Ukázka je z knihy Meteorologie (J. Bednář, 2003).

18.1  Základní pojmy a poznatky

Již v průběhu 18. století, kdy byly konstruovány první přístroje umožňující jednoduché, ale již tehdy vcelku systematicky prováděné pokusy se statickou elektřinou, se dospělo k závěru, že některé pozorované jevy se nápadně podobají tomu, co lze v podstatně větším měřítku sledovat v zemské atmosféře (blesky apod.). Přibližně ve stejné době se rovněž formuje poznatek, podle nějž zemský povrch a atmosféra jsou stále ve stavu elektrického napětí, tj. zemský povrch nese elektrický náboj jednoho znaménka a atmosféra náboj převážně znaménka opačného. Na základě všeobecně vžité konvence se náboj zemského povrchu za podmínek bezoblačné oblohy začal označovat jako záporný a převažující náboj atmosféry kladný. Tato konvence je ovšem spjata se základní konvencí o záporné polaritě elementárního náboje elektronu.

Z metodického hlediska se rozlišují dva základní typy podmínek pro elektrické procesy probíhající v atmosféře. Prvý z nich bývá v anglosaské literatuře označován "fine weather conditions", což se do češtiny zpravidla volně překládá jako "podmínky klidného ovzduší" a představuje situace s jasnou oblohou nebo s nevelkou oblačností, beze srážek, bez výskytu mlhy, silného větru apod. Protikladem je termín "disturb weather conditions", v překladu "podmínky bouřlivého počasí", odpovídající výskytu výrazné oblačnosti, zejména bouřkových oblaků, padajících srážek, silného větru atd. Protože zemský povrch a atmosféra jsou převážně nabity elektrickými náboji opačné polarity, vytváří se v atmosféře přibližně vertikálně orientované elektrické pole, jehož intenzita dosahuje u zemského povrchu za podmínek klidného ovzduší nejčastěji hodnot 130--140 V m ^{- 1}. V určitých případech, především pod základnami bouřkových oblaků, však elektrická pole zesilují řádově až na desítky tisíc V m ^{- 1} a jsou orientována opačně než za podmínek klidného ovzduší.

Intenzita elektrického pole E je obecně definována jako záporně vzatý gradient elektrického potenciálu U, tj.

avšak v literatuře z oboru atmosférické elektřiny se obvykle zavádí

a vektor intenzity elektrického pole pak za podmínek klidného ovzduší směřuje od zemského povrchu vzhůru. Nulová hladina elektrického potenciálu se zpravidla ztotožňuje se zemským povrchem, který v důsledku své velmi dobré elektrické vodivosti může být dobře považován za ekvipotenciální plochu. Kladně nabitá atmosféra má potom kladný elektrický potenciál, jenž roste s výškou, a to nejvýrazněji v blízkosti zemského povrchu. Jak jsme již uvedli, pod základnami mohutných, především bouřkových oblaků má elektrické pole v atmosféře opačnou polarizaci, tj. zemský povrch se zde jeví vůči atmosféře anomálně kladným a vektor E, definovaný vztahem (18.2), směřuje dolů. V tomto případě se v literatuře obvykle mluví o záporném elektrickém poli v atmosféře, zatímco prvý, podstatně častěji se vyskytující typ elektrického pole, je označován jako kladný.

Elektrická vodivost vzduchu v troposféře, a zejména v blízkosti zemského povrchu, je velmi malá (i když nikoli nulová) a vzduch zde můžeme považovat za technicky dobré dielektrikum. V důsledku zvětšující se ionizace vzduchu s výškou však roste i elektrická vodivost a ve výškách přibližně 50--60 km bývá vzduch již natolik elektricky vodivý, že jednotlivé myšlené sféry obepínající Zemi zde můžeme považovat za ekvipotenciální plochy. Vrstvy atmosféry zhruba nad výškou 50 km se proto v literatuře někdy označují jako elektrosféra.

