Fyzická geografie: Klimatologie a hydrogeografie pro učitele
Pedagogická fakulta Masarykovy univerzity
RNDr. Aleš Ruda, Ph.D.

Atmosféra

Vznik zemské atmosféry

Planeta Země je jedinou planetou sluneční soustavy, která díky složení atmosféry umožňuje takový život, jaký ho známe. Prostudujeme-li si blíže geologické a paleobiologické záznamy, zjistíme, že složení současné atmosféry prošlo stejně jako planeta sama určitým vývojem. Stáří Země se podle výzkumů odhaduje na 4,7 miliard let, přičemž spolehlivé údaje máme jen za poslední miliardu let. Stav, který byl před tím, můžeme jen dedukovat na základě současných výsledků výzkumu. S ohledem na vývoj atmosféry je důležité zohlednit následující skutečnosti. Seismologické průzkumy prokázaly, že jednotlivé geosféry zemského tělesa jsou gravitačně rozlišeny podle hustoty, nejtěžší ve středu a nejlehčí na povrchu. To svědčí o tom, že v určitém stádiu vzniku planety byly jednotlivé vrstvy nataveny. Z chemických analýz víme, že prvky schopné oxidace nezoxidovaly. To je možné jen za předpokladu, že v atmosféře nebyl přítomen kyslík v takové koncentraci. V souvislosti se vznikem Země se tak nabízejí dva možné výklady. První popisuje vznik planety tzv. horkou cestou, kdy se ze zbytku hmoty po vzniku Slunce vytvořily planety, na nichž se po dlouhém období ochlazování vytvořila litosféra, hydrosféra a následně atmosféra. Ve 40. letech 20. století byla představena nová teorie popisující vznik planet tzv. studenou cestou, nahromaděním ze zbylé studené hmoty těles, plynových a prachových oblaků. Postupnou akrecí docházelo k přeměně kinetické energie na energii tepelnou, která společně s teplem uvolněným při radioaktivních reakcích roztavila hmotu natolik silně, že byla možná její gravitační diferenciace. Unikající lehké plyny následně vytvořily praatmosféru. Převládá tak názor, že zemská atmosféra vznikla v důsledku odplyňování lávy.

Dlouhou dobu byla přítomnost kyslíku vysvětlována převážně činností rostlin během fotosyntézy. Pro nejstarší období planety však toto vysvětlení není dostačující. Výzkumy v USA prokázaly, že ve výškách nad 50 km (zejména v okolí 80 km) probíhá účinkem ultrafialového záření rozklad vodní páry (fotodisociace). Lehčí vodík stoupal vzhůru a těžší kyslík difundoval k zemskému povrchu. Ve výškách menších než 50 km tento proces nemůže probíhat, protože zde ozonosféra pohlcuje ultrafialové záření. V době vzniku kyslíku v atmosféře však ozonová vrstva neexistovala, a tak mohl rozklad vodní páry probíhat až u zemského povrchu. Vznikající kyslík ovšem za účinku ultrafialového záření umožnil vznik ozonu a popsaný děj rozkladu vodní páry se tak posouval stále výše. Proti podíl pouze tohoto procesu na vzniku kyslíku mluví následující důkazy. Kdyby všechen kyslík obsažený v oxidech vznikl fotodisociací vodní páry, muselo by být rozloženo 3,8.10⁴ g.cm^-2 vody, tedy 38 kg nad každým čtverečním centimetrem povrchu. To ovšem vzhledem ke zjištěné intenzitě rozkladu H₂O není možné. Podle výzkumů mohlo být za 4,5 mld. lety disociováno jen 20 g.cm^-2 vody. Lze tedy uvažovat o jiném zdroji kyslíku než tomu vzniklému fotodisociací vodní páry. Mezi nejvíce pravděpodobné patří činnost chemicky redukujících bakterií a fotosyntetická aktivita zelených rostlin.

