Hmotnost vzduchu v atmosféře. Velikost zemské atmosféry. Atmosféra chrání před slunečním zářením

Encyklopedický YouTube

1 / 5

✪ Země kosmická loď(14. díl) - Atmosféra

✪ Proč nebyla atmosféra vtažena do vesmírného vakua?

✪ Vstup do zemské atmosféry kosmické lodi "Sojuz TMA-8"

✪ Struktura atmosféry, význam, studium

✪ O. S. Ugolnikov "Horní atmosféra. Setkání Země a vesmíru"

titulky

Hranice atmosféry

Za atmosféru se považuje ta oblast kolem Země, ve které plynné prostředí rotuje společně se Zemí jako celkem. Atmosféra přechází do meziplanetárního prostoru postupně, v exosféře, počínaje ve výšce 500-1000 km od zemského povrchu.

Podle definice navržené Mezinárodní leteckou federací je hranice mezi atmosférou a vesmírem vedena podél linie Karmana, která se nachází ve výšce asi 100 km, nad níž jsou letecké lety zcela nemožné. NASA používá značku 122 kilometrů (400 000 stop) jako hranici atmosféry, kde raketoplány přecházejí z poháněného manévrování na aerodynamické manévrování.

Fyzikální vlastnosti

Kromě plynů uvedených v tabulce obsahuje atmosféra Cl 2 (\displaystyle (\ce (Cl2))) , SO 2 (\displaystyle (\ce (SO2))) , NH 3 (\displaystyle (\ce (NH3))) , CO (\displaystyle ((\ce (CO)))) , O 3 (\displaystyle ((\ce (O3)))) , NE 2 (\displaystyle (\ce (NO2))), uhlovodíky, HCl (\displaystyle (\ce (HCl))) , HF (\displaystyle (\ce (HF))) , HBr (\displaystyle (\ce (HBr))) , HI (\displaystyle ((\ce (HI)))), páry Hg (\displaystyle (\ce (Hg))) , I 2 (\displaystyle (\ce (I2))) , Br 2 (\displaystyle (\ce (Br2))), stejně jako mnoho dalších plynů v malých množstvích. V troposféře je neustále velké množství suspendovaných pevných a kapalných částic (aerosol). Nejvzácnější plyn v zemské atmosféře je Rn (\displaystyle (\ce (Rn))) .

Struktura atmosféry

mezní vrstva atmosféry

Spodní vrstva troposféry (tloušťka 1-2 km), ve které stav a vlastnosti zemského povrchu přímo ovlivňují dynamiku atmosféry.

Troposféra

Jeho horní hranice je ve výšce 8-10 km v polárních, 10-12 km v mírných a 16-18 km v tropických šířkách; v zimě nižší než v létě.
Spodní, hlavní vrstva atmosféry obsahuje více než 80 % celkové hmotnosti atmosférického vzduchu a asi 90 % veškeré vodní páry přítomné v atmosféře. V troposféře jsou silně vyvinuty turbulence a konvekce, objevují se mraky, vznikají cyklóny a anticyklóny. Teplota klesá s nadmořskou výškou s průměrným vertikálním gradientem 0,65°/100 metrů.

tropopauza

Přechodná vrstva z troposféry do stratosféry, vrstva atmosféry, ve které se pokles teploty s výškou zastavuje.

Stratosféra

Vrstva atmosféry se nachází ve výšce 11 až 50 km. Typická je mírná změna teploty ve vrstvě 11-25 km (spodní vrstva stratosféry) a její nárůst ve vrstvě 25-40 km z minus 56,5 na plus 0,8 °C (horní stratosféra nebo inverzní oblast). Po dosažení hodnoty asi 273 K (téměř 0 °C) ve výšce asi 40 km zůstává teplota konstantní až do výšky asi 55 km. Tato oblast konstantní teploty se nazývá stratopauza a je hranicí mezi stratosférou a mezosférou.

Stratopauza

Hraniční vrstva atmosféry mezi stratosférou a mezosférou. Ve vertikálním rozložení teplot je maximum (asi 0 °C).

Mezosféra

Termosféra

Horní hranice je asi 800 km. Teplota stoupá do výšek 200-300 km, kde dosahuje hodnot řádově 1500 K, poté zůstává téměř konstantní až do vysokých nadmořských výšek. Působením slunečního záření a kosmického záření dochází k ionizaci vzduchu („polární světla“) – hlavní oblasti ionosféry leží uvnitř termosféry. Ve výškách nad 300 km převažuje atomární kyslík. Horní hranice termosféry je do značné míry určena aktuální aktivitou Slunce. V obdobích nízké aktivity - například v letech 2008-2009 - je patrný úbytek velikosti této vrstvy.

Termopauza

Oblast atmosféry nad termosférou. V této oblasti je absorpce slunečního záření nevýznamná a teplota se ve skutečnosti s výškou nemění.

Exosféra (rozptylovací koule)

Do výšky 100 km je atmosféra homogenní, dobře promíchaná směs plynů. Ve vyšších vrstvách závisí rozložení plynů na výšku na jejich molekulových hmotnostech, koncentrace těžších plynů klesá rychleji se vzdáleností od zemského povrchu. V důsledku poklesu hustoty plynu klesá teplota z 0 °C ve stratosféře na minus 110 °C v mezosféře. Kinetická energie jednotlivých částic však ve výškách 200-250 km odpovídá teplotě ~ 150 °C. Nad 200 km jsou pozorovány výrazné kolísání teploty a hustoty plynu v čase a prostoru.

Ve výšce asi 2000-3500 km exosféra postupně přechází v tzv. v blízkosti vesmírného vakua, který je naplněn vzácnými částicemi meziplanetárního plynu, především atomy vodíku. Ale tento plyn je pouze částí meziplanetární hmoty. Druhá část je složena z prachových částic kometárního a meteorického původu. Kromě extrémně řídkých prachových částic do tohoto prostoru proniká elektromagnetické a korpuskulární záření slunečního a galaktického původu.

Posouzení

Troposféra představuje asi 80 % hmoty atmosféry, stratosféra asi 20 %; hmotnost mezosféry není větší než 0,3 %, termosféra je menší než 0,05 % celkové hmotnosti atmosféry.

Na základě elektrických vlastností v atmosféře emitují neutrosféra a ionosféra .

V závislosti na složení plynu v atmosféře emitují homosféra a heterosféra. heterosféra- jedná se o oblast, kde gravitace ovlivňuje separaci plynů, protože jejich míšení v takové výšce je zanedbatelné. Z toho vyplývá proměnlivé složení heterosféry. Pod ní leží dobře promíchaná, homogenní část atmosféry, zvaná homosféra. Hranice mezi těmito vrstvami se nazývá turbopauza, leží ve výšce asi 120 km.

Další vlastnosti atmosféry a účinky na lidský organismus

Již ve výšce 5 km nad mořem se u netrénovaného člověka rozvine kyslíkové hladovění a bez adaptace se výkonnost člověka výrazně snižuje. Zde končí fyziologická zóna atmosféry. Lidské dýchání se stává nemožným ve výšce 9 km, i když asi do 115 km atmosféra obsahuje kyslík.

Atmosféra nám poskytuje kyslík, který potřebujeme k dýchání. Vzhledem k poklesu celkového tlaku atmosféry, jak stoupáte do výšky, se však odpovídajícím způsobem snižuje i parciální tlak kyslíku.

Historie vzniku atmosféry

Podle nejrozšířenější teorie měla zemská atmosféra během své historie tři různé složení. Zpočátku se skládal z lehkých plynů (vodík a helium) zachycených z meziplanetárního prostoru. Tato tzv primární atmosféra. V další fázi vedla aktivní sopečná činnost k nasycení atmosféry jinými plyny než vodíkem (oxid uhličitý, čpavek, vodní pára). Takto sekundární atmosféra. Tato atmosféra byla obnovující. Dále byl proces tvorby atmosféry určen následujícími faktory:

únik lehkých plynů (vodík a helium) do meziplanetárního prostoru;
chemické reakce probíhající v atmosféře pod vlivem ultrafialového záření, výboje blesku a některých dalších faktorů.

Postupně tyto faktory vedly ke vzniku terciární atmosféra, vyznačující se mnohem nižším obsahem vodíku a mnohem vyšším obsahem dusíku a oxidu uhličitého (vzniká jako výsledek chemických reakcí z amoniaku a uhlovodíků).

Dusík

Vznik velkého množství dusíku je způsoben oxidací amoniakovo-vodíkové atmosféry molekulárním kyslíkem O 2 (\displaystyle (\ce (O2))), který začal pocházet z povrchu planety v důsledku fotosyntézy před 3 miliardami let. Také dusík N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) se uvolňuje do atmosféry v důsledku denitrifikace dusičnanů a dalších sloučenin obsahujících dusík. Dusík je oxidován ozonem na NE (\displaystyle ((\ce (NO)))) v horních vrstvách atmosféry.

Dusík N 2 (\displaystyle (\ce (N2))) vstupuje do reakcí pouze za specifických podmínek (například při výboji blesku). Oxidace molekulárního dusíku ozonem při elektrických výbojích se v malém množství využívá při průmyslové výrobě dusíkatých hnojiv. Může být oxidován s nízkou spotřebou energie a přeměněn na biologicky aktivní formu pomocí sinic (modrozelené řasy) a nodulových bakterií, které tvoří rhizobiální symbiózu s luštěninami, což mohou být účinné rostliny na zelené hnojení, které půdu nevyčerpávají, ale obohacují s přírodními hnojivy.

Kyslík

Složení atmosféry se začalo radikálně měnit s příchodem živých organismů na Zemi, v důsledku fotosyntézy, doprovázené uvolňováním kyslíku a absorpcí oxidu uhličitého. Zpočátku byl kyslík vynakládán na oxidaci redukovaných sloučenin – čpavku, uhlovodíků, železité formy železa obsažené v oceánech a dalších. Na konci této fáze začal obsah kyslíku v atmosféře růst. Postupně se vytvořila moderní atmosféra s oxidačními vlastnostmi. Protože to způsobilo vážné a náhlé změny v mnoha procesech probíhajících v atmosféře, litosféře a biosféře, byla tato událost nazývána kyslíkovou katastrofou.

vzácné plyny

Znečištění ovzduší

V V poslední doběčlověk začal ovlivňovat vývoj atmosféry. Výsledkem lidské činnosti bylo neustálé zvyšování obsahu oxidu uhličitého v atmosféře v důsledku spalování uhlovodíkových paliv nashromážděných v předchozích geologických epochách. Obrovské množství se spotřebuje při fotosyntéze a pohltí je světové oceány. Tento plyn se do atmosféry dostává v důsledku rozkladu uhličitanových hornin a organických látek rostlinného a živočišného původu, dále v důsledku vulkanismu a lidské výrobní činnosti. Obsah za posledních 100 let CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) v atmosféře vzrostl o 10 %, přičemž hlavní část (360 miliard tun) pochází ze spalování paliva. Pokud bude tempo růstu spalování paliva pokračovat, pak v příštích 200-300 letech množství CO 2 (\displaystyle (\ce (CO2))) zdvojnásobuje v atmosféře a může vést k

Atmosférický vzduch se skládá z dusíku (77,99 %), kyslíku (21 %), inertních plynů (1 %) a oxidu uhličitého (0,01 %). Podíl oxidu uhličitého se v průběhu času zvyšuje v důsledku skutečnosti, že produkty spalování paliva se uvolňují do atmosféry, a navíc se zmenšuje plocha lesů, které absorbují oxid uhličitý a uvolňují kyslík.

