Výška horní atmosféry. bílý pruh na obloze

ATMOSFÉRA
plynný obal obklopující nebeské těleso. Jeho vlastnosti závisí na velikosti, hmotnosti, teplotě, rychlosti rotace a chemickém 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. Mění se i stav horních vrstev atmosféry, nacházejících 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, některé atmosférické plyny pod vlivem silného toku sluneční energie vstupují 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 soustavy. 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, pravděpodobně přesahující 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 x 1015 t. „Hmotnost“ atmosféry na jednotku plochy neboli atmosférický tlak je na úrovni moře přibližně 11 tun/m2.
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, jsou ve vzduchu přítomny i další plyny ve formě drobných nečistot: 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 dvě miliardtinu 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 vzdušných hmot, teplota se nevyhnutelně sníží, 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 zahřívání atmosféry slunečním „světlem“ dochází k výraznému zahřívání 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 ozón, 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 díky absorpci 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 stále 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. Poté od září do prosince 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, označuje 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, protože 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 směrem k pólům. Tyto zóny se však mohou posunout, zmizet a znovu se objevit. Tryskové proudy obvykle pronikají do tropopauzy 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 promíchávání je spojeno s atmosférickými frontami, kde byly výrazně pod tropopauzou zaznamenány rozsáhlé proudy stratosférického vzduchu a troposférický vzduch byl vtahován do spodních vrstev 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. Ve spodních vrstvách atmosféry, 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 součástí se stává 200 km. Výše, ve vzdálenosti asi 1200 km od povrchu Země, převládají lehké plyny – helium a vodík. Jsou vnější vrstvou atmosféry. Tato separace podle hmotnosti, nazývaná difuzní separace, je podobná 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. Vysvětluje se to tím, že atmosféra je zahřívána Sluncem a kromě gravitačního přílivu vzniká i mohutný 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 vlivy 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 vznikající systémy proudů na povrchu Země jsou ustaveny 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. Pokoušejí 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) a 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 vysoké aktivity některé oblasti na Slunci několikrát zvýší jas 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 se zvýší 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 dynamoefekt 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. Při jeho nasměrování k Zemi začíná druhá fáze, která má velký vliv na stav atmosféry. Mnoho přírodních jevů, mezi nimiž jsou nejznámější polární záře, naznačuje, 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 distribuovány ve formě pásů po celé zeměkouli.

