige aldre " Glomar Challenger": 1 - fra brønner i Stillehavet, 2 - Atlanterhavet, 3 - De indiske hav; 4 - vann, 5 - dypvannssedimenter, 6 - gruntvannssedimenter, 7 - basalter.

Den venstre delen av grafen karakteriserer vanntilstrømningshastigheten i fremtiden. skyggeleggingen viser konfidensintervaller beregnet med en sannsynlighet på 0,95 %;

Således, til innenfor en størrelsesorden, den årlige tilførselen av gratis vann til jordens overflate i historisk periode Holocen var 3,6 10 17 g.

Gjennomsnittlig vanntilstrømningshastighet de siste 160 millioner årene, bestemt fra V(t)-grafen og formelen:

V(t) = , (n = 1, 2 ... 149)

lik 0,01 cm/år, som, i form av masse med gjennomsnittsarealet av jura-kritt-kjenozoiske havbassengene nær moderne, gir omtrent 3,6 × 10 16 g/år, dvs. en størrelsesorden mindre enn i holocen. Følgelig, i løpet av perioden med spontan dehydrering og oseanisering av jorden (60 millioner år), ble vann overført til overflaten:

3,6 · 10 16 g/år? 60 · 10 6 år = 2,2 · 10 24 år.

Dette er 0,5 · 10 24 g mer enn massen til den moderne hydrosfæren, lik 1,64 · 10 24 g Spørsmålet oppstår: hvor ble det av denne enorme vannmassen? For å svare på dette må du huske at over 60 millioner år med oseanisering ble det dannet et lag av sedimenter med en gjennomsnittlig tykkelse på 500 m på bunnen av havene, siden deres fuktighet, ifølge boredata, i gjennomsnitt er 30 %. , eller (på nivå) 3 10 4 cm, så kan vi anslå massen av vann som er begravet i tykkelsen av marine sedimenter:

300 10 16 cm 2? 3 · 10 4 cm? 1,03 g/cm 3 » 0,1 10 24 g.

Den resulterende verdien er omtrent 20% av overskuddsverdien - 0,52 · 10 24 g, dvs. Hvert år brukes 1,7 × 10 15 g, eller 5 % av gjennomsnittlig årlig fritt vanninntak i oseaniseringsperioden (3,6 × 10 16 g), til å fukte bunnsedimenter. Følgelig gikk den gjenværende delen av vannet 0,42 × 10 24 g, fraværende i det moderne volumet av hydrosfæren, tapt til fotolyse. Herfra kan vi bestemme massen av årlige tap av vann under dissosiasjonen av dets molekyler i de øvre lagene av atmosfæren under påvirkning av hard korpuskulær solstråling:

0,42 10 24 g / 60 10 6 år = 7 10 15 g,

de. tap på grunn av fotolyse er omtrent 2,5 % av dagens forsyning av fritt vann (3,6 × 10 17 g).

Å bestemme størrelsesordenen til disse elementene i den frie vannbalansen, tidligere ukjent i vitenskapelig litteratur, er av grunnleggende betydning når man skal vurdere den generelle retningen for utviklingen av jordens hydrosfære, forholdet mellom land- og havområder, og med dem klimaet. og naturlig miljø på en geologisk tidsskala og historisk perspektiv.

I moderne vannbalanseordninger på jorden anses volumet av vann som fordampes over hav og hav av mange forskere å være lik volumet vann som returnerte til verdenshavet med nedbør, elve- og overflateavrenning og smeltende isbreer. Imidlertid bør det erkjennes at dette skjemaet for vannets syklus bare er korrekt som en første tilnærming og realiseres under forutsetning av at den totale massen av vann på jordens overflate forblir konstant og kapasiteten til verdenshavets depresjoner forblir konstant. Denne ordningen tilsvarer med andre ord en lukket termodynamisk system med en lukket syklus. Men et slikt system gir som vi vet ikke arbeid, fordi det er i stabil likevekt. Dens entropi er maksimal, som, som vi viste ovenfor, ikke observeres under forholdene til den virkelige jorden, fordi det er en tilstrømning av intraplanetært vann og spredning av en del av det til det ytre rom. Basert på mønsteret V(t) vi fant, er disse balansepostene nå bestemt i eksisterende skjemaer for vannets syklus på jorden.

La oss forklare punktet "tilførsel av kosmogent vann". Massen av kosmisk materie som årlig faller ned på jorden er beregnet til 10 12 g. Når det gjelder vann (5 % - basert på data om meteoritter), utgjør dette 5 10 10 g/år, dvs. ca. 0,00001 % av årlige endogene inntekter. Siden innholdet av kosmogent stoff i deler av jordskorpen er kjent og ikke overstiger moderne tilførsel, kan vi konkludere fra dette at jordens hydrosfære er av utelukkende intraplanetær opprinnelse - det er det viktigste produktet av utviklingen av proto-materie.

De oppnådde planetariske artiklene med fri vannbalanse er av grunnleggende betydning for å rekonstruere bildet av utviklingen av jordens overflate på en geologisk tidsskala. Små annualiserte masser av endogene og forsvinnende vann, som er en konstant virkende faktor, bestemmer i hovedsak dynamikken i utviklingen av jordens overflate.

