BIBLIOTEKA • PROBLEMÓW • TOM SZEŚĆDZIESIĄTY TRZECI

ŚWIAT KTÓRY NAS OTACZA

Sześć szkiców tworzących niniejszą książką opiera się na tzw. Wykładach Gwiazdkowych wygłoszonych w Instytucie Królewskim w grudniu 1958 i styczniu 1959 roku, a przeznaczonych dla audytorium składają­cego się głównie z młodzieży. Wykłady te zorganizował Dyrektor Instytutu Królewskiego, Sir Lawrence Bragg, z okazji zakończenia Międzynarodowego Roku Geofi­zycznego.

Stało się tradycją, że wykłady Gwiazdkowe są boga­to ilustrowane za pomocą pokazów, doświadczeń i fil­mów. Niniejsze eseje, jakkolwiek treścią odpowiada­ją tym wykładom, różnią się jednak od nich znacznie co do formy. Wiadomości w nich podanych nie nale­ży traktować jako podsumowanie prac podejmowanych przez geofizyków w okresie osiemnastu miesięcy MRG, ale jako wprowadzenie w problematykę, która skupiała na sobie uwagę osób pracujących w dziedzinie nauk

o Ziemi. Mamy nadzieję, że jako takie zainteresują licz­nych zaróumo starszych, jak i młodszych czytelników, ciekawych świata, który nas otacza.

Autorzy pragną wyrazić swą wdzięczność Sir La­wrence’owi Braggowi za wskazówki w przygotowaniu wykładów, personelowi Instytutu Królewskiego za sprawną współpracę przy pokazach, zaś wydaionictwu „The English Universities Press”, a zwłaszcza jego Dyrektorowi Naczelnemu panu Johnowi Maitlandowi, za umożliwienie wydania niniejszej publikacji.

G. Sutton

Jonosfera, o której J. A. Ratcliffe pisze w niniejszym szkicu, jest to zjonizowana, tzn. złożona z naelektry- zowanych cząstek, część atmosfery górnej. Fakt jej istnienia pozostawał nieznany do czasu wprowadzenia dalekosiężnej łączności bezprzewodowej za pomocą fal elektromagnetycznych. Zanim bowiem Marooni wyka­zał, że jego sygnały mogą dotrzeć za Atlantyk, wielu fizyków, nie wiedząc o istnieniu jonosfery, dochodziło do wniosku, iż dalekosiężna łączność radiowa jest nie­możliwa. Interesującą rzećzą jest także to, że stanowią­ca istotę radiolokacji (radaru) technika impulsowa roz­winęła się w związku z badaniami jonosfery. Stanowi to piękny, przykład, jak pozornie akad0mickie i odle­głe od praktycznych celów badania w istocie rzeczy okazują się niezwykle ważne dla zastosowań zaróumo wojennych, jak pokojowych.

J. A. Ratcliffe, pionier radia i radiolokacji, w "roku 1951 wybrany członkiem Towarzystwa Królewskiego, jest obecnie dyrektorem Działu Badań Radiowych w Departamencie Badań Naukowych i Przemysłowych.

Ponieważ wiele badań opisanych w niniejszej książ­ce dotyczy najwyższych warstw atmosfery ziemskiej, należy najpierw zdać sobie sprawą z ich własności. Je­żeli wejdziemy na szczyt wysokiej góry, okaże się, że oddychanie jest tam bardzo utrudnione, ponieważ na szczycie góry powietrza jest ¡mniej niż u jej podnóża. Lecąc samolotem na wielkiej wysokości nie możemy wcale oddychać i zmuszeni jesteśmy korzystać z kabi­ny hermetycznej zasilanej w powietrze za pomocą spe­cjalnych urządzeń. Istotnie, ciśnienie powietrza a także koncentracja jego cząsteczek stale maleje, w miarą jak wznosimy sią w górą. Na wysokości 20 km spada do około 1/10 swojej wartości przy Ziemi, po następ­nych 20 kim znowu spada do około 1/10 swojej poprzed­niej wartości (to znaczy do około 1/100 swej wartości początkowej) itd., tak że na wysokości około 100 km wynosi mniej więcej 1/10 000 swej wartości przyziem­nej. Jest to już bardzo mało, ale na jeszcze większych wysokościach ciśnienie staje się mniejsze niż w naj­lepszej próżni, jaką możemy osiągnąć laboratoryjnie.

O tej właśnie części atmosfery, w której! koncentracja cząsteczek gazów jest znacznie mniejsza niż przy Zie­mi, będziemy mówić w niniejszym rozdziale.

W ciągu dnia to bardzo rozrzedzone powietrze na­świetlane jest przez Słońce nie tylko promieniami wi­dzialnymi, które dochodzą również do powierzchni Zie­

mi, lecz także promieniami nadfiołkowymi oraz pro­mieniami X*. Promieniowanie to jonizuje powietrze, to znaczy wytrąca elektrony z cząsteczek gazów, które sią tam znajdują. Elektrony te są bardzo lekkie i obdarzo­ne ładunkiem elektrycznym. Jeżeli ich koncentracja jest dostatecznie duża, mogą one odbijać fale radiowe. Ta cząść atmosfery, która zawiera wystarczającą liczbą elektronów, by fale radiowe odbijały się od niej w ta­ki sposób, została nazwana jonosferą.

Jonosferę można badać za pomocą fal radiowych w sposób następujący. Krótka wiązka fal radiowych wysłana ze znajdującego sią na Ziemi nadajnika zostaje, po odbiciu sią od jonosfery, odebrana w tym samym miejscu. Odebrany ¡h sygnał odchyla plamką I świetlną na ekranie oscy- I loskopu, co daje ślad po- I dobny do przedstawione- I go na rys. 1. W chwili na- I dania fali plamka zaczy- | na sią poruszać z lewa na I prawo ze znaną prąd- I kością, w momencie zaś I powrotu „radio-echa” zo- I staje wychylona pionowo,

tak jak w oznaczonym punkcie „odbiór echa” na rys. 1. Mierząc odległość od początku śladu do początku echa można, znając prędkość ruchu plamki, wyznaczyć czas potrzebny fali na przejście do jonosfery i z powrotem. Znając prędkość rozprzestrzeniania się fal radiowych

możemy z kolei obliczyć wysokość, na jakiej nastąpiło odbicie. Waha się ona w granicach od około 100 do 200 km.

Różne fale radiowe docierają do różnych wysoko* ści; aby wyjaśnić dlaczego sic tak dzieje, musimy nieoo bliżej zapoznać się z naturą tych faL Istnieje wiele różnych rodzajów fal, lecz dla omówienia ich wygodnie jest posłużyć się przykładem fal na po­wierzchni wody, przedstawiając je schematycznie tak jak na rys. 2. Fale te poruszają się w ten sposób, że

v/v'

każdy ustalony punkt powierzchni wody wykonuje oscylacyjne ruchy do góry i na dół. Liczba takich drgań zachodzących w ciągu sekundy nazywa się czę­stotliwością fali. Odległość pomiędzy dwoma kolejny­mi „grzbietami” nazwano długością fali. Jest ona tym większa, im mniejsza jest częstotliwość fali. Dla fal na powierzchni wody częstotliwość wynosi 1—2 oscy­lacje na sekundę. Fale radiowe, o których będzie mo­wa, różnią się wprawdzie znacznie od fal na po­wierzchni wody, gdyż są natury elektrycznej i mogą rozchodzić się w pustej przestrzeni, ale również mo­żemy mówić o ich długości, częstotliwości i prędkości.

Fale radiowe o dowolnej częstotliwości możemy wytwarzać, wywołując w przewodzie przepływ prądu zmieniającego kierunek z żądaną częstotliwością.

Przewód staje się wówczas anteną nadawczą. W celu badania jonosfery używamy fal, w których prąd zmie­nia się nadzwyczaj szybko, to znaczy fal o bardzo dużej częstotliwości, rzędu miliona oscylacji na se­kundę.

Pojawia się pytanie, jak na nasze jonosferyczne eksperymenty wpłynie zmiana częstotliwości fali. Okazuje się, że w miarę wzrostu częstotliwości wzra­sta wielkość koncentracji elektronów niezbędnej dla odbicia fali, a ponieważ koncentracja rośnie ze wzro­stem wysokości, wysokość, na której fala odbija się, rośnie wraz ze wzrostem częstotliwości fal. Stwier­dzono np., że fale o częstotliwości ok. 1 miliona oscy­lacji na sekundę odbijiają się na wysokości ok. 100 km, podczas gdy fale o częstotliwości ok. 5 milionów na sekundę odbijają się dopiero na wysokości ok. 250— 300 km. Zwiększając częstotliwość fali i widząc, jak zmienia się wysokość odbicia fali, możemy wyznaczyć koncentrację elektronów na dowolnej wysokości. Po­stępowanie takie nazywa się „sondowaniem jonosfe­ry”, ponieważ wykorzystuje się w nim „echo radio­we” do „sondowania” wysokości jonosfery, w po­dobny sposób jak marynarze sondują głębokość oce­anu.

Sieć obserwatoriów jonosferycznych rozrzuconych po całym świecie przeprowadza regularne sondowa­nia jonosfery w powyższy sposób. Używana w nich aparatura umożliwia automatyczny zapis wyników w sposób przedstawiony schematycznie na rys. 3. Za­pisy takie noszą nazwę jonogramów. Wysokość odbi­cia fali radiowej wykreślona jest na nich w funkcji częstotliwości i z kolei można z nich wyliczyć kon­centrację elektronów na różnych wysokościach nad obserwatorium. Warto zwrócić uwagę, że w zapisie przedstawionym na rys. 3 brak w ogóle echa dla czę-

stotliwości większych niż 12 milionów oscylacji na sekundę. Spowodowane Jest to tym, że ha żadnejj wy­sokości nie istnieje koncentracja elektronów Wystar­czająco duża dla odbicia takich lal. Przedostają się one przez jonosferę w przestrzeń kosmiczną.

^F^ODnczem^n^podstawl^oonogramu” (takiego, jaki przedstawiony został na rys. 3) koncentracji elek­tronów na różnych wysokościach, otrzymamy wynik podobny do wykresu na rys. 4, gdzie koncentracja

elektronów, wyrażona przez ilości elektronów na cen- | tymetr sześcienny, wykreślona została w funkcji wy­sokości wyrażonej w kilometrach. Kształt tej krzywej; zmienia się w zależności od pory dnia, pory roku i po- i łożenia geograficznego. Rys. 5 przedstawia szereg roz- 1 kładów koncentracji elektronów nad Anglią w róż- 1 nych godzinach letniego dnia. Można na nim zauwa- 1 żyć, że największa koncentracja elektronów wystę- I puje w południe, kiedy promieniowanie słoneczne | produkuje wciąż nowe elektrony, zaś zmniejsza się I w nocy wskutek łączenia się elektronów z powrotem I z cząsteczkami gazów atmosferycznych, przy jedno- | czesnym braku produkcji nowych. W innych miej­scach i w innych porach można by uzyskać inne wy­niki, toteż ważnym celem badań jonosferycznych jest stwierdzenie, w jaki sposób 'koncentracja elektro­nów zmienia się w czasie i przestrzeni.