Atmosféra obsahuje také malé množství ozonu, který se koncentruje ve výšce asi 25-30 km a tvoří tzv. ozonovou vrstvu. Tato vrstva vytváří bariéru pro sluneční ultrafialové záření, které je nebezpečné pro živé organismy Země.

Atmosféra navíc obsahuje vodní páru a různé nečistoty – částice prachu, sazí a tak dále. Koncentrace nečistot je vyšší na povrchu Země a v určitých oblastech: ve velkých městech.

Další vrstva atmosféry je stratosféra. Vzduch v něm je mnohem řidší, má mnohem méně vodní páry. Teplota ve spodní části stratosféry je -60 - -80°C a s rostoucí výškou klesá. Ozonová vrstva je ve stratosféře. Stratosféra se vyznačuje vysokou rychlostí větru (až 80-100 m/s).

Mezosféra- střední vrstva atmosféry ležící nad stratosférou ve výškách od 50 do S0-S5 km. Mezosféra se vyznačuje poklesem průměrná teplota s výškou od 0°C na spodní hranici do -90°C na horní hranici. V blízkosti horní hranice mezosféry jsou pozorovány noční svítící mraky, osvětlené v noci sluncem. na horní hranici mezosféry, 200krát méně než na zemském povrchu.

Termosféra- nachází se nad mezosférou, ve výškách od SO do 400-500 km, v ní teplota nejprve pomalu, a pak zase rychle začíná stoupat. Důvodem je absorpce ultrafialového záření ve výškách 150-300 km. V termosféře teplota plynule stoupá až do výšky cca 400 km, kde dosahuje 700-1500°C (v závislosti na sluneční aktivitě). Vlivem ultrafialového a rentgenového a kosmického záření dochází také k ionizaci vzduchu (""). Hlavní oblasti ionosféry leží v termosféře.

Exosféra- vnější, nejvzácnější vrstva atmosféry, začíná ve výškách 450-000 km a její horní hranice se nachází ve vzdálenosti několika tisíc km od zemského povrchu, kde je koncentrace částic stejná jako v meziplanetárních prostor. Exosféru tvoří ionizovaný plyn (plazma); spodní a střední část exosféry se skládá hlavně z kyslíku a dusíku; s rostoucí nadmořskou výškou rychle roste relativní koncentrace lehkých plynů, zejména ionizovaného vodíku. Teplota v exosféře je 1300-3000°C; s výškou roste pomalu. Exosféra obsahuje radiační pásy Země.

Struktura zemské atmosféry

Atmosféra je plynný obal Země s aerosolovými částicemi v něm obsaženými, pohybující se společně se Zemí ve světovém prostoru jako celku a zároveň se účastnící rotace Země. Na dně atmosféry se odehrává většina našich životů.

Téměř všechny planety v naší sluneční soustavě mají svou vlastní atmosféru, ale pouze zemská atmosféra může podporovat život.

Když se naše planeta před 4,5 miliardami let zformovala, zjevně postrádala atmosféru. Atmosféra vznikla v důsledku sopečných emisí vodní páry smíchané s oxidem uhličitým, dusíkem a dalšími chemikáliemi z hlubin mladé planety. Ale atmosféra může obsahovat pouze omezené množství vlhkosti, takže přebytečná vlhkost díky kondenzaci dala vzniknout oceánům. Ale pak byla atmosféra bez kyslíku. První živé organismy, které vznikly a vyvinuly se v oceánu, v důsledku fotosyntézní reakce (H 2 O + CO 2 = CH 2 O + O 2), začaly uvolňovat malé části kyslíku, který se začal dostávat do atmosféry.

Vznik kyslíku v zemské atmosféře vedl ke vzniku ozonové vrstvy ve výškách kolem 8 - 30 km. A tak naše planeta získala ochranu před škodlivými účinky ultrafialového studia. Tato okolnost posloužila jako impuls pro další vývoj forem života na Zemi od r. v důsledku zvýšené fotosyntézy začalo rychle růst množství kyslíku v atmosféře, což přispělo ke vzniku a udržení forem života, a to i na souši.

Dnes je naše atmosféra 78,1 % dusíku, 21 % kyslíku, 0,9 % argonu, 0,04 % oxidu uhličitého. Velmi malé frakce ve srovnání s hlavními plyny jsou neon, helium, metan, krypton.

Na částice plynu obsažené v atmosféře působí gravitační síla Země. A vzhledem k tomu, že vzduch je stlačitelný, jeho hustota postupně klesá s výškou a prochází do vnějšího prostoru bez jasné hranice. Polovina veškeré hmoty zemské atmosféry je soustředěna v dolních 5 km, tři čtvrtiny - ve spodních 10 km, devět desetin - ve spodních 20 km. 99 % hmoty zemské atmosféry je soustředěno pod výškou 30 km, a to je pouze 0,5 % rovníkového poloměru naší planety.

Na hladině moře je počet atomů a molekul na kubický centimetr vzduchu asi 2 * 10 19, ve výšce 600 km je to pouze 2 * 10 7 . Na hladině moře urazí atom nebo molekula asi 7 x 10 -6 cm, než se srazí s jinou částicí. Ve výšce 600 km je tato vzdálenost asi 10 km. A na hladině moře dochází každou sekundu k 7 * 10 9 takovým srážkám ve výšce 600 km - pouze asi jedna za minutu!

Ale nejen tlak se mění s nadmořskou výškou. Mění se i teplota. Takže například na úpatí vysoké hory může být docela horko, zatímco vrchol hory je pokrytý sněhem a teplota je tam zároveň pod nulou. A stojí za to vzít letadlo do výšky asi 10-11 km, protože můžete slyšet zprávu, že je -50 stupňů přes palubu, zatímco na povrchu Země je o 60-70 stupňů teplejší ...

Zpočátku vědci předpokládali, že teplota klesá s výškou, až dosáhne absolutní nuly (-273,16 °C). Ale není.

Zemská atmosféra se skládá ze čtyř vrstev: troposféra, stratosféra, mezosféra, ionosféra (termosféra). Takové rozdělení do vrstev se bere na základě údajů o změnách teploty s výškou. Nejnižší vrstva, kde teplota vzduchu klesá s výškou, se nazývá troposféra. Vrstva nad troposférou, kde se pokles teploty zastavuje, je nahrazena izotermou a nakonec teplota začíná stoupat, se nazývá stratosféra. Vrstva nad stratosférou, kde teplota opět rychle klesá, je mezosféra. A konečně vrstva, kde opět začíná nárůst teploty, nazývaná ionosféra nebo termosféra.

Troposféra se rozprostírá v průměru ve spodních 12 km. Tady se tvoří naše počasí. Nejvyšší oblaka (cirry) se tvoří v nejsvrchnějších vrstvách troposféry. Teplota v troposféře klesá adiabaticky s výškou, tzn. Změna teploty je způsobena poklesem tlaku s výškou. Teplotní profil troposféry je do značné míry určen slunečním zářením dopadajícím na zemský povrch. V důsledku zahřívání zemského povrchu Sluncem vzniká vzestupné konvektivní a turbulentní proudění, které tvoří počasí. Za zmínku stojí, že vliv podložního povrchu na spodní vrstvy troposféry sahá do výšky asi 1,5 km. Samozřejmě kromě horských oblastí.

Horní hranicí troposféry je tropopauza, izotermická vrstva. Vzpomeňte si na charakteristický vzhled bouřkových mraků, jejichž vrcholem je „vyvržení“ cirrů, nazývaných „kovadlina“. Tato „kovadlina“ se pod tropopauzou jen „roztáhne“, protože vlivem izotermy jsou vzestupné vzdušné proudy výrazně oslabeny a oblak se přestává vertikálně vyvíjet. Ale ve zvláštních, vzácných případech mohou vrcholky cumulonimbových mraků napadnout spodní vrstvy stratosféry a překonat tropopauzu.

Výška tropopauzy závisí na zeměpisné šířce. Takže na rovníku je ve výšce asi 16 km a jeho teplota je asi -80 ° C. Na pólech je tropopauza umístěna níže – přibližně ve výšce 8 km. Jeho teplota je zde -40°C v létě a -60°C v zimě. Tropická tropopauza je tedy i přes vyšší teploty v blízkosti zemského povrchu mnohem chladnější než na pólech.

