Курсовая работа: Атмосфера і її вплив на формування рельєфу

1. Поняття атмосфериі її особливості

Атмосфера - це повітряна оболонка, яка оточує Землю і пов'язана з нею силою тяжіння. Атмосфера бере участь у добовому обертанні й річному русі нашої планети. Повітря атмосфери - суміш газів, у якому перебувають в завислому стані рідкі (краплинки води) і тверді частинки (дим, пил). Газовий склад атмосфери є незмінним до висоти 100-110 км, що зумовлюється рівновагою в природі. Об'ємні частки газів становлять: азот - 78 %, кисень - 21 %, інертні гази (аргон, ксенон, криптон) - 0,9 %, вуглець - 0,03 %. Крім того, в атмосфері завжди присутня водяна пара [2].

Крім біологічних процесів, кисень, азот і вуглець беруть активну участь у хімічному вивітрюванні гірських порід. Дуже важливою є роль озону 03, який поглинає більшу частину ультрафіолетового випромінювання Сонця, що у великих дозах є небезпечним для живих організмів. Тверді частинки, яких особливо багато над містами, слугують ядрами конденсації (навколо них утворюються краплі води і сніжинки).

Висота, межі й будова атмосфери

Верхню межу атмосфери умовно проводять на висоті близько 1000 км, хоча вона простежується набагато вище - до 20 000 км, але там вона дуже розріджена.

Через різний характер змін температури повітря з висотою, інших фізичних властивостей в атмосфері виділяють кілька частин, що відокремлюються одна 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 вертикальний рух повітря - конвекція. Саме у цьому нижньому шарі атмосфери в основному формується погода. 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. Температура повітря в стратосфері, як правило, підвищується з висотою в середньому на 1-2°С на 1 км, досягаючи на верхній межі 0°С і вище. Це відбувається за рахунок поглинання озоном сонячної енергії. У стратосфері майже немає водяної пари і хмар, а ураганні вітри 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 магнітні бурі.

Атмосфера відіграє велику роль у житті Землі. Вона запобігає надмірному нагріванню земної поверхні вдень і охолодженню її вночі, перерозподіляє вологу на Землі, захищає її поверхню від падінь метеоритів. Наявність атмосфери є неодмінною умовою існування органічного життя на нашій планеті.

Сонячна радіація. Нагрівання атмосфери

Сонце випромінює величезну кількість енергії, лише маленьку частку якої отримує Земля.

Випромінювання Сонцем світла і тепла називають сонячною радіацією. Сонячна радіація, перш ніж досягти земної поверхні, проходить довгий шлях в атмосфері. Долаючи його, вона значною мірою поглинається і розсіюється повітряною оболонкою. Радіацію, яка безпосередньо досягає земної поверхні у вигляді прямих променів, називають прямою радіацією. Частина радіації, яка розсіюється в атмосфері, також потрапляє на поверхню Землі у формі розсіяної радіації [2].

Сукупність прямої і розсіяної радіації, що надходить на горизонтальну поверхню, називають сумарною сонячною радіацією. Атмосфера поглинає близько 20 % сонячної радіації, що надходить на її верхню межу. Ще 34 % радіації відбивається від поверхні Землі і атмосфери (відбита радіація).46 % сонячної радіації поглинає земна поверхня. Таку радіацію називають поглинутою (увібраною).

Відношення інтенсивності відбитої сонячної радіації до 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 атмосферою складає в середньому 34 %. Величина альбедо на різних широтах має значні відмінності, пов'язані з кольором поверхні, рослинністю, хмарністю тощо. Ділянка поверхні, вкрита свіжим снігом, відбиває 80-85 % радіації, трав'яною рослинністю і піском - відповідно 26% і 30 %, а водою - лише 5 %.

Кількість сонячної енергії, отримуваної окремими ділянками Землі, залежить, насамперед, від кута падіння сонячних променів. Чим прямовисніше вони падають (тобто більша висота Сонця над горизонтом), тим більша кількість сонячної енергії потрапляє на одиницю площі.

Залежність величини сумарної радіації від кута падіння променів обумовлена двома причинами. По-перше, чим меншим є кут падіння сонячних променів, тим на більшу площу розподіляється цей потік світла і тим менше енергії припадає на одиницю поверхні. По-друге, чим меншим є кут падіння, тим довший шлях проходить промінь в атмосфері.