Obr. 18.1: Zemský sférický kondenzátor

Na základě uvedeného lze zkonstruovat jednoduchý model elektrické struktury soustavy Země-atmosféra, a to v podobě gigantického sférického kondenzátoru tvořeného (viz obr. 18.1) dvěma opačně nabitými deskami kulového tvaru, tj. záporně nabitým zemským povrchem a kladnou elektrosférou, které jsou odděleny vrstvou vzduchu s malou elektrickou vodivostí. Protože však elektrická vodivost vzduchu nikdy není zcela nulová a v atmosféře existuje přibližně vertikálně orientované elektrické pole, musí zde ve vertikálním směru protékat elektrické proudy přivádějící k zemskému povrchu kladný náboj a vybíjející zmíněný sférický kondenzátor. Kvantitativní rozbory problému jednoznačně ukazují, že tímto způsobem by brzy, tj. s relaxační dobou řádově desítky minut, došlo k vybití kondenzátoru, neutralizaci záporného náboje zemského povrchu a zániku vertikálně orientovaného elektrického pole v atmosféře. Jako relaxační dobu v tomto případě označujeme čas, za který by hustota povrchového rozložení elektrického náboje klesla na 1/e původní hodnoty (e -- základ přirozených logaritmů, e =^ˇ 2,71). Protože však elektrické pole v ovzduší je z dlouhodobého a velkoprostorového hlediska stálé, musí existovat opačně působící nabíjecí mechanismus, regenerující záporný náboj zemského povrchu. Jak uvidíme z dalšího, takový mechanismus lze spatřovat v projevech oblačné elektřiny, zejména při bouřkové činnosti. Konkrétními mechanismy, přivádějícími k zemi z dolních partií oblaků převážně záporný elektrický náboj, jsou dále zmíněné hrotové (bodové) výboje a blesky.

V dlouhodobém průměru existuje v atmosféře celkově kvazirovnovážné rozložení elektrického náboje, a tedy v žádném dílčím objemu vzduchu nedochází k trvalému hromadění nebo ubývání elektrického náboje. To však nutně znamená, že hustota přibližně vertikálně tekoucích elektrických proudů je zhruba nezávislá na výšce. Odtud můžeme snadno odvodit, že vertikální růst vodivosti vzduchu musí být kompenzován poklesem velikosti intenzity elektrického pole (přesněji vertikálního gradientu elektrického potenciálu). Elektrický potenciál proto s výškou roste nejrychleji u zemského povrchu, ve vyšších hladinách se tento růst zpomaluje a v oblasti elektrosféry prakticky zastavuje. Celkový potenciální rozdíl mezi zemským povrchem a elektrosférou řádově dosahuje hodnot 10⁵ V.

18.2  Atmosférické ionty a elektrická vodivost vzduchu

Pravděpodobně první pozorování elektrické vodivosti vzduchu prováděl v roce 1795 Coulomb, který se domníval, že ve vzduchu obsažené částice získávají elektrický náboj při nárazech na zelektrovaná tělesa, od nichž jsou po srážce odpuzovány elektrostatickými silami. Na přelomu 19. a 20. století objevují Elster a Geitel i další badatelé elektricky nabité částice řádově molekulárních rozměrů vyskytující se ve vzduchu a nesoucí kladný nebo záporný elektrický náboj, obvykle o velikosti náboje elektronu. Roku 1905 nalezl Langevin podstatně větší elektricky nabité částice tvořené patrně aerosolovými částečkami, na nichž se zachytily molekuly nebo jejich shluky nesoucí přebytek elektrického náboje jednoho znaménka.

Určitá, i když v troposféře a ve stratosféře jen relativně malá část molekul vzduchu je ionizována, tzn. že u jednotlivých molekul dochází ke ztrátě elektronu, který se posléze zpravidla zachytí na jiné původně elektricky neutrální molekule, čímž vznikne dvojice opačně nabitých iontů. Zbytek molekuly po ztrátě elektronu nese přebytek kladného náboje, zatímco útvar vytvořený molekulou a zachyceným elektronem je nabit záporně. Působením elektrostatických přitažlivých sil pak obvykle dojde ke vzniku shluků zpravidla jedné ionizované molekuly a několika neutrálních molekul. Takovýto shluk nebo i sama jednotlivá ionizovaná molekula se popř. mohou zachytit na některé z aerosolových částic rozptýlených v ovzduší. Všechny zmíněné elektricky nabité částice, tj. ionizované molekuly, jejich shluky i nabité aerosolové částice, vyskytující se ve vzduchu, nazýváme atmosférické ionty (aeroionty), v případě kladně nabitých částic mluvíme o kationtech, zatímco záporně nabité se označují jako anionty.