Zdarzają się niekiedy dni z bardzo osobliwymi roz­kładami koncentracji elektronów. Przykładem jest tu kreskowana linia na rys. 6, którą można porównać z linią ciągłą odpowiadającą stanowi z dnia „normal­nego". Osobliwości takie obserwuje się zazwyczaj we wszystkich obserwatoriach jednocześnie i mówi się

o wystąpieniu „burzy jonosferyczneji”. Takie burze natury elektrycznej: występują wyłącznie w jono- sferze, nie mają związku z pogodą w pobliżu po­wierzchni Ziemi i są zupełnie innego rodzaju niż zwy­czajne burze z piorunami. Wiążą się natomiast ściśle z burzami magnetycznymi, które zostaną omówione obszerniej w rozdziale II. Będzie tam wyjaśnione, że są one wynikiem zaburzeń w jonizującym promienio­waniu Słońca, związanych z obecnością widocznych plam słonecznych. Jeżeli obserwacje Słońca prowadzą do wniosku, że można oczekiwać burzy jonosferycz- nej, ostrzega się o tym wszystkie obserwatoria jono-

sferyczne, by mogły zwiększyć częstość wykonywa­nia jonogramów i w ten sposób szczegółowo stwier­dzić, jakie zmiany zachodzą w jonosferze.

Badania za pomocą „jonosond” wykazują, że kon­centracja elektronów wzrasta ze wzrostem wysokości, osiągając maksymalną wartość na wysokości ok. 250 km, a następnie znowu maleje. Badania te nie mo­gą jednak dostarczyć informacji, jaka jest koncentra­cja powyżej owego maksimum. Gdybyśmy jednak znajdowali się na zewnątrz jonosfery i mogli obser­wować przechodzące przez nią fale o dostatecznie du­żej częstotliwości, to bylibyśmy w stanie wyciągnąć stąd pewne wnioski o własnościach górnych części jonosfery. Jak dotychczas nie jest to możliwe, ale za pomocą sztucznych satelitów spróbowano zrobić ten eksperyment w odwrotnym kierunku. Obserwowano w tym celu na Ziemi fale radiowe emitowane przez sztuczne satelity wyżej rozważanej warstwy, tak że przechodziły one przez nią, nim doszły do aparatu od­biorczego.

fftywan# v tjn cci« sztuczne satelity przystoso- arane tą d© anutcnraaut w sposób ciągły i jednostajny fal radiowych o »»IrtlHMŚfi wystarczająco dużej, Iff tmgiy pta-fiikaą/t prttz ymetśert Na Ziemi od- b»<*f«¡a aparaty dwóch rodzajów -i--. ptęelkeM, z i&feą MteilU zbliża się, względnie oddala. Gdyby jeawwiera ni i- oddziaływała na przechodzące prin nią ia-te za-ów«* kąt padania fali. jak i obser- uwwaAa prędkość zMiżaróa się )ub oddalania sateli­ty ¿ffiL*m*łyltry *ię w ipadb rtfularnjr i można by je a pbty wyliczyć. Obecność joooafery aakłóca jednak tQ nfuitfieit, a wynikaj-ące stąd różnice pozwalają wy- zftaczyć pewna dane dotycząc* koncentracji elektro­nów pwwyaej 7/atstwy, w które) osiąga ona swą war- taŚC maksymalną.

limwfc. a kdngD fał* priychodzą, wyznacza się, oflbiiifj i^i’ jf.' jednorwdnie aa pomocą dwóch anten pułąc/iiniych a jadnjm odbiornikiem W miarę jak kąt pad anta fal aaą aaaMcda. wypadkowy sygnał to wzma- ga mą, 1» aaaaka pray ctym pray szeregu wartości kąta znika aupriafca. Automatyczny zapis sygnału na wy}^«ńu «dtomndka wygląda podobnie do zapisu przed- i—gr aa rya. T. Znając momenty, w których sygnał m ili arta* wyaaaccyć zmiany szukanego kąta. Okaałatjjs aśą. tor nie zmienia się on tak płynnie, jafefty la wymh da a rąjalarawgn ruchu aatelity, i róż- ■kaą tą prtfpttm)* gą wpływowi jonosfery.

PtąaNtaer sMuaaŁe stą lula oddalania satelity znaj­da Jaaay afcawrwając Ław ijawtgw Dopplera. Polega mm m tjA la a^pMlaidt ff atu odbieranego od dMMaJąa«^» alą nadapdka )ad atfąjkma. aaś od odda- lająeaga alą aani Jm i tft w nwaywłitałri. Analogiez- m ajawteko afta fał dAwmwaryrii c**r*to aaoana saob- amwwad, gdy MMamitywe gwtadaąr tnij# »aa ta

M

znaczną prędkością. W chwili mijania, gdy źródło dźwięku zmienia się ze zbliżającego na oddalające, wysokość tonu gwizdu wyraźnie spada. Jeżeli ohser wator znajduje się blisko toru, zmiana wysokości to­nu jest gwałtowna, jeżeli zaś dalej — zmiana ta na­stępuje bardziej stopniowo. Jeżeli wysokość- albo czę­stotliwość tonu wykreślimy w funkcji czasu, to po­wstaje krzywa podobna do przedstawionej na rys. B. A oznacza tu moment, w którym lokomotywa mija obserwatora. W przypadku fal radiowych należało użyć specjalnych przyrządów do pomiaru częstotli­wości, a gdy następnie wykreślono krzywą podobną do przedstawionej na rys. 8, okazało się, że kształt jej jest nieco odmienny od tego, którego należało ocze­kiwać. Badając następnie, jak dalece odbiega on od tego kształtu, uzyskano informacje o koncentracji elektronów w jonosferze. Rys. 9 przedstawia taką krzywą, uzyskaną przy przelocie jednego ze sztucz­nych satelitów.

Pomiary dokonywane w takt czy inny sposób c fa­lami radiowymi emitowanymi prze* satelity dostar­czyły pewnych informacji. Jak się łroncen- 1 racja (tfklronów powyżej poetomu »woj maksym«]-

neji wartości. Wyznaczenie tego spadku ułatwił fakt, że niektóre spośród pierwszych satelitów przelatywa­ły nad obserwującą je stacją dwukrotnie w ciągu do­by: raz na stosunkowo niewielkiej wysokości ok. 200 km, drugi zaś na stosunkowo dużej, wynoszącej ok. 500 km. Pozwoliło to na pomiary na dwóch wy­sokościach. Wiele trzeba będzie jednak jeszcze zro­bić, aby zbadać własności górnej części jonosfery w różnych miejscach oraz w różnych porach dnia czy roku.

Na rys. 9 widać także, że przedstawiona na nim krzywa Dopplera nie jest gładka, lecz wykazuje nie^ regularne skoki. Skoki te nie są jeszcze dostatecznie wyjaśnione, ale przypuszcza się, że wskazują one na istnienie w jonosferze poziomych nieregulamości. Doświadczenia dotyczące kierunku padania fal pro­wadzą do podobnych wniosków.

Rozpatrzmy obecnie inną metodę badania jonosfe-

ry, w której wykorzystano fakt, że każde wyładowa­nie atmosferyczne (piorun) Jest naturalnym nadajni­kiem ogromnej mocy. Wyładowania takie składają się z iskier o długościach rzędu setek metrów; w iskrach tych płyną silne i gwałtownie zmieniające się prądy, emitując fale podobne do tych, jakie wysyła zwyczaj­ny nadajnik. ■ Fale emitowane w przyrodzie różnią się jednak od fal wysyłanych przez nadajniki skonstruo­wane przez człowieka częściowo tym, że zawierają szeroki zakres różnych częstotliwości, a nie tylko jed­ną, częściowo zaś tym, że częstotliwości te są niższe, zawierając się pomiędzy mniej więcej 100 a 100 000 oscylacji na sekundę. Dolne z nich odpowiadają czę­stotliwościom fal dźwiękowych. Środkowy ton C for­tepianu ma np. około 250 oscylacji na sekundę, zaś najwyższe tony słyszalne mają ok. 20 000. Oczywiście fale emitowane przez wyładowania atmosferyczne nie są falami dźwiękowymi, lecz radiowymi, i nie mogą bezpośrednio oddziaływać na nasz narząd słuchu.

Jeżeli pragniemy usłyszeć sygnały radiowe pocho­dzące od tych naturalnych nadajników, musimy do ich odbioru i wzmocnienia użyć wzmacniacza aku­stycznego, podobnego do tych, jakich używa się do adapterów, a następnie za pomocą głośnika zamienić je na słyszalne dźwięki. W ten sposób możemy usły­szeć trzask przy każdym wyładowaniu atmosferycz­nym, a jeżeli jednocześnie odbieramy trzaski pocho­dzące od wyładowań w promieniu np. 1000 km, to czynią one hałas niczym huraganowy ogień artylerii. Ucho nie słyszy tu żadnych czystych tonów, ponie­waż na każdy pojedynczy trzask składają się -rozmaite częstotliwości emitowane i słyszane jednocześnie. W takim przypadku ucho nie odróżnia poszczególnych tonów, lecz odczuwa odbierany dźwięk po prostu ja­ko silny hałas. Jeżeli jednak wsłuchujemy się uważ­nie, często słyszymy wmieszane pomiędzy trzaski dziwne dźwięki, w postaci czystych świstów. Mają one charakterystyczną formę, zaczynając się od tonów wysokich, a kończąc na niskich, co można mniej wię­cej odtworzyć mówiąc „piiiooo”. Analiza tych świstów prowadzi do interesujących wniosków dotyczących górnej części jonosfery, ale żeby wyjaśnić, jak się je otrzymuje, musimy uczynić małą dygresję i zapoznać się nieco z naturą magnetyzmu ziemskiego.

Jak wiadomo, Ziemia stanowi olbrzymi magnes i jak każdy magnes oddziałuje na igłę kompasu. Przestrzeń wokół dowolnego magnesu, w której można stwier­dzić obecność takiego oddziaływania, nosi nazwę pola magnetycznego. Pole to można zobrazować rozsypu­jąc opiłki żelazne wokół magnesu — układają się one w kształcie krzywych linii biegnących od bieguna do bieguna. Przyjęto przedstawiać pole magnetyczne wo­kół magnesu, kreśląc te linie noszące nazwę „linii sił”. Wskazują one w wyidealizowany sposób, jak uło-

żyłyby się opiłki żelazne. Gdybyśmy mogli przedsta­wić pole magnetyczne Ziemi za pomocą opiłków żelaz­nych, linie sił wyglądałyby podobnie jak na rys. 10.

