1. Поняття атмосфериi її особливостi
Атмосфера - це повiтряна оболонка, яка оточує Землю i пов'язана з нею силою тяжiння. Атмосфера бере участь у добовому обертаннi й рiчному русi нашої планети. Повiтря атмосфери - сумiш газiв, у якому перебувають в завислому станi рiдкi (краплинки води) i твердi частинки (дим, пил). Газовий склад атмосфери є незмiнним до висоти 100-110 км, що зумовлюється рiвновагою в природi. Об'ємнi частки газiв становлять: азот - 78 %, кисень - 21 %, iнертнi гази (аргон, ксенон, криптон) - 0,9 %, вуглець - 0,03 %. Крiм того, в атмосферi завжди присутня водяна пара [2].
Сонця, що у великих дозах є небезпечним для живих органiзмiв. Твердi частинки, яких особливо багато над мiстами, слугують ядрами конденсацiї (навколо них утворюються краплi води i снiжинки).
Висота, межi й будова атмосфери
Верхню межу атмосфери умовно проводять на висотi близько 1000 км, хоча вона простежується набагато вище - до 20 000 км, але там вона дуже розрiджена.
Через рiзний характер змiн температури повiтря з висотою, iнших фiзичних властивостей в атмосферi видiляють кiлька частин, що вiдокремлюються одна вiд одної перехiдними шарами [2].
Тропосфера - найнижчий i найщiльнiший шар атмосфери. Його верхню межу проводять на висотi 18 км над екватором та 8-12 км - над полюсами. Температура в тропосферi знижується в середньому на 0,6°С на кожнi 100 м. Для неї характернi значнi горизонтальнi вiдмiнностi у розподiлi температури, тиску, швидкостi вiтру, а також утворення хмар i опадiв. У тропосферi вiдбувається iнтенсивний вертикальний рух повiтря - конвекцiя. Саме у цьому нижньому шарi атмосфери в основному формується погода. Тут зосереджена майже вся водяна пара атмосфери [2].
Стратосфера поширюється в основному до висоти 50 км. Концентрацiя озону на висотi 20-25 км сягає найбiльших значень, утворюючи озоновий екран. Температура повiтря в стратосферi, як правило, пiдвищується з висотою в середньому на 1-2°С на 1 км, досягаючи на верхнiй межi 0°С i вище. Це вiдбувається за рахунок поглинання озоном сонячної енергiї. У стратосферi майже немає водяної пари i хмар, а ураганнi вiтри дмуть зi швидкiстю до 300 - 400 км/год.
У мезосферi температура повiтря знижується до - 60. - 100°С, вiдбуваються iнтенсивнi вертикальнi й горизонтальнi перемiщення повiтря [2].
У верхнiх шарах термосфери, де повiтря дуже iонiзоване, температура знову пiдвищується до 2000°С. Тут спостерiгаються полярнi сяйва i магнiтнi бурi.
Атмосфера вiдiграє велику роль у життi Землi. Вона запобiгає надмiрному нагрiванню земної поверхнi вдень i охолодженню її вночi, перерозподiляє вологу на Землi, захищає її поверхню вiд падiнь метеоритiв. Наявнiсть атмосфери є неодмiнною умовою iснування органiчного життя на нашiй планетi.
Сонячна радiацiя. Нагрiвання атмосфери
Сонце випромiнює величезну кiлькiсть енергiї, лише маленьку частку якої отримує Земля.
Випромiнювання Сонцем свiтла i тепла називають сонячною радiацiєю. Сонячна радiацiя, перш нiж досягти земної поверхнi, проходить довгий шлях в атмосферi. Долаючи його, вона значною мiрою поглинається i розсiюється повiтряною оболонкою. Радiацiю, яка безпосередньо досягає земної поверхнi у виглядi прямих променiв, називають прямою радiацiєю. Частина радiацiї, яка розсiюється в атмосферi, також потрапляє на поверхню Землi у формi розсiяної радiацiї [2].
Ще 34 % радiацiї вiдбивається вiд поверхнi Землi i атмосфери (вiдбита радiацiя). 46 % сонячної радiацiї поглинає земна поверхня. Таку радiацiю називають поглинутою (увiбраною).
