1. Поняття атмосфери і її особливості
Атмосфера — це повітряна оболонка, яка оточує Землюі пов'язана з нею силою тяжіння. Атмосфера бере участь у добовому обертанні й річномурусі нашої планети. Повітря атмосфери — суміш газів, у якому перебувають в зависломустані рідкі (краплинки води) і тверді частинки (дим, пил). Газовий склад атмосфериє незмінним до висоти 100-110 км, що зумовлюється рівновагою в природі. Об'ємнічастки газів становлять: азот — 78 %, кисень — 21 %, інертні гази (аргон, ксенон,криптон) — 0,9 %, вуглець — 0,03 %. Крім того, в атмосфері завжди присутня водянапара [2].
Крім біологічних процесів, кисень, азот і вуглецьберуть активну участь у хімічному вивітрюванні гірських порід. Дуже важливою є рольозону 03, який поглинає більшу частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, щоу великих дозах є небезпечним для живих організмів. Тверді частинки, яких особливобагато над містами, слугують ядрами конденсації (навколо них утворюються крапліводи і сніжинки)./>Висота, межі й будова атмосфери
Верхню межу атмосфери умовно проводять на висотіблизько 1000 км, хоча вона простежується набагато вище — до 20 000 км, але там вона дуже розріджена.
Через різний характер змін температури повітряз висотою, інших фізичних властивостей в атмосфері виділяють кілька частин, що відокремлюютьсяодна від одної перехідними шарами [2].
Тропосфера — найнижчий і найщільніший шар атмосфери.Його верхню межу проводять на висоті 18 км над екватором та 8-12 км — над полюсами. Температура в тропосфері знижується в середньому на 0,6°С на кожні 100 м. Для неї характерні значні горизонтальні відмінності у розподілі температури, тиску, швидкості вітру,а також утворення хмар і опадів. У тропосфері відбувається інтенсивний вертикальнийрух повітря — конвекція. Саме у цьому нижньому шарі атмосфери в основному формуєтьсяпогода. Тут зосереджена майже вся водяна пара атмосфери[2].
Стратосфера поширюється в основному до висоти 50 км. Концентрація озону на висоті 20-25 км сягає найбільших значень, утворюючи озоновий екран. Температураповітря в стратосфері, як правило, підвищується з висотою в середньому на 1-2°Сна 1 км, досягаючи на верхній межі 0°С і вище. Це відбувається за рахунок поглинанняозоном сонячної енергії. У стратосфері майже немає водяної пари і хмар, а ураганнівітри дмуть зі швидкістю до 300 — 400 км/год.
У мезосфері температура повітря знижується до- 60. — 100°С, відбуваються інтенсивні вертикальні й горизонтальні переміщення повітря [2].
У верхніх шарах термосфери, де повітря дуже іонізоване,температура знову підвищується до 2000°С. Тут спостерігаються полярні сяйва і магнітнібурі.
Атмосфера відіграє велику роль у житті Землі. Воназапобігає надмірному нагріванню земної поверхні вдень і охолодженню її вночі, перерозподіляєвологу на Землі, захищає її поверхню від падінь метеоритів. Наявність атмосфериє неодмінною умовою існування органічного життя на нашій планеті./>Сонячна радіація. Нагрівання атмосфери
Сонце випромінює величезну кількість енергії, лишемаленьку частку якої отримує Земля.
Випромінювання Сонцем світла і тепла називаютьсонячною радіацією. Сонячна радіація, перш ніж досягти земної поверхні, проходитьдовгий шлях в атмосфері. Долаючи його, вона значною мірою поглинається і розсіюєтьсяповітряною оболонкою. Радіацію, яка безпосередньо досягає земної поверхні у виглядіпрямих променів, називають прямою радіацією. Частина радіації, яка розсіюється ватмосфері, також потрапляє на поверхню Землі у формі розсіяної радіації[2].
Сукупність прямої і розсіяної радіації, що надходитьна горизонтальну поверхню, називають сумарною сонячною радіацією. Атмосфера поглинаєблизько 20 % сонячної радіації, що надходить на її верхню межу. Ще 34 % радіаціївідбивається від поверхні Землі і атмосфери (відбита радіація).46 % сонячної радіаціїпоглинає земна поверхня. Таку радіацію називають поглинутою (увібраною).