Med tanke på arten av prosessen med dehydrering og oseanisering som har blitt etablert over 60 millioner år, ville det være urimelig å forvente den plutselige nedgangen, samt en enda større økning i de neste hundrevis og tusenvis av år - en tidsskala som er ubetydelig i forhold til den etablerte totale varigheten av denne prosessen. Dette gjør at vi kan lage en prognose om fremtidige endringer i havnivået, og med det klima og naturforhold. Uten å ta hensyn til deglasiasjonen av polare isbreer, vil havnivået om 10 tusen år stige med 8 m, og om 100 tusen år - med 80 m.

Dermed bør den nye vannbalanseligningen se slik ut:

P + R + T - E - F = N (N>0),

hvor T er endogent vanninntak, F er tap på grunn av fotolyse. Men under overtredelsen, som ikke på noen måte kan kompenseres av en økning i kapasiteten til havbassengene (i en så geologisk kort periode), er en generell oppvarming av jordens klima uunngåelig. Følgelig vil de polare isbreene fortsette å krympe og endogen transgresjon, som i dag, vil bli forsterket av eustatisk - med 63-65 m i løpet av de første 10 tusen årene. Legg merke til at dette estimatet ikke tar hensyn til hastigheten for kystsynkning som er observert på 13 % av kontinentalmarginene.

Fra det ovenstående er det klart at den moderne balansen mellom land og hav er et kort øyeblikk i jordens geologiske historie. Det fortsetter å endre seg, og den generelle retningen til denne variasjonen bestemmes - havet, som blir dypere, fortsetter å utvide sine grenser på bekostning av land.

I alle rekonstruksjoner av kontinent-hav-systemet, er det nå nødvendig å ta hensyn til den konstant fungerende faktoren for tilførsel av endogent vann, som i den kenozoiske tiden med oseanisering var i gjennomsnitt 3,6 10 16 g/år, eller 0,1 mm/ år i nivå, og i kvartærperioden nådde sin kulminasjon - 3,6 · 10 17 g/år, eller 1 mm/år i nivå. Den moderne vannbalansen på jordens overflate kan representeres i form av et diagram og ligninger presentert i fig. V.3.

Denne faktoren er til syvende og sist avgjørende for å vurdere tidligere og fremtidige klimaendringer, nedbrytning av polare isbreer og endringer i hele det naturlige miljøet på overflaten av planeten vår.

Generell balanseligning

Kontinent: P 1 = E 1 + R P + R + T - E - F = N, N>0 Hav: P 2 = E 2 - R

P 1 + P 2 = E 1 + E 2

(108 = 62+46) ? 10 3 km 3 (517 = 517) ? 10 3 km 3 (409 = 455 - 46) ? 10 3 km 3

Ris. V.3. Jordvannbalansediagram

Dermed er vann på jorden utelukkende av intraplanetær opprinnelse, og massen - 1,64 · 10 24 g - ble akkumulert gradvis under den geologiske utviklingen av protoplanetarisk materie. Den progressive utdypingen og økningen i området til verdenshavet, etablert av Glomar Challenger-boredataene, kompenseres av den kontinuerlige tilførselen av endogent vann som overstiger 0,78 mm/år, noe som registreres i den endogene komponenten av havnivåstigningen. Dette forklares av den relative stabiliteten til kapasiteten til havbassenger i holocen. Følgelig kan vi snakke om et relativt rolig tektonisk regime på jorden de siste 10 tusen årene. I epoker med tektonisk aktivitet vil kapasiteten til havbassengene øke på grunn av innsynkning og utdyping av bunnen, noe som vil medføre en delvis reduksjon eller suspensjon av nivåstigningen. Men gitt den generelle reduksjonen i omfanget av tektonisk aktivitet i området med havsegmenter i Pleistocen sammenlignet med kenozoikum (det er lokalisert i ryggsonen til riftrygger, skyttergraver av øybuer og Stillehavsperiferien) , bør vi forvente en fortsettelse av prosessen med stigende havnivåer og tilstøtende hav i fremtiden. I løpet av de neste 10 tusen årene, hvis nåværende deglasiasjonshastigheter opprettholdes, vil det være omtrent 15 m, og med fullstendig nedbrytning av isbreene på Grønland og Antarktis - 70 m. Sannsynligheten for sistnevnte er forhåndsbestemt av utvidelsen av havet areal og som en konsekvens en økning i fuktighetsinnholdet på jordoverflaten og generell klimaoppvarming.

Spesielt i Østersjøens historie begynner påvirkningen av eustatiske og endogene faktorer i nivåstigningen å påvirke seg selv fra Littorina-tiden, da forbindelsen mellom havet og havet ble gjenopprettet (7200 år siden). I kombinasjon med tektonisk innsynkning, spesielt merkbar i den sørlige Østersjøen, og styrkekarakteristikkene til det øvre sedimentære dekket, en progressiv økning i havnivået i andre halvdel av holocen, bestemmer de hastigheten på ødeleggelse og slitasje av kysten. Alle kystvernarbeider i den sørlige Østersjøen må bygges under hensyntagen til den forutsagte stigningen i havnivået, som, tatt i betraktning den tektoniske faktoren, er omtrent 3,5 m per tusen år.