Ve vznikající atmosféře bylo dostatek vodíku, který vytvářel sloučeniny s kyslíkem, uhlíkem a dusíkem. Ve stavbě atmosféry tak převažovaly zejména vodní pára, metan, sirovodík, amoniak atd. Působení ultrafialového záření umožnilo fotochemický rozklad a výše zmíněné sloučeniny se časem přeměnily na oxid uhličitý a dusík. Tento proces ovšem neprobíhal na všech planetách sluneční soustavy. Vzdálenější planety, Jupiter, Saturn, Uran a Neptun, u kterých byl spektrální analýzou zjištěn amoniak a metan, jsou příliš vzdálené od Slunce, aby na nich popsané procesy mohly proběhnout. Zůstaly tak v raném stádiu vývoje atmosféry. Naopak Venuše, která je oproti Zemi Slunci bližší, poukazuje převahou oxidu uhličitého ve stavbě atmosféry na pravděpodobnou rychlejší přeměnu metanu a amoniaku, než tomu bylo na Zemi. Obdobně lze uvažovat nad vytvářením i jiných plynů, například neonu.

Fyzikálně chemické vlastnosti atmosféry

Termín atmosféra vznikl složením řeckých slov „atmos“ (pára) a „sphaira“ (obal). Hmotnost zemské atmosféry (5,157.10¹⁸ kg) nedosahuje ani jedné miliontiny hmotnosti planety Země. Je tvořena plynným obalem skládajícím se ze směsi plynů, které mezi sebou chemicky nereagují. S ohledem na pokles hustoty a tlaku vzduchu s výškou je 50 % hmotnosti atmosféry soustředěno do výšky 6 km, 75 % do 11 km a 90 % do 20 km. Do výšky 50–80 km se díky turbulentním pohybům vzduchu výrazně nemění chemické složení atmosféry. Nad touto hranicí dochází působením krátkovlnného slunečního záření disociací a ionizací molekul a atomů k rozkladu kyslíku a dusíku. V horních vrstvách atmosféry pak převažují jen lehké plyny (helium, vodík), které mají tendenci neustále disipovat do meziplanetárního prostoru.

Hlavními plynnými složkami atmosféry jsou v suchém čistém vzduchu dusík, kyslík a argon, dále pak stopové prvky oxidu uhličitého, ozonu, metanu a dalších prvků (tab. 2.1).

Plyn	Chemická zn.	Objemová %
dusík	N2	78,084
kyslík	O2	20,9476
argon	Ar	0,934
oxid uhličitý	CO2	0,0314
neon	Ne	0,001818
helium	He	0,000524
metan	CH4	0,0002
krypton	Kr	0,000114
vodík	H2	0,00005
oxid dusný	N2O	0,00005
xenon	Xe	0,0000087
oxid siřičitý	SO2	0–0,0001
ozon	O3	0–0,000003

Dusík je vysoce inertní plyn (s jinými prvky reaguje jen za vysokých teplot a tlaků), který se do atmosféry dostává především vulkanickou činností. Ve vzduchu je zaujímá největší objemový podíl (78 %) a téměř se nepodílí na pohlcování energie a látkových změnách v atmosféře.

Kyslík je reaktivní plyn nezbytný pro život na Zemi. Má významný účinek při pohlcování slunečního záření, kdy dochází k disociaci molekul kyslíku na jednotlivé atomy, které mohou reakcí s O₂ dávat vznik molekule ozonu O₃. Živé organismy ho spotřebovávají dýcháním, zpátky se do atmosféry dostává jako vedlejší produkt fotosyntetické činnosti organismů.

Argon je stejně jako dusík inertní plyn a do atmosféry se dostává rozpadem radioaktivního izotopu K⁴⁰.

Ze stopových plynů má výrazné zastoupení oxid uhličitý. Přirozenou cestou se do ovzduší dostává při vulkanické činnosti, požárech, dýchání organismů atd. Velký význam má ovšem antropogenní činnost, které zejména spalováním fosilních paliv dotuje atmosféru o CO₂, který byl biologickými procesy fixován v odumřelých organismech (uhlí, ropa). I tak je hlavním zásobníkem oxidu uhličitého oceán, kde je vázán ve formě H₂CO₃. Pro zelené rostliny má CO₂ nezastupitelný význam. Vlivem slunečního záření se rozkládá na uhlík, který je dále využit k tvorbě organických látek. Rovnováha výměny CO₂ mezi oceánem a atmosférou závisí na teplotě vody a biologických dějí v moři a na zemském povrchu. Protože se oxid uhličitý podílí na pohlcování a vyzařování dlouhovlnného tepelného záření, má klimatický význam. V této souvislosti se velmi často mluví o skleníkovém efektu. Ten má na planetu Zemi jak pozitivní, tak negativní účinek. Díky jeho existenci je průměrné teplota planety kolem 15 °C. Bez skleníkového efektu by byla průměrná teplota atmosféry −18 °C. Negativní účinek se naopak promítá do oteplování atmosféry, které s sebou nese množství souvisejících dopadů (tání ledovců, oteplování oceánu atd.), které v rámci úplného klimatického systému vyvolávají celou řadu nežádoucích změn.