ATMOSFÉRA
plynný obal obklopující nebeské těleso. Jeho vlastnosti závisí na velikosti, hmotnosti, teplotě, rychlosti otáčení a chemické složení daného nebeského tělesa a jsou také určeny historií jeho vzniku od okamžiku jeho narození. Zemská atmosféra je tvořena směsí plynů zvanou vzduch. Jeho hlavními složkami jsou dusík a kyslík v poměru přibližně 4:1. Člověk je ovlivněn především stavem spodních 15-25 km atmosféry, protože právě v této spodní vrstvě je soustředěna většina vzduchu. Věda zabývající se atmosférou se nazývá meteorologie, i když předmětem této vědy je také počasí a jeho vliv na člověka. Stát horní vrstvy mění se i atmosféra nacházející se ve výškách od 60 do 300 a dokonce 1000 km od zemského povrchu. Vznikají zde silné větry, bouře a objevují se tak úžasné elektrické jevy, jako jsou polární záře. Mnohé z těchto jevů jsou spojeny s toky slunečního záření, kosmického záření a zemského magnetického pole. Vysoké vrstvy atmosféry jsou také chemickou laboratoří, protože tam, za podmínek blízkých vakuu, vstupují některé atmosférické plyny pod vlivem silného toku sluneční energie do chemických reakcí. Věda, která studuje tyto vzájemně související jevy a procesy, se nazývá fyzika vysokých vrstev atmosféry.
OBECNÁ CHARAKTERISTIKA ATMOSFÉRY ZEMĚ
Rozměry. Dokud sondážní rakety a umělé družice neprozkoumávaly vnější vrstvy atmosféry na vzdálenosti několikanásobně větší, než je poloměr Země, věřilo se, že jak se vzdalujete od zemského povrchu, atmosféra se postupně stává řidší a plynule přechází do meziplanetárního prostoru. . Nyní bylo zjištěno, že energetické toky z hlubokých vrstev Slunce pronikají do vesmíru daleko za oběžnou dráhu Země, až k vnějším hranicím. Sluneční Soustava. Tato tzv. Sluneční vítr obtéká magnetické pole Země a vytváří podlouhlou „dutinu“, v níž je soustředěna zemská atmosféra. Magnetické pole Země je na denní straně přivrácené ke Slunci znatelně zúžené a na opačné, noční straně tvoří dlouhý jazyk, který pravděpodobně přesahuje oběžnou dráhu Měsíce. Hranice magnetického pole Země se nazývá magnetopauza. Na denní straně prochází tato hranice ve vzdálenosti asi sedmi poloměrů Země od povrchu, ale v obdobích zvýšené sluneční aktivity je k povrchu Země ještě blíže. Magnetopauza je zároveň hranicí zemské atmosféry, jejíž vnější obal se také nazývá magnetosféra, neboť obsahuje nabité částice (ionty), jejichž pohyb je dán magnetickým polem Země. Celková hmotnost atmosférických plynů je přibližně 4,5 * 1015 t. Tedy „hmotnost“ atmosféry na jednotku plochy, popř. Atmosférický tlak, je asi 11 t/m2 na úrovni moře.
Význam pro život. Z výše uvedeného vyplývá, že Země je oddělena od meziplanetárního prostoru mocnou ochrannou vrstvou. Vesmír je prostoupen silným ultrafialovým a rentgenovým zářením ze Slunce a ještě tvrdším kosmickým zářením a tyto druhy záření jsou škodlivé pro všechno živé. Na vnějším okraji atmosféry je intenzita záření smrtelná, ale její významnou část zadržuje atmosféra daleko od zemského povrchu. Absorpce tohoto záření vysvětluje mnohé vlastnosti vysokých vrstev atmosféry a zejména elektrické jevy, které se tam vyskytují. Pro člověka, který žije v místě styku pevných, kapalných a plynných obalů Země, je důležitá především nejnižší, povrchová vrstva atmosféry. Horní obal „pevné“ Země se nazývá litosféra. Asi 72 % zemského povrchu pokrývají vody oceánů, které tvoří většinu hydrosféry. Atmosféra hraničí jak s litosférou, tak s hydrosférou. Člověk žije na dně vzdušného oceánu a blízko nebo nad hladinou vodního oceánu. Vzájemné působení těchto oceánů je jedním z důležitých faktorů, které určují stav atmosféry.
Sloučenina. Spodní vrstvy atmosféry se skládají ze směsi plynů (viz tabulka). Kromě těch, které jsou uvedeny v tabulce, se ve vzduchu vyskytují ve formě drobných nečistot i další plyny: ozon, metan, látky jako oxid uhelnatý (CO), oxidy dusíku a síry, amoniak.

SLOŽENÍ ATMOSFÉRY

Ve vysokých vrstvách atmosféry se vlivem tvrdého záření Slunce mění složení vzduchu, což vede k rozpadu molekul kyslíku na atomy. Atomový kyslík je hlavní složkou vysokých vrstev atmosféry. A konečně, v nejvzdálenějších vrstvách atmosféry od povrchu Země se hlavními složkami stávají nejlehčí plyny, vodík a helium. Vzhledem k tomu, že převážná část hmoty je soustředěna ve spodních 30 km, nemají změny složení vzduchu ve výškách nad 100 km znatelný vliv na celkové složení atmosféry.
Výměna energie. Slunce je hlavním zdrojem energie přicházející na Zemi. Být ve vzdálenosti cca. 150 milionů km od Slunce přijímá Země asi jednu dvoumiliardtinu energie, kterou vyzařuje, především ve viditelné části spektra, kterou člověk nazývá „světlo“. Většina této energie je absorbována atmosférou a litosférou. Země také vyzařuje energii, většinou ve formě vzdáleného infračerveného záření. Dochází tak k nastolení rovnováhy mezi energií přijatou ze Slunce, ohřevem Země a atmosféry a zpětným tokem tepelné energie vyzařované do vesmíru. Mechanismus této rovnováhy je extrémně složitý. Molekuly prachu a plynu rozptylují světlo a částečně ho odrážejí do světového prostoru. Mraky ještě více odrážejí přicházející záření. Část energie je absorbována přímo molekulami plynu, nejvíce však horninami, vegetací a povrchovými vodami. Vodní pára a oxid uhličitý přítomné v atmosféře propouštějí viditelné záření, ale absorbují infračervené záření. Tepelná energie se akumuluje především ve spodních vrstvách atmosféry. K podobnému efektu dochází ve skleníku, kdy sklo propouští světlo a půda se zahřívá. Vzhledem k tomu, že sklo je pro infračervené záření relativně neprůhledné, teplo se ve skleníku hromadí. Zahřívání spodní atmosféry v důsledku přítomnosti vodní páry a oxidu uhličitého je často označováno jako skleníkový efekt. Oblačnost hraje významnou roli při zachování tepla ve spodních vrstvách atmosféry. Pokud se mraky rozptýlí nebo se zvýší průhlednost vzduchové hmoty, teplota nevyhnutelně klesá, protože povrch Země volně vyzařuje tepelnou energii do okolního prostoru. Voda na povrchu Země pohlcuje sluneční energii a vypařuje se, mění se v plyn – vodní páru, která unáší obrovské množství energie do spodní atmosféry. Když vodní pára kondenzuje a tvoří mraky nebo mlhu, tato energie se uvolňuje ve formě tepla. Asi polovina sluneční energie dopadající na zemský povrch se spotřebuje na odpařování vody a dostává se do spodní atmosféry. Atmosféra se tedy vlivem skleníkového efektu a odpařováním vody zespodu ohřívá. To částečně vysvětluje vysokou aktivitu jeho cirkulace ve srovnání s cirkulací Světového oceánu, který se ohřívá pouze shora a je tedy mnohem stabilnější než atmosféra.
Viz také METEOROLOGIE A KLIMATOLOGIE. Kromě obecného ohřevu atmosféry slunečním „světlem“ dochází k výraznému ohřevu některých jejích vrstev vlivem ultrafialového a rentgenového záření ze Slunce. Struktura. Ve srovnání s kapalinami a pevnými látkami je v plynných látkách přitažlivá síla mezi molekulami minimální. Jak se vzdálenost mezi molekulami zvětšuje, plyny jsou schopny se neomezeně rozpínat, pokud jim nic nebrání. Spodní hranice atmosféry je povrch Země. Přísně vzato, tato bariéra je neprostupná, protože k výměně plynů dochází mezi vzduchem a vodou a dokonce i mezi vzduchem a horninami, ale v tomto případě lze tyto faktory zanedbat. Vzhledem k tomu, že atmosféra je kulový obal, nemá žádné boční hranice, ale pouze spodní hranici a horní (vnější) hranici otevřenou ze strany meziplanetárního prostoru. Přes vnější hranici unikají některé neutrální plyny a také tok hmoty z okolního vnějšího prostoru. Většinu nabitých částic, s výjimkou vysokoenergetického kosmického záření, magnetosféra buď zachytí, nebo je odpuzuje. Atmosféru ovlivňuje také gravitační síla, která udržuje vzduchový obal na povrchu Země. Atmosférické plyny jsou stlačovány vlastní hmotností. Tato komprese je maximální na spodní hranici atmosféry, a proto je zde hustota vzduchu nejvyšší. V jakékoli výšce nad zemským povrchem závisí stupeň stlačení vzduchu na hmotnosti nad ním ležícího vzduchového sloupce, takže hustota vzduchu s výškou klesá. Tlak, rovný hmotnosti nadložního vzduchového sloupce na jednotku plochy, přímo souvisí s hustotou, a proto také klesá s výškou. Pokud by byla atmosféra „ideálním plynem“ s konstantním složením nezávislým na výšce, stálou teplotou a stálou gravitační silou, která by na ni působila, pak by se tlak snížil faktorem 10 na každých 20 km výšky. Reálná atmosféra se od ideálního plynu mírně liší do cca 100 km a pak s výškou klesá tlak pomaleji, jak se mění složení vzduchu. Malé změny v popisovaném modelu přináší i pokles gravitační síly se vzdáleností od středu Země, dosahující cca. 3 % na každých 100 km nadmořské výšky. Na rozdíl od atmosférického tlaku teplota neklesá plynule s nadmořskou výškou. Jak je znázorněno na Obr. 1 klesá přibližně na 10 km a poté začíná opět stoupat. K tomu dochází, když kyslík absorbuje ultrafialové sluneční záření. V tomto případě vzniká plynný ozon, jehož molekuly se skládají ze tří atomů kyslíku (O3). Pohlcuje i ultrafialové záření, a proto se tato vrstva atmosféry, zvaná ozonosféra, zahřívá. Vyšší teplota opět klesá, protože molekul plynu je mnohem méně a absorpce energie se odpovídajícím způsobem snižuje. V ještě vyšších vrstvách teplota opět stoupá v důsledku absorpce ultrafialového a rentgenového záření o nejkratší vlnové délce ze Slunce atmosférou. Vlivem tohoto mohutného záření dochází k ionizaci atmosféry, tzn. Molekula plynu ztrácí elektron a získává kladný elektrický náboj. Takové molekuly se stávají kladně nabitými ionty. Díky přítomnosti volných elektronů a iontů získává tato vrstva atmosféry vlastnosti elektrického vodiče. Předpokládá se, že teplota nadále stoupá do výšek, kde řídká atmosféra přechází do meziplanetárního prostoru. Ve vzdálenosti několika tisíc kilometrů od povrchu Země pravděpodobně panují teploty od 5000 ° do 10 000 ° C. Přestože molekuly a atomy mají velmi vysoké rychlosti pohybu, a tedy i vysokou teplotu, není tento zředěný plyn „horký“ v obvyklém slova smyslu.. Vzhledem ke skrovnému počtu molekul ve vysokých nadmořských výškách je jejich celková tepelná energie velmi malá. Atmosféra se tedy skládá ze samostatných vrstev (tj. řady soustředných obalů nebo koulí), jejichž výběr závisí na tom, o kterou vlastnost je největší zájem. Na základě průměrného rozložení teplot vypracovali meteorologové schéma struktury ideální „střední atmosféry“ (viz obr. 1).