На величину сонячної радіації, яка потрапляє на земну поверхню впливає, і прозорість атмосфери, особливо хмарність. Залежність сонячної радіації від кута падіння сонячних променів та прозорості атмосфери обумовлює зональний характер її розподілу. Відмінності у величині сумарної сонячної радіації на одній широті 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 тонкого приповерхневого шару Землі і випаровування води. Нагріта земна поверхня передає тепло в навколишнє середовище завдяки випромінюванню, теплопровідності, конвекції та конденсації водяної пари.

Зміни температури повітря залежно від географічної широти місця і від висоти над рівнем океану

Сумарна радіація зменшується від екваторіально-тропічних широт 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 безхмарне небо найінтенсивніша. У літнє півріччя відмінності у надходженні сумарної сонячної радіації між низькими і високими широтами згладжуються. Це відбувається за рахунок більшої тривалості освітлення Сонцем, особливо у полярних районах, де полярний день триває навіть півроку.

Хоча сумарна сонячна радіація, що надходить на земну поверхню, частково відбивається нею, однак більша її частина поглинається земною поверхнею і перетворюється На теплоту. Частина сумарної радіації, що залишається після її витрати на відбивання і на теплове випромінювання земної поверхні, називається радіаційним балансом (залишковою радіацією). У цілому за рік усюди на Землі він позитивний, за винятком високих крижаних пустель Антарктиди і Гренландії. Радіаційний баланс закономірно зменшується у напрямку від екватора до полюсів, де він близький до нуля.

Відповідно і температура повітря розподіляється зонально, тобто зменшується у напрямку від екватора до полюсів. Температура повітря залежить також від висоти місцевості над рівнем моря: чим вищою є місцевість, тим температура нижча [2].

Істотно впливає на температуру повітря розподіл суходолу й води. Поверхня суходолу швидко нагрівається, але швидко й охолоджується, а поверхня води нагрівається повільніше, проте довше зберігає тепло і повільніше віддає його у повітря.

Унаслідок різної інтенсивності нагрівання й охолодження поверхні Землі вдень і вночі, в теплу і холодну пори року, температура повітря змінюється протягом доби і року [2].

Для визначення температури повітря використовують термометри. її вимірюють 8 раз на добу і виводять середню за добу. За середньодобовими температурами розраховують середньомісячні. Саме їх, як правило, показують на кліматичних картах ізотермами (лініями, які з'єднують точки з однаковою температурою за певний проміжок часу). Для характеристики температур найчастіше беруть середньомісячні січневі та липневі показники, рідше річні.,

2. Геологічні процеси, пов'язані з дією атмосфери

Вивітрювання

При вивітрюванні гірських порід спостерігаються наступні процеси [1]:

1) дроблення (механічна дезінтеграція) гірської породи 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 розширення існуючих волосних і схованих тріщин і завершується інтенсивним розвитком тріщин вивітрювання. Потужність зони механічного дроблення дезінтеграції змінюється залежно від континентального клімату від 1-2 до 7-10 м;

2) хімічне й фізико-хімічне розкладання мінералів і утворення нових мінералів - продуктів вивітрювання при процесах окислювання, гідратації, гідролізу й розглянутих вище процесах фільтраційного й осмотичного вилуговування [1].

Окислюванню піддаються органічні речовини, закисні сполуки заліза й марганцю, сульфіди й деякі інші мінерали. Глибина зони окислювання гірських 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 нижня границя зони окислювання майже збігається з поверхнею землі [3].

Для силікатів і алюмосилікатів найбільш характерні процеси гідролізу й гідратації, які супроводжуються глибокою перебудовою кристало-хімічної структури мінералу й обростанням вторинних глинистих мінералів з характерними для них кристалічними решітками типу каоліну й монтморіллоніту. Для продуктів гідролізу й гідратації силікатів і алюмосилікатів властиві колоїдно-дисперсний стан, висока гідрофільність і пластичність. Їх примазки на поверхнях, що існували й знову виниклих у процесі вивітрювання тріщин різко знижують сили внутрішнього тертя гірських юрод у масиві (мастильний ефект глинистих примазок).

Товщі гірських порід, тією чи іншою мірою захоплені прогинами вивітрювання, утворять кору вивітрювання, по ознаці переваги фізичного або хімічного вивітрювання розрізняють фізичний і хімічний типи кори вивітрювання. Перший з них характерний для арктичних і пустельних фідних областей; другий - для областей надлишкового зволоження, особливо для тропічних зон [1].

За часом утворення розрізняють сучасну древню кору вивітрювання. Древня кора вивітрювання на відміну від сучасної похована під товщею пізніших шарів. Прикладом її може служити кора вивітрювання порід докембрійського фундаменту Російської платформи. У межах залізорудного басейну КМА з нею зв'язані найбільші родовища багатих залізних руд, що виникли в результаті вивітрювання залізистих кварцитів.