Відношення інтенсивності відбитої сонячної радіаціїдо інтенсивності всієї променистої енергії Сонця, яка надходить на верхню межу атмосфери,називають альбедо Землі і виражають у відсотках [2].
Отже, альбедо нашої планети разом з її атмосфероюскладає в середньому 34 %. Величина альбедо на різних широтах має значні відмінності,пов'язані з кольором поверхні, рослинністю, хмарністю тощо. Ділянка поверхні, вкритасвіжим снігом, відбиває 80-85 % радіації, трав'яною рослинністю і піском — відповідно26% і 30 %, а водою — лише 5 %.
Кількість сонячної енергії, отримуваної окремимиділянками Землі, залежить, насамперед, від кута падіння сонячних променів. Чим прямовиснішевони падають (тобто більша висота Сонця над горизонтом), тим більша кількість сонячноїенергії потрапляє на одиницю площі.
Залежність величини сумарної радіації від кутападіння променів обумовлена двома причинами. По-перше, чим меншим є кут падіннясонячних променів, тим на більшу площу розподіляється цей потік світла і тим меншеенергії припадає на одиницю поверхні. По-друге, чим меншим є кут падіння, тим довшийшлях проходить промінь в атмосфері.
На величину сонячної радіації, яка потрапляє наземну поверхню впливає, і прозорість атмосфери, особливо хмарність. Залежність сонячноїрадіації від кута падіння сонячних променів та прозорості атмосфери обумовлює зональнийхарактер її розподілу. Відмінності у величині сумарної сонячної радіації на однійшироті спричинені, в основному, хмарністю.
Кількість тепла, що надходить на земну поверхню,визначають у калоріях на одиницю площі (1 см) за одиницю часу (1 рік).
Поглинута радіація витрачається на нагрівання тонкогоприповерхневого шару Землі і випаровування води. Нагріта земна поверхня передаєтепло в навколишнє середовище завдяки випромінюванню, теплопровідності, конвекціїта конденсації водяної пари.
Зміни температури повітря залежно від географічноїшироти місця і від висоти над рівнем океану
Сумарна радіація зменшується від екваторіально-тропічнихширот до полюсів. Вона максимальна — близько 850 Дж/м2 на рік (200 ккал/см2 на рік)- у тропічних пустелях, де пряма сонячна, радіація через велику висоту Сонця і безхмарненебо найінтенсивніша. У літнє півріччя відмінності у надходженні сумарної сонячноїрадіації між низькими і високими широтами згладжуються. Це відбувається за рахунокбільшої тривалості освітлення Сонцем, особливо у полярних районах, де полярний деньтриває навіть півроку.
Хоча сумарна сонячна радіація, що надходить наземну поверхню, частково відбивається нею, однак більша її частина поглинаєтьсяземною поверхнею і перетворюється На теплоту. Частина сумарної радіації, що залишаєтьсяпісля її витрати на відбивання і на теплове випромінювання земної поверхні, називаєтьсярадіаційним балансом (залишковою радіацією). У цілому за рік усюди на Землі вінпозитивний, за винятком високих крижаних пустель Антарктиди і Гренландії. Радіаційнийбаланс закономірно зменшується у напрямку від екватора до полюсів, де він близькийдо нуля.
Відповідно і температура повітря розподіляєтьсязонально, тобто зменшується у напрямку від екватора до полюсів. Температура повітрязалежить також від висоти місцевості над рівнем моря: чим вищою є місцевість, тимтемпература нижча [2].
Істотно впливає на температуру повітря розподілсуходолу й води. Поверхня суходолу швидко нагрівається, але швидко й охолоджується,а поверхня води нагрівається повільніше, проте довше зберігає тепло і повільнішевіддає його у повітря.
Унаслідок різної інтенсивності нагрівання й охолодженняповерхні Землі вдень і вночі, в теплу і холодну пори року, температура повітря змінюєтьсяпротягом доби і року [2].
