Nauka o Zemi Teoretická část Atmosféra (slovo řeckého původu, vzniklo spojením slov atmos - pára a sfera - koule) představuje plynný obal Země a  tvoří přechodovou vrstvu mezi jejím povrchem a kosmickým prostorem. Mocnost atmosféry je proměnlivá podle zemské šířky.  Největší mocnosti dosahuje na rovníku, nejtenčí je naopak na pólech. Minimálně ovšem dosahuje do vzdálenosti 10 000km od  zemského povrchu. Její celková hmotnost je asi 5,3 . 10¹⁵ tun. Zemské těleso váže atmosféru svojí gravitační silou. S výškou  dramaticky klesá měrná hmotnost i tlak (obr. 8-1). Proto nejhustější část atmosféry najdeme nejblíže povrchu (50 %  hmotnosti atmosféry se nachází do výšky 5,6 km).   Země má relativně hustou atmosféru, která chrání její  povrch. Ovlivňuje teplotu na zemském povrchu (bez  atmosféry by na Zemi panovaly extrémní teplotní výkyvy  mezi dnem a nocí). Chrání především život na Zemi před  škodlivými složkami sluneční radiace a před dopadem  pevných částic z kosmu (pevné částice při průletu  atmosférou vlivem tření shoří). Složení atmosféry se s výškou mění. Čistá atmosféra  neobsahuje žádné tuhé, kapalné ani plynné znečišťující  látky. Ovšem v přírodě probíhají neustálé děje mezi  atmosférou, zemským povrchem, hydrosférou, biosférou,  atd. Vzhledem k těmto dynamickým změnám se čistá  atmosféra prakticky nevyskytuje. Množství pevných a  kapalných částic, stejně jako chemické složení ovlivňují  děje probíhající v biosféře, hydrosféře a litosféře. Atmosféru najdeme i na jiných planetách sluneční soustavy.  Velmi řídkou atmosféru má Merkur a Mars. Naopak mnohem  hustější atmosféra než je na Zemi existuje na Venuši.   Geneze dnešní atmosféry Obr. 8-1: Změny atmosférického tlaku v závislosti na nadmořské výšce. Dnešní složení atmosféry je výsledkem dlouhého procesu vývoje jednotlivých sfér Země. Její vznik je úzce spojen se vznikem  zemské kůry, hydrosféry a následně i života na Zemi. V období formování planety Země, ještě nelze mluvit o existenci  atmosféry. Lze se ovšem domnívat, že nejstarší atmosféra byla tvořená vodíkem, héliem, amoniakem, metanem, vodními párami  a oxidem uhličitým. Volný vodík a hélium (lehké plyny) však postupně unikali do vesmíru, protože Země nemá dostatečnou  gravitaci na jejich dlouhodobé udržení. Pravděpodobně byly odvanuty solárním větrem.   Sekundární atmosféra se začala vytvářet až při chladnutí zemského povrchu, kdy se začala vytvářet diferenciačními pochody zemská kůra. Atmosféra se tvořila v průběhu odplyňování chladnoucího magmatu na povrchu. Magmatu se rozprostíralo v ohromném magmatickém "oceánu" po většině povrchu planety. Tehdejší atmosféra byla pro život v dnešní podobě toxická. Její složení bylo podobné složení plynům uvolňovaných při vulkanické činnosti: H₂O (50-60%), CO₂ (24%), SO₂ (13%), CO,  Cl₂, S₂, N₂, H₂, NH₃ a CH₄. Atmosférický kyslík byl přítomen jen ve velmi nepatrném množství díky fotolýze vody. V důsledku "správné" vzdálenosti Země od Slunce mohla H₂O kondenzovat a zůstat v kapalném stavu. Vzniká první proto-  hydrosféra, ovšem svým složením značně odlišná od dnešní. Velká část vody nepocházela z vulkanické činnosti, ale  pravděpodobně z ledových meteoritů dopadnutých na Zemi během konečné fáze jejího formování. CO₂ se rozpouští ve vzniklých  oceánech za vzniku karbonátů: CO₂ + 3H₂O    =     CO₃^2- +2H₃O⁺ Rozpuštěný CO₂ začal reagovat s ionty Mg ²⁺ a Ca ²⁺ ve vodě za vzniku vápenců a dolomitů (tak je deponováno cca 80% původního množství). Další CO₂ zůstává rozpuštěný v oceánech. Jeho dalším úložištěm jsou schránky organismů. Vznik života na Zemi dosud není uspokojivě vysvětlen. Existuje hned několik hypotéz. Koncem 19. století se objevila teorie  panspermie, podle které mikroorganismy nebo spory putují vesmírem a na planetách s příhodnými podmínkami se usídlí. Jiné  hypotézy předpokládají vznik života pomocí řady fyzikálních a chemických reakcí. V roce 1953 byl proveden pokus, kdy byly  napodobeny podmínky, které panovaly na Zemi před vznikem života. Byla vytvořena sekundární atmosféra (baňka naplněná  vodou přivedená do varu s přidáním metanu, amoniaku a vodíku). Tuto atmosféru vědci nechali vystavenou působení elektrických výbojů, stejně jako tomu bylo v době vzniku života. V té době probíhali na Zemi velmi silné bouře doprovázené četnými blesky.  Po týdnu probíhajícího experimentu vědci v roztoku objevili jednoduché organické sloučeniny (aminokyseliny). Pokus byl  několikrát opakován. Podobného výsledku se docílilo i při vystavení sekundární atmosféry působení UV záření, které v té době v  plné intenzitě dopadalo na zemský povrch.  Obecně se tedy předpokládá, že na vznik dnešní atmosféry měly vliv silné bouře doprovázené četnými blesky, vyvolané slunečním  zářením. Působením těchto silných elektrických bouřkových výbojů spolu s UV slunečním zářením docházelo k rozbíjení molekul primitivní  atmosféry. Vytvářely se komplexnější formy (první organické sloučeniny - aminokyseliny), které se koncentrovaly v proto-oceánech. Roztok  organické hmoty v tehdejším oceáně se nazývá „prebiotický bujón“. Jednalo se o aminokyseliny, které začaly obalovat dvojvrstvy fosfolipidů  (základ buněčné stěny). Jednotlivé stavební prvky se spojily v RNA, která byla schopná autoreprodukce. Vyvinuly se jednodušší anaerobní  organizmy, ze kterých vznikaly složitější organizmy, jako například sinice a řasy.  