По морфологічних ознаках виділяються: майданний тип кори вивітрювання, розповсюджений на значній площі, і лінійний, що глибоко вклинюється в товщу материнських порід переважно по тектонічних ослаблених зонах [1].

Внаслідок змін фізичних умов і гідрогеологічної обстановки вивітрювання із глибиною спостерігається вертикальна зональність кори вивітрювання. Окремі зони кори вивітрювання відрізняються друг від друга по ступені роздробленості (механічної дезінтеграції) або ж змін хіміко-мінеральної сполуки породи. Н.В. Коломенський у корі вивітрювання твердих гірських порід для інженерно-геологічних цілей рекомендує виділяти монолітну, глибову, дрібноуламкову, або щебенисту, зони й зону повного дроблення.

1. У монолітній зоні породи не мають слідів механічної дезінтеграції (роздробленості). Відзначається деяке ослаблення міцності на стиск і зниження опору зрушенню, обумовлене процесами вивітрювання - порушеннями щирого контакту на площинах схованої тріщинуватості порід і заміною їх пластинізованими контактами й контактами із глинистими примазками.

2. У глибовій зоні з'являються тріщини вивітрювання, що розбивають породу на окремі брили; розширюються раніше, що були тріщини. Стінки тріщини мають примазку, а самі тріщини частково або повністю заповнені занесеними зверху продуктами вивітрювання або піщано-глинистим матеріалом. Знизу нагору розмір брил поступово зменшується від декількох десятків дециметрів до 1 дм.

Породи глибової зони мають високу фільтраційну здатність (порядку сотень метрів у добу); міцність порід у масиві визначається тільки силами 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 складаються із сильно виветрелих мінералів материнської породи або продуктів повного їхнього розкладання. Фільтраційна здатність порід даної зони в порівнянні із глибовою зоною значно знижується (до декількох метрів або сантиметрів у добу). Продовжують знижуватися показники опору стиску й зрушенню.

4. У зоні повного дроблення порода відрізняється високим ступенем дроблення. В основному вона складається з мінералів кори вивітрювання; первинні мінерали тонко роздроблені і є домішкою до вторинного. Коефіцієнт фільтрації знижується до тисячних часток сантиметра в добу. Стискальність різко зростає, опір зрушенню зменшується.

Порода здобуває зв’язність, пластичність і здатна забухати в присутності води [1].

Швидкість вивітрювання різних порід різна. У деяких випадках процеси вивітрювання протікають дуже швидко, особливо в глинистих породах. Так, по Н.В. Коломенському, свіжі майконські глини в укосі одного з досвідчених ділянок вивітрювалися на значну глибину й перетворилися в дресві в плині декількох місяців, а роздроблення тих же глин на глибину 5 10 див зажадало всього лише декількох днів. Апшеронські глини й піщаники вивітрюються й зовсім змінюють свої властивості протягом одного місяця на глибину 6-8 див; у плині п'яти місяців - на глибину 60-70 див; протягом 1,5 років - до 3 (спостереження С.В. Дроздова).

Висока швидкість процесів вивітрювання характерна також для вуглисто-глинистих порід - вуглистих аргілітів, алевролітів і глин, особливо пірітизованих їхніх різниць. За рахунок вивітрювання спостерігається помітне скорочення строків 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 вивітрювання з'ясовується [1]:

1) потужність зони й поширення кори вивітрювання;

2) геолого-петрографічні й інженерно-геологічні особливості порід по зонах вивітрювання;

атмосфера геологічний термічний радіація

3) швидкість вивітрювання порід при розкритті їхній горн виробленнями, котлованами й т.д.;

4) зміна інтенсивності й характеру процесів вивітрювання порід залежно від місцевих гідрогеологічних, кліматичних і геологічних умов залягання, експозиції схилу;

5) необхідні заходи щодо захисту штучних оголень гірських порід, що сильно вивітрюються.

Основними заходами щодо боротьби з вивітрюванням гірських порід, по Н.В. Коломенському, є:

1) пристрій захисних покриттів з піску, суглинку й інших матеріалів, а іноді з бетону;

2) просочування порід різними речовинами - рідким склом, гудроном і т.д.;

3) штучна нейтралізація деяких активних агентів вивітрювання шляхом введення в породу солей, що зменшують розчинність порід;

4) планування території й відвід вод.