Вiдношення iнтенсивностi вiдбитої сонячної радiацiї до iнтенсивностi всiєї променистої енергiї Сонця, яка надходить на верхню межу атмосфери, називають альбедо Землi i виражають у вiдсотках [2].
Отже, альбедо нашої планети разом з її атмосферою складає в середньому 34 %. Величина альбедо на рiзних широтах має значнi вiдмiнностi, пов'язанi з кольором поверхнi, рослиннiстю, хмарнiстю тощо. Дiлянка поверхнi, вкрита свiжим снiгом, вiдбиває 80-85 % радiацiї, трав'яною рослиннiстю i пiском - вiдповiдно 26% i 30 %, а водою - лише 5 %.
бiльша кiлькiсть сонячної енергiї потрапляє на одиницю площi.
Залежнiсть величини сумарної радiацiї вiд кута падiння променiв обумовлена двома причинами. По-перше, чим меншим є кут падiння сонячних променiв, тим на бiльшу площу розподiляється цей потiк свiтла i тим менше енергiї припадає на одиницю поверхнi. По-друге, чим меншим є кут падiння, тим довший шлях проходить промiнь в атмосферi.
На величину сонячної радiацiї, яка потрапляє на земну поверхню впливає, i прозорiсть атмосфери, особливо хмарнiсть. Залежнiсть сонячної радiацiї вiд кута падiння сонячних променiв та прозоростi атмосфери обумовлює зональний характер її розподiлу. Вiдмiнностi у величинi сумарної сонячної радiацiї на однiй широтi спричиненi, в основному, хмарнiстю.
Кiлькiсть тепла, що надходить на земну поверхню, визначають у калорiях на одиницю площi (1 см) за одиницю часу (1 рiк).
конвекцiї та конденсацiї водяної пари.
Змiни температури повiтря залежно вiд географiчної широти мiсця i вiд висоти над рiвнем океану
Сумарна радiацiя зменшується вiд екваторiально-тропiчних широт до полюсiв. Вона максимальна - близько 850 Дж/м2 на рiк (200 ккал/см2 на рiк) - у тропiчних пустелях, де пряма сонячна, радiацiя через велику висоту Сонця i безхмарне небо найiнтенсивнiша. У лiтнє пiврiччя вiдмiнностi у надходженнi сумарної сонячної радiацiї мiж низькими i високими широтами згладжуються. Це вiдбувається за рахунок бiльшої тривалостi освiтлення Сонцем, особливо у полярних районах, де полярний день триває навiть пiвроку.
Хоча сумарна сонячна радiацiя, що надходить на земну поверхню, частково вiдбивається нею, однак бiльша її частина поглинається земною поверхнею i перетворюється На теплоту. Частина сумарної радiацiї, що залишається пiсля її витрати на вiдбивання i на теплове випромiнювання земної поверхнi, називається радiацiйним балансом (залишковою радiацiєю). У цiлому за рiк усюди на Землi вiн позитивний, за винятком високих крижаних пустель Антарктиди i Гренландiї. Радiацiйний баланс закономiрно зменшується у напрямку вiд екватора до полюсiв, де вiн близький до нуля.
Вiдповiдно i температура повiтря розподiляється зонально, тобто зменшується у напрямку вiд екватора до полюсiв. Температура повiтря залежить також вiд висоти мiсцевостi над рiвнем моря: чим вищою є мiсцевiсть, тим температура нижча [2].
повiльнiше вiддає його у повiтря.
показують на клiматичних картах iзотермами (лiнiями, якi з'єднують точки з однаковою температурою за певний промiжок часу). Для характеристики температур найчастiше беруть середньомiсячнi сiчневi та липневi показники, рiдше рiчнi.,
При вивiтрюваннi гiрських порiд спостерiгаються наступнi процеси [1]:
1) дроблення (механiчна дезiнтеграцiя) гiрської породи пiд впливом добових i сезонних коливань температури (температурне вивiтрювання), замерзання й вiдтавання води, укладеної в порах i трiщинах порiд (морозне вивiтрювання), i об'ємних деформацiй деяких мiнералiв при їхнiй гiдратацiї й деяких iнших процесах (кристалiзацiйнi розтрiскування). Дроблення починається з розкриття й розширення iснуючих волосних i схованих трiщин i завершується iнтенсивним розвитком трiщин вивiтрювання. Потужнiсть зони механiчного дроблення дезiнтеграцiї змiнюється залежно вiд континентального клiмату вiд 1-2 до 7-10 м;
вилуговування [1].