S rozvojem života, rozšíření zelených řas v oceánech nastal proces změny složení atmosféry. Řasy pomocí slunečního záření procesem  fotosintézy začaly produkovat "odpadní" kyslík. Z počátku se kyslík vázal na železo rozpuštěné v oceánech (dokladem jsou sedimentární  železné páskované rudy). Mezi 2,1 miliardy až 500 milionu let dochází z nepřesně známého důvodu k nárůstu obsahu kyslíku v atmosféře (z  0,001% na 3% dnešního stavu). Železo bylo z oceánu vyvázáno a kyslík se uvolňoval jako volný do atmosféry. Tento enormní nárůst kyslíky byl  vražedný pro anaerobní organizmy, které do té doby vládli Zemi - kyslíková katastrofa. Se vzrůstajícím množstvím kyslíku souvisí vznik  ozónové vrstvy, která začala chránit život na zemi před negativními slunečními paprsky. Až po vzniku ozónové vrstvy se život rozšířil z moře  na pevninu. Obr. 8-2: Ilustrace proto-hydrosféry. Složení dnešní atmosféry Složení atmosféry je s výškou proměnlivé. V literatuře se běžně uvádí koncentrace odpovídající troposféře. Uvádějí se ovšem pouze podíly jednotlivých plynů čisté, dokonale suché atmosféry bez vody a aerosolů. Naše atmosféra se z chemického hlediska skládá z tzv. čisté atmosféry, vody a aerosolů. Dokonale suchá a čistá atmosféra je směs plynů, která se z hlediska fyziky chová jako ideální plyn. Do zhruba 80 km nad zemským povrchem se skládá ze směsi plynů viz obr. 8-3. Složení atmosféry se mění v souvislosti se změnou koncentrace jednotlivých plynů (oxid uhličitý, oxidy dusíku, metan, atd.) a nárůstem znečištění. V atmosféře jsou kromě plynů obsaženy voda a pevné částice, které tvoří tzv. atmosférický aerosol. Voda v atmosféře se vyskytuje hojně ve všech třech skupenstvích (vodní pára, vodní kapky i ledové krystaly). Množství vody v atmosféře je úzce spojeno s dynamickými ději probíhajícími v atmosféře. Tento proces souvisí s počasím a bude vysvětlen později. Atmosférický aerosol je běžnou součástí atmosféry. Rozlišujeme přirozený původ a antropogenní. Jedná se o  prachové a půdní částice, částečky z vulkanické činnosti, pylová zrna, mikroorganismy, kosmický prach, spaliny  meteorů při průletu atmosférou, krystaly solí - zejména mořské, produkty lidské činnosti (doprava, spalování uhlí,  atd.). Většina těchto částic slouží jako kondenzační jádra v procesu tvorby dešťových kapek. V souvislosti s  globálním oteplováním je problém určení podílu aerosolu vzniklého lidskou činností jablkem sváru. Není totiž možné  určit, jaké množství aerosolů se dostalo do ovzduší dílky lidské činnosti. Obr. 8-3: Schéma složení atmosféry do výšky 80 km nad zemským povrchem. • N₂ (78,09%), • O₂ (20,95%), • argonu (0,93%), • CO₂ (0,03 %)  Ne (1,8.10-3 %),  He (5,2.10-4 %),  Kr (1.10-4 %),  H₂ (5.10-5 %),  Xe (8.10-6 %),  O₃ (1.10-6 %),  Rn (6.10-18 %). Skleníkové plyny Obr. 8-4: Schéma znázorňující prostup slunečního záření atmosférou v poměru k vyzářenému záření ze zemského povrchu. Atmosférické plyny se silnou absorpcí dlouhovlnného infračerveného záření jsou označovány za  skleníkové plyny. Do této skupiny řadíme: • vodní páru; • oxid uhličitý - CO₂; • metan – CH₄; • oxidy dusíku; • ozon; • freony. Existence skleníkových plynů v atmosféře je nezbytná. Bez skleníkových plynů by průměrná  teplota na Zemi byla -18 ^oC. Skleníkové plyny přes den chrání zemský povrch před nadměrným  ohřevem a v noci zabraňují nadměrnému úniku tepla ze zemského povrchu (ochlazení). Přes den  tyto plyny propouštějí pouze krátkovlnné infračervené záření (IR). Zbytek IR záření se odrazí do  vesmíru nebo je pohltí atmosféra (obr. 8-4). Při průchodu záření přes čistou atmosféru bez vodních par dopadne na zemský povrch 80 % IR záření. Při průchodu přes vodní páry (mraky) klesne množství prošlých IR paprsků na 45 - 10 %.   Prošlá část IR záření ohřívá zemský povrch, který akumuluje teplo. V noci potom toto  naakumulované teplo (IR záření o vlnové délce 4-50 mikronu) zemský povrch vyzařuje zpět. Část  tohoto tepla (IR záření) prochází přes tzv. atmosférické okno (atmosférické okno - skleníkové plyny  propouští zpět do vesmíru IR záření pouze o vlnové délce 8-13 mikronu) do vesmíru. Zbylá část  záření se odráží spět na zemský povrch. Skleníkové plyny tedy drží teplo jako pod peřinou. Problém  ovšem nastává pokud koncentrace skleníkových plynů vzroste. Se vzrůstající koncentrací vzrůstá i  účinnost těchto plynů. V noci unikne do vesmíru menší množství tepla a tím pádem se globální  teplota pomalu zvyšuje.  Rozmístnění skleníkových plynů v atmosféře je nerovnoměrné. Navíc skleníkové plyny mají různý  radiační potenciál. To znamená, že jednotlivé skleníkové plyny mají odlišnou schopnost pohlcovat a  vyzařovat dlouhovlnné záření. Potenciál globálního ohřevu je poměr radiační účinnosti daného plynu a CO₂ (GWP). •  CO₂  = 1 •  CH₄  = 21  jinde se uvádí = 8 •  N₂O = 310 •  Freony         = 12 až 23 000 GWP pro:  Obr. 8-5: Změna koncentrací CO₂ za posledních 1000 a 400 tisíc let. Vodní pára tvoří více než 60 % podílu skleníkových plynů a je součástí atmosféry. Vyskytuje se v troposféře do výšky  8-15 km podle zeměpisné šířky. Jejím přirozeným zdrojem je výpar ze zemského povrchu a organizmů (evapotranspirace)  viz. hydrologický cyklus. Koncentrace vodní páry v atmosféře je nerovnoměrně rozdělená. Zvyšování teploty vede ke  zvýšení obsahu vodní páry a dalšímu zesílení skleníkového efektu. Na druhou stranu vzniká více oblačnosti, která odráží  přicházející sluneční záření. Dosud není zcela objasněn přínos vodní páry ke zvyšování teploty na Zemi. Oxid uhličitý patří mezi velmi účinné skleníkové plyny i když jeho podíl mezi skleníkovými plyny je cca 20%.  Koncentrace v atmosféře je v rovnováze s koncentrací v oceánech (absorpce v karbonátech). Průměrný čas rozpadu  molekul tohoto plynu v atmosféře se odhaduje na 4 roky. Jeho přirozeným zdrojem je  vulkanická činnost, vazba C na  vápence, uhlí nebo ropu. Je produktem dýchání aerobních živočichů a je spotřebováván při fotosyntéze. Mezi  antropogenní zdroj řadíme spalování fosilních paliv, výrobu cementu a spalování biopaliva. Na nárůst tohoto plynu v  atmosféře má nepřímý vliv odlesňování, protože ubývá rostlin, které jej spotřebovávají.   Koncentrace CO₂ se mění v závislosti na procesech v biosféře. Jedná se o sezónní výkyvy. Dlouhodobě (za posledních  milión let) kolísá koncentrace v rozmezí 180 – 300 ppm. Nicméně průměrný roční nárůst za posledních 20 let je 1,2 %.  Během posledních 150 let vzrostla koncentrace CO₂ z 280 ppm až na dnešních 370 ppm (obr. 8-5). Je ovšem otázkou, zda  jde o přirozený proces nebo proces způsobený lidskou činností. Obr. 8-6: Změna koncentrací metanu za posledních 20 let. Různě barevné křivky určují přibližnou polohu měření na planetě. Metan - jeho koncentrace v atmosféře je menší než u oxidu uhličitého. V pohlcování  dlouhovlnného záření je 21 x účinnější než CO₂. Vzniká při tlení, kvašení atd. přírodních zbytků a při  střevní fermentaci skotu. Velkými zdroji metanu jsou močály a lesní porosty. Mezi antropogenní zdroje řadíme výpary ze skládek a čističek odpadních vod, úniky při těžbě ropy, zemního plynu a uhlí. Velkým  zdrojem je i zemědělství. S narůstajícím množstvím obyvatelstva na planetě je nezbytné zajistit  dostatek potravy. Velká část obyvatel Země je životně závislá na rýži. Rýžová pole ovšem patří k  největším zdrojům metanu na Zemi (pole rýže jsou po většinu vegetační doby rostlin trvale zality  vodou). Dalším velkým zdrojem metanu je zemědělský chov dobytka (střevní fermentace u skotu).   