Jeżeli teraz fale radiowe niskiej częstotliwości po­chodzące od wyładowań atmosferycznych dojdą do

jonosfery, to pole magnetyczne Ziemi oddziałuje tam na nie na dwa istotne sposoby. Po pierwsze, obecność tego pola umożliwia im przeniknięcie do jonosfery, podczas gdy przy jego braku istniejąca koncentracja elektronów wystarczyłaby do odbicia tych fal już na niewielkich wysokościach, po drugie, pole magnetycz­ne „chwyta” fale i zmusza je do poruszania się przez jonosferę wzdłuż linii sił. Jeżeli np. wyładowanie na­stąpi w punkcie A, rys. 10, fala przemieści się wzdłuż narysowanej tam linii siły i dojdzie do punktu B le­żącego na drugiej półkuli. Moglibyśmy więc oczeki­wać, że obserwator w punkcie B usłyszy ten sam trzask, oo i obserwator w punkcie A. Tak jednak nie jest, ponieważ fale o większych częstotliwościach po­ruszają się w jonosferze prędzej i wcześniej docierają do celu niż fale o częstotliwościach mniejszych. W re­zultacie poszczególne tony trzasku zostają rozdzielo­ne w ten sposób, że wyższe docierają wcześniej niż niskie, co w wyniku daje charakterystyczne „piidooo”

świstu. Przedział czasu upływający pomiędzy odbicSl rem tonów wysokich i niskich zależy od długości dro­gi przebytej przez falę oraz od koncentracji elektrofe nów, zwłaszcza na ¡najbardziej zewnętrznych odcina kach linii sił. Jeżeli teraz świsty takie obserwować będziemy w różnych punktach kuli ziemskiej, jak B, C, D na rys. 10, to odpowiednie lilnie sił docierać bę?? dą do różnych wysokości nad Ziemią, i mierząc roz­kład częstotliwości w odpowiednich świstach, może^ my oszaoować koncentrację elektronów na różnych wysokościach. Jaik dotychczas, uzyskano tylko nielicz­ne i raczej niepewne rezultaty —• przedstawiono je na- wykresie na rys. 11 za pomocą krzyżyków. W połą­

czeniu z danymi ze sztucznych satelitów stanowią one najlepsze, jakimi dysponujemy, informacje o koncen­tracji elektronów w zewnętrznych częściach jono- sfery.

Rys. 11 wskazuje, że koncentracja elektronów na dużych odległościach jest znacznie mniejsza niż jej wartość szczytowa. Ciekawe będzie w przyszłości stwierdzić, co się dzieje jeszcze dalej. Przypuszcza się ostatnio, że koncentracja nie maleje do zera, w miarę jak oddalamy się od Ziemi, lecz że jonosfera przechodzi niepostrzeżenie w zewnętrzną atmosferę Słońca, która w bairdzo rozrzedzonej postaci dociera do Ziemi luib nawet dalej. Przypuszczalnie już wkrót­ce będziemy w stanie badać te zagadnienia za pomo­cą satelitów wysyłanych ma odpowiednio wielkie od­ległości*.

MAGNETYZM ZIEMSKI

- • Fakt, że Ziemia jest wielkim magnesem, odegrał ogromną rolą w rozwoju cywilizacji, ponieważ bez magnetycznego kompasu trudno byłoby poznać świat tak prędko, jak zrobili to pierwsi odkrywcy podczas swych długich i śmiałych podróży. Ale jak pokazuje dalej J. M. Stagg, prosty model Ziemi jako wielkiego magnesu z jednym biegunem w Arktyce, a drugim w Antarktyce, nie wystarcza. Rzeczywistość jest o wie­le bardziej skomplikowana i magnetolog musi uwzględniać nie tylko powolne, rozległe ruchy ciek­łego jądra Ziemi, lecz także wpływ skomplikowanej maszyny elektrycznej utworzonej przez Słońce, atmo­sferą i samą Ziemią. Świat magnetologa nie oddzia­łuje wprawdzie na nasze zmysły, tak jak świat mete­orologa lub oceanografa, lecz także ma swoje burze t dni spokojne. Przez długie lata magnetyzm ziemski był przedmiotem badań nielicznych tylko uczonych — dziś jednak jego znaczenie dla zagadnień praktycz­nych, takich jak np. radiokomunikacja, stale rośnie.

J. M. Stagg, były dyrektor służby w brytyjskim Me­teorological Office (odpowiednik PIHM) -jest jednym z niewielu geofizyków będących specjalistami w dwóch działach geofizyki. Jest on bowiem w równym stop­niu meteorologiem, jak i magnetologiem.

! Jak można pokazać, że Ziemia jest magnesem? Mo­żemy to uczynić przenosząc z miejsca na miejsce swo­bodnie zawieszoną igłę magnetyczną i wykazując, że Ziemia oddziałuje na nią, ogólnie rzecz biorąc, tak samo jak magnes. Ściślej mówiąc, musimy wykazać, że Ziemia posiada tzw. pole magnetyczne, które w każ­dym punkcie oddziałuje na inny magnes siłą o takim kierunku i takiej wielkości, z jaką oddziaływałby wiel­ki magnes umieszczony na miejscu Ziemi. Pojęcie po­la sił otaczającego każdy magnes odgrywa wielką ro­lę w rozważaniach dotyczących magnetyzmu ziem­skiego, musimy więc zapoznać się z jego modelem i własnościami. W przypadku magnesu sztabkowego moglibyśmy to uczynić rozsypując opiłki żelazne na {włożonej na nim kartce papieru. Ułożą się one wów­czas wzdłuż linii zwanych liniami sił. Linie te wy­pełniają całą przestrzeń wokół magnesu, przy czym krzywizna ich maleje w miarę oddalania się od niego. Na rys. 1 przedstawiono, co się dzdej_;e, gdy doświad­czenie takie przeprowadzić z kulą przedstawiającą Ziemię z magnesem w środku.

Ziemia oddziałuje na swobodnie zawieszoną igłę magnetyczną w ten sam w zasadzie sposób. W pobli­żu równika igła ustawia się poziomo; na północ i na południe od równika igła będzie się stopniowo odchy­lać coraz bardziej od poziomu, aż wreszcie na kana-

dyjskim półwyspie Boothia ustawi się pionowo swym biegunem północnym ku dołowi, zaś na Antarktydzie również pionowo, lecz biegunem północnym do góry. Z tego rodzaju obserwacji dotyczących kierunku i wielkości sił pola, przeprowadzanych w wielu miej­scach, możemy wnosić, że na położone na zewnątrz niej magnesy Ziemia oddziałuje mniej więcej tak, jak­by sama zawierała wdelki magnes.

Wszystko to jest, jak dotąd, bardzo proste, ale gdy zaczynamy badać szczegóły, to musimy brać pod uwa-

Wf : *■y-cy

gę tyle ¡nieregularności, że ten prosty obraz znika nie­mal zupełnie. Na przykład ziemskie bieguny magne­tyczne nie leżą na przeciwległych końcach średnicy Ziemi, a ldnie magnetyczne określające kierunek igły kompasu nie biegną od bieguna do bieguna wzdłuż wielkich kół, lecz odchylają się w pobliżu lokalnych anomalii, gdzie magnetyzm ziemski j;est znacznie słabszy względnie silniejszy niż miałoby to miejsce, gdyby Ziemia była zwyczajnym magnesem (rys. 2). Jeszcze dziwniejszy jest fakt, że całe pole ciągle się zmienia i to nie jednostajnie, lecz różnie w ¡różnych punktach powierzchni Ziemi. Pomiędzy końcem XVI wieku a rokiem 1820 kąt, jaki igła magnetyczna w Lon­dynie tworzyła z kierunkiem północy geograficznej, zmieniał się stopniowo od 11,5° na wschód do 24° na zachód, natomiast po roku 1820 powoli się zmniejszał, wykazując Obecnie 8° na zachód. Istnieją przy tym wielkie obszary na obu półkulach, gdzie zmiany te były większe lub mniejsze niż w Londynie, przy czym kształt tych obszarów się zmienia, one same zaś prze­suwają się w kierunku na ogół zachodnim.

Należy jednak jasno stwierdzić, że żaden ruch pro­stego magnesu wewnątrz Ziemi nie może wyjaśnić wszystkich tych zjawisk i przez wiele lat zagadnienie źródeł magnetyzmu ziemskiego z jego powolnymi i nie­regularnymi zmianami należało do wielkich nieroz­wiązanych problemów. Dopiero w ostatnich czasach opraoowano zarys odpowiedniej;, możliwej do przyję­cia teorii.

Z badań nad trzęsieniami Ziemi wynika niemal na pewno, że Ziemia posiada wielkie ciekłe jądro złożone prawdopodobnie z żelaza i niklu, rozciągające się od środka Ziemi do około połowy jej promienia. Częścio­wo wskutek obrotu Ziemi dookoła osi, częściowo zaś wskutek istnienia niewielkich różnic temperatury,

w jądrze powstają wielkie wirowe ruchy konwekcyj­ne (tzw. komórki konwekcyjne). Ponieważ ¡materia ją­dra ziemskiego przewodzi prąd elektryczny, komórki te zachowują się jak wielkie solenoidy, których osie są w przybliżeniu równoległe do osi ziemskiej; ten sam mniej więcej kierunek ma wdęc i pochodzące od nich wypadkowe pole magnetyczne. Niektóre mniejsze ko­mórka odchylają się jednak od tego zasadniczego kie­runku i wytwarzają na .powierzchni Ziemi bieguny drugorzędne: Owe mniejsze komórki mogą powoli zmieniać swe kształty, a nawet rozwijać się luib za­nikać niezależnie od wielkich komórek głównych, po­wodując w ten sposób odpowiednie powolne zmiany^ w obrazie pola magnetycznego na .powierzchni Ziemi.

Brak jak dotąd skrystalizowanego poglądu oo do tego, w jaki sposób owe prądy elektryczne w ']'ącirz?~ ziemskim zostały pierwotnie wzbudzane; z wyjątkiem j pewnych obszarów, na których przeprowadzano do­kładne pomiary magnetycznie, nie wiemy nawet do- i kładnie, jak przebiegają same .zmiany pola. Fakt ten j jest jedną z przyczyn, dla których na słalbo dotąd zba- < danych obszarach (np. na Antarktydzie) powstało w okresie MRG wiele nowych obserwatoriów magne­tycznych. Z tego też powodu trzeba będzie w ciągu najbliższych lat włożyć wiele pracy w sporządzenie map pola magnetycznego na obszarach oceanicznych, gdzie dotychczas w ogóle niewiele wykonywano po­miarów. Jak dotąd bowiem, magnetycznych obserwa­cji na morzu można było dokonywać jedynie na spe­cjalnych statkach zbudowanych bez użycia stali l?ub żelaza. Obecnie jednak zastosowano w tym celu zu­pełnie nowy przyrząd zwany magnetometrem proto­nowym. Przyrząd ten, w którym wyeliminowano ko­nieczność użycia magnesów zawieszonych na niciach lub osiach, ukryty w specjalnej obudowie, zwanej

so

i powodu opływowych kształtów „rybą”, holowany jest na Mnie konopnej dostatecznie długiej, by mógł znajdować się poza oddziaływaniem stalowych części okrętowych, a, wykonywane nim pomiary pola ziem­skiego są automatycznie rejestrowane na samym statku.

^Dotychczas zajmowaliśmy się tzw. stałym polem magnetycznym Ziemi, to znaczy tą jego częścią, która (wbrew nazwie) bynajmniej nie jest stała — zmienia się tylko zwolna z roku na rok. To, ozym zajmiemy się teraz, jest słabszą, lecz nie mniej interesującą częścią pola magnetycznego, pochodzącą z zewnątrz Ziemi. W przeciwieństwie do powoli zmieniającego się pola s|ałego, część pochodząca z zewnątrz zmienia się z go­dziny na godizinę, a czasem i z minuty na minutę przy czym zmiany te są często nieregularną. ,_Ąr Do badania tych chwilowych zmian używa się za­pisów dokonywanych przez tzw. magnetografy (rys. 3).