§ 3. Grunnvann

Grunnvann- dette er vann som ligger i den øvre delen av jordskorpen (til en dybde på 12-16 km) i flytende, hard Og dampaktig stater. Hoveddelen av dem dannes på grunn av siver fra overflaten av regn, smelte og elvevann. Grunnvann beveger seg hele tiden i både vertikal og horisontal retning. Dybden av deres forekomst, retning og intensitet av bevegelse avhenger av vannpermeabiliteten til bergartene. TIL vanngjennomtrengelig bergarter inkluderer småstein, sand og grus. TIL vanntett(vanntett), praktisk talt ugjennomtrengelig for vann - leire, tette steiner uten sprekker, frossen jord. Laget av stein som inneholder vann kalles vannholdig.

I henhold til forholdene for forekomst er grunnvann delt inn i tre typer: jord ligger i det øverste jordlaget; bakke, liggende på det første permanente vanntette laget fra overflaten; interstratale plassert mellom to ugjennomtrengelige lag. Bakke vannet mates av sivet nedbør, vann i elver, innsjøer og reservoarer. Grunnvannstanden svinger etter årstidene og er forskjellig i ulike soner. Så i tundraen faller det praktisk talt sammen med overflaten, i ørkener er det på en dybde på 60-100 m. De er fordelt nesten overalt, har ikke trykk, beveger seg sakte (i grov sand, for eksempel med en hastighet på. 1,5-2,0 m per dag). Den kjemiske sammensetningen av grunnvann varierer og avhenger av løseligheten til tilstøtende bergarter. Basert på deres kjemiske sammensetning skiller de mellom fersk (opptil 1 g salter per 1 liter vann) og mineralisert(opptil 50 g salter per 1 liter vann) grunnvann. Naturlige utløp av grunnvann på jordens overflate kalles kilder(fjærer, fjærer). De dannes vanligvis på lave steder der akviferer krysser jordoverflaten. Det finnes kilder kald(med vanntemperatur ikke høyere enn 20 ° C, varm(20 til 37 °C) og varm, eller termisk (over 37 ° C). Periodisk sprutende varme kilder kalles geysirer. De er lokalisert i områder med nyere eller moderne vulkanisme (Island, Kamchatka, New Zealand, Japan). Vannet i mineralkilder inneholder en rekke kjemiske elementer og kan være karbonholdige, alkaliske, salt, etc. Mange av dem har medisinsk verdi.

Grunnvann fyller på brønner, elver, innsjøer, sumper; oppløse ulike stoffer i steiner og transportere dem; forårsake jordskred og vannmasser. De gir plantene fuktighet og befolkningen drikkevann. Kildene gir det reneste vannet. Vanndamp og varmt vann fra geysirer brukes til å varme opp bygninger, drivhus og kraftverk.

Grunnvannsreservene er svært store – 1,7 %, men fornyes ekstremt sakte, og dette må tas i betraktning ved bruk. Ikke mindre viktig er beskyttelsen av grunnvannet mot forurensning.

§ 4. Elver

Elv- dette er en naturlig vannbekk som renner gjennom samme sted konstant eller periodisk i den tørre årstiden (tørkende elver). Stedet der elven begynner kalles dens kilde. Kilden kan være innsjøer, sumper, kilder, isbreer. Stedet hvor en elv renner ut i et hav, innsjø eller annen elv kalles munn. En elv som renner ut i en annen elv kalles tilstrømning.

Elvemunninger kan være deltaer og elvemunninger. Deltaer oppstår i grunne områder av havet eller innsjøen som følge av opphopning av elvesedimenter, og har en trekantform i plan. Elveleiet her forgrener seg i mange grener og kanaler, vanligvis arrangert i en vifteform. Elvemunninger- enarmede, traktformede elvemunninger som utvider seg mot havet (munningen til Themsen, Seinen, Kongo, Ob). Vanligvis har den delen av havet som grenser til elvemunningen store dybder, og elvesedimenter fjernes av havstrømmer. Lavvanns ørkenelver slutter noen ganger blind munner, dvs. ikke nå reservoaret (Murghab, Tedzhent, Coopers Creek).

Hovedelven med alle dens sideelver dannes elvesystemet. Området som en elv samler overflate- og grunnvann fra kalles svømmebasseng. Hver elv har sitt eget basseng. De største bassengene er Amazonas (mer enn 7 millioner km 2), Kongo (ca. 4 millioner km 2), og i Russland Ob (ca. 3 millioner km 2) - se tabell. V.1. Grensen mellom vassdrag kalles vannskille.

Det rennende vannet i elven over lang tid gir lange og komplekse elvedaler. elvedalen- en konkav, svingete form for relieff som strekker seg fra kilden til munnen og har en skråning mot munnen. Den består av en kanal, flomsletten og terrasser.