Окислюванню пiддаються органiчнi речовини, закиснi сполуки залiза й марганцю, сульфiди й деякi iншi мiнерали. Глибина зони окислювання гiрських порiд i мiнералiв у гiрських районах становить 200-300 м, а на окремих дiлянках поширюється до 1 км i навiть глибше; у рiвнинних заболочених просторах нижня границя зони окислювання майже збiгається з поверхнею землi [3].
Для силiкатiв i алюмосилiкатiв найбiльш характернi процеси гiдролiзу й гiдратацiї, якi супроводжуються глибокою перебудовою кристало-хiмiчної структури мiнералу й обростанням вторинних глинистих мiнералiв з характерними для них кристалiчними решiтками типу каолiну й монтморiллонiту. Для продуктiв гiдролiзу й гiдратацiї силiкатiв i алюмосилiкатiв властивi колоїдно-дисперсний стан, висока гiдрофiльнiсть i пластичнiсть. Їх примазки на поверхнях, що iснували й знову виниклих у процесi вивiтрювання трiщин рiзко знижують сили внутрiшнього тертя гiрських юрод у масивi (мастильний ефект глинистих примазок).
Товщi гiрських порiд, тiєю чи iншою мiрою захопленi прогинами вивiтрювання, утворять кору вивiтрювання, по ознацi переваги фiзичного або хiмiчного вивiтрювання розрiзняють фiзичний i хiмiчний типи кори вивiтрювання. Перший з них характерний для арктичних i пустельних фiдних областей; другий - для областей надлишкового зволоження, особливо для тропiчних зон [1].
За часом утворення розрiзняють сучасну древню кору вивiтрювання. Древня кора вивiтрювання на вiдмiну вiд сучасної похована пiд товщею пiзнiших шарiв. Прикладом її може служити кора вивiтрювання порiд докембрiйського фундаменту Росiйської платформи. У межах залiзорудного басейну КМА з нею зв'язанi найбiльшi родовища багатих залiзних руд, що виникли в результатi вивiтрювання залiзистих кварцитiв.
По морфологiчних ознаках видiляються: майданний тип кори вивiтрювання, розповсюджений на значнiй площi, i лiнiйний, що глибоко вклинюється в товщу материнських порiд переважно по тектонiчних ослаблених зонах [1].
по ступенi роздробленостi (механiчної дезiнтеграцiї) або ж змiн хiмiко-мiнеральної сполуки породи. Н. В. Коломенський у корi вивiтрювання твердих гiрських порiд для iнженерно-геологiчних цiлей рекомендує видiляти монолiтну, глибову, дрiбноуламкову, або щебенисту, зони й зону повного дроблення.
1. У монолiтнiй зонi породи не мають слiдiв механiчної дезiнтеграцiї (роздробленостi). Вiдзначається деяке ослаблення мiцностi на стиск i зниження опору зрушенню, обумовлене процесами вивiтрювання - порушеннями щирого контакту на площинах схованої трiщинуватостi порiд i замiною їх пластинiзованими контактами й контактами iз глинистими примазками.
2. У глибовiй зонi з'являються трiщини вивiтрювання, що розбивають породу на окремi брили; розширюються ранiше, що були трiщини. Стiнки трiщини мають примазку, а самi трiщини частково або повнiстю заповненi занесеними зверху продуктами вивiтрювання або пiщано-глинистим матерiалом. Знизу нагору розмiр брил поступово зменшується вiд декiлькох десяткiв дециметрiв до 1 дм.
Породи глибової зони мають високу фiльтрацiйну здатнiсть (порядку сотень метрiв у добу); мiцнiсть порiд у масивi визначається тiльки силами внутрiшнього тертя [1].
3. У дрiбноуламкової, або щебенистої (по И. В. Попову), зонi зовнiшнiй вигляд породи не зберiгає загальних рис iз материнською породою. Вся порода складається iз дрiбних шматкiв вiд 2-3 дм i менш i навiть окремих зерен. Шматки материнської породи часто розсипаються вiд дотику. Вони значною мiрою складаються iз сильно виветрелих мiнералiв материнської породи або продуктiв повного їхнього розкладання. Фiльтрацiйна здатнiсть порiд даної зони в порiвняннi iз глибовою зоною значно знижується (до декiлькох метрiв або сантиметрiв у добу). Продовжують знижуватися показники опору стиску й зрушенню.