Atmosférické ionty mají poměrně široké spektrum velikostí a v literatuře lze nalézt jejich různé klasifikace. Dosti rozšířená v literatuře je klasifikace Israëlova, jež rozlišuje následující třídy iontů charakterizované velikostí poloměru r:

1. ionty lehké, r Ł 10 ^{- 9} m;
   
   
2. ionty střední, jež se dále dělí na malé střední ionty (10 ^{- 9} m < r Ł 8 . 10 ^{- 9} m) a velké střední ionty (8 . 10 ^{- 9} m < r Ł 2,6 . 10 ^{- 8} m);
   
   
3. ionty těžké (Langevinovy ionty), 2,6 . 10 ^{- 8} m < r Ł 5,5 . 10 ^{- 8} m;
   
   
4. ionty ultratěžké, r > 5,5 . 10 ^{- 8} m.

Pro běžné účely však většinou postačí rozlišovat na jedné straně malé elektricky nabité částice tvořené shluky několika molekul, z nichž nejčastěji jedna nese kladný nebo záporný elementární náboj, a na straně druhé větší elektricky nabité částice vznikající zachycením těchto shluků na původně elektricky neutrálních aerosolových částečkách (jádrech). V prvém případě budeme používat označení malé ionty, zatímco druhou skupinu nazveme velkými ionty.

Pro elektrickou vodivost vzduchu mají rozhodující význam malé ionty, které se vzhledem ke své velké pohyblivosti uplatňují jako účinní nositelé elektrického proudu v atmosféře. Naproti tomu velké ionty jsou obvykle natolik těžké a tím málo pohyblivé, že v elektrických polích vyskytujících se v ovzduší získávají jen relativně malé rychlosti, k protékajícím elektrickým proudům proto přispívají jen slabě. Malé ionty jsou účinně zachycovány aerosolovými částicemi rozptýlenými ve vzduchu, což je potvrzováno skutečností, podle níž v blízkosti zemského povrchu koncentrace velkých iontů obvykle řádově přesahuje koncentraci iontů malých. V případě zvýšeného znečištění vzduchu aerosolovými částicemi dochází k podstatnému úbytku malých iontů a zmenšení počtu těchto nejvýznamnějších nositelů proudu se projeví poklesem elektrické vodivosti vzduchu. Pozorování v atmosféře jednoznačně svědčí o tom, že znečištění vzduchu aerosolovými částicemi je vždy doprovázeno poklesem elektrické vodivosti a obdobné snížení vodivosti vzduchu se vyskytuje i v oblacích a v mlhách, neboť zde jsou malé ionty vyřazovány z děje zachycováním na vodních kapičkách, popř. na ledových částicích. Ze stejného důvodu je vodivost vzduchu několikanásobně vyšší v čistším vzduchu nad oceány a nad polárními ledy než nad kontinenty.

Hlavní příčinou ionizace vzduchu je působení kosmického záření, pronikajícího shora do zemské atmosféry, o čemž svědčí např. růst elektrické vodivosti vzduchu s výškou. Dalším potvrzením role kosmického záření při ionizaci vzduchu je její jistý růst od rovníku směrem k vyšším zeměpisným šířkám (až asi k 40^° šířky). V blízkosti zemského povrchu se však významně uplatňuje i ionizace vzduchu radioaktivním zářením pocházejícím od radioaktivních prvků obsažených v zemi. Rovněž v případech, kdy určitá radioaktivní příměs je rozptýlena přímo v ovzduší, dochází k zesílené ionizaci molekul vzduchu. Radioaktivita pocházející ze země působí v atmosféře především prostřednictvím paprsků b a g , neboť záření a (tok heliových jader) má velmi malý dosah. Záření typu a však může značně přispívat k ionizaci vzduchu, je-li jeho zdroj (radioaktivní příměs) přímo rozptýlen v ovzduší.

Jak již víme, elektrická vodivost vzduchu v troposféře je velmi malá, v důsledku zvětšující se ionizace vzduchu s výškou roste natolik, že ve výškách nad asi 50 km mluvíme o elektrosféře (viz 18.1).

Pravidelný monotónní růst elektrické vodivosti vzduchu s výškou v troposféře a stratosféře neplatí ve vrstvách oblačnosti, kde se uplatňuje již zmíněné lokální snížení vodivosti, a rovněž ve vrstvě prvních několika stovek metrů nad zemským povrchem, kde bývá vertikální průběh mnohdy komplikovaný působením radioaktivních příměsí pocházejících z povrchu, vlivem složité struktury turbulentní výměny ve vzduchu apod.