W prostym tym przyrządzie znajduje się zwierciadeł- ko przytwierdzone do magnesu zawieszonego na naci kwarooweji. Promień światła 1 lampki odbija się od zwieroiadełka i pada na arkusz papieru fotograficz­nego nawiniętego na bęben obracany mechanizmem

zegarowym raz na dobę. Po wywołaniu na papierze pojawi się ciemna linia. Jeśliby magnes pozostawaj nieruchomy, byłaby to linia prosta. W praktyce jed­nak nigdy tak nie jest; otrzymuje się (w całości lub częściowo) gładką (rys. 4a) albo nieregularną i gwał­townie oscylującą (rys. 4ib) ikirzywą. Dni, w którymi

otrzymuje się gładką, falującą linię, nazywa się dnia­mi spokojnymi, inne dniami zaburzonymi, zwłasz­cza jeżeli zakłócenia występują w sposób ciągły, wzma­gając się gwałtownie w pewnych okresach.

Dni spokojne interesujące są głównie'Ze względu na sposób, w jaki owe regularne zmiany powstają. Po­równując magnetogramy z różnych obserwatoriów położonych w różnych częściach świata stwierdzimy, że dzień spokojny w jednym miejiscu jest spokojny również we wszystkich innych; dalej, jjak widać na rysunku 4a, największe zmiany w danym miejscu za­chodzą około południa, gdy Słońce znajduje się w ze-

nicie, natomiast w godzinach nocnych magnes pozo­staje niemal nieruchomy. Kierunek i wielkość od­chylania się magnesu przed południem zależą od sze­rokości geograficznej miejsca oraz od pory roku; po­nadto izmiany te są większe w latach o dużej liczbie plam słonecznych, niż wtedy, gdy Słońce jest „czy­ste”.

Wszystko to wskazuje na Słońce — jako pośrednią lub bezpośrednią przyczynę zmilan podczas dni spo­kojnych. Słońce posiada wprawdzie pole magnetycz­ne, lecz w pobliżu Ziemi nie jest ono wystarczająco silne, by bezpośrednio zakłóoać pole ziemskie lub oddziaływać na wielkie prądy w głębi jądra Ziemi w sposób mogący spowodować te regularne zmiany dzienne. Oddziaływanie to musi więc być pośrednie

i mechanizm jego znajduję się prawdopodobnie w at­mosferze na wysokości około 100 km. Dzięki swemu oddziaływaniu grawitacyjnemu, Słońce i Księżyc wy­wołują w atmosferze przypływy i odpływy, podobnie jak to zachodzi w oceanach. Istotną różnicę stanowi tu fakt, że wskutek rozkładu temperatury w atmo­sferze pływy powodowane w jej górnych warstwach przez Słońce są większe niż powodowane przez Księ­życ, a więc odwrotnie niż w przypadku pływów oce­anicznych. Ponieważ przewodzące warstwy jonosfe- ry stanowią część atmosfery i również podlegają ru­chom pływowym, powstaje tu w drodze dość skom­plikowanego procesu ooś w rodzaju powoli działają­cego, leez potężnego, dynama. Odpowiednikiem uzwo­jenia jest tu jonosfera: odpowiednikiem obrotu — układ wiatrów wywołanych ruchami pływowymi, ■polem magnetycznym zaś — pole ziemskie. W miarę jak poszczególne części Ziemi zwracają się ku Słońcu, w jednej z niższych warstw jonosfery powstają wiel­kie kołowe prądy elektryczne dochodzące przeciętnie

do 60000 A, a pochodzące od nich pole magnetyczne przesuwa się wraz z nimi na zachód, powodując na powierzchni Ziemi zmiany charakterystyczne dla spo­kojnego dnia.

Do niedawna brak było pewności co do tego, w któ­rej warstwie jonosfęry prądy te płyną, lecz ostatnio zaczyna się jej nabierać. Wstępne dane z rakiet za­opatrzonych w magnetometry typu omówionego przez nas w związku z pomiarami oceanicznymi potwier*1 dzają, że prądy owego dynama płyną 90—100 km nad Ziemią, to znaczy przypuszczalnie w warstwie E jo-i nosfery.

Zastanowimy się obecnde, oo się dzieje podczas za-] burzeń lub burzy -magnetycznej. W różnych porach dnia czy nocy, w różnych porach roku, choć naj­częściej w pobliżu równonocy i stosunkowo częściej w latach bliskich maksimum jedenastoletniego cyklu aktywności słonecznej, miejsce gładkiego zapisu spo­kojnego dnia zająć mogą mieregulame, konwulsyjne ■ oscylacje. Zaczyna się zaburzenie magnetyczne, które j może rozwinąć się w prawdziwą burzę i trwać dwa do trzech dni.

W przeciwieństwie do zwykłych burz z piorunami, < które choć potężne, posiadają bardzo ograniczony za­sięg, burza magnetyczna obejmuje cały świat jedno-] cześnie. Następuje ona po okresie spokojnym, zaczyn nająć się zwykle gwałtownym wzrostem sił magne­tycznych, po którym następuje powolniejszy, lecz większy spadek i wreszcie znowu trwający kilka dni wzrost do wartości sprzed burzy. Lecz na tle tego za­sadniczego obrazu zapis burzy wykazuje nieregularne fluktuacje, z których każda może trwać od niecałej! minuty do godziny lub dwóch. Fluktuacje te są najr większe w obrębie dwóch, mniej więcej, kołowych stref (po jednej na każdej półkuli) charakteryzują­

lS£2££^ś %**

cych się największą częstością występowania zórz polarnych. Igła magnetografu może się tam podczas burzy odchylać do 10°. Położenie tych ważnych stref wymaga wyjaśnienia. Strefy te otaczają punkty prze­bicia powierzchni Ziemi przez oś hipotetycznego magnesu, którego pole przedstawia zasadnicze cechy rzeczywistego pola magnetycznego Ziemi (lecz bez uwzględnienia jego mieregularności) podobnie jak północne i południowe koła polarne otaczają bieguny geograficzne. Na naszej półkuli owa oś geomagnetyczna ■(jak oznaczono ją na rysunku 1) przebijia powierz­chnię Ziemi w najdalej! na północny zachód wysunię­tym punkcie Grenlandii, tak że część północnej stre­fy zórz leży pomiędzy Islandią a Wyspami Szetlandz­kimi. Z tego właśnie powodu wytniM uzyskiwane przez obserwatorium koło Lerwick mają tak wielkie Znaczenie.

Jednocześnie z burzą magnetyczną lub silnymi za­burzeniami pewne inne zjawiska występują zazwy­czaj w wysokich warstwach atmosfery i otaczającej Ziemię przestrzeni. W godzinach nocnych na niebie pojawia się zorza polarna, jonosfera ulega zakłóce­niu, tak że przestaje służyć jako reflektor krótkich fal radiowych, co z kolei powoduje przerwy w radioko­munikacji; duże zmiany zachodzą też w ilości cząstek promieniowania kosmicznego docierających do Ziemi. Zjawiska te nie towarzyszą nieodmiennie każdemu zaburzeniu magnetycznemu, lecz gdy zaburzenie jest naprawdę silne i obejmuje cały świat — kiedy wy­stępuje burza magnetyczna —^ł pojawiają się one jed­nocześnie i to na ogół w związku z wystąpieniem szczególnie aktywnych obszarów na zwróoonej ku Ziemi części tarczy słonecznej.

Pewien szczególny przypadek daje klucz do zrozu­mienia tego niezwykle interesującego. zestawu zja­

i

wisk przyrody. Od czasu do czasu ina tarczy Słońca pojawia się jasmy wybuch lub rozbłysk. Może on trwać jedynie pół godziny, a nieraz i mniej, ale w mo­mencie, w którym się go zauważa (tzn. osiem minut po jego rzeczywistym pojawieniu się na Słońcu), na Ziemi zaczynają występować różne zjawiska. Zmiany magnetyczne spokojnego dnia gwałtownie wzrastają, tak, jakby pora roku zmieniła się nagle z zimowej na letnią (rys. 4a); dalekodystansowa łączność radiowa ulega przerwaniu, a intensywność promieniowania kosmicznego wzrasta. W miarę jak rozbłysk słonecz­ny zanika, stan pola magnetycznego Ziemi, jonosfera

i promieniowanie kosmiczne wracają powoli do nor­my. Następnie po pewnym czasie wynoszącym naj­częściej około jednej doby pole magnetyczne ulega nagłemu zaburzeniu; następnie przechodzi przez opi­sane już fazy, na które nałożone są silne fluktuacje — zwłaszcza w strefach największej częstości zórz (rys. 4b). Tymczasem na obu półkulach pojawia się w porze nocnej zorza polarna (rys. 5). Zaczyna się ona przecinającym niebo łukiem spokojnej, żółtozielonej! poświaty, poprzez którą rozwija się następnie sitruik- tura pionowych promieni. Promienie przekształcają się dalej w poruszające się szybko po niebie słupy świetlne lub kurtyny, grające żywymi barwami od zieleni do głębokiej czerwieni. Niekiedy oświetlają one krajobraz tak silnie, jak Księżyc w pełni. Poddzaś trwania tych zjawisk łączność zarówno radiowa, jak

i kablowa zostaje przerwana.

' Powinniśmy tu może zaznaczyć, że zaburzenia magnetyczne i towarzyszące im inne zjawiska nie za­wsze występują w opisanej tu kolejności. Słuszniej­szym będzie powiedzieć, że nie ma dwóch zaburzeń ściśle jednakowych pod względem swych magnetycz­nych, zorzowych i innych efektów.

mm

^¿*038

•Sg$3f¡fe

IL 1 tataes

m0l

'È^ÊÈ^tmilàiM

iMlligagl

m

Pewna zasadnicza różnica istnieje pomiędzy tymi burzami, które występują nagle i jednocześnie na ca­łym świede, często w powiązaniu iz rozbłyskami sło­necznymi lub podobnymi krótkożyciowymi wybucha­mi w pobliżu plam słonecznych, a mniejszymi zabu­rzeniami, które zaczynają się stopniowo, osiągają naj­większe nasilenie w dużych szerokościach geograficz­nych i nie mogą być powiązane z żadnym szczegól­nym rodzajem aktywności słonecznej;. Jest jednak faktem, że zaburzenia te zmniejszają się 1 zwiększają na ogół wraz z jedenastoletnim cyklem aktywności słoneczniej. Z tego, między innymi, powodu na Mię­dzynarodowy Rok Geofizyczny wybrano lata 1957/58, bliskie maksimum obecnego jedenastoletniego cyklu słonecznego — chcieliśmy bowiem uzyskać możliwie dużą liczbę obserwacji zaburzeń. Prawdą jest także, że owe zaburzenia mają skłonność do występowania w odstępach dwudziestosiedmiodniowych, co odpo­wiada czasowi potrzebnemu na to, by dana plama sło­neczna powróciła w wyniku obrotu Słońca dookoła osi na to samo miejsce naprzeciw Ziemi. Ów okres dwudziestosiedmiodniowy najwyraźniejszy jest właś­nie dla tych słabych zaburzeń, które nie mogą być bezpośrednio związane z wyraźnie zakłóconymi ob­szarami tarczy słonecznej. Silne burze związane ze szczególnymi zjawiskami na Słońcu mają zazwyczaj charakter jednorazowy.