Ozon, ač ve stopovém množství, představuje pro život organismů nezbytnou součást atmosféry. Jde o trojatomární sloučeninu kyslíku, která vzniká disociačním účinkem ultrafialového záření na molekuly kyslíku. Okolo 90 % ozonu se nachází ve stratosféře ve výšce 20–30 km (ozonosféra), kde vytváří ozonovou vrstvu. Význam stratosférického ozonu spočívá v účinné ochraně organismů před účinky ultrafialového záření. Takový pozitivní význam má ovšem pouze stratosférický ozon. Vedle něj vzniká antropogenní činností (uvolněné oxidy dusíku a uhlovodíky) také troposférický ozon, který má negativní účinky zejména na dýchací ústrojí člověka. Hygienická norma v ČR během průměrné osmihodinové koncentrace přízemního ozonu činí 160 µg.m^-3.

Ozonovou vrstvu objevili v roce 1913 francouzští fyzikové Henri Buisson a Charles Fabry. Podrobně její vlastnosti zkoumal až Gordon Dobson, který také sestavil jednoduchý spektrofotometr, kterým lze ze země měřit stratosférický ozon. Následně založil celosvětovou síť měřících, které monitorují množství ozonu. Množství ozonu v atmosféře se udává v Dobsonových jednotkách (DU – Dobson Units). Jedna Dobsonova jednotka představuje množství ozonu obsažené ve svislém sloupci zemské atmosféry, které by při stlačení na 1013 hPa při teplotě 10 °C vytvořilo vrstvu silnou 10^–3 mm. Pokud bychom při tomto tlaku a teplotě 0 °C stlačili přítomný stratosférický ozon, dostali bychom v závislosti na zeměpisné šířce vrstvu silnou asi 2–4 mm.

V souvislosti se studiem globálních změn je také spojeno sledování úbytku stratosférického ozonu. První průkazná pozorování zjistila během 80. let výrazný úbytek ozonu v oblasti Antarktidy. Pro tento jev se vžilo označení ozonová díra. Nad jižní polární oblasti byla sledována každoročně od počátku září do poloviny listopadu. Doba trvání ozonové díry bezprostředně souvisí s uvolňováním halogenových uhlovodíků (freonů) do atmosféry. V oblasti Antarktidy tuto skutečnost navíc umocňuje přítomnost jižního cirkumpolárního víru, při kterém mají pevné částice stratosférické oblačnosti vznikající za velmi nízkých teplot povahu katalyzátorů. Celý proces současně doplňuje vlivem působení jižního cirkumpolárního víru omezení přirozené advekce ozonu do vznikající ozonové díry. V zimě 1991/1992 byl vznik ozonové díry zjištěn nad částí severní a západní Evropy a nad Sibiří.

V současné době je účinností Montrealského protokolu z roku únik halogenových uhlovodíků zastaven a od roku 1996 průmyslové země jejich výrobu ukončily. Problém však spočívá v prodeji zastaralých technologií v zaostalých zemích a dlouhověkosti freonů v atmosféře.

Mimo výše uvedené plyny je součástí vzduchu také vodní pára, které je přisuzován největší klimatický význam. Její obsah je podle vlhkosti vzduchu různorodý. V nejvlhčích oblastech však obsah vodní páry nepřevyšuje 4 % objemu vzduchu. V mírném podnebném pásu obsahuje vzduch v létě asi 1,3 % vodní páry a v zimě 0,4 %. Zvýšení obsahu vodní páry ve vzduchu má za následek snížení obsahu dalších složek. Mimo jiné intenzivně pohlcuje dlouhovlnné záření.

Součástí atmosféry jsou také pevné a kapalné částice označované jako atmosférické aerosoly. Podle původu mohou být přírodní nebo antropogenní.