18.3  Oblačná elektřina

Oblaky v atmosféře se vyznačují zajímavými elektrickými efekty. Pokud jde o velikost koncentrací elektrického náboje, způsob jeho rozložení a intenzitu elektrického pole uvnitř oblaků, lze přibližně rozlišovat tři skupiny:

1. Relativně slabé elektrické projevy u vrstevnatých nesrážkových oblaků, kdy koncentrace elektrického náboje a elektrická pole jsou řádově srovnatelné s poměry v bezoblačném vzduchu. Z hlediska vnitřní struktury se v tomto případě oblačná vrstva skládá nejčastěji ze dvou opačně elektricky nabitých vrstev, přičemž případy, kdy dolní z těchto vrstev je záporná (a horní kladná), a případy opačné polarity jsou zhruba stejně pravděpodobné. Vyskytují se však běžně i oblaky pouze s jednou vrstvou nebo naopak s více takovými vrstvami i oblaky téměř elektricky nenabité.
   
   
2. Silnější elektrické projevy srážkových vrstevnatých oblaků (tj. především oblaků druhu nimbostratus -- Ns). V tomto případě nad ostatními typy rozložení elektrického náboje převládá bipolární struktura, kdy v dolní části oblaku je koncentrován záporný a v horní části kladný náboj. Koncentrace elektrického náboje a elektrická pole uvnitř oblaku jsou přitom asi o řád větší, než je tomu v bezoblačné atmosféře.
   
   
3. Projevy bouřkové elektřiny vyskytující se u oblaků druhu cumulonimbus -- Cb, kdy bipolární struktura se záporným nábojem v dolní části oblaku a s kladným nábojem nahoře je bezvýhradná a elektrická pole uvnitř oblaků i pod ním bývají alespoň o dva řády větší ve srovnání s bezoblačným ovzduším (viz obr. 18.2).

Jednoznačně vysvětlit mechanismus vzniku center elektrických nábojů v oblacích není jednoduché. V podstatě nebyla nikdy vytvořena jednotná teorie, která by plně vysvětlovala slabé elektrické charakteristiky nesrážkových oblaků, silnější elektrické projevy u oblaků, z nichž vypadávají srážky trvalého charakteru, i nápadné elektrické efekty v bouřkových oblacích. Můžeme proto soudit, že při separování nábojů opačných znamének v oblacích nepůsobí pouze jediný mechanismus, ale spíše jde o spolupůsobení řady různých faktorů, jejichž dílčí příspěvky se z kvantitativního hlediska mění v závislosti na fyzikálních podmínkách.

Značné publicity dosáhla Wilsonova teorie z roku 1929, která vychází z toho, že v obvykle se vyskytujícím elektrickém poli v atmosféře jsou padající dešťové kapky polarizovány, přičemž jejich horní poloviny nesou záporný elektrický náboj a dolní poloviny nesou náboj kladný. Za předpokladu, že pádová rychlost dešťových kapek je větší než rychlost pohybu kladných iontů směrem dolů k záporně nabitému zemskému povrchu, budou tyto kapky zachycovat převážně záporné ionty, a to na své dolní kladné nabité části, čímž dojde k jejich celkově zápornému nabíjení. Ve spodních partiích oblaku se potom padající kapky jeví jako záporné centrum elektrického náboje, zatímco nahoře zůstává po zachycení části záporných iontů kapkami přebytek kladného náboje. Takto lze kvalitativně zdůvodnit vznik horního kladného a dolního záporného centra, ale na kvantitativní vysvětlení velikostí elektrických nábojů v bouřkových oblacích zmíněná teorie zdaleka nestačí. Kromě toho se ukazuje, že elektrická pole jsou v bouřkových oblacích zpravidla natolik silná, že nemůže být splněn předpoklad o větší pádové rychlosti kapek ve srovnání s rychlostí dolů se pohybujících kladných iontů. Na druhé straně však i z hlediska dnešních znalostí nelze vyloučit, že mechanismus uvažovaný ve Wilsonově teorii má určitý význam, zejména u oblaků se slabšími elektrickými projevy.