Koncentrace metanu během roku přirozeně kolísá v závislosti na procesech v biosféře. Za  posledních 250 let vzrostla koncentrace o 149 %, což je za posledních 650 000 let (výzkum z ledových  vrtných jader) nejvíc. Nicméně jiné vědecké týmy tvrdí, že za posledních cca 20 let koncentrace klesá  (obr. 8-6). Oxidy dusíku pohlcují 310 x více záření než oxid uhličitý. Jejich životnost v atmosféře je asi 130 let. Jsou nebezpečné pro stratosféru, kde při působení slunečních paprsků dochází jejich působením k rozkladu ozonové vrstvy. Mezi hlavní zdroje řadíme dusíkatá hnojiva, zemědělský odpad, spalování biomasy, emise z průmyslových závodů, emise spalovacích motorů a spalování uhlí. Podobně jako u CO₂ i zde dochází k nárůstu koncentrací. Nárůst je taktéž nepřímo způsoben odlesňováním. Ozon - pro skleníkový efekt je významný jeho výskyt v troposféře. Ovšem 90 % se ho vyskytuje ve  stratosféře. V troposféře škodlivě působí na dýchací sliznice a zelené části rostlin. Vzniká působením  elektrických výbojů nebo krátkovlnného ultrafialového záření na molekuly obyčejného kyslíku O₂. Jeho  koncentrace kolísá v důsledku negativních účinků freonů. Freony jsou člověkem vyrobené syntetické organické látky obsahující chlor, fluor a brom. Najdeme je v chladících systémech, sprejích, ředidlech, rozpouštědlech. Vznikají  jako odpad při výrobě polovodičů. Ve srovnání s oxidem uhličitým je jejich účinek na pohlcování dlouhovlnného záření až 10000 x větší. Mají ničivý účinek na stratosférický ozon a  zapříčiňují jeho redukci. Mají vysokou stabilitu (až tisíce let) a jejich vliv v atmosféře je stále patrný (ozónová díra). Freony se rozpadají ve výškách kolem 60 km.    Členění atmosféry na vrstvy Atmosféra není homogenní z chemického ani fyzikálního hlediska. Můžeme jí rozdělit na sféry  (koncentrické vrstvy) podle změny molekulárního složení a teploty.   Podle chemického (molekulárního) složení v atmosféře vyčleňujeme homosféru a heterosféru.  Označení sfér odpovídá jejím charakterům. Homosféra dosahuje do výšky 90 km nad zemským  povrchem (obr. 8-7). Kromě vodní páry představuje vrstvu se stejným chemickým složením v celé  mocnosti. Heterosféra nacházející se nad homosférou má s výškou měnící se molekulární složení.  Homogenita homosféry je způsobena neustálým turbulentním prouděním v nižších sférách atmosféry.  V důsledku dynamických jevů dochází k neustálému promíchávání homosféry, čímž je zabráněno  diferenciaci molekul jednotlivých plynů podle měrné hmotnosti.   Heterosféra se v průběhu svého vývoje působením gravitačních sil, minimálního promíchávání a  účinkem vysokoenergetických fotonů slunečního záření diferencovala na čtyři dílčí vrstvy. Nejnižší  vrstva (90 - 200 km) je typická vysokým relativním zastoupením molekulárního dusíku. Nad ní (200 –  1120 km) se nachází vrstva atomárního kyslíku. V rozmezí 1120 - 3200 km je třetí vrstva bohatá na  hélium. Poslední vrstva se označuje jako vodíková a sahá po hranici atmosféry. Existence heterosféry  je nezbytná pro život na Zemi. Filtruje nežádoucí vysokoenergetickou část slunečního záření, která  by jinak zničila (spálila) biosféru.  Teplota atmosféry je velmi proměnlivá. Mnohem výraznější změny ve vztahu k délce jsou ve  vertikálním směru (změny s výškou) než v horizontálním (změna teploty ve vzdálenosti např. 100 km  od bodu x je ve vertikálním směru mnohem výraznější než v horizontálním). Jednotlivé vrstvy  atmosféry mají různou teplotu v závislosti na jejich složení a schopnosti pohlcovat sluneční záření. Obr. 8-7: Schéma členění atmosféry podle chemického složení a teploty. Obr. 8-8: Schéma členění atmosféry podle teploty.   troposféru;   stratosféru;   mezosféru;   termosféru;   exosféru.  Troposféra sahá do výšky cca 8 ÷ 17 km nad zemským povrchem. Horní hranice kolísá vlivem ročních období a  místa (polární oblasti v zimě do 8 km; rovníkové oblasti v létě do 18 km). Pro život na Zemi je nejdůležitější.  Obsahuje 99 % vodních par celé atmosféry. Veškeré jevy spojené s počasím vznikají právě v troposféře, i když  turbulentním prouděním se mohou rozšířit až do dolních vrstev stratosféry. Pokles teploty s výškou je přibližně  6 ˚C/km. Při vrchní hranici troposféry je teplota kolem - 56˚C.  Nad troposférou se teplota vzduchu ve vrstvě označované tropopauza stabilizuje. Nad touto vrstvou teplota opět  stoupá. Stratosféra se nachází nad tropopauzou. Sahá do výšky 50 km nad zemský povrch. U svrchní hranice stratosféry  je teplota kolem 0˚C. Tato sféra má stabilizující vliv na atmosférické jevy, protože zde nedochází ke  konvekčnímu  proudění. S výškou klesá hustota i tlak. Ve výšce nad 19 km je tak nízký tlak atmosféry, že nechráněný pobyt v ní je  pro člověka smrtelně nebezpečný (vaří se krev). Ve stratosféře ve výškovém rozhraní 25-30 km se vyskytuje ozonová  vrstva, která je velmi důležitá pro zachování života na Zemi. Ozon (tříatomový kyslík O₃) pohlcuje část  ultrafialového slunečního záření. Přitom dochází k ohřevu takřka suchého vzduchu. Tato vrstva je tedy i regulátorem teplotního režimu. Ve stratosféře je obsaženo přibližně 90 % ozonu. Část ozonu se nachází nad zemským povrchem,  kde je ovšem nežádoucí. Působí negativně nejen na lidské zdraví, ale také na životní prostředí (leptá sliznice a  rozkládá buněčnou hmotu rostlin).  Nad stratosférou v relativně úzké vrstvě (cca 5 km) nachází stratopauza s nulovým teplotním gradientem.  Podle změny teploty lze vyčlenit v atmosféře pět dílčích sfér:  Obr. 8-9: Schéma šíření radiových vln různých kmitočtů. Mezosféra se nachází nad stratopauzou a sahá do výšky 80 km. Je charakterizována poklesem teploty  přibližně na - 90˚C při horní hranici. V mezosféře se vyskytuje do 1% veškerého vzduchu. Koncentrace ozonu i  vodních par jsou v této vrstvě atmosféry zanedbatelné. Mezosféra stejně jako všechny spodní vrstvy patří podle  molekulárního dělení do homosféry. Tedy i v mezosféře dochází k promíchávání vzdušných mas. Rychlosti  proudění větrů zde dosahuje hodnot až několik stovek kilometrů za hodinu. Hranici mezi mezosférou a  termosférou tvoří mezopauza s konstsntní teplotou –90°C. Termosféra je od mezosféry oddělena mezopauzou. Horní hranice je podle různých autorů ve výšce 500-700  km. Teplota v termosféře vzrůstá až na 1400°C v důsledku absorbce intenzivního slunečního záření molekulami O.  