Wiele teorii tworzono dla wyjaśnienia tych tak bar­dzo różnorodnych zjawisk, trudno się jednak dziwić, wobec tak wielkiej liczby rzeczy, które trzeba brać pod uwagę, że żadna z tych teorii nie wyjaśniła wszystkiego. W gruncie rzeczy dopiero po przestudio­waniu danych uzyskanych podczas MRG przez obser­watoria na obu półkulach będziemy mieli dokładne pojęcie o faktach, które należy wyjaśnić. Nie wiemy

38

na przykład, czy zorze polarne występują jedno­cześnie w odpowiadających sobie miejscach obu pół­kul, ani też, jakie są związki pomiędzy poszczególny­mi rodzajami zaburzeń pola magnetycznego a cecha­mi zórz na każdej z nich. Te i wiele innych faktów wymagają jeszcze zibadania, wiemy już jednak wy­starczająco dużo, by z grubsza naszkicować mecha­nizm, który zaczyna działać z chwilą pojawienia się rozibłysku słonecznego.

Z faktu, że pierwsze objawy występują na Ziemi wkrótce po dostrzeżeniu rozbłysku, możemy wnosić, że nośnikiem pokonującym w tak krótkim czasie blisko 150 milionów kilometrów dzielących Słońce od Ziemi są fale elektromagnetyczne — prawdopodobnie promienie ultrafioletowe i ¡krótsze od nich promie­nie X. Promieniowanie to, stanowiąc dodatek do sta­łego promieniowania powodującego tworzenie się jo- nosfery, zwiększa w niej gęstość jonów i elektronów. Równoważne jest to zwiększeniu przekroju uzwoje­nia w ziemskim dynamo, co powoduje zwiększenie natężenia płynącego w nim prądu. Powoduje to z ko­lei wzrost natężenia pola magnetycznego Ziemi i po­większa rejestrowane na magnetografie izmiany spo­kojnego dnia znacznie powyżej ich normalnych war­tości. Jednocześnie bardziej przenikliwe promienie X także jonizują atmosferę do niższych niż zazwyczaj poziomów, a powstające w ten sposób dodatkowe warstwy jonosfery pochłaniają fale radiowe i przery­wają łączność. Gdy rozbłysk zanika, chwilowo zwięk­szone promieniowanie maleje i wszystko wraca do normy.

Aby wyjaśnić występowanie jednodobowej przerwy dzielącej wybuch słoneczny od wystąpienia poważ­niejszych zaburzeń pola magnetycznego, musimy znów cofnąć się do Słońca. Poza promieniowaniem fa-

lowym, którego skutki omówiliśmy wyżej, rozbłysk (względnie obszar wokół niego) wysyła przypuszczal­nie w kierunku Ziemi chmurę elektrycznie naładowa­nych cząstek (protonów i elektronów), przy czym cząstki obu znaków występują w równych mniej wię­cej ilościach. Chmura ta porusza się z ogronmną pręd­kością, znacznie jednak mniejszą niż prędkość pro­mieniowania falowego; wynosi ona bowiem przypusz­

czalnie około 2000 km/sek wobec blisko 300 000 km/sek dla fal. Potrzeba więc około 21 godzin na to, by owa chmura dotarła do Ziemi, a że czas nie­zbędny w tym celu zależy także od położenia roz­błysku na tarczy słonecznej oraz od położenia Ziemi na orbicie, łatwo można wytłumaczyć wahania jego długości. W miarę zbliżania się do Ziemi chmura cząstek zaczyna ooraz bardziej ulegać działaniu sta­łego pola magnetycznego; to, co się dzieje dalej, jest jednak również — coraz bardziej — niepewne. Przy-

puszczalnie zewnętrzne linie sił pola ziemskiego dzia­łają jako osłona niedopuszczająca ładunków chmury do Ziemi. W chwili gdy czoło chmury oddalone jest od Ziemi o kilka ziemskich promieni, ładunki ulegają rozdzieleniu; dodatnie zaczynają się poruszać wokół Ziemi jednym torem, ujemne — drugim. W momen­cie gdy spotykają się one po przeciwnej stronie Zie­mi, aostaje zamknięty wielki pierścień prądu elek­trycznego. Dalej, od momentu zbliżenia się do ze­wnętrznych linii pola ziemskiego chmura zaczyna je zagęszczać, co powoduje wzrost pola magnetycznego na powierzchni Ziemi. Utworzenie się pierścienia roz­poczyna przypuszczalnie drugą fazę burzy, bowiem na powierzchni Ziemi magnetyczny efekt przepływu prądu w pierścieniu polega na zmniejszeniu północnej składowej pola. Wreszcie pierścień naładowanych cząstek zaczyna zanikać, prąd w nim płynący stopnio­wo się zmniejsza i pole z wolna powraca do normy.

Jakkolwiek Ziemia jest osłonięta przed pełną siłą uderzenia chmury, w jej osłonie występują jednak pewne słabe punkty, których położenie zależy od energii naładowanych cząstek. W zasadzie owe punkty leżą wzdłuż tych linii sił, które zaczynają się i kończą na powierzchni Ziemi w strefie największej częstości występowania zórz polarnych. Wzdłuż nich protony i elektrony pochodzące bądź bezpośrednio z chmury, bądź (co jest bardziej prawdopodobne) z prądu pierścieniowego, dążą ;z wielkimi prędkościami po spi­ralach do Ziemi, 'zderzając się na wielkich wyso­kościach z rozrzedzonym 'tlenem i azotem atmosfe­rycznym i powodując luminesoencję, którą widzimy w postaci zorzy polarnej¹. Przez ten czas cząstki, które przeniknęły prziez zjonizowane warstwy atmosfery, wytraciły swoje wielkie prędkości, oddając jednak swe ładunki warstwom przewodzącym, i wzbudzając

w nich dzięki swemu działaniu cieplnemu silne wichry powodują powstanie w janosferze wielkich zakłóca­jących prądów. Ponieważ ładunki te docierają do Zie­mi wzdłuż linii sił ¡kończących się w 23-stopniowychl strefach wokół biegunów geomagnetycznych, w tychl właśnie strefach zorze polarne są najczęstsze i naj-; intensywniejsze; z tego samego powodu gwałtowne! wahania w natężeniu pola magnetycznego, spowoctóll wane prądami w jonosfenze, również koncentrują się wzdłuż tych stref.

Naszkicowaliśmy wyżej współczesne poglądy na bot-i rze magnetyczne pochodzące od rozbłysków słoneczni nych. Burze takie rzadko powtarzają się po pełnymi obrocie Słońca wokół osi — wybuchy promieniowania falowego luib korpuskularnego Słońca mają zazwyczaj krótki żywot. Inaczej ma się jednak sprawa z zabu-| rżeniami słabszego typu. Jakkolwiek obszary Słońcami z którymi wydają się one związane, często nie wyka-j żują żadnej specjalnej! aktywności, to zachowują sięj jednak tak, jakby wysyłały strumienie cząstek w dą- i gu dwóch, trzech lub więcej obrotów słonecznych, i bez przerwy. W rezultacie, jeżeli strumień taki leżyj w płaszczyźnie orbity Ziemi, to ogarnia Ziemię co każ-j de 27 dni, powodując efekty podobne do opisanych! w wypadku burzy, z tą różnicą, że z niewyjaśnionychl dotąd powodów nagły początek jest stłumiony, a inne zasadnicze fazy — trudne do rozpoznania. Ponadto; zaburzenia te nie obejmują — jak burze — całegoj świata, lecz koncentrują się głównie w rejonach po­larnych, a zwłaszcza wzdłuż stref maksymalnej czę­stości zórz.

Taki jest więc z grubsza obraz zjawisk magnetycz­nych. Wiele szczegółów wymaga tu jeszcze uzupełnień nia, przy czym liczne cechy owego obrazu trzeba bę­dzie zmienić, aby uwzględnić nowoodkryte fakty.

Tymczasem przypomnijmy sobie niektóre spośród przedyskutowanych punktów. A więc: badanie stałego pola jest dotychczas jedynym kluczem, jaki posiada­my, do tego, co się dzieje głęboko, w ciekłym jądrze Ziemi; wielkie dynamo produkujące na wysokości stu kilometrów rogulame zmiany dobowe pola ziemskie­go działa jedynie dlatego, że magnetyzm ziemski do­starcza pola, w którym ruchy pływowe przemieszcza­ją strumienie znajdujących się tam jonów, zaś w od­ległości dziesiątków tysięcy kilometrów, w otaczającej Ziemię przestrzeni, odległe linie sił odgrywają domi­nującą rolę w szeregu zjawisk, które zależą przypusz­czalnie od ich oddziaływania na przychodzące ze Słoń­ca (naładowanie cząstki.

BADANIA GÓRNYCH WARSTW ATMOSFERY

Chcąc wiedzieć, jakie związki zachodzą pomiędzy naszą planetą a jej sąsiadami w kosmosie, zwłaszcza Słońcem, musimy wysłać nasze przyrządy do granic atmosfery i jeszcze dalej. Samoloty względnie balony- -sondy mogą dotrzeć jedynie do tych wysokości, na których jest jeszcze dość pouńetrza, by statki po­wietrzne mogły się w nim unosić. Aby dotrzeć wyżej, trzeba użyć rakiet — jedynego środka do badania przestrzeni kosmicznej, jaki jest znany człowiekowi.

W niniejszym szkicu R. L. F. Boyd wyjaśnia, w jaki sposób ów starożytny wynalazek dostosowano do ce­lów naukowych, oraz omawia niektóre spośród odkryć, jakidh dokonano przy jego ppmocy.

R. L. F. Boyd, wykładowcza fizyki w londyńskim University College, jest współautorem podstawowych prac w zakresie górnej atmosfery; znany jest również z odczytów radiowych.

Zakończony w roku 1959 Międzynarodowy Rok Geć9 fizyczny -różnił śię pod wieloma względami od orga-1 nizowamych poprzednio (podobnych imprez międzynaS rodowych, przewyższając je zarówno ilością biorącycja w ndej udział państw, jak i ilością badianych zjiawiskl Najważniejszą chyba innowacją było jednak szerokia wykorzystanie rakiet do transportu przyrządów naa kowych do górnych warstw atmosfery ziemskie* W ten sposób badania licznych zjawi.sk zachodzącyc™ wokół globu nabrały charakteru trójwymiarowego. % Oczywiście, rakiet używano i przedtem. Zanim roz-| począł się MRG, wystrzelono ich ponad sto, zdobywa-j jąc w ten sposób niemało informacji naukowych, jied-J nakże w okresie intensywnych badań podczas MRG® wystrzeliwano ich przeciętnie trzy na tydzień. Ponadrl to wprowadzono na orbity osiem sztucznych satelitowi i rozpoczęto badania nad przestrzenią międzyplanej tamą. [ ! JM

Do badań rakietowych włączyło się wiele różnycH* krajów, przy czym program ich obejmował niezwykle! szeroki zakres zaigadnień. W Anglii badania te byłyi i są prowadzanie pod auspicjami Towarzystwa Kró-| lewskiego przy czynnej pomocy Ministerstwa Zaopa­trzenia, a zwłaszcza Królewskiej Organizacji Lotni>| cae| (Royal Aircraft Establishment),

Dlaczego używamy rakiet? Fakt ten z pewnością nid

ma mc wspólnego ze współ zawodmictwem pomiędzy narodami, ani z podróżami kosmicznymi. Przyrządy przeprowadzaj ą odpowiednie badania naukowe znacz­nie lepiej;, niż mógłby to zrobić na wpół oszołomiony i; źle się czujący żywy człowiek*. Lecz cóż w ogóle można tam badać?

