34)Географічний розподіл атмосферних опадів

           Вміст водяної пари в атмосфері залежить від температури повітря та зволоження земної поверхні, що впливає на водність хмар. У високих широтах, де низька температура , а отже і мала водність хмар, опадів випадає мало хоч і хмарність там велика. Є райони і в низьких широтах, де водність хмар велика, а опадів мало. Це зона пасатів земної кулі. Тут переважає стійка стратифікація атмосфери, а тому хмари не досягають рівня кристалізації. У розподілі опадів на земній кулі помітна їх зональність. У загальному вигляді

 

Середні значення атмосферних опадів на суходолі у різних широтних зонах

Широта0,	Опади, мм	Широта0,	Опади, мм
90-80 пн.ш.	182	0-10 пд.ш.	1935
80-70	332	10-20	1124
70-60	568	20-30	591
60-50	708	30-40	663
50-40	642	40-50	1385
40-30	582	50-60	1885
30-20	607	60-70	462
20-10	900	70-80	160
10-0	1817	80-90	84

         

           На більшій частині екваторіальної зони випадає 2000-3000 мм опадів. Це зона конвергенції в середині тропічних широт. Зустріч повітряних течій обох півкуль зумовлює тут динамічну конвекцію, яка доповнюється термічною конвекцію. Ця зона не завжди перебуває поблизу екватора, вона зміщується впродовж сезонів. Дуже багато опадів буває у басейні Амазонки, в Центральній Америці, на берегах Гвінейської затоки, на островах Індонезії. Під впливом рельєфу на деяких станціях Центральної Америки випадає протягом року 6500 мм, в Колумбії до 7000 мм, у західній Африці до 5000 мм, а на південному схилі вулкана Камерун навіть більше 9900 мм, на деяких станціях в Індонезії до 7000 мм, на Гавайських островах на деяких станціях більше 9000 мм.

            У смузі 0-100пн.ш. над океаном щороку випадає найбільше опадів, у середньому 2280 мм, а в Індійському океані поблизу берегів Індонезії та Бірми понад 4000 мм. Однак найбільше опадів на земній кулі випадає в зоні екваторіальних мусонів. Це спостерігається в Гімалаях (Індія) біля підніжжя гори Шилонг на висоті 1300 м у містечку Черапунджі (250пн.ш., 920с.д.) випадає 10902 мм. До цього призводить вимушене піднесення екваторіального повітря в системі літнього південно-західного мусону вздовж крутих схилів гір.

           У зоні екватора немає чіткого річного ходу атмосферних опадів. Але все ж таки найтиповішим є збільшення опадів під час весняного та осіннього проходження Сонця через зеніт, хоч ця закономірність проявляється не скрізь. Над суходолом опади переважно випадають у другу половину дня, часто одночасно з грозою, це опади зливового характеру з краплями великого розміру. Над океанами, навпаки, опади частіше бувають вночі, оскільки над водою в цей час збільшується енергія нестійкості атмосфери.

            У тропічній зоні кількість опадів різко зменшується. Це область високого атмосферного тиску з переважанням малохмарної погоди з пустельними ландшафтами. Середня кількість атмосферних опадів тут менше 250 мм, а в багатьох місцях менше 100 мм. В окремих районах Єгипту (Луксер, 250пн.ш., 320с.д.) та Судану (Вади-Хальфа, 210пн.ш., 310с.д.) в середньому за багаторічний період випадає всього кілька десятих долей мм. В пустелі Калахарі роками не випадає жодної краплі дощу. У тропічних широтах над океанами, де панують пасати, так само випадає мало опадів через пасатну інверсію. Вона добре виражена на висоті 1-2 км і тому верхня частина хмар не досягає рівня кристалізації. На сході океанів у тропічних широтах існують такі холодні течії як Канарська, Бенгельська, Перуанська та Каліфорнійська. Над ними спостерігається стійка стратифікація атмосфери і тому тут опади не перевищують 100 мм. На західних узбережжях материків тут формуються пустелі. Це пустелі Наміб, західне узбережжя Сахари, Атакама та Каліфорнійська. Найзволоженішими у тропіках є східні райони материків, де переважають повітряні течії морського повітря на західній периферії субтропічних антициклонів.       