Vzhledem k relativně nepatrné hustotě vzduchu ve vyšších výškách, zde nelze měřit teplotu vzduchu tradičními  termometrickými metodami, ale určuje se na základě střední velikosti kinetické energie pohybu jednotlivých  molekul. Vzrůstá podíl He (až na 15%) vůči O a N.   Na hranici mezosféry a termosféry (v rozmezí 60 - 500 km) se nachází ionosféra, která obsahuje vysokou  koncentraci iontů a volných elektronů. Ty vznikají účinkem ultrafialové a rentgenové složky slunečního záření  dopadajících na molekuly a atomy kyslíku (O₂, O) a dusíku (N₂). Při procesu ionizace dochází ke vzniku záporných  iontů v důsledků záchytu elektronů neutrálními částicemi. Výsledkem je elektrická vodivost této sféry a odraz  radiových vln. Radiové vlny vyslané z vysílače se od této vrstvy odrážejí a šíří se tak daleko od vysílače.  Hranici mezi termosférou a vyšší exosférou tvoří termopauza. Meteorologické parametry Teplota vzduchu Teplota vzduchu se měří pomocí rtuťových nebo lihových teploměrů v zastíněné meteorologické budce 2 m nad zemí. Pro  zemědělství, dopravu atd. je také důležitá přízemní minimální teplota vzduchu, která se měří v 5 cm nad zemským povrchem.  Pomocí aerologických balónů se dvakrát denně měří teplota v troposféře. Jak již bylo zmíněno dříve, průměrná hodnota poklesu  teploty s výškou v troposféře je 0,65 °C/100m viz obr. 8-8. Pokud tomu tak není a teplota v určité vrstvě troposféry začne narůstat,  mluvíme o inverzi. Výška inverzních vrstev dosahuje desítek až stovek metrů, výjimečně i 2500 m. Teplota na zemském povrchu a v atmosféře je závislá na míře slunečního záření dopadajícího na Zemi (obr.    8-4). Z celkového  množství slunečního záření dopadajícího na zemský povrch se 31% odrazí od zemského povrchu či atmosféry a zbývajících 69% je  pohlcené atmosférou a zemským povrchem, včetně hydrosféry (dochází k jejich ohřevu). Zemský povrch se nerovnoměrně ohřívá. Od  zemského povrchu se tedy i vzduch ohřívá nerovnoměrně. Rozdílný ohřev můžeme pozorovat nad městy, vesnicemi, poli, lesy či  vodními plochami (obr. 8-10). Obr. 8-10: Schéma znázorňující rozdílný ohřev povrchu s různou zástavbou a různým vegetačním krytem. Obr. 8-11: Schéma vysvětlující rozdílný ohřev oceánů a kontinentů Rozdíl mezi denním maximem a minimem vyjadřuje denní amplituda. Její hodnota závisí na planetárních (pozice Země a Slunce,  tedy jaké je roční období) i regionálních faktorech (sklon a orientace místa, nadmořská výška, povaha půdního a rostlinného krytu,  vzdálenost místa od města  atd.). Hodnota amplitudy je řízena:    charakterem počasí - při malé oblačnosti a bezvětří nabývá amplituda větších hodnot, naopak při velké oblačnosti  nabývá amplituda hodnot menších;     reliéfem - na horách je vzduch řidší, sluneční záření je méně intenzivní a denní ohřev je méně výrazný. V nížinách  vzduch “stéká” do prohlubní a přes den se intenzivně ohřívá od terénu. Amplituda teplot je v těchto útvarech větší;     ročním obdobím - teplotu ovlivňuje směr ohřívání vzduchu;    zeměpisnou šířkou - pro rovníkové klima je denní amplituda velice malá, směrem od rovníku se zvyšuje a v oblastech  obratníků nabývá extrémů, od obratníků k pólům pak klesá;   charakter ohřevu různých hmot - oceány se ohřívají méně než kontinenty (obr. 8-11). Obr. 8-12: Změna teploty za posledních 300 let. Rozložení teploty na zemském povrchu v horizontálním  směru vyjadřují izotermy, což jsou spojnice míst se stejnou  teplotou vzduchu (obr. 8-va). Pomocí nich lze popsat teplotní  poměry jednotlivých geografických oblastí.    Obr. 8-13: Schéma zachycující jednotlivé izotermy a teplotní gradient. Změny amplitudy teploty během roku jsou závislé na zeměpisné šířce (s rostoucí zeměpisnou šířkou roste), ploše kontinentu a  cirkulačních faktorech. Dlouhodobé teplotní změny jsou v současnosti velmi intenzivně diskutovány v souvislosti s globálním  oteplováním.  Nárůst teploty je fakt, který musíme akceptovat (obr. 8-12). Co tento nárůst způsobuje dosud přesně nevíme. Jisté je,  že souvisí s Milankovičovými cykly (viz kapitola 2). Ovšem vliv člověka na tyto změny je předmětem bouřlivých diskuzí ve vědeckých  kruzích. Blíže v kapitole 11.  Tab. 8-1: Rozdíl pocitové a skutečné teploty v závislosti na vlhkosti a rychlosti proudění větru. Pocitová teplota Vnímání teploty svého okolí je závislé na subjektivním hodnocení každého z nás. Někdo má rád zimu, jiný teplo. Termoregulační systém každého z nás funguje jinak intenzivně. Přesto lze vliv ostatních meteorologických prvků na vnímání teploty určitým způsobem vyjádřit prostřednictvím takzvané "pocitové teploty". Pocitová teplota je závislá na vlhkosti a rychlosti  proudění vzduchu. Se zvyšující se vlhkostí vnímáme teplotu intenzivněji. Proto 35 °C v poušti budeme snadněji snášet než stejných 35 °C v humidním klimatu, kde je dusno. Tento vjem je  způsoben nižší intenzitou odpařování potu z našeho těla (tělo se ochlazuje při odpařování kapiček potu). V dusném prostředí vlhký vzduch již není schopen pojmout další vodu (pot) z naší kůže,  protože je blízký stavu nasycení.  Naopak vítr pocitovou teplotu výrazně snižuje. Proudící vzduch urychluje odpařování potu z těla. Snižuje pocit účinku slunečního záření dopadajícího na kůži, což může vést ke spálení.  Nežádoucí účinek větru každý zná ze zimního období. Vítr v případě špatného typu oblečení odvane z lidského těla tenkou vrstvu tepla, kterou si vyrobilo naše tělo. Proto při bezvětří snášíme větší  mrazy snadněji. Přesné určení pocitové teploty není úplně snadné. Vypočítává se ze vzorců do nichž se dosazuje rychlost větru, vlhkost vzduchu a případně další parametry. Přibližně rozdíl mezi  skutečnou a pocitovou teplotou ukazuje tabulka 8-1.  