Patrząc w pogodną noc na gwiazdy trudno wprost uwierzyć, by cokolwiek godnego uwagi mogło zacho­dzić w tej przezroczystej przestrzeni, która rozciąga się ponad nami. Gęstość atmosfery maleje gwałtownie ze wzrostem wysokości i wydawałoby się, że możemy najwyżej utwierdzić sLę w przekonaniu, iż powietrze ponad mami istotnie, stopniowo zanika.

Pogląd taki bardzo daleko odbiega od prawdy. W rzeczywistości, w górnych warstwach atmosfery dzieje się bardzo wiele. Cząsteczki rozpadają się tam na atomy, atomy zaś tracą elektrony stając się nała- ¹ dowanymi elektrycznie joniami. Powstają substancje

o ogromnej aktywności chemicznej, jak np. tlenek azo­tu. Cząsteczki i atomy są pobudzane do fluorescencji. Docierające z odległej przestrzeni promienie kosmicz­ne, o niewiarygodnych wprost energiach, bombardują powietrze rozbijając jądra atomów gazów atmosfe­rycznych i wyzwalając ulewy przenikliwych cząstek zwanych mezonami. Z bliższych stron z układu słonecznego gg£j przylatują pozostałości komet — drobne meteory —- by jarząc się Jasnym blaskiem wy­parować w zetknięciu z powietrzem. Od czasu do cza- su większa bryła dociera do dolnych warstw atmosfe­ry w postaci świecącej kuli «albo eksplodującego bo­lidu, lub, co zdarza się rzadziej, spada na Ziemię, jako meteoryt. Z drugiej strony mamy bezustanny deszcz

ii

pyłu międzyplanetarnego, który, hamowany w swym spadku przez górne warstwy atmosfery, osiada na Zie­mi cicho i niepostrzeżenie. Łączny wpływ przyciąga­nia Słońca i ogrzewania się powietrza wywołuje w górnych warstwach atmosfery potężne wichry, któ­re w wyniku elektryzującego działania ultrafioleto­wego promieniowania słonecznego powodują z kolei powstawanie wielkich prądów elektrycznych wykry­walnych na Ziemi wskutek ich oddziaływania na igłę magnetyczną.

■ Są to wszystko wielkie problemy naukowe, a że na­sze wiadomości są jeszcze odnośnie do wielu rzeczy bardzo skąpe, wciąż dokonuje się zupełnie nowych odkryć.

Nie odpowiedzieliśmy jednak dotąd na pytanie, dla­czego właśnie rakiety są najlepszym dla tych badań narzędziem. Są one przecież kosztowne, często nawet bardzo kosztowne, więc czy nie można by zamiast nich używać balonów?

Każdy wie, że ciśnienie powietrza maleje ze wzro­stem wysokości, w związku z czym alpiniści muszą na wyższe wspinaczki zabierać ze sobą tlen; do znacz­nych wysokości można przyjąć, że maleje ono dzie­sięciokrotnie na każde 16 km wzniesienia. Zgodnie z zasadą Archimedesa, siła wyporu balonu równa jest ciężarowi wypartego przezeń powietrza. Jeżeli więc 1 kg powietrza zajmuje na Ziemi około 0,8 m³, to ba­lon o średnicy około 6 m może unieść ciężar około 130 kg, wliczając w to ciężar powłoki i gazu. Dla unie­sienia tego samego ciężaru na wysokość 50 km, gdzie ciśnienie jest około tysiąca razy mniejsze niż na Zie­mi, potrzebny byłby balon o średnicy około 60 m. Gdyby powłokę tego balonu wykonać z materiału

o grubości około 0,01 mm, to sam balon z gazem, nie mówiąc już o przyrządach, ważyłby więcej niż 130 kg.

Tymczasem balon o takich parametrach znajduje się niemal dokładnie na granicy naszych możliwości tech­nicznych. Na wysokościach przekraczających 50 km nie możemy więc używać balonów.

Z pomocą przychodzą tutaj rakiety. Nie potrzebują one powietrza ani do spalania paliwa, ani do wytwa­rzania ciągu, gdyż tlen zabierają ze sobą, a ciąg uzy­skują dzięki odrzutowi. Za pomocą prostego doświad­czenia łatwo pokazać, że odrzut nie ma nic wspólnego z „odpychaniem” się od powietrza. Potrzeba w tym celu krzesła obrotowego (używanego niekiedy przez dyrektorów dla stwarzania 'zastraszającego wrażenia wsze chob ecności), diużego ciężarka (np. typu używa­nego do gimnastyki odchudzającej) oraz dziecinnego balonika. Siedząc na krześle przyciągnijcie mamię z ciężarkiem do siebie, a następnie odepchnijcie je szybko, ż całej siły; powstały przy tym odrzut obróci krzesło dookoła. Powtórzcie teraz ten eksperyment używając zamiast ciężarka balonu. Oczywiście balon stawia powietrzu duży opór, ale że odpychanie się od powietrza nie ma z tym nic wspólnego, krzesło obraca się słabo. Przeciwnie, jak zobaczymy dalej, powietrze jest dla rakiety przeszkodą; poruszająca ją siła od­rzutu najskuteczniej działa w próżni.

Przy pomocy prostego rachunku można pokazać, że maksymalna prędkość, jaką może osiągnąć w próżni rakieta zabierająca około dwukrotnie więcej paliwa niż saima waży, równa się prędkości opuszczających ją gazów spalinowy oh. Z drugiej strony ta sama rakie­ta wystrzelona w atmosferze osiągnie jedynie ułamek tej prędkości i to być może niewielki. Dzieje się to na skutek oporu powietrza, który pochłaniając energię zmniejsza prędkość rakiety. Z tego powodu wiele mniejszych rakiet używanych podczas MRG wystrze­liwano z balonów, które wynosiły je przed odpalę-

»i ł JL

»fi" -y .

i j*n ■ "hL y * f P'-t

nrMłwrllt Vi i- * *.

niem ponad najgęstszą część atmosfery. Tak np. ra­kieta, która wystrzelona z Ziemi osiągnęłaby około 15 km, wystrzelona z balonu na wysokości około 30 km, może dotrzeć do około 150 km. Urządzenie ta­kie nosi angielską nazwę „rockoon”*.

Podobny skutek uzyskuje się umieszczając małą ra­kietę na krótko działającej rakiecie pomocniczej, słu­żącej do nadania temu układowi prędkości wystarcza­jącej do przebycia gęstych warstw atmosfery, ponad którymi zostaje odpalona główna rakieta. Wiele spo­śród rakiet używanych podczas MRG stanowiło zesta­wy małych jednostek na paliwo stałe, wystrzeliwa­nych w wyżej opisany sposób.

Rakieta leci podobnie jak strzała, tzn. osiągając swo­ją maksymalną prędkość w ciągu stosunkowo krótkie­go czasu pracy silnika, wynoszącego na ogół około 1/2 minuty, a dalej poruszając się dżięki bezwładno­ści; maksymalną wysokość rakieta osiąga w ciągu około 10 minut. Większość rakiet badawczych stero­wana jest za pomocą sztywnych lotek, które są odpo­wiednikami piór przy strzałach, jakkolwiek na wyso­kości 50—60 km powietrze jest już tak rozrzedzone, że lotki przestają być skuteczne. Wielkie rakiety, w ro­dzaju używanych do wystrzeliwania satelitów, są ste­rowane bądź silnikami pomocniczymi, bądź za pomocą specjalnych urządzeń odchylających główny strumień gazu, i mogą w ogóle nie posiadać lotek. Rakiety takie mogą startować z prostych stanowisk, zaś automatycz­ny pilot utrzymuje je we właściwym kierunku; mniej skomplikowane rakiety natomiast, jakich używa się do większości celów naukowo-badawczych, muszą być albo bardzo gwałtownie przyspieszane, by lotki mogły

od razu działać, albo muszą korzystać z takich urzą­dzeń, jak wieże startowe z prowadnicami, które utrzy­mują je we właściwym kierunku, zanim nie zostanie osiągnięta wystarczająco duża prędkość.

Problemem nie mniejszej wagi niż sam transport przyrządów na duże wysokości jest odzyskanie otrzy­manych przez nie informacji. W Związku Radziec­kim, gdzie dawniej kładziono wielki nacisk na ekspe­rymenty biologiczne, do odzyskiwania zarówno da­nych pomiarowych, jak i okazów doświadczalnych (nierzadko psów) stosowano spadochrony. Spadochro­nów używano także na Zachodzie, lecz częściej ko­rzysta się tu z telemetrii. Oznacza to, że wskazania przyrządów, odpowiednio zaszyfrowane, przekazywa­ne są na Ziemię, drogą radiową. Oczywiście istnieją pewne szczególne rodzaje eksperymentów, np. obej­mujące fotografowanie, do których metoda ta nie daje się zastosować. W tych przypadkach można nie­kiedy uniknąć stosowania nieuchronnie wielkiego i ciężkiego spadochronu, stosując odpowiednio wytrzy­małe kasety, które pozostają światłoszczelne, pomimo uszkodzeń związanych z silnym wstrząsem przy lą­dowaniu.

Przeprowadzanie doświadczeń w laboratorium-ra- kiecie stwarza problemy zupełnie inne niż ich przepro­wadzanie na Ziemi. Jako dobry przykład może tu słu­żyć pomiar temperatury powietrza. Na Ziemi mierzy się ją termometrem osłoniętym tak, by dochodziło do niego powietrze, a nie dochodziło promieniowanie Słoń­ca; nie możemy jednak mierzyć temperatury wystawia­jąc po prostu termometr z rakiety. Oczywiście w żad­nym wypadku nie można by użyć zwykłego termome­tru rtęciowego — musiałby to być termometr elek­tryczny podłączony do nadajnika urządzenia teleme­trycznego; istota trudności polega jednak na tym, że

nie uzyskalibyśmy w ten sposób właściwej informacji. Termometr taki, nawet osłonięty przed promieniowa­niem słonecznym, wskazałby temperaturę znacznie wyższą od temperatury otaczającego powietrza, ogrze­wając się wskutek tarcia podczas przelotu przez atmo­sferę z prędkością naddźwiękową. Podobnie, jakakol­wiek próba bezpośredniego pomiaru prędkości wiatru za pomocą wiatromierza lub innego podobnego urzą­dzenia umieszczonego w rakiecie prowadziłaby, na skutek olbrzymiego wpływu ruchu rakiety, do bardzo niedokładnych wyników.

Wiadomo jednak, pomijając zmiany wilgotności w dolnych warstwach atmosfery, że do wysokości oko­ło 80 km skład powietrza atmosferycznego niemal w ogóle się nie zmienia. Z drugiej zaś strony tempe­ratura i wiatr zmieniają się w bardzo szerokich gra­nicach. W celu badania tych zmian załadowuje się ra­kietę pewną ilością granatów (w eksperymentach bry­tyjskich — osiemnastoma), które w czasie wzlotu ra­kiety są z niej wyrzucane i odpalane w mniej więcej równych odstępach czasu. Na Ziemi, na obszarze o śred­nicy około 30—50 km, znajduje się układ mikrofonów połączonych z rejestratorami. Nie są to zwykłe, pow­szechnie znane mikrofony. Zawierają one siatkę z cien­kiego drutu platynowego o średnicy około 0,025 mm, ogrzewaną prądem elektrycznym. Fala dźwiękowa, przechodząc przez nią, chłodzi drut zmieniając jego oporność elektryczną, co z kolei prowadzi do zmian napięcia na końcach siatki. Układ taki może być zu­pełnie nieczuły n.a zwykłe dźwięki słyszalne, nato­miast z łatwością zareaguje na infradźwięki* o niskich częstościach. Wystrzał z pistoletu słabo zaznaczy się

bSSSi
^ *v i ' S

/Sr

na zapisie rejestratora, natomiast charakteryzująca się małą częstością fala ciśnienia, spowodowana np. delikatnym otwarciem drzwi wywoła ogromne wychy­lenie wskaźnika przyrządu.