Troposféra - spodní vrstva atmosféry, zasahující do prvního tepelného minima (tzv. tropopauza). Horní hranice troposféry závisí na zeměpisné šířce (v tropech - 18-20 km, v mírných zeměpisných šířkách - asi 10 km) a roční době. Americká národní meteorologická služba provedla sondování poblíž jižního pólu a odhalila sezónní změny ve výšce tropopauzy. V březnu je tropopauza ve výšce cca. 7,5 km. Od března do srpna nebo září dochází k trvalému ochlazování troposféry a její hranice na krátkou dobu v srpnu nebo září stoupá do výšky přibližně 11,5 km. Od září do prosince pak rychle klesá a dosahuje nejnižší polohy - 7,5 km, kde setrvává až do března, kolísá pouze do 0,5 km. Právě v troposféře se tvoří především počasí, které určuje podmínky pro existenci člověka. Většina atmosférické vodní páry je soustředěna v troposféře, a proto se zde tvoří především mraky, i když část z nich, tvořená ledovými krystalky, se nachází i ve vyšších vrstvách. Troposféru charakterizují turbulence a silné vzdušné proudy (větry) a bouře. V horní troposféře jsou silné vzdušné proudy přesně definovaného směru. Turbulentní víry, jako malé víry, vznikají vlivem tření a dynamické interakce mezi pomalu a rychle se pohybujícími vzduchovými hmotami. Protože v těchto vysokých vrstvách obvykle není žádná oblačnost, nazývá se tato turbulence jako „turbulence čistého vzduchu“.
Stratosféra. Horní vrstva atmosféry bývá často mylně popisována jako vrstva s relativně stálými teplotami, kde víceméně stabilně vane větry a kde se meteorologické prvky jen málo mění. Horní vrstvy stratosféry se zahřívají, když kyslík a ozón absorbují sluneční ultrafialové záření. Horní hranice stratosféry (stratopauza) je zakreslena tam, kde teplota mírně stoupá a dosahuje středního maxima, které je často srovnatelné s teplotou povrchové vzduchové vrstvy. Na základě pozorování provedených s letadly a balóny přizpůsobenými k letu v konstantní výšce byly ve stratosféře zjištěny turbulentní poruchy a silné větry vanoucí různými směry. Stejně jako v troposféře jsou zaznamenány silné vzdušné víry, které jsou zvláště nebezpečné pro vysokorychlostní letadla. silné větry, nazývané tryskové proudy, vanou v úzkých zónách podél hranic mírných zeměpisných šířek směřujících k pólům. Tyto zóny se však mohou posunout, zmizet a znovu se objevit. Tryskové proudy obvykle pronikají tropopauzou a objevují se v horní troposféře, ale jejich rychlost s klesající výškou rychle klesá. Je možné, že část energie vstupující do stratosféry (hlavně vynaložená na tvorbu ozonu) ovlivňuje procesy v troposféře. Zvláště aktivní míchání je spojeno s atmosférické fronty , kde bylo zaznamenáno rozsáhlé proudění stratosférického vzduchu hluboko pod tropopauzou a troposférický vzduch byl vtahován do spodní stratosféry. Významného pokroku bylo dosaženo ve studiu vertikální struktury spodních vrstev atmosféry v souvislosti se zdokonalením techniky vypouštění radiosond do výšek 25-30 km. Mezosféra, nacházející se nad stratosférou, je obal, ve kterém až do výšky 80-85 km klesá teplota na minimum pro atmosféru jako celek. Rekordně nízké teploty až -110 °C zaznamenaly meteorologické rakety vypuštěné z americko-kanadského zařízení ve Fort Churchill (Kanada). Horní hranice mezosféry (mezopauza) se přibližně shoduje se spodní hranicí oblasti aktivní absorpce rentgenového záření a ultrafialového záření Slunce s nejkratší vlnovou délkou, které je doprovázeno ohřevem a ionizací plynu. V polárních oblastech v létě se v mezopauze často objevují oblačné systémy, které zabírají velkou plochu, ale mají malý vertikální vývoj. Taková oblaka zářící v noci často umožňují odhalit rozsáhlé zvlněné pohyby vzduchu v mezosféře. Složení těchto oblaků, zdroje vlhkosti a kondenzačních jader, dynamika a vztah s meteorologickými faktory jsou stále nedostatečně prozkoumány. Termosféra je vrstva atmosféry, ve které teplota neustále stoupá. Jeho výkon může dosáhnout 600 km. Tlak a následně i hustota plynu s výškou neustále klesá. V blízkosti zemského povrchu obsahuje 1 m3 vzduchu cca. 2,5x1025 molekul, ve výšce cca. 100 km, ve spodních vrstvách termosféry - přibližně 1019, ve výšce 200 km, v ionosféře - 5 * 10 15 a podle výpočtů ve výšce cca. 850 km - přibližně 1012 molekul. V meziplanetárním prostoru je koncentrace molekul 10 8-10 9 na 1 m3. Ve výšce cca. 100 km je počet molekul malý a jen zřídka se navzájem srazí. Průměrná vzdálenost, kterou urazí chaoticky se pohybující molekula před srážkou s jinou podobnou molekulou, se nazývá její střední volná dráha. Vrstva, ve které se tato hodnota zvětší natolik, že lze zanedbat pravděpodobnost mezimolekulárních nebo meziatomových srážek, se nachází na hranici mezi termosférou a přilehlým obalem (exosférou) a nazývá se tepelná pauza. Termopauza se nachází přibližně 650 km od zemského povrchu. Při určité teplotě závisí rychlost pohybu molekuly na její hmotnosti: lehčí molekuly se pohybují rychleji než těžké. V nižší atmosféra, kde je volná dráha velmi krátká, není patrná separace plynů podle jejich molekulové hmotnosti, ale vyjadřuje se nad 100 km. Navíc se vlivem ultrafialového a rentgenového záření ze Slunce molekuly kyslíku rozpadají na atomy, jejichž hmotnost je poloviční než hmotnost molekuly. Proto, jak se vzdalujeme od zemského povrchu, atomový kyslík nabývá na významu ve složení atmosféry a ve výšce cca. Jeho hlavní složkou se stává 200 km. Výše, ve vzdálenosti asi 1200 km od zemského povrchu, převládají lehké plyny – helium a vodík. Jsou vnější vrstvou atmosféry. Tato hmotnostní separace, nazývaná difuzní separace, připomíná separaci směsí pomocí odstředivky. Exosféra je vnější vrstva atmosféry, která je izolována na základě změn teploty a vlastností neutrálního plynu. Molekuly a atomy v exosféře obíhají kolem Země po balistických drahách pod vlivem gravitace. Některé z těchto drah jsou parabolické a podobné trajektoriím projektilů. Molekuly se mohou otáčet kolem Země a po eliptických drahách jako satelity. Některé molekuly, hlavně vodík a helium, mají otevřené trajektorie a unikají do vesmíru (obr. 2).

SLUNEČNÍ-POZEMSKÉ VZTAHY A JEJICH VLIV NA ATMOSFÉRU
atmosférické přílivy a odlivy. Přitažlivost Slunce a Měsíce způsobuje přílivy a odlivy v atmosféře, podobné pozemským a mořským. Atmosférické přílivy a odlivy však mají významný rozdíl: atmosféra nejsilněji reaguje na přitažlivost Slunce, zatímco zemská kůra a oceán - na přitažlivost Měsíce. To se vysvětluje tím, že atmosféra je zahřívána Sluncem a kromě gravitačního přílivu vzniká silný termální příliv. Obecně jsou mechanismy vzniku atmosférického a mořského přílivu a odlivu podobné, až na to, že pro predikci reakce vzduchu na gravitační a tepelné účinky je nutné vzít v úvahu jeho stlačitelnost a rozložení teplot. Není zcela jasné, proč polodenní (12hodinové) sluneční přílivy v atmosféře převládají nad denními slunečními a polodenními měsíčními přílivy, ačkoli hnací síly posledních dvou procesů jsou mnohem silnější. Dříve se věřilo, že v atmosféře dochází k rezonanci, která přesně zesiluje oscilace s periodou 12 hodin. Pozorování prováděná pomocí geofyzikálních raket však naznačují, že pro takovou rezonanci neexistují žádné teplotní důvody. Při řešení tohoto problému by se pravděpodobně měly vzít v úvahu všechny hydrodynamické a tepelné vlastnosti atmosféry. Na zemském povrchu v blízkosti rovníku, kde je vliv slapových výkyvů maximální, zajišťuje změnu atmosférického tlaku o 0,1 %. Rychlost přílivových větrů je cca. 0,3 km/h. Vlivem složité tepelné stavby atmosféry (zejména přítomnost teplotního minima v mezopauze) zesilují přílivové vzdušné proudy a např. ve výšce 70 km je jejich rychlost asi 160x vyšší než v zemském povrchu, což má důležité geofyzikální důsledky. Předpokládá se, že ve spodní části ionosféry (vrstva E) slapové oscilace pohybují ionizovaným plynem vertikálně v magnetickém poli Země, a proto zde vznikají elektrické proudy. Tyto neustále se objevující systémy proudů na povrchu Země jsou vytvářeny poruchami magnetického pole. Denní variace magnetického pole jsou v dobré shodě s vypočtenými hodnotami, což přesvědčivě svědčí ve prospěch teorie slapových mechanismů „atmosférického dynama“. Elektrické proudy vznikající ve spodní části ionosféry (vrstva E) se musí někam pohybovat, a proto musí být okruh uzavřen. Analogie s dynamem se stává kompletní, považujeme-li blížící se pohyb za práci motoru. Předpokládá se, že zpětná cirkulace elektrického proudu probíhá ve vyšší vrstvě ionosféry (F) a tento protiproud může vysvětlit některé zvláštní rysy této vrstvy. Konečně, slapový efekt musí také generovat horizontální proudy ve vrstvě E a tedy ve vrstvě F.
Ionosféra. Snaží se vysvětlit mechanismus výskytu polárních září vědci 19. století. navrhl, že v atmosféře existuje zóna s elektricky nabitými částicemi. Ve 20. stol Experimentálně byly získány přesvědčivé důkazy o existenci vrstvy odrážející rádiové vlny ve výškách od 85 do 400 km. Nyní je známo, že jeho elektrické vlastnosti jsou výsledkem ionizace atmosférického plynu. Proto se tato vrstva obvykle nazývá ionosféra. Dopad na rádiové vlny je způsoben především přítomností volných elektronů v ionosféře, i když mechanismus šíření rádiových vln je spojen s přítomností velkých iontů. Posledně jmenované jsou také zajímavé při studiu chemických vlastností atmosféry, protože jsou aktivnější než neutrální atomy a molekuly. Chemické reakce probíhající v ionosféře hrají důležitou roli v její energetické a elektrické bilanci.
normální ionosféra. Pozorování prováděná pomocí geofyzikálních raket a družic přinesla mnoho nových informací, které naznačují, že k ionizaci atmosféry dochází vlivem širokospektrálního slunečního záření. Jeho hlavní část (více než 90 %) je soustředěna ve viditelné části spektra. Ultrafialové záření s kratší vlnovou délkou a větší energií než paprsky fialového světla je vyzařováno vodíkem vnitřní části sluneční atmosféry (chromosféry), rentgenové záření, které má ještě vyšší energii, je vyzařováno plyny slunečního záření. vnější plášť (korona). Normální (průměrný) stav ionosféry je způsoben neustálým silným zářením. V normální ionosféře dochází vlivem denní rotace Země a sezónních rozdílů v úhlu dopadu slunečních paprsků v poledne k pravidelným změnám, ale také k nepředvídatelným a náhlým změnám stavu ionosféry.
Poruchy v ionosféře. Jak známo, na Slunci vznikají silné cyklicky se opakující poruchy, které dosahují maxima každých 11 let. Pozorování v rámci programu Mezinárodního geofyzikálního roku (IGY) se kryla s obdobím nejvyšší sluneční aktivity za celou dobu systematických meteorologických pozorování, tzn. z počátku 18. století Během období vysoká aktivita Některé oblasti Slunce zvyšují jas několikrát a vysílají silné pulsy ultrafialového a rentgenového záření. Takové jevy se nazývají sluneční erupce. Trvají od několika minut do jedné nebo dvou hodin. Během erupce dochází k erupci slunečního plynu (většinou protonů a elektronů) a elementární částice se řítí do vesmíru. Elektromagnetické a korpuskulární záření Slunce v okamžicích takových erupcí má silný vliv na zemskou atmosféru. Počáteční reakce je pozorována 8 minut po záblesku, kdy k Zemi dopadá intenzivní ultrafialové a rentgenové záření. V důsledku toho se ionizace prudce zvyšuje; rentgenové záření proniká atmosférou až ke spodní hranici ionosféry; počet elektronů v těchto vrstvách vzroste natolik, že rádiové signály jsou téměř úplně pohlceny ("zhasnuty"). Dodatečná absorpce záření způsobuje zahřívání plynu, což přispívá k rozvoji větrů. Ionizovaný plyn je elektrický vodič a když se pohybuje v magnetickém poli Země, objevuje se dynamo efekt a vzniká elektrický proud. Takové proudy mohou zase způsobit znatelné poruchy magnetického pole a projevit se ve formě magnetických bouří. Tato počáteční fáze trvá jen krátkou dobu, která odpovídá době trvání sluneční erupce. Během silných erupcí na Slunci se proud urychlených částic řítí do vesmíru. Když je nasměrován k Zemi, nastává druhá fáze, renderování velký vliv na stavu atmosféry. Mnoho přírodní jev, mezi nimiž jsou polární záře nejznámější, naznačují, že na Zemi dopadá značný počet nabitých částic (viz také POLÁRNÍ SVĚTLA). Přesto jsou procesy oddělování těchto částic od Slunce, jejich trajektorie v meziplanetárním prostoru a mechanismy interakce s magnetickým polem Země a magnetosférou stále nedostatečně prozkoumány. Problém se zkomplikoval poté, co v roce 1958 James Van Allen objevil skořápky držené geomagnetickým polem, sestávající z nabitých částic. Tyto částice se pohybují z jedné hemisféry do druhé a rotují ve spirálách kolem siločar magnetického pole. V blízkosti Země se ve výšce závislé na tvaru siločar a na energii částic nacházejí „body odrazu“, ve kterých částice mění směr svého pohybu na opačný (obr. 3). Protože síla magnetického pole se vzdáleností od Země klesá, oběžné dráhy, po kterých se tyto částice pohybují, jsou poněkud zkreslené: elektrony se odchylují na východ a protony na západ. Proto jsou rozmístěny ve formě pásů kolem zeměkoule.