Для визначення температури повітря використовуютьтермометри. її вимірюють 8 раз на добу і виводять середню за добу. За середньодобовимитемпературами розраховують середньомісячні. Саме їх, як правило, показують на кліматичнихкартах ізотермами (лініями, які з'єднують точки з однаковою температурою за певнийпроміжок часу). Для характеристики температур найчастіше беруть середньомісячнісічневі та липневі показники, рідше річні.,
2. Геологічні процеси, пов'язані з дією атмосфери
Вивітрювання
При вивітрюванні гірських порід спостерігаютьсянаступні процеси [1]:
1) дроблення (механічна дезінтеграція) гірськоїпороди під впливом добових і сезонних коливань температури (температурне вивітрювання),замерзання й відтавання води, укладеної в порах і тріщинах порід (морозне вивітрювання),і об'ємних деформацій деяких мінералів при їхній гідратації й деяких інших процесах(кристалізаційні розтріскування). Дроблення починається з розкриття й розширенняіснуючих волосних і схованих тріщин і завершується інтенсивним розвитком тріщинвивітрювання. Потужність зони механічного дроблення дезінтеграції змінюється залежновід континентального клімату від 1-2 до 7-10 м;
2) хімічне й фізико-хімічне розкладання мінераліві утворення нових мінералів — продуктів вивітрювання при процесах окислювання, гідратації,гідролізу й розглянутих вище процесах фільтраційного й осмотичного вилуговування[1].
Окислюванню піддаються органічні речовини, закиснісполуки заліза й марганцю, сульфіди й деякі інші мінерали. Глибина зони окислюваннягірських порід і мінералів у гірських районах становить 200-300 м, а на окремих ділянках поширюється до 1 км і навіть глибше; у рівнинних заболочених просторах нижняграниця зони окислювання майже збігається з поверхнею землі [3].
Для силікатів і алюмосилікатів найбільш характерніпроцеси гідролізу й гідратації, які супроводжуються глибокою перебудовою кристало-хімічноїструктури мінералу й обростанням вторинних глинистих мінералів з характерними дляних кристалічними решітками типу каоліну й монтморіллоніту. Для продуктів гідролізуй гідратації силікатів і алюмосилікатів властиві колоїдно-дисперсний стан, високагідрофільність і пластичність. Їх примазки на поверхнях, що існували й знову виниклиху процесі вивітрювання тріщин різко знижують сили внутрішнього тертя гірських юроду масиві (мастильний ефект глинистих примазок).
Товщі гірських порід, тією чи іншою мірою захопленіпрогинами вивітрювання, утворять кору вивітрювання, по ознаці переваги фізичногоабо хімічного вивітрювання розрізняють фізичний і хімічний типи кори вивітрювання.Перший з них характерний для арктичних і пустельних фідних областей; другий — дляобластей надлишкового зволоження, особливо для тропічних зон [1].
За часом утворення розрізняють сучасну древню корувивітрювання. Древня кора вивітрювання на відміну від сучасної похована під товщеюпізніших шарів. Прикладом її може служити кора вивітрювання порід докембрійськогофундаменту Російської платформи. У межах залізорудного басейну КМА з нею зв'язанінайбільші родовища багатих залізних руд, що виникли в результаті вивітрювання залізистихкварцитів.
По морфологічних ознаках виділяються: майданнийтип кори вивітрювання, розповсюджений на значній площі, і лінійний, що глибоко вклинюєтьсяв товщу материнських порід переважно по тектонічних ослаблених зонах [1].
Внаслідок змін фізичних умов і гідрогеологічноїобстановки вивітрювання із глибиною спостерігається вертикальна зональність корививітрювання. Окремі зони кори вивітрювання відрізняються друг від друга по ступеніроздробленості (механічної дезінтеграції) або ж змін хіміко-мінеральної сполукипороди. Н.В. Коломенський у корі вивітрювання твердих гірських порід для інженерно-геологічнихцілей рекомендує виділяти монолітну, глибову, дрібноуламкову, або щебенисту, зоний зону повного дроблення.
1. У монолітній зоні породи не мають слідів механічноїдезінтеграції (роздробленості). Відзначається деяке ослаблення міцності на стискі зниження опору зрушенню, обумовлене процесами вивітрювання — порушеннями щирогоконтакту на площинах схованої тріщинуватості порід і заміною їх пластинізованимиконтактами й контактами із глинистими примазками.
2. У глибовій зоні з'являються тріщини вивітрювання,що розбивають породу на окремі брили; розширюються раніше, що були тріщини. Стінкитріщини мають примазку, а самі тріщини частково або повністю заповнені занесенимизверху продуктами вивітрювання або піщано-глинистим матеріалом. Знизу нагору розмірбрил поступово зменшується від декількох десятків дециметрів до 1 дм.