4. У зонi повного дроблення порода вiдрiзняється високим ступенем дроблення. В основному вона складається з мiнералiв кори вивiтрювання; первиннi мiнерали тонко роздробленi i є домiшкою до вторинного. Коефiцiєнт фiльтрацiї знижується до тисячних часток сантиметра в добу. Стискальнiсть рiзко зростає, опiр зрушенню зменшується.
Порода здобуває зв’язнiсть, пластичнiсть i здатна забухати в присутностi води [1].
Швидкiсть вивiтрювання рiзних порiд рiзна. У деяких випадках процеси вивiтрювання протiкають дуже швидко, особливо в глинистих породах. Так, по Н. В. Коломенському, свiжi майконськi глини в укосi одного з досвiдчених дiлянок вивiтрювалися на значну глибину й перетворилися в дресвi в плинi декiлькох мiсяцiв, а роздроблення тих же глин на глибину 5 10 див зажадало всього лише декiлькох днiв. Апшеронськi глини й пiщаники вивiтрюються й зовсiм змiнюють свої властивостi протягом одного мiсяця на глибину 6-8 див; у плинi п'яти мiсяцiв - на глибину 60-70 див; протягом 1,5 рокiв - до 3 (спостереження С. В. Дроздова).
Висока швидкiсть процесiв вивiтрювання характерна також для вуглисто-глинистих порiд - вуглистих аргiлiтiв, алевролiтiв i глин, особливо пiрiтизованих їхнiх рiзниць. За рахунок вивiтрювання спостерiгається помiтне скорочення строкiв довгострокової стiйкостi укосiв кар'єрiв, складених зазначеними породами, особливо в тих випадках, коли не виконується робота попередньому осушенню родовища [3].
При iнженерно-геологiчному вивченнi процесiв вивiтрювання з'ясовується [1]:
1) потужнiсть зони й поширення кори вивiтрювання;
2) геолого-петрографiчнi й iнженерно-геологiчнi особливостi порiд по зонах вивiтрювання;
атмосфера геологiчний термiчний радiацiя
4) змiна iнтенсивностi й характеру процесiв вивiтрювання порiд залежно вiд мiсцевих гiдрогеологiчних, клiматичних i геологiчних умов залягання, експозицiї схилу;
5) необхiднi заходи щодо захисту штучних оголень гiрських порiд, що сильно вивiтрюються.
Основними заходами щодо боротьби з вивiтрюванням гiрських порiд, по Н. В. Коломенському, є:
1) пристрiй захисних покриттiв з пiску, суглинку й iнших матерiалiв, а iнодi з бетону;
2) просочування порiд рiзними речовинами - рiдким склом, гудроном i т. д.;
3) штучна нейтралiзацiя деяких активних агентiв вивiтрювання шляхом введення в породу солей, що зменшують розчиннiсть порiд;
4) планування територiї й вiдвiд вод.
Мерзлотно-динамiчнi явища
На територiях поширення потужної сезонної мерзлоти й особливо в областях розвитку багаторiчної ("вiчної") мерзлоти зiштовхуються з рiзного характеру деформацiями земної поверхнi, викликаними замерзанням i вiдтаванням вод укладеної в гiрських породах. До них ставляться безоднi, гiдролакколiти (булгунняхи), полою, термокарст, плин ґрунтiв (солiфлюкция) i деякi iншi явища. Всi вони утворять єдину групу мерзлотно-динамiчних явищ.
При вiдтаваннi мерзлих порiд вiдбувається рiзка змiна будови й фiзичного стану порiд, що приводить до деформацiй у виглядi осад i осiдань. В умовах схилiв вiдталi поверхневi шари випробовують плин (солiфлюкция). При цьому утворяться взбугривання, "тераси", уступи, напливи, борозни й iншi характернi форми ускладнення поверхнi схилу в умовах багатодiтної мерзлоти. Подiбного роду явища нерiдко можна спостерiгати у весняний час у районах потужної сезонної мерзлоти. Внаслiдок незначного опору ковзанню вiдталих глинистих нагромаджень процеси солiфлюкцiї нерiдко протiкають дуже iнтенсивно, особливо в тому випадку, коли цi нагромадження пiдстилаються сильно льодистими породами або викопним льодом [1].