Obr. 18.2: Elektrická struktura bouřkového oblaku. Kromě dvou hlavních elektrických center (záporného náboje v dolní a kladného náboje v horní části) bouřkového oblaku se často pozoruje i menší podružné centrum kladného náboje v blízkosti oblačné základny. To však bývá prostorově i časově bezprostředně vázáno na vypadávání intenzívních srážek a vytváří se pouze tehdy, je-li základna oblaku níže než nulová izoterma. Při vzniku tohoto centra se pravděpodobně největší měrou uplatňuje následující mechanismus: Při tání dostatečně velkých padajících ledových částic vznikají pod hladinou nulové izotermy vodní kapky takových rozměrů, že blána povrchového napětí vody je neudrží pohromadě a dochází proto k jejich samovolnému rozpadání na několik větších zbytků, které pokračují v pádu jako dešťové kapky, a větší počet mikroskopických kapiček. Při rozpadu, popř. tříštění vodních kapek však působí tzv. Lenardův efekt, jehož podstata spočívá v tom, že velké zbytky nesou kladný náboj, zatímco odpovídající záporný náboj difunduje do okolí v podobě záporných iontů a je též transportován mikroskopickými kapičkami. Tímto způsobem kladně nabité padající dešťové kapky se pak v základně oblaku mohou jevit jako určité centrum kladného náboje.

Je zřejmé, že analogické procesy lze předpokládat i u ledových částic, a v této souvislosti můžeme zmínit Wallovu teorii z roku 1948, který usuzoval, že ledové krystalky v atmosféře jsou již elektricky polarizovány samy o sobě bez vlivu vnějšího elektrického pole, jež působí pouze jejich souhlasnou orientaci v prostoru.

Protože silné elektrické efekty v oblacích jsou prakticky vždy spojeny s intenzivními srážkotvornými procesy a s vypadáváním srážek, přičemž alespoň v mírných a vyšších zeměpisných šířkách lze předpokládat, že srážkové oblaky zpravidla obsahují ledové částice, je třeba přisuzovat největší význam teoriím vycházejícím z přítomnosti pevné fáze vody, tj. ledu, v oblacích. Tyto teorie můžeme v zásadě rozdělit do dvou skupin, z nichž prvá využívá termoelektrických vlastností ledu a druhá je založena na elektrických jevech při intenzivním obalování ledových částic přechlazenou vodou za teplot pod 0 ^°C .

V kousku ledu je určitá část molekul H₂O disociována a vyskytují se zde anionty OH ^- a kationty vodíku H ⁺ , které jsou ve srovnání s OH ^- natolik pohyblivější, že elektrické efekty vyplývající z termického pohybu aniontů OH ^- lze v prvém přiblížení zanedbat. Představme si ledovou tyčinku, jejíž dva konce udržujeme na nestejných teplotách. Kationty H ⁺ budou působením termické difuze větší měrou přecházet na chladnější konec, který se tak bude kladně nabíjet, zatímco teplejší konec ponese přebytek záporného náboje. V bouřkovém oblaku můžeme předpokládat, že velké ledové částice zachycují podstatně více přechlazených vodních kapiček a více se na svém povrchu zahřívají uvolňováním latentního tepla při jejich namrzání než drobné ledové částečky. Při vzájemných nárazech se pak na okamžik dostává do kontaktu relativně teplejší povrch velkých ledových částic s chladnějším povrchem malých ledových krystalků, což způsobí, že velké elementy se nabíjejí záporně a malé kladně. Velké částice ledu mohou mít tak velkou pádovou rychlost, že padají dolů, a ve spodní části bouřkového oblaku se jeví jako centrum záporného náboje, zatímco kladně nabité malé částice jsou vzestupnými proudy vzduchu, které se vždy vyskytují alespoň v některých částech bouřkového oblaku (s výjimkou poslední rozpadové fáze existence tohoto oblaku), udržovány nahoře, popř. vynášeny ještě výše, a vytvářejí horní kladné centrum elektrického náboje.

Druhá teorie předpokládá, že proces zachycování přechlazených vodních kapiček na povrchu ledových částic v oblaku může být natolik intenzivní, že zachycená voda nestačí okamžitě zmrznout a led se tak obaluje vrstvou přechlazené vody. Laboratorní pokusy i teoretické závěry ukazují, že pokud se na ledové podložce při teplotách nižších než 0 ^°C vytvoří vrstvička přechlazené vody obsahující chemické příměsi typické pro oblačnou vodu (zejména různé rozpuštěné soli), dochází k zápornému nabíjení ledu a ke kladnému nabíjení přechlazené vody. V bouřkovém oblaku, kde vždy působí silná turbulence a dochází k četným vzájemným srážkám ledových částic, mohou z obalové blány tvořené přechlazenou vodou odstřikovat drobné kladně nabité kapičky, které se pak působením vzestupných vzdušných proudů hromadí v horní části oblaku, zatímco zbylé záporně nabité velké elementy propadávají dolů, neboť jejich pádová rychlost převyšuje rychlost vzestupných proudů vzduchu. Obdobně bývá záporné nabíjení větších ledových částic pozorováno někdy i při okamžitém namrzání přechlazených vodních kapiček, kdy je kladný náboj odnášen do okolí prostřednictvím odlétávajících jemných úlomků ledu.