Породи глибової зони мають високу фільтраційнуздатність (порядку сотень метрів у добу); міцність порід у масиві визначається тількисилами внутрішнього тертя [1].
3. У дрібноуламкової, або щебенистої (по И.В. Попову),зоні зовнішній вигляд породи не зберігає загальних рис із материнською породою.Вся порода складається із дрібних шматків від 2-3 дм і менш і навіть окремих зерен.Шматки материнської породи часто розсипаються від дотику. Вони значною мірою складаютьсяіз сильно виветрелих мінералів материнської породи або продуктів повного їхньогорозкладання. Фільтраційна здатність порід даної зони в порівнянні із глибовою зоноюзначно знижується (до декількох метрів або сантиметрів у добу). Продовжують знижуватисяпоказники опору стиску й зрушенню.
4. У зоні повного дроблення порода відрізняєтьсявисоким ступенем дроблення. В основному вона складається з мінералів кори вивітрювання;первинні мінерали тонко роздроблені і є домішкою до вторинного. Коефіцієнт фільтраціїзнижується до тисячних часток сантиметра в добу. Стискальність різко зростає, опірзрушенню зменшується.
Порода здобуває зв’язність, пластичність і здатназабухати в присутності води [1].
Швидкість вивітрювання різних порід різна. У деякихвипадках процеси вивітрювання протікають дуже швидко, особливо в глинистих породах.Так, по Н.В. Коломенському, свіжі майконські глини в укосі одного з досвідченихділянок вивітрювалися на значну глибину й перетворилися в дресві в плині декількохмісяців, а роздроблення тих же глин на глибину 5 10 див зажадало всього лише декількохднів. Апшеронські глини й піщаники вивітрюються й зовсім змінюють свої властивостіпротягом одного місяця на глибину 6-8 див; у плині п'яти місяців — на глибину 60-70див; протягом 1,5 років — до 3 (спостереження С.В. Дроздова).
Висока швидкість процесів вивітрювання характернатакож для вуглисто-глинистих порід — вуглистих аргілітів, алевролітів і глин, особливопірітизованих їхніх різниць. За рахунок вивітрювання спостерігається помітне скороченнястроків довгострокової стійкості укосів кар'єрів, складених зазначеними породами,особливо в тих випадках, коли не виконується робота попередньому осушенню родовища[3].
При інженерно-геологічному вивченні процесів вивітрюванняз'ясовується [1]:
1) потужність зони й поширення кори вивітрювання;
2) геолого-петрографічні й інженерно-геологічніособливості порід по зонах вивітрювання;
атмосфера геологічний термічний радіація
3) швидкість вивітрювання порід при розкритті їхнійгорн виробленнями, котлованами й т.д.;
4) зміна інтенсивності й характеру процесів вивітрюванняпорід залежно від місцевих гідрогеологічних, кліматичних і геологічних умов залягання,експозиції схилу;
5) необхідні заходи щодо захисту штучних оголеньгірських порід, що сильно вивітрюються.
Основними заходами щодо боротьби з вивітрюваннямгірських порід, по Н.В. Коломенському, є:
1) пристрій захисних покриттів з піску, суглинкуй інших матеріалів, а іноді з бетону;
2) просочування порід різними речовинами — рідкимсклом, гудроном і т.д.;
3) штучна нейтралізація деяких активних агентіввивітрювання шляхом введення в породу солей, що зменшують розчинність порід;
4) планування території й відвід вод.
Мерзлотно-динамічні явища
На територіях поширення потужної сезонної мерзлотий особливо в областях розвитку багаторічної («вічної») мерзлоти зіштовхуютьсяз різного характеру деформаціями земної поверхні, викликаними замерзанням і відтаваннямвод укладеної в гірських породах. До них ставляться безодні, гідролакколіти (булгунняхи),полою, термокарст, плин ґрунтів (соліфлюкция) і деякі інші явища. Всі вони утворятьєдину групу мерзлотно-динамічних явищ.
При відтаванні мерзлих порід відбувається різказміна будови й фізичного стану порід, що приводить до деформацій у вигляді осаді осідань. В умовах схилів відталі поверхневі шари випробовують плин (соліфлюкция).При цьому утворяться взбугривання, «тераси», уступи, напливи, борозний інші характерні форми ускладнення поверхні схилу в умовах багатодітної мерзлоти.Подібного роду явища нерідко можна спостерігати у весняний час у районах потужноїсезонної мерзлоти. Внаслідок незначного опору ковзанню відталих глинистих нагромадженьпроцеси соліфлюкції нерідко протікають дуже інтенсивно, особливо в тому випадку,коли ці нагромадження підстилаються сильно льодистими породами або викопним льодом[1].