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. Další důležitý objev byl učiněn při studiu drah umělých družic. 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 pod vlivem kosmického záření, záření z radioaktivních hornin a rozpadových produktů 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. Atmosférická vodivost se zvyšuje s výškou v důsledku zvýšené intenzity kosmického záření, snížené ztráty iontů za podmínek nižšího tlaku (a tedy delší střední volné dráhy) a 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 je nabitý záporně. Protože elektrické pole je plocha, v jejímž každém bodě je určitá hodnota potenciálu, můžeme hovořit o gradientu potenciálu. Za jasného počasí je v nižších metrech intenzita elektrického pole atmosféry 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 lokálních 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 tvaru křivek denního kolísání gradientu potenciálu navíc plně souhlasí s údaji o globálním rozložení 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). Díky potenciálnímu 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 navrhl B. Franklin Royal Society of London, aby experimentovali s železnou tyčí upevněnou na izolační základně a upevněnou 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 intenzita 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 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 byl nad tyčí bouřkový mrak, vznikaly jiskry, když se k ní přivedl uzemněný drát. Franklin sám, aniž by si byl vědom úspěšné zkušenosti realizované ve Francii, v červnu téhož roku provedl svůj slavný experiment s drakem a pozoroval elektrické jiskry na konci drátu k němu přivázaného. Následující rok při studiu nábojů shromážděných z tyče Franklin zjistil, že základny bouřkových mraků jsou obvykle nabité záporně. .Podrobnější studium blesku bylo možné na konci 19. století díky zdokonalení fotografických metod, zejména po vynálezu přístroje 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 na zemský povrch 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 ma průměr 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 je uložena během asi 30 dnů. Někteří vědci se domnívají, že tento kosmický prach hraje důležitou roli při vytváření 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. Lidé se naučili využívat obrovské zásoby těchto minerálů jako zdroj energie a nyní rychle vrací oxid uhličitý do oběhu 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. Klimatické údaje pro stanice Svalbard a Little America na Rossově ledovém šelfu v Antarktidě naznačují nárůst průměrných ročních teplot za období přibližně 50 let o 5°, respektive 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 dlouho nevyměnily uhlík s okolím, lze určit jejich stáří. 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, které jsou stovky tisíc let staré, pokud se vyřeší základní problém měření extrémně nízkých úrovní radioaktivity.
(viz také RADIOkarbonová seznamka).
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. Před 4,5 miliardami let získal tvar v pevném tělese. 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. Pod vlivem slunečního ultrafialového záření se vodní pára 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 své 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. Vzhledem k tomu, že skleníkový efekt je spojen s přítomností oxidu uhličitého v atmosféře, někteří vědci se domnívají, že kolísání jeho koncentrace je jednou z důležitých příčin rozsáhlých klimatických změn v historii Země, jako jsou 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 vytváří 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 i ve fázi, kdy Země ztratila svou primární atmosféru. 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 Brockenu, fata morgány, 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. Fyzikální vlastnosti duh se zpravidla výrazně liší, a proto jsou vzhledově velmi rozmanité. Jejich společným znakem je, že střed oblouku se vždy nachází 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 dvojím lomem (viz také 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. Pokud je 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 protíná 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 disku 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°. Nejčastější a nejjasnější parhelium se tvoří v průsečíku s 22stupňovým halem, obvykle zbarveným téměř každou barvou duhy. Falešná slunce na křižovatkách s 46- a 90-ti stupňovým halem jsou pozorována mnohem méně často. 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 hala, 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 viditelné za svítání nebo za soumraku, zejména v polárních oblastech, a mohou doprovázet Slunce i Měsíc. Občas jsou pozorovány lunární 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 nastává, 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 natřeny jasnými barvami.
Gloria (svatozář). Za zvláštních podmínek dochází k neobvyklým atmosférickým jevům. 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. Gloria se také docela běžně vyskytují 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, dopadne za něj na mraky umístěné na krátkou vzdálenost, odhalí se pozoruhodný efekt: stín nabývá kolosálních rozměrů. 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 ke své skutečné poloze a mohou být také zkreslené a získat nepravidelné fantastické tvary. Mirages jsou často pozorovány v horkém podnebí, například nad písečnými pláněmi. Běžné jsou méněcenné přeludy, kdy vzdálený, téměř plochý pouštní povrch nabývá vzhledu otevřené vody, zejména při pohledu z mírné nadmořské výšky nebo jednoduše nad vrstvou ohřátého vzduchu. Podobná iluze se obvykle objevuje 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 vytváří "vzduchový dort" 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 nejčastější meteorologický jev – blesky) jsou elektrické povahy. Mnohem méně časté jsou ohně svatého Elma - svítící bleděmodré nebo fialové štětce o délce od 30 cm do 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. Ohně svatého Elma 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 bažinného 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 rozbíhající se 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 nastává, když je Slunce nízko nad obzorem před úsvitem nebo po západu slunce.

Modrá planeta...

Toto téma se mělo na stránkách objevit jako jedno z prvních. Koneckonců, vrtulníky jsou atmosférická letadla. Zemská atmosféra- jejich takříkajíc biotop :-). ALE fyzikální vlastnosti vzduchu stačí určit kvalitu tohoto biotopu :-). Takže to je jeden ze základů. A základ se vždy píše jako první. Ale uvědomil jsem si to až teď. Je však lepší, jak víte, pozdě než nikdy ... Pojďme se dotknout této otázky, ale bez toho, abychom se dostali do divočiny a zbytečných potíží :-).

Tak… Zemská atmosféra. Toto je plynný obal naší modré planety. Toto jméno zná každý. Proč modrá? Jednoduše proto, že „modrá“ (stejně jako modrá a fialová) složka slunečního světla (spektrum) se nejlépe rozptýlí v atmosféře a tím ji zbarví do modro-modra, někdy s nádechem do fialova (za slunečného dne samozřejmě :-)) .

Složení zemské atmosféry.

Složení atmosféry je poměrně široké. Nebudu v textu vypisovat všechny složky, je k tomu dobrá ilustrace.Složení všech těchto plynů je téměř konstantní, s výjimkou oxidu uhličitého (CO 2 ). Kromě toho atmosféra nutně obsahuje vodu ve formě par, suspendovaných kapiček nebo ledových krystalů. Množství vody není konstantní a závisí na teplotě a v menší míře na tlaku vzduchu. Navíc zemská atmosféra (zejména ta současná) obsahuje i určité množství, řekl bych "všelijaké špíny" :-). Jedná se o SO 2, NH 3, CO, HCl, NO, navíc jsou zde rtuťové páry Hg. Pravda, tohle všechno je tam díky bohu v malém množství :-).