Vlhkost vzduchu Mezi základní zaznamenávané meteorologické parametry patří vlhkost vzduchu. Vlhkost vzduchu udává, jaké množství vody v plynném stavu (vodní páry) obsahuje dané množství vzduchu.  Vlhký vzduch se vyskytuje pouze v troposféře. Ve vyšších vrstvách je vodní pára zastoupena minimálně nebo vůbec. Maximální množství vodní páry v atmosféře je 4%. Množství vodní páry v  troposféře je časově a místně velice proměnlivé. Ve vztahu s dalšími parametry (teplota, rosný bod, směr a rychlost proudění vzduchu, atd.) je tento parametr velmi důležitý pro určení  charakteru počasí. Rosný bod Rosný bod je teplota, při které je vzduch maximálně nasycen vodními parami. Tedy relativní vlhkost vzduchu je  100 %. V případě poklesu teploty rosného bodu, dojde ke kondenzaci vodní  páry. Hodnota rosného bodu je závislá na hodnotě relativní vlhkosti. Platí, že čím je více vodní páry ve vzduchu, tím vyšší je teplota rosného bodu. Tedy, aby nedošlo ke kondenzaci, teplota  vzduchu musí být vyšší než je rosný bod pro danou vlhkost vzduchu. Pokud je vzduch sušší, tím nižší teplotu může mít. Kondenzaci urychluje přítomnost kondenzačních jader ve vzduchu. Za kondenzační jádra považujeme znečišťující atmosférický aerosol, tvořený pevnými i kapalnými částicemi. Nejčastějšími  kondenzačními jádry jsou mikroskopické kapičky mořské vody, prachová zrna, krystaly solí a částice obsažené v exhalátech. Jejich velikost se pohybuje v rozmezí 10^-7 až 10^-9 metru. Vzhledem k  tomu, že čistý vzduch se v troposféře prakticky nevyskytuje, dochází ke kondenzaci při cca 100% relativní vlhkosti. Tab. 8-2: Vyjádření oblačnosti pomocí osmin. Oblačnost Oblačností rozumíme míru pokrytí oblohy oblaky. Oblačnost je velmi důležitá pro energetickou bilanci Země. Oblaka mají vysoké albedo (odraz  slunečního záření až  75%) v porovnání s povrchem kontinentů (30%) a oceánů (2-7%). Určení míry oblačnosti je nezbytné pro předpověď počasí. Tato  míra se vyjadřuje v synoptické meteorologii pomocí osmin (tab. 8-2). Množství oblačnosti lze vyjádřit také v procentech. Globální hodnota  oblačnosti pro planetu Zemi je udávána kolem 54 %.  Vznik oblaku je součástí hydrologického cyklu. V důsledku evapotranspirace vody ze zemského povrchu  (kontinentů i oceánů) se vzduch nasytí vodní párou (maximálně na 4% objemu vzduchu). Teplý a vlhký vzduch  stoupá vzhůru (obr. 8-14). Rychlost těchto stoupavých (konvekčních) proudů obecně dosahuje hodnot 20 - 80  km/h. S výškou klesá teplota a tlak vzduchu. Teplý vlhký vzduch se rozpíná a chladne. Při poklesu teploty  vlhkého vzduchu pod teplotu rosného bodu dojde ke kondenzaci vodní páry na drobné kapičky nebo desublimaci  (teplota je nižší než 0 °C) na ledové krystaly. Zda je oblak tvořen kapkami nebo ledovými krystaly závisí na výšce a roční době. Výška kondenzační hladiny (úroveň, kde vodní pára kondenzuje) je závislá na roční době a místních  podmínkách. Obecně se pohybuje ve výšce 1 km. Výška desublimační hladiny je v letním období v rozmezí 5 - 6  km, v zimním období 1 - 2 km. Pod pojmem oblačnost chápeme všechna oblaka ("mraky") všech skupin, druhů, tvarů, množství, hustoty či výšky základny. Oblak je viditelná  soustava malých částic vody nebo ledu (případně jiných znečišťujících látek obecně označených za atmosférický aerosol). Velikost zkondenzovaných  kapek nebo desublimovaných ledových krystalků se pohybuje kolem 0,01 mm.   Obr. 8-14: Schéma zachycující vznik mraků nad kondenzační hladinou. Obr. 8-15: Vyobrazení základních druhů mraků ve vztahu k výšce. Obecně rozlišujeme oblačnost nízkou, střední, vysokou, konvektivní, orografickou, proměnlivou a jinou.  Mezinárodní klasifikace obsahuje 10 základních typů oblak (obr. 8-15). Názvy oblaků se tvoří kombinací pěti slov: cirrus (řasa nebo kučera), stratus (vrstva nebo sloha), nimbus (déšť), alto (střední polohy) anebo cumulus  (kupa). Hlavní typy oblaků (obr. 8-16)    (převzato: http://mraky.astronomie.cz/popis.php) Cirrus - vzájemně oddělené obláčky v podobě bílých jemných vláken nebo bílých,  popřípadě převážně bílých plošek nebo úzkých pruhů. Tyto oblaky mají vláknitý vzhled a  hedvábný lesk, popřípadě obojí.  Cirrocumulus - tenké menší nebo větší skupiny nebo vrstvy bílých oblaků bez vlastního  stínu, složené z velmi malých oblačných částí v podobě zrnek nebo vlnek apod. Tyto  jednotlivé části mohou být buď navzájem oddělené, nebo mohou spolu souviset a jsou více  méně pravidelně uspořádány. Zdánlivá velikost jednotlivých částí většinou nepřesahuje 1°  prostorového úhlu (odpovídá přibližně úhlu, pod jakým vidíme šířku malíčku při natažené  paži). Stratocumulus - šedé nebo bělavé, popř. obojí barvy, menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků, které téměř vždy mají tmavá místa. Oblak se skládá z částí podobným dlaždicím, oblázkům, valounům apod. a nemívá vláknitý vzhled (z výjimkou zvláštního případu virga). Jednotlivé části oblaku buď spolu souvisí nebo mohou být oddělené. Jejich zdánlivá velikost je větší než 5° prostorového úhlu. Stratus - oblačná vrstva, obvykle šedá, s celkem jednotvárnou základnou, z níž vypadává mrholení, ledové jehličky nebo sněhová zrna. Prosvítá-li vrstvou stratu Slunce, jsou jeho obrysy zřetelně  patrné a nikoliv rozplizlé jako v případě altostratu. Stratus nedává vznik halovým jevům. Někdy se stratus vyskytuje v podobě roztrhaných chuchvalců.  Cumulus - osamocené oblaky, obvykle husté a s ostře ohraničenými obrysy, vyvíjející se směrem vzhůru ve tvaru kup, kupolí nebo věží. Jejich horní kypící část má často podobu květáku. Části  oblaku ozářené Sluncem bývají nejčastěji zářivě bílé, základna oblaku bývá poměrně tmavá a téměř vodorovná.  Cumulonimbus - mohutný a hustý oblak velmi značného vertikálního rozsahu v podobě hor nebo obrovských věží. Alespoň část jeho vrcholu je obvykle hladká nebo vláknitá či žebrovitá a téměř  vždy zploštělá. Tato část se rozšiřuje do podoby kovadliny nebo širokého chocholu. Pod základnou oblaku, obvykle velmi tmavou, se často vyskytují nízké roztrhané oblaky, které mohou, ale  nemusí s cumulonimbem souviset, a dále srážky. Obr. 8-16: Fotografie základních druhů oblak. Obr. 8-17: Samovolný pohyb vzdušných hmot v troposféře vyvolaný slunečním zářením. Pohyb vzduchu Samovolný  Pohyb atmosféry ovlivňuje sluneční záření. Pro pochopení proudění vzduchu v troposféře je nutné si uvědomit, že většina slunečního záření dopadá na Zemi v oblasti rovníku, chladnější  vzduch se tlačí na místo teplejšího a pohýb vzduchu je ovlivněn rotací Země kolem vlastní osy. Útvary vertikálně cirkulujícího vzduchu se nazývají buňky.   