Tabell V.1
Verdens viktigste elver

Navn	Lengde, km	Bassengareal, tusen km 2
Elbe (Laba)
Oder (Odra)
Amor (med Argun)
Yenisei (med Biy-Khem)
Neil (med Kagera)
Kongo (Zaire)
Mississippi (med Missouri og Red Rock)
St. Lawrence
Colorado
Colombia
Amazon (med Marañon)
	Australia
Murray (med Darling)

Seng- en forsenkning i en elvedal som elvevann hele tiden renner gjennom. Flomsletten- del av en elvedal som fylles med vann i flomperioder. Skråningene i dalen stiger vanligvis over flomsletten, ofte i trappet form. Disse trinnene kalles terrasser. De oppstår som et resultat av den eroderende aktiviteten til elven. Elveleiet har vanligvis en buet form i plan og er preget av vekslende dypere partier ( Plyos) med mindre ( rifler). Slyngningene til elven kalles bøyer, eller bukter, linjer med største dybde - fairway.

Alle de gitte egenskapene til elven er dens naturlig egenskaper. I tillegg til dem - og ikke mindre viktig - er et kompleks av beregnede egenskaper som er nært beslektet, og noen ganger ispedd naturlige.

Viktige egenskaper ved en elv er dens fall, helning, strømningshastighet, strømning og utslipp. Falle elv - overskuddet av kilden over munnen (forskjellen i høyder på to punkter). Skråning kanal - forholdet mellom fallet og lengden på elven. For eksempel er høyden på Volga-kilden 226 m, munnen
-28 m, lengde 3530 km. Da vil helningen være lik: 226 - (-28) / 3530 = = 7,2 cm/km. Fallene og bakkene til de enkelte delene av elven beregnes også hvis høyden og lengden er kjent. Fallet og skråningene avtar som regel fra kildene til munnen. Strømningshastigheten avhenger av størrelsen på strømmen;

Hver elv har topp, gjennomsnittlig Og senke strømmer. De øvre delene er preget av betydelige bakker og høy erosiv aktivitet, de nedre - av den største vannmassen og lavere hastighet.

Gjeldende hastighet vannføring måles i meter per sekund (m/s) og er ikke lik i ulike deler av den. Den øker konsekvent fra bunnen og veggene i kanalen til den midtre delen av bekken. Hastighet måles på ulike måter for eksempel hydrologiske flottører eller hydrometriske dreieskiver.

Vannregimet til en elv er preget av vannføring og avrenning. Forbruk er mengden vann som passerer langs et elveleie i løpet av ett sekund, eller volumet av vann som strømmer gjennom et tverrsnitt av en bekk i en tidsenhet. Vanligvis er strømningshastighet uttrykt i kubikkmeter per sekund (m 3 /s). Det er lik tverrsnittsarealet til strømmen multiplisert med den gjennomsnittlige strømningshastigheten. Vannforbruk over lang tid – måned, sesong, år – kalles drenere. Mengden vann som bæres av elver i gjennomsnitt per år kalles vanninnhold.

Den rikeste elven i verden er Amazonas. Dens gjennomsnittlige strømning er 20 tusen m 3 /s, den årlige strømmen er omtrent 7 tusen km 3. I sine nedre deler når bredden av Amazonas noen steder 80 km. På andre plass når det gjelder vanninnhold er Kongo-elven (flyt - 46 tusen m 3 /s), deretter Ganges og Yangtze. I Russland er de mest tallrike elvene Yenisei (flyt 19,8 tusen m 3 /s) og Lena (17 tusen m 3 /s). Den lengste elven i verden er Nilen (med Kagera) - 6671 km, i Russland - Amur (med Argun) - 4440 km.

Avhengig av topografi er elver delt inn i to store grupper: lavland og fjell. Mange elver i de øvre delene er fjellrike, mens de i midten og nedre delene er flate. Fjell elver har betydelige fall og skråninger (opptil 2,4 og til og med opptil 10 m/km), rask strøm (3-6 m/s), og renner vanligvis i trange daler. Deler av elver med rask strømning, begrenset til steder der steiner som er vanskelige å erodere kommer til overflaten, kalles terskler. Fall av vann fra en bratt avsats i et elveleie kalles foss. Den høyeste fossen på jorden er Angel (1054 m) ved Caroni-elven (en sideelv til Orinoco, Sør-Amerika); Victoriafallene ved Zambezi-elven (Afrika) har en høyde på 120 m og en bredde på 1800 m. Sletter elver er preget av små fall og skråninger (10-110 cm/km), sakte flyt (0,3-0,5 m/s), og renner vanligvis i brede daler.

En betydelig del av vannstrømmen består av oppløste salter og faste stoffer. Alt fast materiale som bæres av en elv kalles fast avfall. Det uttrykkes ved massen eller volumet av materiale som elven bærer over en viss tid (sesong, år). Dette er et ekstremt stort elvearbeid. Gjennomsnittlig årlig fast avrenning, for eksempel, av Amu Darya er omtrent 100 millioner tonn fast materiale. Elvesedimenter tetter til vanningssystemer, fyller reservoarer og hindrer driften av hydrauliske turbiner. Vannets turbiditet avhenger av volumet av fast avfall, som måles i gram av stoffet i 1 m 3 vann. På slettene er turbiditeten til elvevann den laveste i skogsonen (i taigaen - opptil 20 g/m3), og den høyeste i steppesonen (500 - 1000 g/m3).