Všechny zmíněné mechanismy separování elektrických nábojů opačného znaménka v oblacích mají společné jednoduché schéma, které je možno rozdělit na dvě fáze:

1. Větší srážkové elementy, tj. ledové částice, popř. i dešťové kapky, se z určitého důvodu vysvětlovaného příslušnou teorií nabíjejí záporně, zatímco v jejich okolí se vytváří převaha kladného náboje.
   
   
2. Vlastní separování elektrických nábojů je v podstatě způsobeno zemskou tíží (za spolupůsobení vzestupných vzdušných proudů v oblaku), velké elementy padají dolů, v dolní části oblaku se jeví jako záporné centrum a nahoře zůstává přebytek kladného náboje (v podobě převahy kladných iontů, popř. převážně kladně nabitých maličkých kapiček nebo ledových částic, jejichž pádová rychlost je menší než rychlosti vzestupných proudů vzduchu).

Kromě těchto tzv. gravitačních teorií lze v literatuře nalézt i některé jiné, s menším významem, kde vliv zemské tíže je nahrazen relativními pohyby ve vzestupných a sestupných proudech vzduchu uvnitř bouřkových oblaků a které uvažují i případný vliv hrotových výbojů.

18.4  Hrotové (bodové) výboje

Za běžných podmínek v atmosféře představují přibližně vertikálně tekoucí elektrické proudy pohyb iontů vzniklých zpravidla působením kosmického nebo radioaktivního záření. Elektrony po svém odtržení z molekul jsou při srážkách s dalšími elektricky neutrálními molekulami vzduchu v atmosféře na nich většinou zachycovány, neboť nemají kinetickou energii postačující k tomu, aby při nárazu způsobily novou ionizaci. V dostatečně silném elektrickém poli však elektron během časového intervalu mezi svým uvolněním z molekuly a první srážkou s další neutrální molekulou může získat natolik velkou kinetickou energii, aby molekulu, na niž narazí, ionizoval, tj. způsobil nové odtržení elektronu (tzv. ionizaci nárazem). Obdobně mohou působit i další elektricky nabité částice, např. ionizované molekuly nebo jejich shluky, které však vzhledem ke své podstatně menší pohyblivosti mají ve srovnání s volnými elektrony v elektrickém poli poměrně slabou ionizační schopnost. Elektron uvolněný při nárazu z původně neutrální molekuly působí opět ionizací nárazem a počet iontů takto lavinovitě roste.

Obr. 18.3: Elektrické siločáry pod bouřkovým oblakem, na dolní části obrázku deformace jejich pole při hrotovém výboji

Uvažujme nyní elektrické pole mezi oblakem, v jehož spodní části je koncentrován velký záporný náboj, a zemí, na níž je tímto záporným nábojem indukován kladný elektrický náboj. Elektrické siločáry jsou přibližně vertikální. Tuto situaci máme schematicky znázorněnou na horní části obr. 18.3. Do popsaného elektrického pole vložme vodič natolik malých rozměrů, abychom jej v prvém přiblížení mohli považovat za bod (hrot), který je vodivě spojen se zemským povrchem (uzemněn), a má s ním proto stejný elektrický potenciál. Kolem tohoto vodiče jsou pak elektrické siločáry deformovány tak, jak je zřejmé z dolní části obr. 18.3, a tímto způsobem vzniká v jeho bezprostředním okolí zesílení elektrického pole (zhuštění siločar), čímž mohou být vytvořeny podmínky pro ionizaci nárazem. Okolo zmíněného bodového vodiče (hrotu) se potom vytváří oblak iontů, z něhož jsou uzemněním odváděny k zemskému povrchu ty částice, jež nesou vzhledem k zemi náboje opačného znaménka. Tento děj bývá nazýván hrotovým (neboli bodovým) výbojem. V právě popsaném typickém případu je takto k zemskému povrchu přiváděn záporný náboj, který se po něm ihned rozestře, neboť povrch Země lze považovat za prakticky dokonale vodivou plochu. Pro bodový uzemněný vodič nalézající se v určité výšce nad zemí existuje jistá kritická hodnota velikosti intenzity původního elektrického pole, při níž v jeho okolí nastává vlivem zhuštění elektrických siločar ionizace nárazem a vytváří se hrotový výboj. V případě bodového vodiče dokonale vodivě spojeného se zemským povrchem a umístěného přibližně ve výši vrcholků vzrostlých stromů představuje tato kritická hodnota 600--1000 V m ^{- 1}, tj. několikanásobek velikosti intenzity běžného elektrického pole v podmínkách klidného bezoblačného ovzduší.