Některé důsledky zahřívání atmosféry Sluncem. Sluneční energie ovlivňuje celou atmosféru. Již jsme zmínili pásy tvořené nabitými částicemi v magnetickém poli Země a obíhající kolem ní. Tyto pásy jsou nejblíže k zemskému povrchu v cirkumpolárních oblastech (viz obr. 3), kde jsou pozorovány polární záře. Obrázek 1 ukazuje, že oblasti polární záře v Kanadě mají výrazně vyšší termosférické teploty než na jihozápadě USA. Je pravděpodobné, že zachycené částice odevzdají část své energie atmosféře, zejména při srážce s molekulami plynu v blízkosti bodů odrazu, a opustí své dřívější dráhy. Takto se ohřívají vysoké vrstvy atmosféry v zóně polární záře. Ještě jeden důležitý objev bylo provedeno při studiu drah umělé družice. Luigi Iacchia, astronom ze Smithsonian Astrophysical Observatory, se domnívá, že malé odchylky těchto drah jsou způsobeny změnami v hustotě atmosféry, jak je zahřívána Sluncem. Navrhl existenci maximální hustoty elektronů v ionosféře ve výšce více než 200 km, což sice neodpovídá slunečnímu poledni, ale vlivem třecích sil se vůči němu zpožďuje asi o dvě hodiny. V této době jsou hodnoty hustoty atmosféry typické pro nadmořskou výšku 600 km na úrovni cca. 950 km. Kromě toho maximální koncentrace elektronů zažívá nepravidelné výkyvy v důsledku krátkodobých záblesků ultrafialového a rentgenového záření ze Slunce. L. Yakkia také objevil krátkodobé kolísání hustoty vzduchu, odpovídající slunečním erupcím a poruchám magnetického pole. Tyto jevy se vysvětlují průnikem částic slunečního původu do zemské atmosféry a zahříváním těch vrstev, kde obíhají satelity.
ATMOSFÉRICKÁ ELEKTŘINA
V povrchové vrstvě atmosféry podléhá malá část molekul ionizaci vlivem kosmického záření, záření z radioaktivních hornin a produktů rozpadu radia (hlavně radonu) v samotném vzduchu. V procesu ionizace atom ztrácí elektron a získává kladný náboj. Volný elektron se rychle spojí s jiným atomem a vytvoří záporně nabitý iont. Takové spárované kladné a záporné ionty mají molekulární rozměry. Molekuly v atmosféře mají tendenci se shlukovat kolem těchto iontů. Několik molekul v kombinaci s iontem tvoří komplex běžně označovaný jako „lehký iont“. Atmosféra obsahuje také komplexy molekul, v meteorologii známé jako kondenzační jádra, kolem kterých při nasycení vzduchu vlhkostí začíná proces kondenzace. Těmito zárodky jsou částice soli a prachu a také znečišťující látky uvolňované do ovzduší z průmyslových a jiných zdrojů. Lehké ionty se často připojují k takovým jádrům a vytvářejí „těžké ionty“. Pod vlivem elektrického pole se lehké a těžké ionty pohybují z jedné oblasti atmosféry do druhé a přenášejí elektrické náboje. Ačkoli atmosféra není obecně považována za elektricky vodivé médium, má malé množství vodivosti. Proto nabité těleso ponechané ve vzduchu pomalu ztrácí svůj náboj. Vodivost atmosféry roste s výškou v důsledku zvýšení intenzity kosmického záření, poklesu ztrát iontů za podmínek více nízký tlak (a tedy s větší střední volnou cestou) a také kvůli menšímu počtu těžkých jader. Vodivost atmosféry dosahuje maximální hodnoty ve výšce cca. 50 km, tzv. „úroveň kompenzace“. Je známo, že mezi zemským povrchem a "kompenzační úrovní" je vždy potenciální rozdíl několik set kilovoltů, tzn. konstantní elektrické pole. Ukázalo se, že potenciálový rozdíl mezi určitým bodem ve vzduchu ve výšce několika metrů a zemským povrchem je velmi velký - více než 100 V. Atmosféra má kladný náboj a zemský povrch záporně nabitý. Protože elektrické pole je plocha, v jejímž každém bodě je určitá hodnota potenciálu, můžeme hovořit o gradientu potenciálu. Za jasného počasí je intenzita elektrického pole atmosféry v nižších metrech téměř konstantní. V důsledku rozdílů v elektrické vodivosti vzduchu v povrchové vrstvě podléhá gradient potenciálu dennímu kolísání, jehož průběh se místo od místa výrazně liší. Při absenci místních zdrojů znečištění ovzduší – nad oceány, vysoko v horách nebo v polárních oblastech – je denní průběh potenciálního gradientu za jasného počasí stejný. Velikost gradientu závisí na univerzálním neboli Greenwichském středním čase (UT) a dosahuje maxima v 19:00 E. Appleton navrhl, že tato maximální elektrická vodivost se pravděpodobně shoduje s největší bouřkovou aktivitou na planetárním měřítku. Výboje blesku během bouřek přenášejí na zemský povrch záporný náboj, protože báze nejaktivnějších bouřkových mraků typu cumulonimbus mají výrazný záporný náboj. Vrcholy bouřkových mraků mají kladný náboj, který podle výpočtů Holzera a Saxona stéká z jejich vrcholů při bouřkách. Bez neustálého doplňování by byl náboj na zemském povrchu neutralizován vodivostí atmosféry. Předpoklad, že potenciálový rozdíl mezi zemským povrchem a „kompenzační úrovní“ je zachován díky bouřkám, je podpořen statistickými údaji. Například maximální počet bouřek je pozorován v údolí řeky. Amazonky. Nejčastěji se tam bouřky vyskytují na konci dne, tzn. OK. 19:00 Greenwichský čas, kdy je potenciální gradient kdekoli na světě na svém maximu. Sezónní variace ve tvaru křivek denních variací gradientu potenciálu jsou navíc plně v souladu s údaji o globální distribuci bouřek. Někteří badatelé tvrdí, že zdroj zemského elektrického pole může být vnějšího původu, protože se předpokládá, že elektrická pole existují v ionosféře a magnetosféře. Tato okolnost pravděpodobně vysvětluje vzhled velmi úzkých protáhlých forem polárních září, podobných zákulisí a obloukům.
(viz také POLÁRNÍ SVĚTLA). Vlivem potenciálního gradientu a vodivosti atmosféry mezi "kompenzační hladinou" a zemským povrchem se nabité částice začnou pohybovat: kladně nabité ionty - směrem k zemskému povrchu a záporně nabité - směrem nahoru od něj. Tento proud je cca. 1800 A. Přestože se tato hodnota zdá velká, je třeba mít na paměti, že je rozložena po celém povrchu Země. Síla proudu ve vzduchovém sloupci o základní ploše 1 m2 je pouze 4 * 10 -12 A. Na druhou stranu síla proudu při výboji blesku může dosáhnout několika ampérů, i když samozřejmě takový výboj má krátké trvání - od zlomků sekundy po celou sekundu nebo o něco déle s opakovanými výboji. Blesk je velmi zajímavý nejen jako svérázný přírodní fenomén. Umožňuje pozorovat elektrický výboj v plynném prostředí při napětí několika set milionů voltů a vzdálenosti mezi elektrodami několika kilometrů. V roce 1750 B. Franklin navrhl Royal Society of London, aby experimentovali s železnou tyčí upevněnou na izolační základně a namontovanou na vysoké věži. Očekával, že když se k věži přiblíží bouřkový mrak, náboj opačného znamení se soustředí na horním konci původně neutrální tyče a náboj stejného znamení jako na základně oblaku se soustředí na spodním konci. . Pokud se síla elektrického pole při výboji blesku dostatečně zvýší, náboj z horního konce tyče částečně odteče do vzduchu a tyč získá náboj stejného znaménka jako základna oblaku. Franklinem navržený experiment nebyl proveden v Anglii, ale v roce 1752 ho v Marly u Paříže zřídil francouzský fyzik Jean d'Alembert Použil k tomu železnou tyč dlouhou 12 m vloženou do skleněné láhve (která sloužila jako izolátor), ale neumístil jej na věž. 10. května jeho asistent oznámil, že když je nad tyčí bouřkový mrak, objeví se jiskry, když se k ní přivede uzemněný drát. Franklin sám, aniž by věděl o úspěšné zkušenosti realizované ve Francii, v červnu téhož roku provedl svůj slavný experiment s papírový drak a pozorovali elektrické jiskry na konci drátu k němu přivázaného. Následující rok při studiu nábojů shromážděných z tyče Franklin zjistil, že základny bouřkových mraků byly obvykle nabity záporně. Podrobnější studie blesku byly možné na konci 19. století. díky zdokonalení fotografických metod, zejména po vynálezu aparátu s rotačními čočkami, který umožnil fixovat rychle se vyvíjející procesy. Taková kamera byla široce používána při studiu jiskrových výbojů. Bylo zjištěno, že existuje několik typů blesků, přičemž nejběžnější jsou lineární, ploché (vnitrooblakové) a kulové (vzduchové výboje). Lineární blesk je jiskrový výboj mezi mrakem a zemským povrchem, který sleduje kanál s klesajícími větvemi. Ploché blesky se vyskytují uvnitř bouřkového mraku a vypadají jako záblesky rozptýleného světla. Vzduchové výboje kulového blesku, vycházející z bouřkového mraku, jsou často směrovány vodorovně a nedosahují zemského povrchu.