Den viktigste egenskapen til elver er deres ernæring. Det er fire strømkilder: snødekt, regn, isbre, under jorden. Rollen til hver av dem er forskjellig i forskjellige årstider og på forskjellige steder. De fleste elver har blandet ernæring. Regn er typisk for elver i ekvatoriale, tropiske og monsunregioner. Snøfôring observeres nær elver med tempererte breddegrader med kalde, snørike vintre. Elver som begynner i høye, isbredekkede fjell mates av isbreer. Nesten alle elver blir matet av grunnvann i en eller annen grad. Takket være dem tørker ikke elvene ut om sommeren og tørker ikke opp under isen.

Regimet til elver avhenger i stor grad av ernæring. Modus elver er endringer i vannstrømningshastigheter etter sesong, nivåsvingninger og endringer i vanntemperatur. I det årlige vannregimet til elver skilles det ut perioder med typisk gjentatte nivåer, som kalles lavvann, høyvann og flom.

Lite vann- laveste vannstand i elva. I lavvannsperioder er strømmen og strømmen av elver ubetydelig; hovednæringskilden er grunnvann. På tempererte og høye breddegrader er det sommer- og vinterlavvann. Sommer Lite vann oppstår som et resultat av absorpsjon av nedbør av jorda og sterk fordampning, vinter lite vann - som et resultat av mangel på overflatenæring.

Høyt vann- en høy og langvarig stigning i vannstanden i elva, ledsaget av flom av flomsletten. Det observeres årlig i samme sesong. Under høyvann har elver det høyeste vanninnholdet i denne perioden, som utgjør det meste av den årlige vannføringen (opptil 60-80%). Flom er forårsaket av vårsmelting av snø på slettene eller sommersmelting av snø og is i fjell og polare strøk. Flom forårsaker ofte lange og kraftige regn i den varme årstiden.

Oversvømmelse- en rask, men kortvarig økning av vannstanden i elva. I motsetning til en flom, oppstår en flom uregelmessig. Det er vanligvis dannet fra regn, noen ganger fra rask smelting av snø eller vannutslipp fra reservoarer. Nedover elven sprer flommen seg som en bølge, som gradvis avtar.

Oversvømmelser- de høyeste vannstigningene, flomområder som ligger i elvedalen og tilstøtende lavtliggende områder. Flom dannes som et resultat av en rikelig tilstrømning av vann i perioden med snøsmelting eller nedbør, samt på grunn av blokkering av elveleiet med is i perioden med isdrift. I Kaliningrad-regionen (Pregolya-elven) og St. Petersburg (Neva-elven) er de også assosiert med vindbølgen av vann fra havet og bakvannet i elvestrømmen. Flom er vanlig på elver Fjernøsten(monsunregn), på Mississippi, Ohio, Donau, Ganges osv. De forårsaker stor skade.

Elver på kalde og tempererte breddegrader fryser og blir dekket med is i den kalde årstiden. Tykkelsen på isdekket kan nå 2 m eller mer. Noen deler av elver fryser imidlertid ikke, for eksempel i et grunt område med rask strøm, eller når elver dukker opp fra en dyp innsjø, eller på stedet for et stort antall kilder. Disse områdene kalles polynyas.

Åpningen av en elv om våren, hvor bevegelsen av ødelagte isflak nedstrøms elven observeres, kalles isdrift. Isdrift er ofte ledsaget av syltetøy og syltetøy. Opphopning- akkumulering av flytende is forårsaket av eventuelle hindringer. Zazhory- akkumulering av innlandsis. Begge forårsaker en kraftig stigning i vannstanden, og når et gjennombrudd skjer, beveger den seg raskt sammen med isen.

§ 5. Bruk av elver. Kanaler. Reservoarer

Fra overflatevann høyeste verdi elver spiller en betydelig rolle i menneskeliv og økonomisk aktivitet. Elver bidrar til statens økonomiske utvikling. Siden eldgamle tider har folk skapt sine bosetninger langs bredden av elver siden uminnelige tider, har elver fungert som kommunikasjonsveier. Elvevann brukes til å forsyne befolkningen med drikkevann og teknisk vann, til fiske og menneskelig hygiene, og de siste årene, mer og mer aktivt, til rekreasjon og behandling. Elver er mye brukt til vanning og vanning av åkre, inneholder en enorm tilførsel av billig energi og er, takket være etableringen av kraftverk, den viktigste kilden til elektrisitet. Man kan med rette huske det eldgamle ordtaket: "Vann er liv!"

Opplevelsen av konstant menneskelig bolig på bredden av elver antydet de korteste rutene for å krysse fra en elv til en annen. Dette så ut til å forbinde forskjellige elver og utvide mulighetene for å bruke dem til svømming betydelig. I tørre strøk har elvevann også vært aktivt brukt siden antikken til vanning ved å lede en del av vannet til åker (aryks).