Ideální dokonale uzemněné bodové vodiče můžeme v přírodě najít jen zřídka. S přiměřeně menší účinností však stejným způsobem vznikají hrotové výboje na vrcholcích stromů, keřů, koncích větví, hrotech stožárů, věží, vztyčených elektricky vodivých tyčí atd.

Silné hrotové výboje jsou provázeny i zvukovými efekty (praskáním) a někdy dobře patrnými zrakovými vjemy spočívajícími v jiskření a sršení různých kovových hrotů, špiček stožárů, věží apod. Lidově bývá tento úkaz označován jako Eliášův oheň. Intenzita hrotových výbojů a výraznost právě zmíněných doprovodných jevů je úměrná rozdílu elektrického potenciálu mezi uzemněným bodovým vodičem a okolním vzduchem, což je totéž jako potenciální rozdíl mezi zemským povrchem a hladinou ovzduší, kde se daný bodový vodič nalézá. Experimentální i teoretické závěry rovněž ukazují, že intenzita hrotových výbojů se poněkud zvětšuje s rostoucí rychlostí větru.

Jako historickou zajímavost lze uvést, že na principu odsávání elektrického náboje z dolní části bouřkových oblaků prostřednictvím hrotových výbojů byl v podstatě založen již v polovině 18. století bleskosvod (hromosvod) Prokopa Diviše. Obdobně dochází za bouřky k intenzivním hrotovým výbojům např. u skupin vysokých jehličnatých stromů, a zejména v prostředí měst, kde se obvykle vyskytuje veliký počet nejrůznějších hrotů, špiček věží apod. určitým způsobem vodivě spojených se zemí.

18.5  Blesky

V případě blesku jde o silný jiskrový elektrický výboj buď mezi centry elektrického náboje opačné polarity uvnitř bouřkového oblaku druhu cumulonimbus (zpravidla mezi centrem kladného náboje v horní a centrem záporného náboje v dolní části tohoto oblaku), nebo mezi jedním tímto centrem (nejčastěji dolním záporným) a zemským povrchem. V prvním případě se obvykle mluví o vnitřním blesku, ve druhém o blesku do země. Vyskytují se i blesky mezi elektrickými centry různých prostorově si blízkých bouřkových oblaků.

Na rozdíl od hrotových výbojů, které probíhají v omezených objemech vzduchu v bezprostředním okolí elektricky vodivých předmětů malých rozměrů (hrotů, špiček atd.) vodivě spojených se zemským povrchem, jde v případě blesku o elektrický výboj doprovázený vysokou ionizací vzduchu ve značném prostorovém rozsahu.

Prvá hlavní fáze blesku je tvořena vůdčím výbojem (vůdcem blesku -- angl. leader, odtud v češtině někdy používané slangové označení "líder"), který vytvoří opticky patrný kanál vysoce ionizovaného a zahřátého vzduchu, jímž pak po určitý časový interval protéká elektrický proud. Vůdčí výboj se často pohybuje po jistých krocích (stepped leader), což se vysvětluje tím, že na jeho dráze dochází k poklesu gradientu potenciálu pod určitou kritickou hodnotu a pohyb výboje se pak na několik mikrosekund až milisekund zastavuje, zatímco intenzita elektrického pole během tohoto času znovu vzroste.

Průměry kanálů ionizovaného vzduchu dosahují podle výsledků četných pozorování několika mm až několika cm, v řadě případů i přes 10 cm. Podle intenzity jednotlivých pozorovaných spektrálních čar plynů tvořících součást vzduchu lze soudit, že teploty v kanálech blesků dosahují hodnot až kolem 25 tisíc kelvinů.