У процесі промерзання спостерігається значне збільшенняпервісного об'єму породи. Тому що водонасиченість порід і умови підтоку води дозамерзаючої зони породи різні, то збільшення об'єму порід при промерзанні протікаєвкрай нерівномірно. У результаті па поверхні землі виникають місцеві підняття — морозні безодні. Останні з'являються на початку зими й ростуть до весни (до початкутанення породи), коли на їхньому місці виникає западина з розрідженою породою. Висота морозних безодень у середньоєвропейських областяхСРСР виміряється декількома сантиметрами, рідше десятками сантиметрів [1].
Під дією напруг, що виникають при промерзанні порід,спостерігається утворення «морозобійних» тріщин. Одні з них розвиваютьсяв міру росту бугрів обдимання, інші лише під впливом нерівномірного охолодженняпорід, що володіють різними теплофізичними властивостями. Виникаючі при цьому напругичасто виявляються більше значними, чим просмикнув міцності вже породи, що змерзнулась.
Якщо після появи перших тріщин відбувається подальшезниження температури мерзлого масиву порід, у ній виникають поперечні тріщини. Урезультаті весь Масив, що промерзає, виявляється розбитим на окремі полігони. Тріщинивиникають також усередині мерзлого масиву головним чином у горизонтальному напрямкувнаслідок значних напруг при вигині верхніх шарів масиву [1].
Вода, що попадає у вертикальні тріщини під часзимових відлиг і навесні, замерзає з настанням холодів. Таким чином, виникають крижаніклини. Останні в умовах Багаторічної мерзлоти є багаторічними утвореннями й розширюються(«ростуть») рік у рік [3].
При промерзанні діяльного шару надмерзлотні водичасто виявляються під значним напором; у цьому випадку вони прориваються на поверхню,де замерзають, образуючи полій. Полої можуть утворюватися також з міжмерзлотнихі підмерзлотних вод, що виходять на поверхню у вигляді джерел. Вони називаютьсяпостійними полоями. Відомі полої, що виникають при промерзанні рік, коли на окремихділянках їхнього плину залишаються лише дуже вузькі проходи, не здатні пропуститивсю підлідну витрату ріки. Вода на цих ділянках проривається через крижаний покрив,виливає по поверхні льоду й замерзає. Такого роду прориви річкової води повторюютьсяза зиму кілька разів, у результаті чого утворяться великі крижані бугри. Сила, зякої проривається вода на цих буграх, буває настільки велика, що при цьому викидаютьсявеличезні брили льоду [1].
Крім поверхневих відомі підземні полої, що утворятьсяв товщі багаторічної мерзлоти. При їхньому утворенні вода не здатна прорватися наповерхню, а тільки піднімає вищележачі товщі порід, образуючи бугри. Висота такихбугрів у південних районах Сибіру досягає 10 м, а в північних — 30 м. Розмір їх у поперечнику виміряється багатьма десятками метрів. Усередині таких бугрів звичайноє куполоподібний поклад льоду (гідролакколіт), іноді з порожниною, заповненою водою.Такі бугри в Сибіру називають булгунняхами.
На великих просторах багаторічної мерзлоти в їїтовщі можна зустріти значні по потужності (до декількох десятків метрів) і більшіпростори, що займають (до багатьох; квадратних кілометрів) шари й лінзи викопногольоду. Вони утворилися при замерзанні озер або шляхом поховання льодів льодовиків.Нерідко вони чергуються або покриваються прошарками торфу, а іноді й товщами суглинків,глин і пісків [1].
При порушенні термічного режиму таких покладіввиникають підземні порожнини, провал зводів яких викликає появу на поверхні землітермокарстових лійок. Часто такі провали заповнені водою. Вони відомі як термокарстовіозера.
Перелік використаної літератури
1. Павюков П.Н. Инженерная геология. Изд.2-е, перераб.и доп. М., «Недра», 1978, 296 с.
2. Электронный ресурс: pidruchniki.com.ua/15800119/geografiya/atmosfera
3. Электронный ресурс: nospe. ucoz.ru/index/0-155