Мерзлотно-динамічні явища

На територіях поширення потужної сезонної мерзлоти й особливо в областях розвитку багаторічної ("вічної") мерзлоти зіштовхуються з різного характеру деформаціями земної поверхні, викликаними замерзанням і відтаванням вод укладеної в гірських породах. До них ставляться безодні, гідролакколіти (булгунняхи), полою, термокарст, плин ґрунтів (соліфлюкция) і деякі інші явища. Всі вони утворять єдину групу мерзлотно-динамічних явищ.

При відтаванні мерзлих порід відбувається різка зміна будови й фізичного стану порід, що приводить до деформацій у вигляді осад і осідань. В умовах схилів відталі поверхневі шари випробовують плин (соліфлюкция). При цьому утворяться взбугривання, "тераси", уступи, напливи, борозни й інші характерні форми ускладнення поверхні схилу в умовах багатодітної мерзлоти. Подібного роду явища нерідко можна спостерігати у весняний час у районах потужної сезонної мерзлоти. Внаслідок незначного опору ковзанню відталих глинистих нагромаджень процеси 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 збільшення первісного об'єму породи. Тому що водонасиченість порід і умови підтоку води до замерзаючої зони породи різні, то збільшення об'єму порід при промерзанні протікає вкрай нерівномірно. У результаті па поверхні землі виникають місцеві підняття - морозні безодні. Останні з'являються на початку зими й ростуть до весни (до початку танення породи), коли на їхньому місці виникає западина з розрідженою породою. Висотаморозних безодень у середньоєвропейських областях СРСР виміряється декількома сантиметрами, рідше десятками сантиметрів [1].

Під дією напруг, що виникають при промерзанні порід, спостерігається утворення "морозобійних" тріщин. Одні з них розвиваються в міру росту бугрів обдимання, інші лише під впливом нерівномірного охолодження порід, що володіють різними теплофізичними властивостями. Виникаючі при цьому напруги часто виявляються більше значними, чим просмикнув міцності вже породи, що змерзнулась.

Якщо після появи перших тріщин відбувається подальше зниження температури мерзлого масиву порід, у ній виникають поперечні тріщини. У результаті весь Масив, що промерзає, виявляється розбитим на окремі полігони. Тріщини виникають також усередині мерзлого масиву головним чином у горизонтальному напрямку внаслідок значних напруг при вигині верхніх шарів масиву [1].

Вода, що попадає у вертикальні тріщини під час зимових відлиг і навесні, замерзає з настанням холодів. Таким чином, виникають крижані клини. Останні в умовах Багаторічної мерзлоти є багаторічними утвореннями й розширюються ("ростуть") рік у рік [3].

При промерзанні діяльного шару надмерзлотні води часто виявляються під значним напором; у цьому випадку вони прориваються на поверхню, де замерзають, образуючи полій. Полої можуть утворюватися також з міжмерзлотних і підмерзлотних вод, що виходять на поверхню у вигляді джерел. Вони називаються постійними полоями. Відомі полої, що виникають при промерзанні рік, коли на окремих ділянках їхнього плину залишаються лише дуже вузькі проходи, не здатні пропустити всю підлідну витрату ріки. Вода на цих ділянках проривається через крижаний покрив, виливає по поверхні льоду й замерзає. Такого роду прориви річкової води повторюються за зиму кілька разів, у результаті чого утворяться великі крижані бугри. Сила, з якої проривається вода на цих буграх, буває настільки велика, що при цьому викидаються величезні брили льоду [1].

Крім поверхневих відомі підземні полої, що утворяться в товщі багаторічної мерзлоти. При їхньому утворенні вода не здатна прорватися на поверхню, а тільки піднімає вищележачі товщі порід, образуючи бугри. Висота таких бугрів у південних районах Сибіру досягає 10 м, а в північних - 30 м. Розмір їх у поперечнику виміряється багатьма десятками метрів. Усередині таких бугрів звичайно є куполоподібний поклад льоду (гідролакколіт), іноді з порожниною, заповненою водою. Такі бугри в Сибіру називають булгунняхами.

На великих просторах багаторічної мерзлоти в її товщі можна зустріти значні по потужності (до декількох десятків метрів) і більші простори, що займають (до багатьох; квадратних кілометрів) шари й лінзи викопного льоду. 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 покладів виникають підземні порожнини, провал зводів яких викликає появу на поверхні землі термокарстових лійок. Часто такі провали заповнені водою. Вони відомі як термокарстові озера.

Перелік використаної літератури

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

3. Электронный ресурс: http://nospe. ucoz.ru/index/0-155