Zemská atmosféra Zvykem je rozdělení do více zón na sebe navazujících výškově nad povrchem.

První, nejblíže Zemi, je troposféra. To je nejnižší a dá se říci hlavní vrstva pro život různých typů. Obsahuje 80 % hmotnosti veškerého atmosférického vzduchu (ačkoli objemově tvoří jen asi 1 % celé atmosféry) a asi 90 % veškeré atmosférické vody. Většina všech větrů, mraků, dešťů a sněhů 🙂 pochází odtud. Troposféra sahá do výšek asi 18 km v tropických šířkách a až 10 km v polárních šířkách. Teplota vzduchu v něm klesá se vzestupem asi 0,65º na každých 100 m.

atmosférické zóny.

Druhou zónou je stratosféra. Musím říci, že mezi troposférou a stratosférou se rozlišuje další úzká zóna – tropopauza. Zastavuje pokles teploty s výškou. Tropopauza má průměrnou mocnost 1,5-2 km, její hranice jsou však nezřetelné a troposféra často překrývá stratosféru.

Stratosféra má tedy průměrnou výšku 12 km až 50 km. Teplota v něm do 25 km zůstává nezměněna (asi -57ºС), pak někde do 40 km stoupne na asi 0ºС a dále do 50 km zůstává nezměněna. Stratosféra je relativně klidná část zemské atmosféry. Nepanují v něm prakticky žádné nepříznivé povětrnostní podmínky. Právě ve stratosféře se slavná ozonová vrstva nachází ve výškách od 15-20 km do 55-60 km.

Následuje malá mezní vrstva stratopauza, ve které se teplota drží kolem 0ºС, a pak další zónou je mezosféra. Rozprostírá se do nadmořských výšek 80-90 km a teplota v ní klesá asi na 80ºС. V mezosféře se většinou zviditelní malé meteory, které v ní začnou svítit a tam dohořívat.

Další úzkou mezerou je mezopauza a za ní zóna termosféry. Jeho výška je až 700-800 km. Zde teplota opět začíná stoupat a ve výškách kolem 300 km může dosáhnout hodnot řádově 1200ºС. Poté zůstává konstantní. Ionosféra se nachází uvnitř termosféry do výšky asi 400 km. Zde je vzduch vlivem slunečního záření silně ionizován a má vysokou elektrickou vodivost.

Další a obecně poslední zónou je exosféra. Jedná se o takzvanou rozptylovou zónu. Zde je přítomen především velmi zředěný vodík a helium (s převahou vodíku). Ve výškách kolem 3000 km přechází exosféra do blízkého vesmírného vakua.

Někde to tak je. Proč asi? Protože tyto vrstvy jsou spíše podmíněné. Jsou možné různé změny nadmořské výšky, složení plynů, vody, teploty, ionizace a tak dále. Kromě toho existuje mnohem více termínů, které definují strukturu a stav zemské atmosféry.

Například homosféra a heterosféra. V prvním jsou atmosférické plyny dobře promíchány a jejich složení je vcelku homogenní. Druhý je umístěn nad prvním a tam k takovému míchání prakticky nedochází. Plyny jsou odděleny gravitací. Hranice mezi těmito vrstvami se nachází ve výšce 120 km a nazývá se turbopauza.

Skončeme s pojmy, ale rozhodně dodám, že se konvenčně uznává, že hranice atmosféry se nachází ve výšce 100 km nad mořem. Tato hranice se nazývá Karmanova linie.

Přidám další dva obrázky pro ilustraci struktury atmosféry. První je ovšem v němčině, ale je kompletní a dostatečně srozumitelná :-). Dá se zvětšit a dobře zvážit. Druhý ukazuje změnu atmosférické teploty s nadmořskou výškou.

Struktura zemské atmosféry.

Změna teploty vzduchu s výškou.

Moderní pilotované orbitální kosmické lodě létají ve výškách kolem 300-400 km. To už ale není letectví, i když ta oblast spolu samozřejmě v jistém smyslu úzce souvisí a určitě si o ní ještě povíme :-).