Odgłos eksplozji po przebyciu 80 km w atmosferze nie będzie już zawierał składowych słyszalnych, gdyż

|m||

MilMh

zostaną one wytłumione w rozrzedzonym powietrzu na wielkich wysokościach, lecz wciąż będzie zawierał skła­dową podsłyszalmą. Składowa ta może być wykryta przez mikrofony, a moment jej przyjścia rejestrator może zanotować z dokładnością do tysięcznych części sekundy.

Na Ziemi, poza mikrofonami, znajduje się kilka bar­dzo dokładnych kamer balistycznych. W kamerach

Mmi

tych położenie kliszy jest precyzyjnie wyznaczone za pomocą trzech ostrzy diamentowych. Migawkę uru­chamia zdalaczynne urządzenie elektryczne połączo­ne z tzw. wykrywaczem błysku, wycelowanym w kie­runku oczekiwanych wybuchów. Wykrywacz błysku zawiera fotokomórkę reagującą na błysk wybuchu i pozwala na dokładne wyznaczenie momentu eksplo­zji. Miejsce wybuchu może być zidentyfikowane przez porównanie jego położenia na fotografii z położeniem znanych gwiazd. Moment dojścia fali dźwiękowej do różnych miejsc na powierzchni Ziemi wyznacza się za pomocą mikrofonów.

W nocy migawka kamery jest stale otwarta; w dzień konieczność otwierania migawki tylko w momencie wybuchu komplikuje nieco cały układ. Elektryczna migawka może być jednak uruchomiona już w ciągu niespełna jednej setnej sekundy od momentu „zauwa­żenia” błysku przez wykrywacz. Ponieważ sam błysk trwa co najmniej 1/10 sekundy, pozostaje dość czasu na zrobienie zdjęcia.

Łatwo można wykazać, że czas potrzebny na dojście fali dźwiękowej do mikrofonów zależy od tempera­tury powietrza na jej drodze oraz że do mikrofonów położonych z „wiatrem” dźwięk dotrze szybciej niż do położonych „pod wiatr”. Obserwując różnice w za­chowaniu się dźwięków pochodzących od kolejnych eksplozji można obliczyć lokalne wartości temperatury i wiatru w warstwach położonych pomiędzy miejsca­mi kolejnych wybuchów. Same rachunki są bardzo skomplikowane, lecz automatyczny przelicznik elektro­nowy szybko daje sobie z nimi radę.

Stosowanie granatów powyżej 80 km okazało się, jak dotychczas, niemożliwe, ponieważ dźwięk był zbyt słaby. Powyżej tego poziomu trzeba się więc odwołać do innych metod. Jedna z nich polega na wypuszczaniu

przez rakietę pary sodu. Wewnątrz rakiety, w pokry­tej azbestem komorze, umieszcza się w tym celu termit (mieszanka używana m.Ln. podczas II Wojny Świato­wej w bombach zapalających) zmieszany z małymi bryłkami metalicznego sodu. Po zapaleniu mieszanki powstaje bardzo wysoka temperatura, powodująca powstanie długiej chmury pary sodu. Para ta fluory­

zuje w promieniach Słońca charakterystycznym żół­tym światłem sodowym. Przeprowadzając ten ekspery­ment o zmroku, gdy niebo jest już ciemne, a rozrze­dzone górne warstwy atmosfery są jeszcze oświetlo­ne, można ów obłok ®odowy obserwować i fotografo­wać 'z ziemi. Jego ruch pozwala wnioskować o wietrze,

badanie zaś emitowanego przezeń światła za pomocą interferometru dostarcza informacji o temperaturze.

Powyżej 80 km skład górnej atmosfery zaczyna się zmieniać. Stosunek ilości tlenu i azotu ulega zmianie i zaczynają się pojawiać nowe, nietrwałe substancje, jak np. tlen atomowy. Pierwsze próby zmierzenia tych zmian polegały na wysyłaniu opróżnionych naczyń dla pobrania próbek i na tej drodze istotnie osiągnięto pewne sukcesy. Eksperyment taki był jednak nie­zmiernie trudny. Naczynie należało otwierać i zamy­kać bez żadnych zanieczyszczeń próbki, a następnie należało przeprowadzić dokładną analizę gazu w ilo­ści milionowych części grama. Występował tam nawet problem selektywnego działania momentu otwarcia naczynia, dzięki któremu gazy lekkie, jak hel, o szyb­ko poruszających się atomach pobierane były w więk­szej stosunkowo ilości niż gazy ciężkie, takie jak argon.

Lepszym rozwiązaniem możliwym do stosowania na bardzo wielkich wysokościach jest prowadzenie ana­lizy powietrza in situ. Można to robić dwoma różny­mi sposobami, używając bądź spektrometru masowego, bądź zwykłego spektrometru optycznego.

Spektrometr masowy jest przyrządem, w którym niektóre atomy i cząsteczki próbki gazu są jonizowa­ne za pomocą wiązki elektronów, emitowanej przez gorącą katodę, a następnie przyspieszane w polu elek­trycznym. Prędkość, którą osiągają, zależy od ich ma­sy, względnie ciężaru, a więc od tego, jakie to są jo­ny — atomy tlenu (O), cząsteczki tlenu (O2), atomy helu (He), czy inne. Prędkość jonów można wyznaczyć bądź bezpośrednio, mierząc czas przejścia jonów przez pewien krótki odcinek, bądź mierząc odchylenie ich toru w polu magnetycznym. W badaniach górnej atmo­sfery używa się zwykle tej pierwszej metody, ponie­waż nie wymaga ona użycia dość ciężkiego magnesu.

Metoda analizy składu górnej atmosfery za pomocą spektrometru optycznego opiera się na tym, że świa­tło słoneczne przechodzące przez powietrze ulega pew­nym zmianom. Wyjaśnia to następująca analogia: je­żeli za pomocą pryzmatu lub siatki dyfrakcyjnej roz­szczepimy światło słoneczne, to zauważymy, że za­wiera ono całą skalę barw światła o różnych długoś­ciach fal. Umieszczając następnie przed pryzmatem szybkę z lekko zabarwionego szkła, przekonamy się, że światło opuszczające pryzmat jest teraz uboższe

o pewne barwy. Zwiększenie grubości szkła powoduje zwiększenie tych strat — osłabienie światła odpo­wiednich kolorów może więc stanowić miarę grubości szkła.

Atmosfera jest wprawdzie przezroczysta dla wszyst­kich barw widzialnych, lecz poza fiołkowym krańcem widma istnieje jeszcze krótkofalowe promieniowanie ultrafioletowe. Promieniowanie to, niewidoczne dla oczu, posiada duże znaczenie zdrowotne i powoduje powstawanie opalenizny. Na szczęście najkrótsze spo­śród tych ultrafioletowych promieni są pochła­niane przez składniki atmosfery, w przeciwnym bowiem razie otrzymalibyśmy znacznie większe dawki energii promienistej, niż moglibyśmy wy­trzymać bez uszczerbku dla zdrowia. Z tej właśnie zdolności pochłaniania możemy zrobić użytek w ana­lizie widmowejl.

Długość fałd światła słonecznego pochłanianego przez dany składnik atmosfery zależy od natury tego skład­nika, zaś wielkość pochłaniania zależy od całkowitej ilości pochłaniających atomów, jlakie znajdują się po­między Słońcem a miejscem obserwacji. Fotografując podczas wzlotu rakiety ultrafioletowe widmo Słońca lub mierząc elektrycznie natężenie światła na kilku różnych długościach fali, możemy wyznaczyć ilość

pochłaniającej substancji pomiędzy dwoma kolejnymi wysokościami, na których rohiono pomiary.

Energia usunięta z wiązki światła nie może jednak zniknąć. Na przykład pewna ilość światła niebieskie­go zostaje przez atmosferę usunięta i z tego powodu Słońce ma barwę czerwonawą, zwłaszcza przy wscho­dzie i zachodzie, gdy promienie słoneczne muszą nie­mal poziomo przechodzić przez wielokilometrową war­stwę atmosfery. Owo niebieskie światło jednak nie ginie i odnajduje się w postaci niebieskiej barwy nieba.

Ultrafioletowe promieniowanie słoneczne, natrafia­jąc na cząsteczki gazów atmosferycznych, ulega wpraw­dzie częściowemu rozproszeniu, większa część jego energii zostaje jednak zużyta na wzbudzenie lub roz­bijanie cząsteczek i atomów, na które promieniowanie pada. Może przy tym występować wiele różnorodnych zjawisk. Elektrony ¡mogą zostać przeniesione na orbity leżące dalej od macierzystego jądra lub mogą zostać w ogóle wyrzucone, pozostawiając macierzysty atom w postaci dodatniego jonu. Cząsteczki mogą zostać pobudzone do drgań, lub rozpaść się na składowe ato­my. Obraz ten dodatkowo komplikuje fakt, że pow­stające fragmenty mogą reagować z innymi składni­kami atmosfery i mogą tworzyć nowe cząsteczki, któ­re w niższych, gęstszych warstwach atmosfery byłyby nietrwałe, oraz że elektrony mogą przyłączyć się do innych atomów i cząsteczek tworząc jony ujemne.

Poza tym zachodzi rekombinacja różnych fragmen­tów, oczywiście na ogół nie z poprzednimi partnerami, lecz | innymi, identycznymi. Uzyskana energia zostaje rozproszona w postaci ciepła lub częściowo reemito- wana na falach dłuższych niż te, na których została pochłonięta. Proces ten powoduje trwające dzień i noc świecenie nieba — słabą, lecz wyraźną fluorescencję górnych części atmosfery.

Pomiędzy różnego rodzaju doświadczeniami rakieto­wymi prowadzonymi w różnych krajach znajdowały się również pomiary natężenia, barwy i wysokościowych zmian owego świecenia nieba.

Jednym z najważniejszych i najwyraźniejszych skut­ków pochłaniania energii promienistej Słońca w gór­nej atmosferze jest proces jonizacji prowadzący do powstania zjonizowanych, przewodzących elek­tryczność, warstw atmosfery.

Ów zjonizowany obszar, czyli tzw. jonosfera, ma ogromne znaczenie dla światowej łączności radiowej. Wiele związanych z nią zagadnień nie daje się jednak badać za pomocą odbitych od niej fal radiowych, wy­syłanych z Ziemi. Zaczyna się jie rozwiązywać dopiero obecnie, za pomocą rakiet i satelitów. Jednym z takich zagadnień jest dokładne wyznaczenie wysokości wyż­szych warstw jonosfery. Prędkość fal radiowych spa­da bowiem w gazie izjonizowanym i wyznaczanie wy­sokości najwyższych warstw jonosfery z pomocą po­miaru czasu upływającego pomiędzy nadaniem sygna­łu a powrotem jego echa jest niezibyt pewne. Niemożli­we jest również za pomocą sygnałów radiowych na­dawanych z Ziemi dokładne badanie tych rejonów, które leżą powyżej! poziomu maksymalnej jonizacji. Prowadzone z Ziemi sondowania radiowe nie dostar­czają także żadnych danych 00 do rodzaju występują­cych w jonosferze zjonizowanych cząstek, ponieważ fale radiowe reagują niemal wyłącznie na elektrony.