Senere, av hensyn til økonomisk aktivitet, begynte folk å lage permanente og mer ambisiøse hydrauliske strukturer. Byggingen startet kanaler beregnet for vanning, vanntransport, gi befolkningen drikke- og industrivann. Karakum-kanalen fører deler av Amu Darya-vannet til Ashgabat, Saratov-kanalen fører Volga-vannet til Trans-Volga-steppene, og den nordlige Krim-kanalen fører til Krim-steppene. Skipskanaler forbinder naturlige sjø- og elveruter. De gir den korteste vannveien mellom havene. De viktigste fraktkanalene i Russland: Volga-Don (forbinder Volga og Don), White Sea-Baltic (Hvitehavet og Lake Onega), Volga-Baltic vannvei (Volga - Rybinsk Reservoir - Lake Onega), Volga - Moskva-kanalen. Systemet med disse kanalene danner en gjennomgående vannvei mellom Hvitehavet og Østersjøen i nordvest og Det Kaspiske hav, Azovhavet og Svartehavet i sør.

Kanaler omfordele elvestrømmen, øker vannføringen kraftig, noe som kan føre til negative konsekvenser: en økning i vannstrømmen i Amu Darya har redusert strømmen av vann til Aralhavet. Som et resultat tørker havet ut, saltinnholdet har økt, og kystlinjen har trukket seg tilbake med 20, noen steder med 150 km.

Byggingen av kanaler og mange vannkraftverk krevde omfordeling av elvestrømmen til disse elvene over tid, opprettelse av vannreserver for normal funksjon av hele systemet. For dette formålet begynte de å lage kunstige reservoarer. De største reservoarene i vårt land er: Bratskoye på Angara, Kuibyshevskoye, Rybinskoye, Volgogradskoye på Volga, Kievskoye, Kremenchugskoye og Kakhovskoye på Dnepr, Votkinskoye og Kamskoye på Kama, samt Tsimlyanskoye, Vileiskoye og andre. Reservoarer har egenskaper som ligner på en innsjø og en elv: med den første - når det gjelder langsom vannutveksling, med den andre - når det gjelder den progressive naturen til vannbevegelse.

Hvor store reservoarstrukturer forstyrrer den naturlige balansen i området: fruktbare landområder oversvømmes, omkringliggende områder oversvømmes, skog hugges ned, de genetiske vandringsveiene til fisk i elver blir avbrutt, og været endres ofte uforutsigbart.

§ 6. Sjøer

Innsjø- Dette er en lukket forsenkning av land fylt med vann og som ikke har en direkte forbindelse med havet. I motsetning til elver er innsjøer reservoarer med langsom vannutveksling. Det totale arealet av jordens innsjøer er omtrent 2,7 millioner km 2, eller omtrent 1,8 % av landoverflaten. Innsjøer er fordelt overalt, men ujevnt. Den geografiske fordelingen av innsjøer er sterkt påvirket av klimaet, som bestemmer deres ernæring og fordampning, samt faktorer som bidrar til dannelsen av innsjøbassenger. I områder med fuktig klima er det mange innsjøer, de er dype, friske og for det meste flytende. I områder med tørt klima er det alt annet likt færre innsjøer, de er ofte lavvann, ofte avløpsfrie, og derfor ofte salte. Dermed er fordelingen av innsjøer og deres hydrokjemiske egenskaper bestemt av geografisk sonering.

Den største innsjøen er det kaspiske hav (område 368 tusen km 2). De største er også innsjøene Superior, Huron og Michigan (Nord-Amerika), Victoria (Afrika) og Aral (Eurasia). De dypeste er Baikal (Eurasia) - 1620 m og Tanganyika (Afrika) - 1470 moh.

Innsjøer er vanligvis klassifisert etter fire kriterier:

• opprinnelsen til innsjøbassenger;
• opprinnelse til vannmasse;
• vann regime;
• saltholdighet (mengde oppløste stoffer).

Ved opprinnelsen til innsjøbassenger innsjøer er delt inn i fem grupper.

1. Tektonisk Innsjøbassenger dannes som følge av dannelsen av sprekker, forkastninger og innsynkning av jordskorpen. De utmerker seg ved sin store dybde og bratte bakker (Baikal, Great North American og African Lakes, Winnipeg, Great Slave, Dødehavet, Chad, Eyre, Titicaca, Poopo, etc.).
2. Vulkanisk, som dannes i vulkankratere eller i lavafelter (Kurilskoye og Kronotskoye i Kamchatka, mange innsjøer på Java og New Zealand).
3. Glacial innsjøbassenger dannes i forbindelse med isbreers pløyeaktivitet (erosjon) og opphopning av vann foran brelandformer, når breen under smelting avsettes transportert materiale, danner bakker, rygger, åser og forsenkninger. Disse innsjøene er vanligvis smale og lange, orientert langs smeltelinjene til isbreen (innsjøer i Finland, Karelen, Alpene, Ural, Kaukasus, etc.).
4. Karst innsjøer hvis bassenger oppsto som følge av feil, jordinnsynkning og erosjon av bergarter (kalkstein, gips, dolomitt). Oppløsningen av disse bergartene ved vann fører til dannelsen av dype, men små innsjøbassenger.
5. Zaprudnye(oppdemmet, eller demning) innsjøer oppstår som et resultat av blokkering av elveleiet (dalen) med steinblokker under jordskred i fjellene (Sevan, Tana, mange innsjøer i Alpene, Himalaya og andre fjellland). Fra en stor fjellkollaps i Pamirs i 1911 ble Sarez-sjøen med en dybde på 505 m dannet.