У процесi промерзання спостерiгається значне збiльшення первiсного об'єму породи. Тому що водонасиченiсть порiд i умови пiдтоку води до замерзаючої зони породи рiзнi, то збiльшення об'єму порiд при промерзаннi протiкає вкрай нерiвномiрно. У результатi па поверхнi землi виникають мiсцевi пiдняття - морознi безоднi. Останнi з'являються на початку зими й ростуть до весни (до початку танення породи), коли на їхньому мiсцi виникає западина з розрiдженою породою. Висотаморозних безодень у середньоєвропейських областях СРСР вимiряється декiлькома сантиметрами, рiдше десятками сантиметрiв [1].
Пiд дiєю напруг, що виникають при промерзаннi порiд, спостерiгається утворення "морозобiйних" трiщин. Однi з них розвиваються в мiру росту бугрiв обдимання, iншi лише пiд впливом нерiвномiрного охолодження порiд, що володiють рiзними теплофiзичними властивостями. Виникаючi при цьому напруги часто виявляються бiльше значними, чим просмикнув мiцностi вже породи, що змерзнулась.
Якщо пiсля появи перших трiщин вiдбувається подальше зниження температури мерзлого масиву порiд, у нiй виникають поперечнi трiщини. У результатi весь Масив, що промерзає, виявляється розбитим на окремi полiгони. Трiщини виникають також усерединi мерзлого масиву головним чином у горизонтальному напрямку внаслiдок значних напруг при вигинi верхнiх шарiв масиву [1].
Вода, що попадає у вертикальнi трiщини пiд час зимових вiдлиг i навеснi, замерзає з настанням холодiв. Таким чином, виникають крижанi клини. Останнi в умовах Багаторiчної мерзлоти є багаторiчними утвореннями й розширюються ("ростуть") рiк у рiк [3].
При промерзаннi дiяльного шару надмерзлотнi води часто виявляються пiд значним напором; у цьому випадку вони прориваються на поверхню, де замерзають, образуючи полiй. Полої можуть утворюватися також з мiжмерзлотних i пiдмерзлотних вод, що виходять на поверхню у виглядi джерел. Вони називаються постiйними полоями. Вiдомi полої, що виникають при промерзаннi рiк, коли на окремих дiлянках їхнього плину залишаються лише дуже вузькi проходи, не здатнi пропустити всю пiдлiдну витрату рiки. Вода на цих дiлянках проривається через крижаний покрив, виливає по поверхнi льоду й замерзає. Такого роду прориви рiчкової води повторюються за зиму кiлька разiв, у результатi чого утворяться великi крижанi бугри. Сила, з якої проривається вода на цих буграх, буває настiльки велика, що при цьому викидаються величезнi брили льоду [1].
Крiм поверхневих вiдомi пiдземнi полої, що утворяться в товщi багаторiчної мерзлоти. При їхньому утвореннi вода не здатна прорватися на поверхню, а тiльки пiднiмає вищележачi товщi порiд, образуючи бугри. Висота таких бугрiв у пiвденних районах Сибiру досягає 10 м, а в пiвнiчних - 30 м. Розмiр їх у поперечнику вимiряється багатьма десятками метрiв. Усерединi таких бугрiв звичайно є куполоподiбний поклад льоду (гiдролакколiт), iнодi з порожниною, заповненою водою. Такi бугри в Сибiру називають булгунняхами.
викопного льоду. Вони утворилися при замерзаннi озер або шляхом поховання льодiв льодовикiв. Нерiдко вони чергуються або покриваються прошарками торфу, а iнодi й товщами суглинкiв, глин i пiскiв [1].
При порушеннi термiчного режиму таких покладiв виникають пiдземнi порожнини, провал зводiв яких викликає появу на поверхнi землi термокарстових лiйок. Часто такi провали заповненi водою. Вони вiдомi як термокарстовi озера.
Перелiк використаної лiтератури
1. Павюков П. Н. Инженерная геология. Изд. 2-е, перераб. и доп. М., "Недра", 1978, 296 с.
2. Электронный ресурс: http://pidruchniki.com.ua/15800119/geografiya/atmosfera
| 