            Дуже мало опадів спостерігається в пустелях на півдні помірних широт північної півкулі. Влітку тут висока температура і рівень конденсації розташований дуже високо,  а взимку переважає високий атмосферний тиск. Так, в Середній Азії у Ташкенті випадає 350 мм, в Термезі 120 мм, в Туркулі 80 мм.

           Від субтропічних до помірних широт кількість опадів збільшується, оскільки у цій зоні добре розвинута циклонічна діяльність. Уже у степовій зоні їх випадає близько 350-500 мм. Однак їх випадає менше, ніж може випаруватись, тобто це зона недостатнього зволоження. У лісовій зоні випадає вже 500-1000 мм, причому кількість опадів зменшується із заходу на схід, тобто з віддаленням від океану. Взагалі лісова зона, це зона надмірного зволоження, де випаровується вологи менше, ніж випадає. Найменше опадів у цій зоні спостерігається у Сибіру 300-500 мм. На Далекому Сході кількість опадів знову збільшується до 500-1000 мм у зв’язку з літніми мусонними дощами.

           У помірних широтах, як і в інших, кількість опадів збільшується під впливом рельєфу. Так, на Тихоокеанському узбережжі Північної Америки випадає понад 3000 мм. Вологе океанічне повітря вимушено підноситься вверх вздовж схилів. При цьому загострюється фронтальна діяльність і посилюється конвекція. Це ж саме спостерігаємо у Європі. У Норвегії в районі Бергена випадає 3000мм. Це навітряні схили гір. Навпаки, на підвітряних схилах кількість опадів різко зменшується. Так, уже в Осло їх випадає 570 мм, а на Кольському півострові 300-350 мм. Навіть невисокі гори суттєво впливають на кількість опадів. Так, на західних схилах Уралу в Уфі випадає близько 600 мм, а на схід від гір в Челябінську лише 370 мм.

           Найбільше опадів у Європі випадає в горах Шотландії та Уельсу – 4000-5000 мм, в горах Адріатичного узбережжя 3500-5000 мм, в Альпах 4000 мм, на Чорноморських схилах Кавказу 3000-3900 мм.

           У напрямку від помірних широт до полярних кількість опадів знову зменшується через зменшення вмісту вологи в холодному повітрі та переважання Арктичного і Антарктичного антициклонів у навколополярних районах. У зоні Європейської тундри випадає близько 300 мм, а в тундрі Східного Сибіру близько 200 мм. В центральних районах Арктики випадає менше 150 мм, а в центральних районах Антарктиди – менше 90 мм.

35)

36)

37) Ґрунт (від нім. Grund — земля, основа) — самостійне природно-історичне органомінеральне тіло, що виникло у поверхневому шарі літосфери Землі в результаті тривалого впливу біотичних, абіотичних і антропогенних факторів, має специфічні генетико-морфологічні ознаки і властивості, що створюють для росту і розвитку рослин відповідні умови.

Родючість — головна властивість ґрунту

Фактори ґрунтотворення — це елементи природного середовища, під впливом яких утворюються ґрунти. Системне сприйняття ґрунту як функції агентів-ґрунтоутворювачів започатковане В.В.Докучаєвим. Ним виділено п’ять факторів ґрунтотворення: клімат, материнські гірські пори, рослинні і тваринні організми, особливо нижчі, рельєф і висота місцевості, геологічний вік країни. Функціональне визначення ґрунту виражають у вигляді моделі: S=f(d,o,r,p,t…) де S — ґрунт, d — клімат, o — організми, r — рельєф, p — порода, t — час (Jenny, 1941^[7]). Докучаєвська формула «ґрунти – фактори», доповнена І.П.Герасимовим (1973) так званими «передавальними механізмами» і тепер сприймається у вигляді послідовності: фактори ґрунтотворення → процеси ґрунтотворення → ґрунти (профіль, властивості).

Клімат, материнські породи і організми для ґрунтів є матеріальними донорами речовини і енергії. Рельєф є чинником-ретранслятором , що перерозподіляє речовину і енергію по поверхні Землі. Час є мірою розвитку і зміни усіх явищ і процесів.