En rekke innsjøer dannes av andre grunner:

• elvemunning innsjøer er vanlige ved kysten av havet - dette er kystområder av havet, atskilt fra det ved hjelp av kystspytter;
• oxbow innsjøer- innsjøer som oppsto i gamle elveleier.

Etter opprinnelse vannmasse Det er to typer innsjøer.

1. Atmosfærisk. Dette er innsjøer som aldri har vært en del av verdenshavet. Slike innsjøer dominerer på jorden.
2. Relikvie, eller gjenværende innsjøer som dukket opp på stedet for tilbaketrukket hav (Caspian, Aral, Ladoga, Onega, Ilmen, etc.). I den siste tiden var Det Kaspiske hav koblet til Azovstredet, som eksisterte på stedet for den nåværende dalen til Manych-elven.

Ved vannregime Det finnes også to typer innsjøer - drenering og avløpsfri.

1. Kloakk innsjøer er innsjøer som elver renner inn og ut av (innsjøer har drenering). Disse innsjøene ligger oftest i sonen med overflødig fuktighet.
2. Avløpsfri- som elver renner ut i, men ingen renner ut (innsjøer har ingen drenering). Slike innsjøer ligger hovedsakelig i sonen med utilstrekkelig fuktighet.

Basert på mengden oppløste stoffer deles innsjøer inn i fire typer: fersk, salt, brakk og mineral.

1. Fersk innsjøer - hvis saltholdighet ikke overstiger 1 ‰ (én ppm).
2. Salt- saltholdigheten i slike innsjøer er opptil 24 ‰.
3. Salt- med et innhold av oppløste stoffer i området 24,7-47 ‰.
4. Mineral(47 ‰). Disse innsjøene er brus, sulfat og klorid. I mineralsjøer kan salter utfelles. For eksempel selvsettende innsjøer Elton og Baskunchak, hvor salt utvinnes.

Vanligvis er avløpsvann ferske, siden vannet i dem fornyes hele tiden. Endorheiske innsjøer er ofte salte, fordi vannstrømmen deres er dominert av fordampning, og alle mineraler forblir i reservoaret.

Innsjøer, som elver, er de viktigste naturressursene; brukt av mennesker til navigasjon, vannforsyning, fiske, vanning, innhenting av mineralsalter og kjemiske elementer. Noen steder er små innsjøer ofte kunstig skapt av mennesker. Da kalles de også reservoarer.

§ 7. Sumper

Som følge av sedimentakkumulering og gjengroing blir innsjøene gradvis grunne, og blir deretter til sumper og blir til tørt land.

Sumper- for fuktige landområder med særegen sumpvegetasjon og et torvlag på minst 0,3 m Med mindre tykkelse av torv eller fravær av det, kalles for fuktige områder våtmarker. Sumper dannes når vannforekomster blir gjengrodd eller vann stagnerer i skog, enger, lysninger, brente områder o.l. De kan forekomme både i lavrelieff og på vannskiller. Utviklingen av sumper tilrettelegges av flatt og svakt dissekert terreng, overdreven fuktighet, vanntett jord, nærhet til grunnvann og permafrost. Sumper utvikler seg under ulike klimatiske forhold, men er spesielt karakteristiske for den tempererte skogsonen og tundraen. Deres andel i Polesie utgjør 28%, i Karelia - omtrent 30%, og i Vest-Sibir (Vsyuganye) - over 50% av territoriet. Sumpriket avtar kraftig i steppe- og skogsteppesoner, hvor det er mindre nedbør og fordampning øker. Det totale arealet okkupert av sumper er omtrent 2 % av landarealet.

Basert på arten av vannforsyning og vegetasjon, er sumper delt inn i tre typer: lavland, oppland og overgang.

Lavland bolter dannes på stedet for tidligere innsjøer, i elvedaler og i forsenkninger som konstant eller midlertidig oversvømmes med vann. De lever hovedsakelig av grunnvann rikt på mineralsalter. I vegetasjonsdekke grønnmoser, ulike sar og gress dominerer. I eldre myrer dukker det opp bjørk, or og vier. Disse sumpene er preget av svak torv - tykkelsen på torven overstiger ikke 1-1,5 m.