• Přírodní aerosoly

  • kosmický prach (1,4.1010 kg ročně) je pozůstatkem pronikajících meteoritických částic,
  • vulkanický prach (vulkanické erupce), pomalu se rozptyluje a snižuje intenzitu přímého slunečního záření,
  • kouřové částice (lesní a rašeliništní požáry),
  • částice z povrchu půdy a moře (zvednuty větrem – písečné a prachové bouře, vlnění mořské vody),
  • vodní kapičky,
  • aeroplankton (např. pyl, bakterie).

• Antropogenní aerosoly

  • mají toxické účinky na živé organismy,
  • dálkovým přenosem jsou transportovány z průmyslových oblastí,
  • hygroskopické částice se stávají kondenzačními jádry atmosférických srážek,
  • největší koncentrace je v přízemní atmosféře, dále pak u tropopauzy,
  • problém představují oxid uhelnatý, oxid siřičitý a oxidy dusíku,
  • aktuálním problémem jsou produkty umělého radioaktivního rozpadu,
  • částice jsou srážkami vymývány z atmosféry – nebezpečí kyselých dešťů.

Vertikální členění atmosféry

Podle fyzikálně chemických vlastností lze atmosféru rozdělit na několik vrstev (obr. 2.2). K tomu slouží následující hlediska: změna teploty vzduchu s výškou, stálost chemického složení, fyzikálně chemické procesy a interakce aktivního povrchu a atmosféry.

Změna teploty vzduchu s výškou

Podle změny teploty vzduchu s výškou se rozlišují troposféra, stratosféra, mezosféra, termosféra a exosféra (obr. 2.1).

Troposféra

Troposféra je nejnižší vrstva atmosféry přiléhající k zemskému povrchu. V okolí rovníku sahá její horní hranice do výšky až 18 km, v polárních oblastech dosahuje maximálního rozsahu 9 km. V mírném pásu je  75 % atmosféry soustředěno do troposféry a v okolí rovníku je to až 90 %. Přechod troposféry do stratosféry není ostrý, ale postupný prostřednictvím tropopauzy, která je tlustá několik set metrů až 3 km. Teplota vzduchu klesá v troposféře se vzrůstající nadmořskou výškou podle tzv. vertikálního teplotního gradientu, který činí v průměru 0,65 °C na 100 m. V závislosti na zeměpisné šířce dosahuje horní hranice troposféry různých teplot. Nad póly se teplota pohybuje kolem –50 °C, v mírných šířkách –60 °C a v okolí rovníku klesá až k –80 °C. Obecně převládá v troposféře západní směr proudění a vlivem různorodého aktivního povrchu se zde formují vzduchové hmoty odlišných vlastností. Je zároveň oblastí intenzivního proudění vzduchu (turbulence a konvekce) a nachází se zde většina vodních par, proto se zde formuje aktuální stav klimatického systému, počasí. V pásmu mezi 25–70° zeměpisné šířky lze na obou polokoulích pozorovat 1–2 km pod hranicí troposféry proudění vzduchu o vysokých rychlostech označovaných jako jet stream.

Stratosféra

Stratosféra sahá do výšky 50–55 km. V její spodní části se teplota téměř nemění a je přibližně –60 °C. Od výšky kolem 25 km začíná teplota postupně stoupat, přičemž ve výšce okolo 50 km se dostává na hodnotu kolem 0 °C. Důvodem nárůstu teploty je pohlcování ultrafialového záření ozonem v rámci tzv. ozonosféry, zejména rozvolňování vazeb mezi molekulami kyslíku. Ve výškách kolem 25 km lze občas pozorovat perleťová oblaka, která jsou tvořena přechlazenými kapkami vody, což dokazuje přítomnost vodní páry a vodních kapek i v těchto výškách. Od další vrstvy mezosféry je stratosféra oddělená stratopauzou.

Mezosféra

Horní hranice mezosféry sahá do výšky 80–85 km. Od stratopauzy teplota postupně klesá a na horní hranici dosahuje v létě –80 až –90 °C, v zimě –40 až –50 °C. V blízkosti mezopauzy lze v létě pozorovat stříbřitá oblaka, která jsou tvořena shlukem jemných ledových krystalků nebo kosmického prachu. V mezosféře lze také pozorovat meteory s větší jasností než Venuše, tzv. bolidy.