Oblast letectví je troposféra. Moderní atmosférická letadla mohou létat i ve spodních vrstvách stratosféry. Například praktický strop MIG-25RB je 23 000 m.

Let ve stratosféře.

A přesně tak fyzikální vlastnosti vzduchu troposféry určují, jaký bude let, jak účinný bude systém řízení letadla, jak na něj budou mít vliv turbulence v atmosféře, jak budou fungovat motory.

První hlavní vlastností je teplota vzduchu. V dynamice plynů ji lze určit na Celsiově stupnici nebo na Kelvinově stupnici.

Teplota t1 v dané výšce H na Celsiově stupnici se určuje:

t 1 \u003d t - 6,5 N, kde t je teplota vzduchu na zemi.

Teplota na Kelvinově stupnici se nazývá absolutní teplota Nula na této stupnici je absolutní nula. Při absolutní nule se tepelný pohyb molekul zastaví. Absolutní nula na Kelvinově stupnici odpovídá -273º na Celsiově stupnici.

Podle toho i teplota T na vysoké H na Kelvinově stupnici se určuje:

T \u003d 273 k + t - 6,5 h

Tlak vzduchu. Atmosférický tlak se měří v pascalech (N / m 2), ve starém systému měření v atmosférách (atm.). Existuje také něco jako barometrický tlak. Jedná se o tlak měřený v milimetrech rtuti pomocí rtuťového barometru. Barometrický tlak (tlak na hladině moře) rovný 760 mm Hg. Umění. nazývaný standardní. Ve fyzice 1 atm. rovných 760 mm Hg.

Hustota vzduchu. V aerodynamice je nejčastěji používaným konceptem hmotnostní hustota vzduchu. Toto je množství vzduchu v 1 m3 objemu. Hustota vzduchu se mění s výškou, vzduch se stává řidším.

Vlhkost vzduchu. Ukazuje množství vody ve vzduchu. Existuje koncept" relativní vlhkost". Jedná se o poměr hmotnosti vodní páry k maximu možnému při dané teplotě. Pojem 0 %, tedy když je vzduch zcela suchý, může obecně existovat pouze v laboratoři. Na druhou stranu 100% vlhkost je docela reálná. To znamená, že vzduch absorboval všechnu vodu, kterou absorbovat mohl. Něco jako absolutně "plná houba". Vysoká relativní vlhkost snižuje hustotu vzduchu, zatímco nízká relativní vlhkost ji odpovídajícím způsobem zvyšuje.

Vzhledem k tomu, že lety letadel probíhají za různých atmosférických podmínek, mohou být jejich letové a aerodynamické parametry v jednom letovém režimu odlišné. Proto jsme pro správné posouzení těchto parametrů zavedli Mezinárodní standardní atmosféra (ISA). Ukazuje změnu stavu vzduchu se stoupající nadmořskou výškou.

Hlavní parametry stavu vzduchu při nulové vlhkosti jsou:

tlak P = 760 mm Hg. Umění. (101,3 kPa);

teplota t = +15 °C (288 K);

hmotnostní hustota ρ \u003d 1,225 kg / m3;

U ISA se předpokládá (jak je uvedeno výše :-)), že teplota v troposféře klesá o 0,65º na každých 100 metrů výšky.

Standardní atmosféra (příklad do 10000 m).

ISA tabulky se používají pro kalibraci přístrojů, stejně jako pro navigační a inženýrské výpočty.

Fyzikální vlastnosti vzduchu zahrnují také pojmy jako inertnost, viskozita a stlačitelnost.

Setrvačnost je vlastnost vzduchu, která charakterizuje jeho schopnost odolávat změnám klidového stavu nebo rovnoměrnému přímočarému pohybu. . Mírou setrvačnosti je hmotnostní hustota vzduchu. Čím je vyšší, tím větší je setrvačnost a odporová síla média, když se v něm letadlo pohybuje.

Viskozita. Určuje třecí odpor proti vzduchu při pohybu letadla.

Stlačitelnost měří změnu hustoty vzduchu při změnách tlaku. Při nízkých rychlostech letadla (do 450 km/h) při proudění vzduchu kolem něj nedochází ke změně tlaku, ale při vysokých rychlostech se začíná projevovat vliv stlačitelnosti. Jeho vliv na nadzvuk je zvláště výrazný. Toto je samostatná oblast aerodynamiky a téma na samostatný článek :-).