Hest sumper dannes på flate vannskiller, matet hovedsakelig av nedbør, vegetasjonen er preget av en begrenset artssammensetning - sphagnummoser, bomullsgress, villrosmarin, tranebær, lyng og treaktige - furu, bjørk, sjeldnere sedertre og lerk. Trærne er alvorlig deprimert og forkrøplet. Sphagnummose vokser best i midten av sumpen i utkanten, den undertrykkes av mineralisert vann. Derfor er høymyrer noe konvekse, deres midtre stiger 3-4 m. Torvlaget når en tykkelse på 6-10 m eller mer.

Overgangs sumper inntar en mellomposisjon og er blandet i naturen av næring og vegetasjon. De har jord og atmosfærisk næring. Her er det stiv og siv, mye torvmose, bjørkekratt osv.

Sumpene forblir ikke uendret. Den mest karakteristiske prosessen er utskifting av lavlandssumper som et resultat av akkumulering av plantemasse og torv ved overgangs- og deretter hevet sumper. Høymyr er bevokst med eng- eller skogvegetasjon.

Våtmark er av stor betydning. De utvinner torv, som brukes som miljøvennlig drivstoff og gjødsel, samt for å skaffe en rekke kjemikalier. Etter drenering blir sumpene til høyproduktive åkre og enger. Men samtidig påvirker sumper klimaet i de omkringliggende områdene og er naturlige reservoarer av vann som ofte mater elver.

§ 8. Isbreer

Isbre- bevegelige ismasser som oppstår på land som følge av akkumulering og gradvis transformasjon av fast atmosfærisk nedbør. Deres dannelse er mulig der det faller mer fast nedbør i løpet av året enn det har tid til å smelte eller fordampe. Grensen over hvilken snøakkumulering er mulig (overvekt av negative temperaturer gjennom hele året) kalles snøgrense. Under snøgrensen råder plussgrader og all snøfall rekker å smelte. Høyden på snølinjen avhenger av klimatiske forhold ved ekvator, den ligger i en høyde på 5 km, i tropene - 6 km, og i polarområdene faller den til havnivå.

Regioner er identifisert i breen ernæring Og drenere. I foringsplassen samler det seg snø og danner is. I dreneringsområdet smelter breen og losses mekanisk (avbrudd, jordskred, utglidning i havet). Posisjonen til den nedre kanten av breen kan endres; Isbreer beveger seg sakte, fra 20 til 80 cm per dag, eller 100-300 m per år i fjellrike land. Polare isbreer (Grønland, Antarktis) beveger seg enda langsommere - fra 3 til 30 cm per dag (10-130 m per år).

Isbreer er delt inn i kontinentale (dekke) og fjell. Fastland(Grønland, Antarktis, etc.) okkuperer 98,5% av arealet med moderne isbre, og dekker landoverflaten uavhengig av relieff. De har en flat-konveks form i form av kupler eller skjold, og det er derfor de kalles isplater. Bevegelsen av is er rettet langs skråningen av breoverflaten - fra sentrum til periferien. Isen på kontinentale isbreer konsumeres hovedsakelig ved å bryte av endene som går ned i havet. Som et resultat dannes det flytende isfjell - isfjell, som er ekstremt farlige for navigering. Et eksempel på kontinental (dekke) isbreing er isdekket i Antarktis. Tykkelsen når 4 km med en gjennomsnittlig tykkelse på 1,5 km. Fjellbreer er betydelig mindre i størrelse og har en rekke former. De ligger på toppen av fjell, okkuperer daler og fordypninger i fjellskråningene. Fjellbreer ligger på alle breddegrader: fra ekvator til polarøyene. Formen på breen bestemmes av relieffet, men dalfjellsbreene er mest utbredt. De største fjellbreene ligger i Alaska og Himalaya, Hindu Kush, Pamirs og Tien Shan.

Det totale arealet av isbreer på jorden er omtrent 16,1 millioner km 2, eller 11 % av landet (hovedsakelig på polare breddegrader). Isbreer er enorme naturlige reservoarer av ferskvann. De inneholder mange ganger mer ferskvann enn elver og innsjøer til sammen.

1. Galai I.P., Meleshko E.N., Sidor S.I. En manual om geografi for de som begynner på universiteter. Minsk: Høyest. skole, 1988. 448 s.
2. Geografi: Referansemateriell: En bok for mellomstore og eldre elever / A.M. Berlyant, V.P. Dronov, I.V. Dushina og andre; Ed. V.P. Maksakovsky. M.: Utdanning, 1989. 400 s.
3. Davydov L.K., Dmitrieva A.A., Konkina N.G. Generell hydrologi. Opplæring/ Ed. HELVETE. Dobrovolsky og M.I. Lvovich. L.: Gidrometizdat, 1973. 462 s.
4. Metoder for undervisning i geografi i videregående skole: Håndbok for lærere / Red. ER. Matrusova. M.: Utdanning, 1985. 256 s.
5. En manual om geografi for de som begynner på universiteter / Ed. V.G. Zavrieva. Minsk: Høyest. skole, 1978. 304 s.
6. Khromov S.P., Mamontova L.I. Meteorologisk ordbok. L.: Gidrometizdat, 1974. 568 s.
7. Orlyonok V.V. Historie om vann på jorden og andre planeter // Geografi på skolen. 1990. nr. 5. S. 9-15.