Výboj blesku se obvykle skládá ze tří nebo více opakovaných výbojů - impulsů sledujících stejnou dráhu. Intervaly mezi po sobě jdoucími pulzy jsou velmi krátké, od 1/100 do 1/10 s (to je to, co způsobuje blikání blesku). Obecně platí, že záblesk trvá asi sekundu nebo méně. Typický proces vývoje blesku lze popsat následovně. Nejprve se shora k zemskému povrchu řítí slabě svítící výbojový vodič. Když ho dosáhne, jasně zářící zpětný neboli hlavní výboj prochází ze země kanálem, který položil vůdce. Vypouštěcí vodič se zpravidla pohybuje klikatým způsobem. Rychlost jeho šíření se pohybuje od sta do několika set kilometrů za sekundu. Na své cestě ionizuje molekuly vzduchu a vytváří kanál se zvýšenou vodivostí, kterým se zpětný výboj pohybuje nahoru rychlostí asi stokrát větší než rychlost vedoucího výboje. Je obtížné určit velikost kanálu, ale průměr vedoucího výboje se odhaduje na 1–10 m a zpětného výboje několik centimetrů. Výboje blesku vytvářejí rádiové rušení vyzařováním rádiových vln v širokém rozsahu – od 30 kHz až po ultra nízké frekvence. Největší vyzařování rádiových vln je pravděpodobně v rozsahu od 5 do 10 kHz. Takovéto nízkofrekvenční rádiové rušení se „koncentruje“ v prostoru mezi spodní hranicí ionosféry a zemským povrchem a je schopné se šířit do vzdáleností tisíců kilometrů od zdroje.
ZMĚNY V ATMOSFÉŘE
Dopad meteoritů a meteoritů. I když někdy meteorické roje svými světelnými efekty působí hlubokým dojmem, jednotlivé meteory jsou k vidění jen zřídka. Mnohem početnější jsou neviditelné meteory, příliš malé na to, aby je bylo možné vidět v okamžiku, kdy je pohltí atmosféra. Některé z nejmenších meteorů se pravděpodobně vůbec nezahřívají, ale jsou pouze zachyceny atmosférou. Tyto malé částice o velikosti od několika milimetrů do desetitisícin milimetru se nazývají mikrometeority. Množství meteorické hmoty vstupující do atmosféry každý den je od 100 do 10 000 tun, přičemž většinu této hmoty tvoří mikrometeority. Vzhledem k tomu, že meteorická hmota částečně shoří v atmosféře, je její složení plynu doplněno stopami různých chemických prvků. Například kamenné meteory přinášejí lithium do atmosféry. Spalování kovových meteorů vede ke vzniku drobných kulovitých železných, železo-niklových a dalších kapiček, které procházejí atmosférou a ukládají se na zemský povrch. Lze je nalézt v Grónsku a Antarktidě, kde ledové příkrovy zůstávají po léta téměř nezměněny. Oceánologové je nacházejí v sedimentech dna oceánu. Většina meteorických částic vstupujících do atmosféry se ukládá během asi 30 dnů. Někteří vědci se domnívají, že tento kosmický prach hraje důležitou roli při tvorbě atmosférických jevů, jako je déšť, protože slouží jako jádra kondenzace vodní páry. Proto se předpokládá, že srážky jsou statisticky spojeny s velkými meteorickými rojemi. Někteří odborníci se však domnívají, že vzhledem k tomu, že celkový příkon meteorické hmoty je mnohonásobně větší než i u největšího meteorického roje, lze změnu celkového množství tohoto materiálu, ke které dojde v důsledku jednoho takového roje, zanedbat. Není však pochyb o tom, že největší mikrometeority a samozřejmě viditelné meteority zanechávají dlouhé stopy ionizace ve vysokých vrstvách atmosféry, především v ionosféře. Takové stopy lze použít pro rádiovou komunikaci na dlouhé vzdálenosti, protože odrážejí vysokofrekvenční rádiové vlny. Energie meteorů vstupujících do atmosféry se vynakládá hlavně a možná úplně na její ohřev. To je jedna z vedlejších složek tepelné bilance atmosféry.
Oxid uhličitý průmyslového původu. V období karbonu byla na Zemi rozšířena dřevinná vegetace. Většina oxidu uhličitého absorbovaného v té době rostlinami se hromadila v uhelných ložiscích a v ložiscích s naftou. Člověk se naučil využívat obrovské zásoby těchto minerálů jako zdroj energie a to hned rychle vrací oxid uhličitý do koloběhu látek. Fosilie je pravděpodobně ca. 4*10 13 tun uhlíku. Během minulého století lidstvo spálilo tolik fosilních paliv, že přibližně 4 * 10 11 tun uhlíku se opět dostalo do atmosféry. V současné době je zde cca. 2 * 10 12 tun uhlíku a v příštích sto letech se toto číslo může zdvojnásobit kvůli spalování fosilních paliv. Ne všechen uhlík však zůstane v atmosféře: část se rozpustí ve vodách oceánu, část bude absorbována rostlinami a část bude vázána v procesu zvětrávání hornin. Zatím není možné předpovědět, kolik oxidu uhličitého bude v atmosféře nebo jaký to bude mít vliv na světové klima. Přesto se má za to, že jakékoli zvýšení jeho obsahu způsobí oteplení, i když není vůbec nutné, aby nějaké oteplování výrazně ovlivňovalo klima. Koncentrace oxidu uhličitého v atmosféře podle výsledků měření znatelně roste, i když pomalým tempem. Údaje o klimatu pro stanice Svalbard a Little America na Rossově ledovém šelfu v Antarktidě naznačují zvýšení průměrné roční teploty za 50 let o 5° a 2,5°C.
Vliv kosmického záření. Při interakci vysokoenergetického kosmického záření s jednotlivými složkami atmosféry vznikají radioaktivní izotopy. Mezi nimi vyniká izotop uhlíku 14C, který se hromadí v rostlinných a živočišných tkáních. Měřením radioaktivity organických látek, které si nevyměnily uhlík s životní prostředí, můžete určit jejich věk. Radiokarbonová metoda se etablovala jako nejspolehlivější metoda pro datování fosilních organismů a předmětů hmotné kultury, jejichž stáří nepřesahuje 50 tisíc let. Jiné radioaktivní izotopy s dlouhým poločasem rozpadu by mohly být použity k datování materiálů starých stovky tisíc let, pokud by se vyřešil základní problém měření extrémně nízkých úrovní radioaktivity.
(viz také RADIOKARBONOVÁ DATA.).
VZNIK ATMOSFÉRY ZEMĚ
Historie vzniku atmosféry nebyla dosud zcela spolehlivě obnovena. Přesto byly identifikovány některé pravděpodobné změny v jeho složení. Tvorba atmosféry začala bezprostředně po vzniku Země. Existují docela dobré důvody domnívat se, že v procesu evoluce Pra-Země a její nabývání blízkých moderním rozměrům a hmotnosti téměř úplně ztratila svou původní atmosféru. Předpokládá se, že v rané fázi byla Země v roztaveném stavu a ca. Vznikla před 4,5 miliardami let pevný. Tento milník je považován za počátek geologické chronologie. Od té doby došlo k pomalému vývoji atmosféry. Některé geologické procesy, jako jsou erupce lávy při sopečných erupcích, byly doprovázeny uvolňováním plynů z útrob Země. Patřily mezi ně pravděpodobně dusík, čpavek, metan, vodní pára, oxid uhelnatý a oxid uhličitý. Vodní pára se vlivem slunečního ultrafialového záření rozložila na vodík a kyslík, uvolněný kyslík však reagoval s oxidem uhelnatým za vzniku oxidu uhličitého. Amoniak se rozkládá na dusík a vodík. Vodík v procesu difúze stoupal a opouštěl atmosféru, zatímco těžší dusík nemohl uniknout a postupně se hromadil a stal se jeho hlavní složkou, i když část byla vázána při chemických reakcích. Vlivem ultrafialových paprsků a elektrických výbojů se směs plynů, pravděpodobně přítomná v původní atmosféře Země, dostala do chemických reakcí, v jejichž důsledku vznikaly organické látky, zejména aminokyseliny. Život by tak mohl vzniknout v atmosféře zásadně odlišné od té moderní. S příchodem primitivních rostlin začal proces fotosyntézy (viz též FOTOSYNTÉZA), doprovázený uvolňováním volného kyslíku. Tento plyn, zejména po difúzi do horních vrstev atmosféry, začal chránit její spodní vrstvy a zemský povrch před životu nebezpečným ultrafialovým a rentgenovým zářením. Odhaduje se, že již 0,00004 dnešního objemu kyslíku by mohlo vést k vytvoření vrstvy s poloviční koncentrací ozonu, která přesto poskytovala velmi významnou ochranu před ultrafialovými paprsky. Je také pravděpodobné, že primární atmosféra obsahovala hodně oxidu uhličitého. Byl spotřebován během fotosyntézy a jeho koncentrace musela klesat s vývojem rostlinného světa a také kvůli absorpci během některých geologických procesů. Protože skleníkový efekt je spojen s přítomností oxidu uhličitého v atmosféře, někteří vědci se domnívají, že kolísání jeho koncentrace je jedním z důležitých důvodů pro takto rozsáhlé klimatická změna v historii Země, jako doby ledové. Helium přítomné v moderní atmosféře je pravděpodobně většinou produktem radioaktivního rozpadu uranu, thoria a radia. Tyto radioaktivní prvky emitují částice alfa, což jsou jádra atomů helia. Protože během radioaktivního rozpadu nevzniká ani neničí žádný elektrický náboj, na každou alfa částici připadají dva elektrony. V důsledku toho se s nimi spojuje a tvoří neutrální atomy helia. Radioaktivní prvky jsou obsaženy v minerálech rozptýlených v mocnostech hornin, takže je v nich uložena značná část helia vzniklého v důsledku radioaktivního rozpadu, která velmi pomalu prchá do atmosféry. Určité množství helia stoupá do exosféry díky difúzi, ale díky neustálému přílivu ze zemského povrchu se objem tohoto plynu v atmosféře nemění. Na základě spektrální analýzy světla hvězd a studia meteoritů je možné odhadnout relativní zastoupení různých chemických prvků ve vesmíru. Koncentrace neonu ve vesmíru je asi deset miliardkrát vyšší než na Zemi, kryptonu - desetmilionkrát a xenonu - milionkrát. Z toho vyplývá, že koncentrace těchto inertních plynů, které se původně vyskytovaly v zemské atmosféře a nebyly v průběhu chemických reakcí doplňovány, značně poklesla, pravděpodobně již ve fázi ztráty primární atmosféry Země. Výjimkou je inertní plyn argon, protože se stále tvoří ve formě izotopu 40Ar v procesu radioaktivního rozpadu izotopu draslíku.
OPTICKÉ JEVY
Rozmanitost optických jevů v atmosféře je způsobena různými důvody. Mezi nejčastější jevy patří blesky (viz výše) a velmi malebná polární záře a polární záře (viz také POLÁRNÍ SVĚTLA). Kromě toho jsou zvláště zajímavé duha, gal, parhelium (falešné slunce) a oblouky, koruna, svatozáře a duchové Brockena, přeludy, ohně svatého Elma, svítící mraky, zelené a soumrakové paprsky. Duha je nejkrásnější atmosférický jev. Obvykle se jedná o obrovský oblouk, skládající se z vícebarevných pruhů, pozorovaný, když Slunce osvětluje pouze část oblohy a vzduch je nasycen kapkami vody, například během deště. Vícebarevné oblouky jsou uspořádány ve spektrální sekvenci (červená, oranžová, žlutá, zelená, azurová, indigová, fialová), ale barvy nejsou téměř nikdy čisté, protože se pásy překrývají. Obvykle, fyzikální vlastnosti duhy se výrazně liší, proto podle vzhled jsou docela rozmanité. Jim společný rys je, že střed oblouku je vždy umístěn na přímce vedené od Slunce k pozorovateli. Hlavní duha je oblouk skládající se z nejjasnějších barev - červené zvenčí a fialové zevnitř. Někdy je vidět pouze jeden oblouk, ale často se na vnější straně hlavní duhy objeví sekundární. Nemá tak jasné barvy jako první a červené a fialové pruhy v něm mění místa: červená je umístěna uvnitř. Vznik hlavní duhy se vysvětluje dvojitým lomem (viz též OPTIKA) a jednoduchým vnitřním odrazem slunečních paprsků (viz obr. 5). Paprsek světla pronikající dovnitř kapky vody (A) se láme a rozkládá, jako když prochází hranolem. Poté dosáhne protilehlého povrchu kapky (B), odrazí se od ní a vystoupí z kapky ven (C). V tomto případě se paprsek světla, než dosáhne pozorovatele, láme podruhé. Počáteční bílý paprsek se rozloží na paprsky různých barev s úhlem divergence 2°. Při vzniku sekundární duhy dochází k dvojímu lomu a dvojímu odrazu slunečních paprsků (viz obr. 6). V tomto případě se světlo láme, proniká dovnitř kapky její spodní částí (A) a odráží se od vnitřního povrchu kapky, nejprve v bodě B, poté v bodě C. V bodě D se světlo láme, opuštění kapky směrem k pozorovateli.