V oblastech rovníku vznikají vlivem vysokých teplot výstupní proudy horkého vlhkého vzduchu. Ve výšce v oblasti tropopauzy se proud vzduchu začne stáčet k pólům. Vzduch chladne a klesá  k zemi kolem 30. stupně severní a jižní šířky. Sestupující vzduch způsobí vysoký tlak vzduchu a přináší pěkné a teplé počasí. Proto se v těchto oblastech nachází většina světových pouští. Část  vzduchu je v těchto oblastech vytěsněna klesajícím vzduchem a pohybuje se zpět směrem k nízkému tlaku na rovníku. Proudění vzduchu k rovníku označujeme za pasát. Popsanou cirkulaci  vzdychu v těchto oblastech nazýváme Hadleyovy buňky. Ta část klesajícího vzduchu na 30. rovnoběžce, která proudí k pólům, vytváří Ferrelovy buňky. V nich se vzduch otáčí opačným směrem  než v Hadleyových buňkách. Cirkulace v nich vyvolává na severní polokouli převážně západní, na jižní východní proudění.   Atmosférický tlak Atmosférický tlak (barometrický tlak) je vyvolán tíhou vzduchového sloupce sahajícího od hladiny (nadmořské výšky, ve které tlak zjišťujeme) až po horní hranici atmosféry.    S výškou tedy  tlak klesá. Barometrický tlak není stálý, ale kolísá v daném bodě zemského povrchu kolem určité hodnoty. Je ovlivňován intenzitou slunečního záření, rotací Země a morfologií reliéfu. Rozdíl  tlaků vyvolává proudění vzduchu. Vzduch proudí z tlakových výší do tlakových níží.   Obr. 8-18: Schéma zachycující změnu vlhkosti vzduchu při proudění přes pásemné horstvo, vznik srážkového stínu a fénu (Fohn). Změnu teploty s výškou při tomto proudění vzduchu zachycuje graf. Místně omezené výkyvy v samovolném proudění vzduchu  označujeme za místní větry. Z celé řady těchto větrů si  můžeme uvést brízu a föhn (fén). Bríza vzniká při pobřeží a  velkých jezer, kde od vody přes den vane mírný (mořský)  vánek, který se v nočních hodinách změní na opačně proudící  (pobřežní) vánek. Föhn je teplý, nárazový a klesající vítr z  horských svahů na závětrné straně. Vzniká za horskými hřbety.  Vlhký vzduch, vlivem proudění větru, musel vystoupat po svahu  do výšek, kde dochází ke kondenzaci páry. Přes hřeben se již  dostává suchý vzduch, který po svahu opět klesá a ohřívá se od  terénu (obr. 8-18). Nadměrné zahřívání pevniny samovolnou cirkulaci proudění vzduchu v troposféře může narušit. Například systematická výměna vzduchu mezi pevninou a oceánem označovaná za monzunovou  cirkulaci, má výrazný sezónní charakter. Letní monzun vane z oceánu na pevninu a přináší vydatné srážky. Zimní monzun je suchý a vane z pevniny nad oceán. Tlaková níže nebo také cyklóna je oblast se sníženým tlakem vzduchu  (nižším než 1013 hPa). Na synoptických mapách musí mít alespoň jednu  uzavřenou izobaru (čára, která spojuje místa se stejným tlakem). Vzduch  proudí do středu po zakřivené dráze. Toto zakřivení je způsobeno  Coriolisovými silami. Na severní polokouli je cirkulace v cyklóně proti směru  hodinových ručiček, zatímco na jižní polokouli je cirkulace po směru  hodinových ručiček. Uprostřed cyklóny stoupá vlhký teplý vzduch vzhůru,  kde se nad kondenzační hladinou mění na oblaka (obr. 8-19). Proto je tlaková  níže spojována se zvýšenou oblačností a častými srážkami. Tlaková níže  může setrvávat na jednom místě nebo se může přesouvat. Rychlost tohoto  přesunu bývá obvykle 50km/h. V místech, kde jsou izobary blíže u sebe, je  proudění vzduchu větší.  Tlaková níže  Obr. 8-19: Schéma tlakové níže. Zobrazeno prostorově pomocí modrých (chladný vzduch) a červených (teplý vzduch) šipek a zjednodušené synoptické mapy. Tlaková výše nebo také anticyklóna je oblast s  vyšším tlakem vzduchu. Směrem ke středu tlak  vzrůstá. Tlaková výše musí být na synoptických  mapách vykreslena alespoň jednou izobarou.  Pokrývá větší rozlohu a pohybuje se pomalu.  Nejčastěji zůstávají bez pohybu 2-3 dny,  výjmečně více než 10 dní. Vítr se pohybuje  spirálovitě (na severní polokouli ve směru  hodinových ručiček) středem tlakové výše dolů,  kde ztrácí vlhkost - vysušuje se (obr. 8-20) a při  zemí proudí ze středu k okrajům. Tlaková výše  Obr. 8-20: Schéma tlakové výše. Zobrazeno prostorově pomocí modrých (chladný vzduch) šipek a zjednodušené synoptické mapy. Atmosférická fronta  Obr. 8-21: Schéma teplé fronty. Obr. 8-22: Schéma studené fronty. Obr. 8-23: Schéma okluzní fronty. Okluzní fronta – vzniká tehdy, dostihne-li studená fronta teplou frontu postupující před ní (obr. 8-23). U zemského  povrchu se spojí studený vzduch obou front a vyzdvihne teplý vzduch do výšky.  Velmi často se v okluzní frontě vyskytuje  brázda nízkého tlaku vzduchu. Okluzní fronta bývá nepravidelná, vznikají v ní cyklóny, které představují krouživý pohyb  vzduchu.   Exosféra je přechodovou vrstvou mezi termosférou a kosmickým „prázdným“ prostorem. Horní hranice se uvádí kolem 10 000 km. Rychlost pohybu molekul v této sféře  dosahuje hodnot kolem 12 km/s. Tyto rychlosti odpovídají při povrchových podmínkám teplotě 1800°C. Tato rychlost umožňuje molekulám překonat gravitaci Země, což vede k  jejich úniku do volného vesmírného prostoru. Rozdílnou teplotu můžeme naměřit přes den ve městě a na vesnici Odpolední teploty mohou být rozdílné až o 4°C. Město  intenzivněji akumuluje teplo, proto je schopno jej večer déle vyzařovat. Navíc musíme počítat s úniky tepla z dopravy, výroby atd. a  v topné sezóně i z budov. Vodní masy se při ohřevu promíchávají, což vede k malému ohřevu (obr. 8-11). Obecně můžeme říci, že vliv na tento nerovnoměrný ohřev má náklon zemské osy, tvar a pohyb Země, charakter ohřívaných hmot, pokryv, atd. Cirrostratus - průsvitný bělavý závoj oblaků, vzhledu vláknitého nebo hladkého, který  úplně nebo částečně zakrývá oblohu a dává vznik halovým jevům.  Altocumulus - menší nebo větší skupiny nebo vrstvy oblaků, barvy bílé nebo šedé, popř.  obojí, mající vlastní stíny. Skládají se z malých oblačných částí podoby vln, oblázků nebo  valounů apod., které mohou být buď navzájem oddělené, nebo mohou spolu souviset.  