Termosféra

Termosféra sahá od mezopauzy až do výšky 500 km, nebo podle jiných autorů až do oblastí výskytu polárních září (600–700 km). Polární záře jsou způsobovány vtahováním korpuskulárního záření Slunce do magnetického pole Země. Příznačný je prudký nárůst teploty vzduchu, kdy v horních částech dosahuje teplota hodnot okolo 1 500 °C. Tyto vysoké teploty jsou způsobeny velkou kinetickou energií molekul vzduchu unikajících ze zemské atmosféry. Vertikální rozsah termosféry je totožný s ionosférou, kdy již od svrchní mezosféry nastává ionizace vzduchu umožňující šíření radiových vln. Termopauzou přechází termosféra do exosféry.

Exosféra

Ve výškách nad 800 km dosahují jednotlivé atomy tak velkých rychlostí, že překonávají gravitační sílu a unikají do meziplanetárního prostoru. Jde především o atomy vodíku a helia. Vnější hranice zemské atmosféry je kladena do vzdálenosti 20 000–40 000 km a mluví se o tzv. zemské koróně. Mimo to lze ve vzdálenosti asi 1 000–50 000 km od zemského povrchu vymezit dva radiační pásy Země, ve kterých jsou přítomny elektricky nabité částice s mimořádně vysokými rychlostmi pohybu.

Stálost chemického složení

Podle stálosti chemického složení atmosféry lze rozlišit homosféru a heterosféru.

Homosféra

Homosféra zahrnuje zemskou atmosféru přibližně do výšky okolo 90 km. Působením turbulentního promíchávání vzduchu se v ní v podstatě nemění chemické složení vzduchu. Obsažené látky se intenzivně podílejí na energetické bilanci Země. Od heterosféry je oddělena homopauzou.

Heterosféra

Rozprostírá se nad homosférou a ustává zde turbulentní výměna vzduchu, proto se zde neudržuje stále složení vzduchu jako v homosféře. Podle molekulární hmotnosti jednotlivých plynů se začíná více projevovat difúzní rovnováha, proto ve větších výškách několika tisíc kilometrů převažuje atomární vodík a helium. Současně se zde také uplatňuje elektromagnetické záření, které způsobuje fotoionizaci a fotodisociaci.

Fyzikálně chemické procesy

Podle fyzikálně chemických procesů můžeme rozlišit neutrosféru, chemosféru a ionosféru.

Neutrosféra

Jde o část atmosféry zahrnující troposféru, stratosféru a větší část mezosféry, tedy sahající do výšky kolem 60–70 km. Je zde malá koncentrace iontů, proto zde nedochází k odrazu radiových vln.

Chemosféra

Chemosféra představuje část stratosféry, mezosféru a dolní termosféru, tedy vrstvu, kde za přítomnosti slunečního záření probíhají fotochemické reakce převážně molekul kyslíku, ozonu a dusíku.

Ionosféra

Ultrafialové a korpuskulární záření odštěpuje v ionosféře elektrony od neutrálních atomů a molekul vzduchu, které tak získávají kladná náboj. Volné elektrony se mohou připojit k jiným atomům a molekulám vzduchu a ty pak získávají záporný náboj. Vysoká koncentrace těchto iontů a volných elektronů způsobuje, že se plyny stávají elektricky vodivými. Obzvlášť vysoká je koncentrace iontů v zónách D (60–80 km), E (100–120 km), F₁ (180–200 km) a F₂ (300–400 km), které mají vliv na šíření radiových vln.

Interakce aktivního povrchu a atmosféry

V závislosti na interakci aktivního povrchu a atmosféry se atmosféra dělí na planetární mezní vrstvu a volnou atmosféru.

Planetární mezní vrstva

Tato vrstva sahá do výšky 1–2 km a projevuje se zde turbulentní proudění vzduchu. Největší vliv má aktivní povrch v místech troposféry, která k němu bezprostředně přiléhá. V případě výskytu aerodynamicky hladkých povrchů (vodní hladina, sněhová pokrývka) proudí vzduch laminárně. V této vrstvě je dobře vyjádřen denní chod meteorologických prvků.

Volná atmosféra

Volná atmosféra se rozkládá nad planetární mezní vrstvou. Fyzikální děje zde nejsou ovlivňovány aktivním povrchem a turbulentní tření tak lze zanedbat.

---

Shrnutí a literatura