• Клімат (за О.А.Роде — Сонце і атмосфера) визначають тепловий, водний та інші режими ґрунтів, їх будову, склад і властивості. Найважливішими є три чинники: сонячна радіація як джерело для фотосинтезу і чинник, що формує тепловий режим фітогеосфери; кількість опадів, які визначають водний режим ґрунтів та умови існування організмів; газовий склад атмосфери.

• Материнські породи визначають гранулометричний, хімічний і мінералогічний склад ґрунтів, їх фізичні та фізико-механічні властивості, водно-повітряний, тепловий і поживний режими, впливають на швидкість ґрунтоутворювального процесу і його спрямованість. Виділяють генетичні типи порід гравітаційного походження (елювій, колювій), пов’язаних з текучою водою (алювій, пролювій, делювій), водно-льодовикові (морена), еолові та іншого походження породи (леси і лесоподібні суглинки, покривні суглинки і глини, піски).

• Організми є джерелом органічної частини ґрунту, вони і продукти їхньої життєдіяльності визначають спрямованість ґрунтотворного процесу, перетворюючи косну речовину в біокосне природне тіло — ґрунт. Педосфера формується за участі 4 царств живих організмів: царств рослин, тварин, грибів і мікроорганізмів.

• Рельєф обумовлює просторову організацію педосфери, виконуючи такі функції: 1) розподіляє продукти вивітрювання і ґрунтотворення; 2) розподіляє тепло і атмосферні опади.

• Час є умовою і мірою існування та взаємодії інших факторів ґрунтотворення, обумовлюючи еволюцію ґрунтів.

38)

39) Мета соціологічного дослідження — це, по суті, очікуваний результат дослідження, який досягається внаслідок розв'язання головного завдання або важливої проблеми. За змістом мета може формулюватися як теоретична (коли передбачається отримання нових знань про функціонування та розвиток досліджуваного об'єкта, його структуру, зв'язки з іншими об'єктами), методична (коли здійснюється розробка нових методик дослідження, впровадження нових інструментів) або прикладна (коли пропонуються конкретні практичні рекомендації).

Від чіткості формулювання мети соціологічного дослідження значною мірою залежить його результативність. Шляхи досягнення мети відображені в завданнях соціологічного дослідження, які поділяються, зазвичай, на головні, дотичні до головних та додаткові. Завдання повинні розкривати повною мірою зміст предмета дослідження.

Серед соціологічних методів дуже важливий для використання в соціальній географії ентропійний аналіз. Він передбачає дослідження соціальних об'єктів як систем з огляду на їх упорядкованість (порядок — хаос). Ентропійний аналіз об'єднує групу ентропійних методів моделювання, які ґрунтуються на гіпотезі, що функція соціально-економічної доцільності може бути подана як ентропія. Це дає змогу будувати ентропійні моделі складних соціально-економічних систем. З їх допомогою можна пояснювати і передбачати певні сукупні властивості таких систем без вивчення поведінки кожного окремого їх елемента. Прикладом може слугувати загальна теорія ентропійних моделей А. Дж. Вільсона. Основу цих моделей становить припущення про стан рівноваги у системі, умови обмеження її ресурсу, максимальний рівень ентропії та ін. Оскільки соціальні системи мають здатність до самоорганізації, то дослідники прагнули побудувати ентропійну модель, яка б враховувала: по-перше, поведінку соціальних систем, що не досягли стану рівноваги; по-друге, здатність системи до самоорганізації. Взявши за основу концептуальну модель розвитку та модель самоорганізації, А. Айламазян та Е. Стась побудували ентропійну нелінійну модель розвитку складних систем будь-якого типу. Вона враховує таку особливість системи: зі зростанням кількості її елементів і новводенням їх до її структури організованість системи порушується, а ентропія підвищується. Внаслідок цього відбувається руйнування структури і перехід системи до нового стану. Якщо ж нові елементи поглинаються структурою системи, то вона продовжує функціонувати у попередньому режимі, її стан не змінюється^*120.