Mnohdy mají částečně vláknitý nebo rozplývavý vzhled. Zdánlivá velikost jednotlivých  pravidelně uspořádaných částí oblaku bývá 1°- 5° prostorového úhlu (odpovídá přibližně  úhlu, pod jakým vidíme šířku malíku až 3 prstů při natažené paži). Altostratus - šedavá nebo modravá oblačná plocha nebo vrstva se strukturou vláknitou nebo žebrovitou nebo též bez patrné struktury, pokrývající úplně nebo částečně oblohu. Je tak tenká, že místy jsou patrné alespoň obrysy Slunce jako za matným sklem. U Altostratu se halové jevy nevyskytují. Nimbostratus - šedá, často tmavá oblačná vrstva, která vlivem vypadávání více méně trvalých dešťových nebo sněhových srážek má matný vzhled. Srážky většinou dosahují země. Vrstva je všude tak hustá, že poloha Slunce patrná není. Pod touto vrstvou se často vyskytují nízké roztrhané oblaky, které mohou, ale nemusejí s nimbostratem souviset.     Mohutný systém oblačnosti sahá až stovky  km před frontální čáru. Mračna postupně  klesají, houstnou a obvykle následuje vytrvalý  déšť v pásmu šířky 300 ÷ 400 km. S blížící se  frontou se snižuje viditelnost, klesá tlak a  případně vzniká mlha. Po přechodu teplé  fronty déšť postupně přestává. V zimním  období sněžení postupně přechází v déšť. Za  teplou frontou převládá teplé počasí, teplota  vzrůstá a to v zimě výrazněji než v létě.  Studená fronta - představuje úzké přechodové pásmo mezi ustupujícím teplým vzduchem a pronikajícím  studenějším (obr, 8-22). Studený vzduch je rychlejší a podsouvá se pod teplejší masu jako klín. Projevuje se kupovitou  oblačností v blízkosti frontální čáry, případně i před ní. Za frontální čarou studené fronty 1. druhu (pomalu se  pohybující) se vyskytují trvalé srážky. Můžeme se zde setkat s oblaky více druhů. Studená fronta 2. druhu (rychle  postupující) má srážkové pásmo užší a srážky se vyskytují i před frontální čarou. Průchod studené vlny doprovázejí  bouře, změny ve směru větru, pokles teplot a vyjasnění. Tlak vzduchu před studenou frontou klesá, za ní výraznější  stoupá.   Teplá fronta - je úzké, ostře ohraničené  rozhraní mezi ustupujícím studeným  vzduchem a nastupujícím teplým (obr. 8-21).  Rychlost pohybu teplého vzduchu je větší než  studeného, teplý vzduch vystupuje pomalu po  nakloněné rovině nad studený vzduch, vlhkost  se v teplém vzduchu začíná srážet a tak  prvními příznaky postupující teplé fronty jsou  vysoká chomáčovitá oblaka. Pohybující se atmosférické hmoty odlišných vlastností způsobující výrazné změny počasí označujeme za atmosférické  fronty nebo také frontální rozhraní. Fronta je tenká vrstva vzduchu s tloušťkou při zemi jen několik stovek metrů, kde se stýká  teplý vzduch se studeným. Rozlišujeme teplou, studenou a okluzní frontu.  Předpověď počasí Obr. 8-24: Ukázka synoptické mapy. Současná předpověď počasí vychází z měření základních charakteristik atmosféry (směr a rychlost  větru, teplota, tlak, vzdušná vlhkost, tvorba mraků a srážky). Tyto údaje se získávají z meteorologických  stanic, které jsou nerovnoměrně rozmístněny na našem území. Stanice poskytují údaje z pozemních  pozorování a z měřících sond, které jsou dvakrát denně vynášeny do výšky cca 40 km pomocí  meteorologických balónů. Sondy průběžně posílají naměřené údaje na zem. Sledují se tak změny  zjišťovaných parametrů s výškou.  Obr. 8-25: Ukázka radarového snímku postupu a intenzity srážek. Tato data se ukládají do databáze,  která je k dispozici dalším meteorologům.  Údaje ze všech našich stanic a případně i z  okolních států se doplňují o údaje z  meteorologických družic a radarů (obr. 8-  25). V meteocentrech se na vysoce  výkonných počítačích vypočítává budoucí  stav atmosféry na 6 - 10 dnů dopředu.  Výpočty jsou velmi komplikované a  provádějí se pro několik výškových úrovní.  Výpočet modelu se opakuje po dvanácti  hodinách, přičemž se berou v úvahu nová  data i předchozí výsledky. Přesnost modelu je závislá na přesnosti, hustotě a rovnoměrnosti dat, na použitých výpočetních metodách a na  hustotě gridu. Vypočtená předpověď se vykreslí do synoptických map (obr. 8-24), ze kterých zkušení meteorologové  vytvářejí předpověď počasí srozumitelnou pro každého. Zde již hraje roli zkušenost každého meteorologa a jeho  subjektivní názor. Přesnost krátkodobé předpovědi počasí je především závislá na správné interpretaci a zhodnocení výsledků  meteorology. Fotometeory - optické jevy Světelný jev vyvolaný odrazem, rozptylem, lomem nebo interferencí slunečního nebo měsíčního světla označujeme za fotometeory (optické jevy).  Barvy oblohy Různé zbarvení oblohy během dne je způsobeno Rayleigho rozptylem. Modrá obloha je výsledkem Rayleughova rozptylu. Jedná se o rozptyl  viditelné části slunečního záření na molekulách plynu případně na jiných částicích daleko menších než je vlnová délka. Různý charakter rozptylu je  závislý na velikosti částic, jejich složení, nerovném nebo matném povrchu. Přitom rozptyl světla je úměrný čtvrté mocnině frekvence (f = c/l , c je  rychlost světla), proto se rozptyluje modré světlo přibližně osmkrát více než červené.  Modré nebe je výsledkem rozptylu především modré části spektra polychromatického světla  (modré světlo má nejkratší vlnovou délkou) na  molekulách čistého vzduchu. V nižších výškách nad zemským povrchem je velké množství mechanických nečistot. Pří východu nebo západu Slunce,  kdy světlo urazí delší vzdálenost přes vrstvou znečištěného vzduchu než odpoledne, dochází na těchto miniaturních částicích prachu k rozptylu světla  s větší vlnovou délkou a současně k odfiltrování krátkovlnné části barevného spektra. Proto pozorujeme např. purpurové západy Slunce.    