No, zdá se, že to je zatím vše... Je čas dokončit tento trochu únavný výčet, který se však nedá obejít :-). Zemská atmosféra, jeho parametry, fyzikální vlastnosti vzduchu jsou pro letoun stejně důležité jako parametry samotného aparátu a nebylo možné je nezmínit.

Zatím do dalších setkání a dalších zajímavých témat 🙂 …

P.S. Jako dezert navrhuji zhlédnout video natočené z kokpitu dvojčete MIG-25PU během jeho letu do stratosféry. Natočeno zřejmě turistou, který má na takové úlety peníze :-). Natáčeno převážně přes čelní sklo. Všimněte si barvy nebe...

Atmosféra

Atmosféra je plynný obal, který obklopuje Zemi. Na místě ji drží gravitační síla Země, pod jejímž vlivem se většina plynů hromadí nad povrchem země – v nejnižší vrstvě atmosféry – troposféře.

Žijeme v nejnižší vrstvě atmosféry. Letadla létají ve vrstvě zvané atmosféra. Jevy, jako jsou polární záře na severní a jižní polokouli, mají původ v termosféře. Nahoře je prostor.

Vrstvy atmosféry

Kolik vrstev je v atmosféře?

Existuje pět hlavních vrstev atmosféry. Nejnižší vrstva, troposféra, je 18 km nad zemským povrchem. Další vrstva – stratosféra – sahá do výšky 50 km, nad – mezosférou – asi 80 km nad zemí. Nejvyšší vrstva se nazývá termosféra. Čím výše se dostanete, tím méně hustá atmosféra; nad 1000 km zemská atmosféra téměř mizí a exosféra (velmi řídká pátá vrstva) přechází do vakua.

Jak nás chrání atmosféra?

Stratosféra obsahuje vrstvu ozónu (sloučenina tří atomů kyslíku), která tvoří ochranný štít, který zadržuje většinu škodlivého ultrafialového záření ven. Na okraji atmosféry jsou dvě radiační zóny, známé jako Van Allenovy pásy, které také odrážejí kosmické paprsky jako štít.

Proč je nebe modré?

Světlo ze Slunce se šíří atmosférou a je rozptylováno, odráží se od malých částeček prachu a vodní páry ve vzduchu. Takto se bílé sluneční světlo rozkládá na spektrální části - barvy duhy Modré paprsky se rozptylují rychleji než ostatní. V důsledku toho vidíme více modré než jakékoli jiné barvy ve slunečním spektru, a proto se obloha jeví jako modrá.

Mraky neustále mění tvar. Důvodem je vítr. Některé se zvedají v obrovských masách, jiné připomínají lehká pírka. Občas mraky úplně zakryjí oblohu nad námi.

- vzduchový obal zeměkoule, který rotuje se Zemí. Horní hranice atmosféry se běžně provádí ve výškách 150-200 km. Spodní hranice je povrch Země.

Atmosférický vzduch je směs plynů. Většinu jeho objemu v povrchové vzduchové vrstvě tvoří dusík (78 %) a kyslík (21 %). Kromě toho vzduch obsahuje inertní plyny (argon, helium, neon atd.), oxid uhličitý (0,03), vodní páru a různé pevné částice (prach, saze, krystaly soli).

Vzduch je bezbarvý a barva oblohy se vysvětluje zvláštnostmi rozptylu světelných vln.

Atmosféra se skládá z několika vrstev: troposféra, stratosféra, mezosféra a termosféra.

Spodní vrstva vzduchu se nazývá troposféra. V různých zeměpisných šířkách není jeho síla stejná. Troposféra opakuje tvar planety a podílí se spolu se Zemí na axiální rotaci. Na rovníku se tloušťka atmosféry pohybuje od 10 do 20 km. Na rovníku je větší a na pólech méně. Troposféra se vyznačuje maximální hustotou vzduchu, jsou v ní soustředěny 4/5 hmoty celé atmosféry. Troposféra určuje povětrnostní podmínky: tvoří se zde různé vzduchové hmoty, tvoří se oblačnost a srážky, dochází k intenzivnímu horizontálnímu a vertikálnímu pohybu vzduchu.