Podle vzhledu se např. rozlišuje:

• blesk čárový, vyskytující se nejčastěji mezi oblakem a zemí, jehož viditelný kanál není rozvětven;
  
  
• blesk perlový (čočkový), vzácněji se vyskytující typ s opticky přerušovaným kanálem, což je zřejmě způsobeno pozorováním přes husté vypadávání srážek;
  
  
• blesk rozvětvený, vyskytující se mezi oblakem a zemí, ale i uvnitř oblaku, často s bohatým větvením, přičemž optická intenzita rozvětvených dílčích kanálů směrem od hlavního kanálu obvykle slábne;
  
  
• blesk plošný, kdy kanál blesku je pozorovateli skryt uvnitř oblaku, přičemž je opticky patrno pouze osvícení oblaku zevnitř;
  
  
• blesk stuhový, vyskytující se řídce, s výrazně širším opticky patrným kanálem, což bývá vysvětlováno ovlivněním kanálu silným větrem.

Vzácným jevem vyskytujícím se při bouřkách je kulový blesk. Mívá sférický tvar o průměru od několika centimetrů až -- v extrémních případech -- po několik metrů, projevuje se světélkováním v různých barvách, volně se vznáší ve vzduchu nebo klesá shora dolů. Někdy mizí explozí, jindy se zcela tiše rozplyne, vniká do budov nejčastěji komíny nebo okny a má destruktivní účinky, při dotyku vznikají popáleniny. Původ kulového blesku není dosud zcela objasněn, většinou se dnes soudí, že jde o určitou formu existence plazmy v atmosféře, někteří autoři se domnívají, že může jít o jakési shluky plazmy původně vzniklé "svinutím" kanálů obyčejných blesků.

Zvukovým průvodním jevem blesku je hřmění (hrom). Jeho zdrojem je tlaková vlna vzniklá náhlým zvětšením objemu vzduchu v kanálu blesku při jeho ohřátí na teploty asi 25 tisíc kelvinů.

Blesky jsou zdrojem i rádiových signálů, tzv. atmosfériků, zkráceně sfériků, které při výskytu bouřek např. ruší poslech rozhlasu. Jde o elektromagnetické vlnění, jež vzniká při pohybu elektrických nábojů přenášených blesky, a vzhledem k tomu, že změny rychlosti tohoto pohybu nevykazují pravidelné periody, má charakter vcelku nepravidelných pulzů, které po rozložení do Fourierova rozvoje obsahují široký rozsah frekvencí. Sledování struktury atmosfériků může tímto způsobem poskytovat informace o rychlostech pohybu elektrického náboje v blescích a v praxi se atmosfériků využívá i k lokaci bouřek prostřednictvím speciálních zaměřovačů, popř. k registraci bleskových výbojů apod.

Box 16: Ochrana před bleskem
Všichni asi známe pravidlo, že blesk je "přitahován" tím, co vyčnívá a je elektricky vodivě spojeno se zemí. Nebezpečný proto může být deštník, stojící postava na rovině je též ohrožena, úderům blesku jsou často vystaveny vyčnívající stromy. Stejného pravidla však využívá i konstrukce bleskosvodu (hromosvodu). Zde je však podstatné jeho řádné uzemnění, jinak se tato zařízení změní z ochrany na nebezpečný faktor.

Dále je třeba si uvědomit, že v okamžiku úderu blesku vznikají v jeho blízkosti obrovské prostorové gradienty pole elektrického potenciálu. Stojíme-li rozkročeni, může mezi místy, v nichž se naše nohy dotýkají země, vzniknout na okamžik tak velké elektrické napětí (krokové napětí), že naším tělem projde smrtelný elektrický proud. V této souvislosti je více ohrožen např. dobytek, který má ve srovnání s člověkem více nohou, jež jsou od sebe více vzdáleny. Není proto divu, že omráčení či usmrcení stáda či jednotlivého kusu dobytka blízkým úderem blesku je poměrně častým jevem.

SHRNUTÍ

Věříme, že výklad vzniku bouřkové elektřiny, blesků, hrotových výbojů apod. mimo jiné obohatí naši školskou výuku fyziky a přečtená kapitola umožní pedagogům seznámit se s těmito jevy. Je známo, že právě poučenost o těchto jevech u nás v didaktice fyziky bohužel patří ke slabým místům.