Při východu a západu slunce pozorovatel vidí duhu ve tvaru oblouku rovného polovině kruhu, protože osa duhy je rovnoběžná s horizontem. Je-li Slunce výše nad obzorem, je oblouk duhy menší než polovina kruhu. Když Slunce vystoupí nad 42° nad obzor, duha zmizí. Všude, kromě vysokých zeměpisných šířek, se duha nemůže objevit v poledne, když je Slunce příliš vysoko. Zajímavý je odhad vzdálenosti k duze. Ačkoli se zdá, že vícebarevný oblouk je umístěn ve stejné rovině, je to iluze. Ve skutečnosti má duha velkou hloubku a lze ji znázornit jako povrch dutého kužele, na jehož vrcholu je pozorovatel. Osa kužele spojuje Slunce, pozorovatele a střed duhy. Pozorovatel se jakoby dívá po povrchu tohoto kužele. Dva lidé nikdy nemohou vidět úplně stejnou duhu. Samozřejmě lze pozorovat stejný efekt obecně, ale dvě duhy jsou v různých pozicích a jsou tvořeny různými kapkami vody. Když déšť nebo mlha tvoří duhu, je plného optického efektu dosaženo kombinovaným účinkem všech kapiček vody procházejících povrchem duhového kužele s pozorovatelem na vrcholu. Role každé kapky je pomíjivá. Povrch duhového kužele se skládá z několika vrstev. Když je rychle překročíte a projdete řadou kritických bodů, každá kapka okamžitě rozloží sluneční paprsek na celé spektrum v přesně definované sekvenci – od červené po fialovou. Mnoho kapek křižuje povrch kužele stejným způsobem, takže duha se pozorovateli jeví jako souvislá podél i přes jeho oblouk. Halo - bílé nebo duhové světelné oblouky a kruhy kolem kotouče Slunce nebo Měsíce. Jsou způsobeny lomem nebo odrazem světla ledovými nebo sněhovými krystaly v atmosféře. Krystaly, které tvoří halo, se nacházejí na povrchu pomyslného kužele, jehož osa směřuje od pozorovatele (od vrcholu kužele) ke Slunci. Atmosféra je za určitých podmínek nasycena malými krystaly, z nichž mnohé tvoří pravý úhel s rovinou procházející Sluncem, pozorovatelem a těmito krystaly. Takové fasety odrážejí přicházející světelné paprsky s odchylkou 22° a vytvářejí halo, které je uvnitř načervenalé, ale může sestávat i ze všech barev spektra. Méně obvyklé je halo s úhlovým poloměrem 46°, umístěné soustředně kolem 22stupňového halo. Jeho vnitřní strana má také načervenalý nádech. Důvodem je také lom světla, ke kterému v tomto případě dochází na plochách krystalů, které svírají pravé úhly. Šířka prstence takového halo přesahuje 2,5°. Jak 46stupňové, tak 22stupňové halo bývají nejjasnější v horní a spodní části prstence. Vzácné 90stupňové halo je slabě svítící, téměř bezbarvý prstenec, který má společný střed s ostatními dvěma halo. Pokud je barevný, má na vnější straně prstenu červenou barvu. Mechanismus vzniku tohoto typu halo není zcela objasněn (obr. 7).