Nad troposférou, až do nadmořské výšky 50 km, se nachází stratosféra. Vyznačuje se nižší hustotou vzduchu, není v něm vodní pára. Ve spodní části stratosféry ve výškách kolem 25 km. je zde „ozonová clona“ – vrstva atmosféry s vysokou koncentrací ozónu, která pohlcuje ultrafialové záření, které je pro organismy smrtelné.

V nadmořské výšce 50 až 80-90 km se rozprostírá mezosféra. S rostoucí nadmořskou výškou klesá teplota s průměrným vertikálním gradientem (0,25-0,3)° / 100 m a hustota vzduchu klesá. Hlavním energetickým procesem je přenos tepla sáláním. Záření atmosféry je způsobeno složitými fotochemickými procesy zahrnujícími radikály, vibračně excitované molekuly.

Termosféra nachází se v nadmořské výšce 80-90 až 800 km. Hustota vzduchu je zde minimální, stupeň ionizace vzduchu je velmi vysoký. Teplota se mění v závislosti na aktivitě Slunce. Díky velkému množství nabitých částic jsou zde pozorovány polární záře a magnetické bouře.

Atmosféra má velký význam pro přírodu Země. Bez kyslíku nemohou živé organismy dýchat. Jeho ozónová vrstva chrání všechny živé věci před škodlivými ultrafialovými paprsky. Atmosféra vyrovnává teplotní výkyvy: zemský povrch se v noci nepřechlazuje a přes den se nepřehřívá. V hustých vrstvách atmosférického vzduchu, které nedosahují povrchu planety, vyhoří meteority z trnů.

Atmosféra interaguje se všemi skořápkami Země. S jeho pomocí dochází k výměně tepla a vlhkosti mezi oceánem a pevninou. Bez atmosféry by nebyly mraky, srážky, vítr.

Lidská činnost má významný nepříznivý vliv na atmosféru. Dochází ke znečištění ovzduší, které vede ke zvýšení koncentrace oxidu uhelnatého (CO 2). A to přispívá ke globálnímu oteplování a zesiluje „skleníkový efekt“. Ozonová vrstva Země je ničena kvůli průmyslovému odpadu a dopravě.

Atmosféru je třeba chránit. Ve vyspělých zemích se přijímá soubor opatření na ochranu ovzduší před znečištěním.

Máte nějaké dotazy? Chcete se dozvědět více o atmosféře?
Chcete-li získat pomoc od lektora -.

blog.site, s úplným nebo částečným zkopírováním materiálu je vyžadován odkaz na zdroj.

Složení atmosféry. Vzdušný obal naší planety - atmosféra chrání zemský povrch před škodlivými účinky ultrafialového záření ze Slunce na živé organismy. Také chrání Zemi před kosmickými částicemi - prachem a meteority.

Atmosféru tvoří mechanická směs plynů: 78 % jejího objemu tvoří dusík, 21 % kyslík a méně než 1 % tvoří helium, argon, krypton a další inertní plyny. Množství kyslíku a dusíku ve vzduchu se prakticky nemění, protože dusík téměř nevstupuje do sloučenin s jinými látkami, a kyslík, který, ačkoli je velmi aktivní a je spotřebován na dýchání, oxidaci a spalování, je rostlinami neustále doplňován.

Až do výšky cca 100 km zůstává procento těchto plynů prakticky nezměněno. To je způsobeno tím, že vzduch je neustále promícháván.

Kromě těchto plynů obsahuje atmosféra asi 0,03 % oxidu uhličitého, který se obvykle koncentruje v blízkosti zemského povrchu a je distribuován nerovnoměrně: ve městech, průmyslových centrech a oblastech sopečné činnosti se jeho množství zvyšuje.

V atmosféře je vždy určité množství nečistot – vodní pára a prach. Obsah vodní páry závisí na teplotě vzduchu: čím vyšší je teplota, tím více páry vzduch pojme. Díky přítomnosti páry vody ve vzduchu jsou možné atmosférické jevy, jako je duha, lom slunečního světla atd.

Prach se do atmosféry dostává při sopečných erupcích, písečných a prachových bouřích, při nedokonalém spalování paliva v tepelných elektrárnách atd.

Struktura atmosféry. Hustota atmosféry se mění s výškou: je nejvyšší u zemského povrchu a klesá, jak stoupá. Takže ve výšce 5,5 km je hustota atmosféry 2krát a ve výšce 11 km - 4krát menší než v povrchové vrstvě.