Polární záře V období intenzivní sluneční činnosti se ve výškách od 80 km nad zemským povrchem můžeme  setkat s polární září. Polární záře vzniká důsledkem interakce slunečního větru se zemskou  magnetosférou. V důsledku slunečních erupcí (protuberancí) se do vesmíru uvolní velké množství  nabitých částic slunečního větru. Při kontaktu těchto částic se zemskou magnetosférou dochází k její  deformaci a část částic v oblastech pólů, kde je směr geomagnetického pole téměř kolmý k zemskému  povrchu, sklouzne do atmosféry. Při srážkách těchto rychlých částic s horními vrstvami atmosféry (především ionosféry) jsou molekuly a atomy zemské atmosféry vybuzeny. Tento vybuzený energetický stav je nestabilní. Při návratu atomů či molekul na stabilní energetickou úroveň dojde k vyzáření fotonů. Za sluneční halo se označuje skupina optických jevů vyskytujících se v podobě světelných prstenců, oblouků, sloupů nebo skvrn, které vznikají  lomem nebo odrazem světla na ledových krystalech rozptýlených v atmosféře (nejčastěji v oblacích vysoké oblačnosti - cirry, aj.). Nejčastějším  halovým jevem je malé kolo kolem Slunce. Je to prstenec o poloměru 22 stupňů, který má slabě zřetelný červený vnitřní okraj a velmi zřídka fialový  vnější okraj. Méně časté a méně jasné bývá velké kolo kolem Slunce, které má prstenec s poloměrem 46 stupňů. Halové jevy se v plné nádheře u nás  vyskytuji velmi zřídka, často se vyskytují pouze zlomky kruhů. Kromě slunečního existuje i měsíční halo. Duha Za duhu označujeme svazek soustředných barevných oblouků, ve kterém barvy přecházejí  spektrem od fialové k červené. Jev je vyvolán dopadem slunečních, zřídka měsíčních, paprsků na clonu  vodních kapek v atmosféře (déšť, mrholení, mlha). K tomu abychom duhu viděli, musí být splněno  několik podmínek. Především pozorovatel se musí nacházet mezi zdrojem světla a clonou vodních  kapek. Pokud je Slunce nad obzorem, je vidět celý oblouk. Poloměr vnějšího oblouku je 42°. Při  zvětšování výšky Slunce nad obzorem dochází ke snížení a zmenšení oblouku duhy. Pokud je Slunce nad  obzorem více než 42° se stává duha neviditelnou. Čím jsou kapky, které způsobují vznik duhy větší, tím jsou barvy výraznější a duha užší (duha vznikající na cloně drobných kapek bývá široká a bledá).  Někdy se vyskytují dvě, výjimečně i několik duh současně. Hlavní duha má vnitřní oblouk fialový a  vnější červený. Vedlejší duha má obrácené pořadí barev než duha hlavní a je obvykle méně výrazná.  Vzácným jevem je měsíční duha. Ta vzniká pouze za úplňku a je velmi bledá, téměř bílá.  Červánky Polární záře Sluneční halo Duha Spodní zrcadlení Sluneční halo Glorila Glorila je jev vznikající zpětným ohybem světelných paprsků a projevuje se jako slabé soustředné barevné prstence kolem stínů vržených do  vrstvy oblačnosti či mlhy. Výjmečně jej lze pozorovat i na zemi kolem stínu vrženého do kapek ranní rosy. Svrchní a spodní zrcadlení (fatamorgána) Jedná se o mnohonásobný lom paprsků vznikající  při velkých teplotních rozdílech mezi povrchem země a přilehlou vrstvou vzduchu. Můžeme  vidět obraz nad či pod objektem. Odraz může být přímý, převrácený či vícenásobný. Při velmi intenzivním ohřívání zemského povrchu slunečním  zářením může dojít v přízemní vrstvě ke spodnímu zrcadlení. Spodní vrstva vzduchu je teplejší než vrstvy vyšší. Hustota vzduchu tedy s výškou  roste. Mezi těmito rozdílnými vrstvami vzniká plocha (na spodním okraji řidší vrstvy), kde dochází k totálnímu odrazu světla. Nejčastěji můžeme  pozorovat spodní zrcadlení nad rozpálenou silnicí. Vzdálené předměty se přitom zobrazují jako převrácené nízko nad zemí. Jedeme-li po silnici,  máme stále pocit, že je před námi kaluž, která se ovšem při dojezdu ztratí. Mnohem rozmanitější a mnohotvárnější je zrcadlení svrchní. Vzniká  tehdy, jsou-li spodní vrstvy vzduchu chladnější, jako například v polárních krajích, v chladných mořích, ale i na pouštích, stepích a jiných rovných  krajinách. Zobrazení vidíme pak před sebou nad obzorem a může být jak přímé, tak převrácené - záleží na tom, zda se teplota vzduchu mění s  výškou plynule nebo skokem. Ve větších výškách může být teplejší vzduch opět vystřídán studeným, a potom mohou vznikat obrazy dvojité i trojité,  přímé i převrácené a dokonce mohou být kombinovány i se zrcadlením spodním. Elektrometeory Elektrometeor je viditelný nebo slyšitelný projev atmosférické elektřiny. Nejčastěji se s nimi setkáváme při bouřkách, proto se na ně zaměříme. Bouřka Bouřka je souborem atmosférických, elektrických, optických a akustických jevů vznikajících mezi oblaky navzájem nebo  mezi oblaky a zemí. Jejich výskyt je vázán na cumulonimby. S těmito typy mraků jsou spojeny některé mimořádné  atmosférické jevy (přívalový déšť, sníh, krupky, bleskové výboje, nárazový vítr nebo tornáda), kterým se budeme věnovat v  kapitole 10. Bouřka vzniká při konvekčním výstupu vlhkého a teplého  vzduchu. Dosáhne-li tento vzduch kondenzační hladiny, vytváří se  mrak cumulus.  Při kondenzaci se uvolňuje další teplo, které  pohání proud vzduchu vzhůru. Vytváří se oblast nízkého tlaku  vzduchu pod bouřkovým oblakem. Ve středním stádiu vývoje bouřky dojde k nahromadění vodní  páry v horních vrstvách troposféry. Zde se začne rozprostírat a  cumulus se mění na cumulonimbus.  Teploty v horních vrstvách  troposféry jsou velice nízké, takže se kondenzované kapky mění v  led a padají dolů jako kroupy. V tomto stádiu stále existují  výstupné proudy, padající déšť vytváří také sestupné proudy  (obr. 8-26). Existence obou těchto proudů vyvolává vnitřní  turbulence, které jsou příčinou vzniku silného větru, blesků, ale  také tornád.     Při doznívání bouřky ustávají výstupné proudy a pokračují převážně slabé sestupné pohyby. Protože většina vzdušné vlhkosti vypadla z oblaku v podobě srážek, není již dostatek vlhkosti v nižších vrstvách vzduchu k udržování tohoto cyklu a buňka zaniká. Obr. 8-26: Schéma znázorňující pohyb vzduchu a srážek v bouřkovém mraku. Blesk Blesk je silný elektrický výboj mezi centry kladných a záporných elektrických nabitých částic, a to buď v jednom oblaku, nebo mezi  oblaky, anebo mezi oblakem a zemí. Blesky vznikají hlavně v cumulonimbech, ale mohou se vyskytovat i ve vulkanických mračnech při  výbuchu vulkánu. V cumulonimbu teplým proudem vzduchu unášené kondenzované kapky se navzájem třou a nabíjejí. V určitý moment  dojde k výboji, kdy lavina elektronů prochází nejvodivější cestou k zemi či druhému mraku. Tak vznikne viditelný kanál, tvořený  rozžhaveným a ionizovaným vzduchem. Vzduch se ohřeje až na 30 000 °C. Celý tento proces trvá setiny, maximálně desetiny vteřiny.  Bleskový elektrický výboj je provázen emisí světla a hřměním.   Hřmění Hřmění je vyvoláno tlakovou vlnou vznikající náhlým zvětšením objemu zahřátého vzduchu v kanálu blesku.  Blýskavice Blýskavice jsou blesky, při nichž neslyšíme hřmění. Nastává večer nebo v noci při velmi vzdálené bouřce.