Parhelia a oblouky. Parhelický kruh (neboli kruh falešných sluncí) - bílý prstenec se středem v zenitovém bodě, procházející Sluncem rovnoběžně s obzorem. Důvodem jeho vzniku je odraz slunečního světla od okrajů povrchů ledových krystalků. Pokud jsou krystaly dostatečně rovnoměrně rozmístěny ve vzduchu, je viditelný celý kruh. Parhelia neboli falešná slunce jsou jasně svítivé skvrny připomínající Slunce, které se tvoří v průsečících parhelického kruhu se svatozářem, mající úhlové poloměry 22°, 46° a 90°. Nejčastěji tvořené a nejjasnější parhelium se tvoří v průsečíku s 22stupňovým halem, obvykle zbarveným téměř všemi barvami duhy. Mnohem méně často jsou pozorována falešná slunce na křižovatkách s 46- a 90stupňovým halem. Parhelia, která se vyskytují na křižovatkách s 90stupňovými halo, se nazývají paranthelia nebo falešná protislunce. Někdy je vidět i antelium (protislunce) - světlá skvrna umístěná na prstenci parhelia přesně naproti Slunci. Předpokládá se, že příčinou tohoto jevu je dvojitý vnitřní odraz slunečního světla. Odražený paprsek sleduje stejnou dráhu jako dopadající paprsek, ale v opačném směru. Cirkumzenitální oblouk, někdy nesprávně označovaný jako horní tečný oblouk 46stupňového halo, je oblouk 90° nebo méně se středem v zenitovém bodu a přibližně 46° nad Sluncem. Je zřídka viditelný a pouze na několik minut, má jasné barvy a červená barva je omezena na vnější stranu oblouku. Cirkumzenitální oblouk je pozoruhodný svým zbarvením, jasem a jasnými obrysy. Dalším kuriózním a velmi vzácným optickým efektem typu halo je Lovitzův oblouk. Vznikají jako pokračování parhelia v průsečíku s 22stupňovým halem, přecházejí z vnější strany hala a jsou mírně konkávní směrem ke Slunci. Sloupy bělavého světla, stejně jako různé kříže, jsou někdy vidět za svítání nebo za soumraku, zejména v polárních oblastech, a mohou doprovázet Slunce i Měsíc. Občas jsou pozorovány měsíční halo a další efekty podobné těm popsaným výše, přičemž nejběžnější měsíční halo (kruh kolem Měsíce) má úhlový poloměr 22°. Stejně jako falešná slunce mohou vznikat falešné měsíce. Koruny nebo koruny jsou malé soustředné barevné prstence kolem Slunce, Měsíce nebo jiných jasných objektů, které jsou čas od času pozorovány, když je zdroj světla za průsvitnými mraky. Poloměr koróny je menší než poloměr halo a je cca. 1-5°, modrý nebo fialový prstenec je nejblíže Slunci. Koróna vzniká, když je světlo rozptýleno malými vodními kapkami vody, které tvoří mrak. Někdy koruna vypadá jako svítící skvrna (nebo halo) obklopující Slunce (nebo Měsíc), která končí načervenalým prstencem. V jiných případech jsou mimo halo viditelné alespoň dva soustředné prstence většího průměru, velmi slabě zbarvené. Tento jev je doprovázen duhovou oblačností. Někdy jsou okraje velmi vysokých mraků namalovány jasnými barvami.
Gloria (svatozář). Za zvláštních podmínek neobvyklé atmosférické jevy. Pokud je Slunce za pozorovatelem a jeho stín se promítá na blízké mraky nebo clonu mlhy, za určitého stavu atmosféry kolem stínu hlavy člověka můžete vidět barevný světelný kruh - halo. Obvykle takové halo vzniká odrazem světla kapkami rosy na travnatém trávníku. Glorias jsou také docela běžné, že se nacházejí kolem stínu, který letadlo vrhá na pod nimi ležící mraky.
Ghosts of the Brocken. V některých oblastech zeměkoule, když stín pozorovatele na kopci při východu nebo západu slunce padá za něj na mraky umístěné na krátkou vzdálenost, je odhalen pozoruhodný efekt: stín získává kolosální rozměry. Je to způsobeno odrazem a lomem světla nejmenšími kapičkami vody v mlze. Popisovaný jev se nazývá „duch Brocken“ podle vrcholu v pohoří Harz v Německu.
Mirages- optický efekt způsobený lomem světla při průchodu vrstvami vzduchu různé hustoty a projevuje se ve vzhledu virtuálního obrazu. V tomto případě se vzdálené objekty mohou ukázat jako zvednuté nebo snížené vzhledem k jejich skutečné poloze a mohou být také zkreslené a získat nepravidelné fantastické tvary. Mirage jsou často pozorovány v horkém podnebí, například nad písečnými pláněmi. Běžné jsou méněcenné fatamorgány, kdy vzdálený, téměř plochý pouštní povrch nabývá vzhledu otevřené vody, zejména při pohledu z mírné nadmořské výšky nebo jednoduše nad vrstvou ohřátého vzduchu. K podobné iluzi obvykle dochází na vyhřáté zpevněné cestě, která daleko před námi vypadá jako vodní plocha. Ve skutečnosti je tento povrch odrazem oblohy. Pod úrovní očí se v této „vodě“ mohou objevit předměty, obvykle hlavou dolů. Nad vyhřívaným zemským povrchem se tvoří „koláč z oblaku vzduchu“ a vrstva nejblíže k Zemi je nejvíce zahřátá a tak řídká, že světelné vlny procházející skrz ni jsou zkreslené, protože jejich rychlost šíření se mění v závislosti na hustotě média. Nadřazené fatamorgány jsou méně časté a scéničtější než nižší fatamorgány. Vzdálené objekty (často pod mořským horizontem) se na obloze objevují hlavou dolů a někdy se nahoře objeví i přímý obraz stejného objektu. Tento jev je typický pro chladné oblasti, zejména při výrazné teplotní inverzi, kdy je nad chladnější vrstvou teplejší vrstva vzduchu. Tento optický efekt se projevuje jako výsledek složitých vzorců šíření čela světelných vln ve vrstvách vzduchu s nestejnoměrnou hustotou. Zvláště v polárních oblastech se čas od času vyskytují velmi neobvyklé fatamorgány. Když se fatamorgány objeví na souši, stromy a další krajinné složky jsou vzhůru nohama. Ve všech případech jsou objekty v horních fata morgánech jasněji viditelné než ve spodních. Když je hranice dvou vzduchových hmot svislá rovina, jsou někdy pozorovány postranní přeludy.
Oheň svatého Elma. Některé optické jevy v atmosféře (například záře a nejběžnější meteorologický jev- blesk) jsou elektrické povahy. Mnohem méně časté jsou ohně sv. Elma - svítící bleděmodré nebo fialové štětce o délce 30 cm až 1 m nebo více, obvykle na vrcholcích stěžňů nebo na koncích nádvoří lodí na moři. Někdy se zdá, že celá takeláž lodi je pokryta fosforem a září. Elmovy ohně se někdy objevují na vrcholcích hor, stejně jako na věžích a ostrých rozích vysokých budov. Tímto jevem jsou kartáčové elektrické výboje na koncích elektrických vodičů, kdy je síla elektrického pole v atmosféře kolem nich výrazně zvýšena. Will-o'-the-wisps jsou slabá namodralá nebo nazelenalá záře, která je někdy vidět v bažinách, hřbitovech a kryptách. Často se jeví jako klidně hořící, netopící, plamen svíčky zvednutý asi 30 cm nad zemí, který se na okamžik vznáší nad předmětem. Světlo se zdá být zcela nepolapitelné a jak se pozorovatel blíží, zdá se, že se přesune na jiné místo. Důvodem tohoto jevu je rozklad organických zbytků a samovznícení bažinového plynu metanu (CH4) nebo fosfinu (PH3). Toulavá světla mají různý tvar, někdy až kulový. Zelený paprsek - záblesk smaragdově zeleného slunečního světla v okamžiku, kdy poslední paprsek Slunce zmizí pod obzorem. Červená složka slunečního světla zmizí jako první, všechny ostatní následují v pořadí a smaragdově zelená zůstává jako poslední. K tomuto jevu dochází pouze tehdy, když nad obzorem zůstane pouze samotný okraj slunečního disku, jinak dochází k promíchání barev. Soumračné paprsky jsou rozbíhavé paprsky slunečního světla, které se stávají viditelnými, když osvětlují prach ve vysoké atmosféře. Stíny z mraků tvoří tmavé pásy a mezi nimi se šíří paprsky. Tento efekt je pozorován, když je Slunce nízko nad obzorem před úsvitem nebo po západu slunce.

Vzduchový obal, který obklopuje naši planetu a rotuje s ní, se nazývá atmosféra. Polovina celkové hmoty atmosféry je soustředěna v dolních 5 km a tři čtvrtiny hmoty ve spodních 10 km. Nahoře je vzduch hodně řídký, i když jeho částice se nacházejí ve výšce 2000-3000 km nad zemským povrchem.

Vzduch, který dýcháme, je směs plynů. Nejvíce ze všeho obsahuje dusík – 78 % a kyslík – 21 %. Argon je méně než 1 % a 0,03 % je oxid uhličitý. Řada dalších plynů, jako je krypton, xenon, neon, helium, vodík, ozón a další, tvoří tisíciny a miliontiny procenta. Vzduch obsahuje také vodní páru, částice různých látek, bakterie, pyl a kosmický prach.

Atmosféra se skládá z několika vrstev. Spodní vrstva do výšky 10-15 km nad povrchem Země se nazývá troposféra. Ohřívá se od Země, takže teplota vzduchu zde s výškou klesá o 6 °C na 1 kilometr stoupání. Téměř veškerá vodní pára je v troposféře a tvoří se téměř všechny mraky - pozn.. Výška troposféry v různých zeměpisných šířkách planety není stejná. Tyčí se až 9 km nad póly, až 10-12 km nad mírnými zeměpisnými šířkami a až 15 km nad rovníkem. Procesy probíhající v troposféře - tvorba a pohyb vzduchových mas, tvorba cyklón a anticyklón, výskyt mraků a srážek - určují počasí a klima v blízkosti zemského povrchu.

Nad troposférou je stratosféra, která sahá až do 50-55 km. Troposféra a stratosféra jsou odděleny přechodovou vrstvou zvanou tropopauza o tloušťce 1–2 km. Ve stratosféře ve výšce asi 25 km začíná teplota vzduchu postupně stoupat a dosahuje + 10 + 30 °С ve výšce 50 km. Takový nárůst teploty je způsoben tím, že ve stratosféře je ve výškách 25-30 km vrstva ozónu. Na povrchu Země je jeho obsah ve vzduchu zanedbatelný a ve vysokých nadmořských výškách pohlcují dvouatomové molekuly kyslíku ultrafialové sluneční záření a tvoří tříatomové molekuly ozonu.

Pokud by se ozon nacházel ve spodních vrstvách atmosféry, ve výšce s normálním tlakem, byla by tloušťka jeho vrstvy pouze 3 mm. Ale i v tak malém množství hraje velmi důležitou roli: absorbuje část slunečního záření škodlivého pro živé organismy.

Nad stratosférou se asi do 80 km rozprostírá mezosféra, ve které teplota vzduchu s výškou klesá až na několik desítek stupňů pod nulou.

Horní část atmosféry se vyznačuje velmi vysokými teplotami a nazývá se termosféra - pozn.. Dělí se na dvě části - ionosféru - až do výšky cca 1000 km, kde je vzduch vysoce ionizovaný, a exosféru - přes 1000 km. V ionosféře molekuly atmosférického plynu absorbují ultrafialové záření ze Slunce a vznikají nabité atomy a volné elektrony. Polární záře jsou pozorovány v ionosféře.

Atmosféra hraje v životě naší planety velmi důležitou roli. Chrání Zemi před extrémními horky. sluneční paprsky ve dne a z podchlazení v noci. Většina meteoritů shoří v atmosférických vrstvách před dosažením povrchu planety. Atmosféra obsahuje kyslík, nezbytný pro všechny organismy, ozónový štít, který chrání život na Zemi před škodlivou částí ultrafialového záření Slunce.

ATMOSFÉRY PLANET SLUNEČNÍ SOUSTAVY

Atmosféra Merkuru je tak řídká, že by se dalo říci, že prakticky neexistuje. Vzdušný obal Venuše tvoří oxid uhličitý (96 %) a dusík (asi 4 %), je velmi hustý – atmosférický tlak u povrchu planety je téměř 100x větší než na Zemi. Atmosféra Marsu se také skládá převážně z oxidu uhličitého (95 %) a dusíku (2,7 %), ale její hustota je asi 300krát menší než na Zemi a její tlak je téměř 100krát menší. Viditelný povrch Jupiteru je ve skutečnosti vrchní vrstva vodíkovo-heliové atmosféry. Vzdušné obaly Saturnu a Uranu mají stejné složení. Krásná modrá barva Uranu je způsobena vysokou koncentrací metanu v horní části jeho atmosféry - cca .. Neptun, zahalený v uhlovodíkovém oparu, má dvě hlavní vrstvy mraků: jednu tvoří zmrzlé krystaly metanu a druhou, umístěný níže, obsahuje čpavek a sirovodík.