V závislosti na hustotě, složení a vlastnostech plynů se atmosféra dělí na pět soustředných vrstev (obr. 34).

Rýže. 34. Vertikální řez atmosférou (atmosférická stratifikace)

1. Spodní vrstva se nazývá troposféra. Jeho horní hranice probíhá ve výšce 8-10 km na pólech a 16-18 km na rovníku. Troposféra obsahuje až 80 % celkové hmotnosti atmosféry a téměř veškerou vodní páru.

Teplota vzduchu v troposféře klesá s výškou o 0,6 °C každých 100 m a na její horní hranici je -45-55 °C.

Vzduch v troposféře se neustále míchá, pohybuje se různými směry. Pouze zde jsou pozorovány mlhy, deště, sněžení, bouřky, bouřky a další povětrnostní jevy.

2. Výše se nachází stratosféra, která sahá do výšky 50-55 km. Hustota vzduchu a tlak ve stratosféře jsou zanedbatelné. Zředěný vzduch se skládá ze stejných plynů jako v troposféře, ale obsahuje více ozónu. Nejvyšší koncentrace ozonu je pozorována ve výšce 15-30 km. Teplota ve stratosféře stoupá s výškou a na její horní hranici dosahuje 0 °C nebo více. Je to dáno tím, že ozón pohlcuje krátkovlnnou část sluneční energie, v důsledku čehož se vzduch ohřívá.

3. Nad stratosférou leží mezosféra, sahající do výšky 80 km. V něm teplota opět klesá a dosahuje -90 °C. Hustota vzduchu je tam 200krát menší než na povrchu Země.

4. Nad mezosférou je termosféra(od 80 do 800 km). Teplota v této vrstvě stoupá: ve výšce 150 km na 220 °C; ve výšce 600 km až 1500 °C. Atmosférické plyny (dusík a kyslík) jsou v ionizovaném stavu. Působením krátkovlnného slunečního záření se jednotlivé elektrony oddělují od obalů atomů. Výsledkem je, že v této vrstvě - ionosféra objevují se vrstvy nabitých částic. Jejich nejhustší vrstva je ve výšce 300-400 km. Sluneční paprsky se tam kvůli nízké hustotě nerozptýlí, takže obloha je černá, jasně na ní svítí hvězdy a planety.

V ionosféře existují polární světla, vznikají silné elektrické proudy, které způsobují poruchy v magnetickém poli Země.

5. Nad 800 km se nachází vnější plášť - exosféra. Rychlost pohybu jednotlivých částic v exosféře se blíží kritické - 11,2 mm/s, takže jednotlivé částice mohou překonat zemskou gravitaci a uniknout do světového prostoru.

Hodnota atmosféry.Úloha atmosféry v životě naší planety je výjimečně velká. Bez toho by Země byla mrtvá. Atmosféra chrání povrch Země před intenzivním zahříváním a ochlazováním. Jeho vliv lze přirovnat k roli skla ve sklenících: propouštět sluneční paprsky a bránit úniku tepla.

Atmosféra chrání živé organismy před krátkovlnným a korpuskulárním zářením Slunce. Atmosféra je prostředí, kde dochází k povětrnostním jevům, se kterými je spojena veškerá lidská činnost. Studium této skořápky se provádí na meteorologických stanicích. Ve dne i v noci za každého počasí meteorologové sledují stav spodní atmosféry. Čtyřikrát denně a na mnoha stanicích každou hodinu měří teplotu, tlak, vlhkost vzduchu, zaznamenávají oblačnost, směr a rychlost větru, srážky, elektrické a zvukové jevy v atmosféře. Meteorologické stanice se nacházejí všude: v Antarktidě a v tropických deštných pralesích, na vysokých horách a v obrovských rozlohách tundry. Pozorování oceánů se provádějí také ze speciálně vyrobených lodí.

Od 30. let. 20. století pozorování začalo ve volné atmosféře. Začaly vypouštět radiosondy, které stoupají do výšky 25-35 km a pomocí rádiových zařízení přenášejí na Zemi informace o teplotě, tlaku, vlhkosti vzduchu a rychlosti větru. V dnešní době se hojně využívají i meteorologické rakety a družice. Ty druhé mají televizní instalace, které přenášejí obraz zemského povrchu a mraků.

| |
5. Vzduchový obal země§ 31. Ohřev atmosféry