Wszystkie te problemy dają się jednak rozwiązać za pomocą rakiet. Wysokość, na jakiej rakieta się znaj­duje, może zostać zmierzona za pomocą fal radiowych tak krótkich, że nie są one zakłócone przez jonosferę. Gęstość jonizacji można zmierzyć zbierając cząstki na małą naładowaną elektrodę, umieszczoną na dziobie rakiety i mierząc powstający stąd prąd elektryczny.

Inną, nową i elegancką metodę, wynalezioną na Uni­wersytecie w Birmingham, zastosowano z powodze­niem podczas tzw. „rakietowego dnia światowego”, w czerwcu 1958 r., w Wo- omera. Pojemność elektrycz­na kondensatora zmienia się, jeżeli gaz pomiędzy okład­kami zostaje zjonizowany, przy czym wielkość tej zmia­ny zależy od gęstości joni­zacji. Przy pomiarze rakie­towym kondensator będący odizolowaną od reszty kon­strukcji częścią dzioba rakie­ty zostaje włączony w ob­wód strojony oscylatora ra­diowego. Wynik pomiaru w postaci częstotliwości oscy­latora zostaje przekazany na Ziemię za pomocą urządzę* ria radiotelemetrycznego i po rozszyfrowaniu, zinterpretuj wany „w języku” struktury jonosfery.

Dla zbadania rodzaju jo? nów występujących w z joni­zowanych warstwach atmo­sfery możemy skorzystać z opisanej poprzednio tech­niki spektrometru masowe­go, z tą różnicą, że możemy tu zrezygnować z jonizuj jącego strumienia elektronów, jako że wchodzące w grę cząstki są już zjonizowane.

Jednym z najdonioślejszych wyników badań tego ro­dzaju było odkrycie, że w anacznym przedziale wyso-

kości najpospolitszym jonem jest NO⁺, dodatnio nała­dowana cząsteczka tlenku azotu. Jest to wynik — zwa­żywszy, że obojętne cząsteczki tlenku azotu rzadko występują wśród innych składników górnej atmosfe­ry — zgoła nieoczekiwany, a przy tym efektownie pokazujący, jak ważną rolę odgrywają w tych rejo­nach reakcje chemiczne wywoływane pnzez intensyw­ne naświetlanie słonecznymi promieniami ultrafiole­towymi.

Mówiliśmy dotąd o tej części widma słonecznego, która charakteryzuje się falami krótszymi niż światło widzialne. W miarę jak przechodzimy do fal coraz krótszych, aktywność elektryczna i chemiczna promie­ni wzrasta, lecz ich natężenie maleje, jako że widmo słoneczne jest najintensywniejsze w środku pasma wi­dzialnego. Przechodzić do fal coraz krótszych nie moż­na jednak bez końca; postępując w ten sposób dojdzie­my w końcu do tzw. miękkich promieni X (zwanych tak z powodu stosunkowo mniejszej przenikliwości niż przenikliwość tzw. twardych promieni X, o jeszcze krótszej fali). Fakt, że promienie ultrafioletowe X są tak aktywne w górnej atmosferze, prowadzi do ich całkowitego pochłonięcia, zanim dotrą do dolnych warstw atmosfery, i aby je obserwować, trzeba ko­rzystać z rakiet o dużym pułapie lub z satelitów. Ob­serwacje tego promieniowania prowadzi się za pomo­cą urządzeń fotograficznych liu'b elektrycznych.

Urządzenia fotograficzne składają się z kawałków czułego filmu, /umieszczonych za paskami różnych me­talowych folii. Folie te są tak dobrane, że pomiar zaczernienia fibnp pozwala określić natężenie i dłu­gość fali promieni X, które je wywołały. Mocna, uru­chamiana elektrycznie zasłona zakrywa delikatne pas­ki folii w czasie opadania i chroni je przed uszkodze­niem w momencie uderzenia o ziemię.

Elektrycznie wykrywa się promieniowanie X za po­mocą urządzeń w rodzaju licznika Geigera. Jest to ru­ra do wyładowań, zaopatrzona w okienko z cienkiej folii, przez które przenikają promienie X, wywołując impulsy prądu elektrycznego.

ir-

Przy pomocy takich urządzeń wykazano, że Słońce wysyła ze swej zewnętrznej atmosfery, czyli korony, intensywne promieniowanie X. Korona składa sią w głównej mierze z wodoru o ogromnej temperaturze miliona stopni Celsjusza, to znaczy o wiele wyższej, niż temperatura świecącej powierzchni Słońca. Od czasu do czasu, pod działaniem przechodzących przez nie cząstek, pewne obszary korony nagrzewają się

lokalnie jeszcze bardziej; ¡natężenie promieniowania rentgenowskiego wówczas rośnie, promienie stają się twardsze, wskutek czego wzrasta wywoływana przez nie w atmosferze ziemskiej jonizacja.

Jeszcze większe, być może, zmaczenie mają spora­dyczne wzrosty natężenia teji części promieniowania ultrafioletowego, która jonizuje najniższe warstwy jonosfery. Gdy coś takiego nastąpi, np. w związku z rozbłyskiem słonecznym, to zwiększenie jonizacji na wysokości ok. 80 km i związanego z nim pochłaniania energii fal radiowych powoduje przerwanie daleko­siężnej komunikacji radiowej.

Podczas MRG dokonano częściowo udanych prób obserwacji wzmożenia promieniowania słonecznego podczas rozbłysku (rozbłysk jest to lokalne rozjaśnie­nie się powierzchni Słońca). W tym celu przygoto­wano się do wystrzelenia odpowiednio wyposażonych rakiet w ciągu kilku minut po wykryciu rozbłysku przez pobliskie obserwatorium słoneczne. Wysiłek i ko­szty związane z takimi przygotowaniami są jednak bardzo duże. Niezbędne były więc środki, które pozwo­liłyby całymi tygodniami utrzymywać wyposażenie badawcze w górze, tak by w momencie pojawienia się (rozbłysku już odbierało promieniowanie słoneczne. Idealnym niemal rozwiązaniem są tutaj; satelity, toteż od chwili pojawienia się tych laboratoriów kosmicz­nych badania sporadycznych zaburzeń na Słońcu oraz ich wpływu na jonosferę .przechodzą z „królestwa” rakiet o torze pionowym do „królestwa” sztucznych satelitów Ziemi.

Zalet sztucznych satelitów w niczym nie umniej­sza fakt, że wystrzelone na znaczne wysokości mogą prowadzić ciągłą obserwację jedynie tak długo, jak długo działają baterie elektryczne i jak długo instru­menty pracują prawidłowo. (Obecnie dzięki zastoso­

waniu ogniw słonecznych ograniczenia związane z ba­teriami zostały przezwyciężone.) Nie mniej ważna jest okoliczność, że obszar obserwacji satelity pokrywa ca­ły świat. Satelita wprowadzony na orbitę przechodzą­cą nad biegunami znajdzie się, w ciągu mniej wię-

cej dziewięciu obrotów trwających razem około dwu­nastu godzin, w polu widzenia wszystkich kolejno punktów kuli ziemskiej. Wynika to z faktu, że orbita satelity jest w pierwszym przybliżeniu nieruchoma w przestrzeni, podczas gdy Ziemia obraca się dookoła osi, wskutek czego każdy punkt Ziemi przechodzi naj₍- pierw pod jedną, a następnie pod drugą częścią orbity.

Satelita wystrzelony pod ostrym kątom do równi­ka znajduje się w mniej korzystnej! sytuacji. Nachy­lenie orbity do równika wynoszące 65° (jakie miały sputniki wystrzelone do końca 1958 r.) pozwala do­trzeć wszędzie, z wyjątkiem rejonów polarnych — Arktyki i Antarktyki. Mniejsze nachylenia są jeszcze

mniej korzystne, lecz mają tą zaletą, że w większym stopniu pozwalają wykorzystać prędkość ruchu obro­towego Ziemi dla wprowadzenia satelity ma oihitę. Oczywiście istnieją także doświadczenia, dla których zupełnie odpowiednia jest orbita położona nad równi­kiem; do kategorii tej należą mp. pewne obserwacje astronomiczne.

Wystrzelenie satelity jest niezwykle skomplikowa­nym przedsięwzięciem. Prędkość niezbędna do tego celu jest tak wielka, że jeszcze dwadzieścia lat temu Wiele Ludzi pracujących obecnie w dziedzinie sztucz­nych satelitów uważało za niemożliwe osiągnięcie jej przy pomocy paliw chemicznych. Energia kinetyczna Satelity poruszającego się z prędkością orbitalną 30 000 km/godz jest niemal 100 000 razy większa niż energia samochodu osobowego jadącego z prędkością 100 (km/godz, wystrzelenie zaś iza pomocą pojedynczej rakiety satelity o ciężarze, powiedzmy pół tony, wy­magałoby energii jeszcze wielokrotnie większej, po­nieważ wraz z satelitą muszą zostać wyniesione na wysokość orbity i przyspieszone do prędkości orbital­nej także olbrzymie zbiorniki paliwa i silniki rakiety.

Powszechnie wiadomo, że tajemnica osiągnięcia tych olbrzymich prędkości (a także większej, bo wynoszącej około 43 500 km/godz, — prędkości niezbędnej dla rakiety księżycowej) polega nia użyciu rakiet wielo­stopniowych. Wielka rakieta unosi średnią, ta zaś z kolei — całkiem już stosunkowo małą. Po wyczer­paniu się paliwa w majiwiększej, czyli w tzw. pierw­szym stopniu, zostaje ona odrzucona; bezużyteczny już ciężar pustych Zbiorników i ogromnego silnika spada na (ziemię, drugi zaś stopień zwiększa swą prędkość, nie obciążony już zbyteczną „martwą” masą. Proces ten powtarza się trzy lub cztery razy z kolejnymi stop­niami, aż wreszcie ostatniego impulsu niezbędnego

do osiągnięcia prędkości orbitalnej dostarcza rakieta akurat takich rozmiarów, jakie są do tego celu nie­zbędne.

Osiągnięcie odpowiednio wielkiej prędkości jest ko­niecznym warunkiem udanego wystrzelenia satelity, ale dopiero jednym warunkiem. Niemniej jednak istotne jest osiągnięcie jej na odpowiedniej! wyso­kości i w odpowiednim kierunku. Jeżeli w momencie oddzielania się ostatniego stopnia kierunek ruchu sa­telity odchyla się od planowanego o stopień lub dwa, ku górze lub ku dołowi, satelita zbliży się w pewnym punkcie swojej orbity zanadto do Ziemi, co daje rów­nie niepożądane skutki jak osiągnięcie końcowej, orbi­talnej prędkości na wysokości zbyt małej. W obu tych wypadkach satelita będzie poruszać się w stosunkowo gęstych warstwach atmosfery, co spowoduje stałe zmniejszanie się jego wysokości, aż do upadku na Zie­mię. To samo nastąpi wtedy, gdy pomimo właściwej wysokości i właściwego kierunku prędkość nadana sa­telicie będzie za mała. Z drugiej strony zbyt duża pręd­kość zwiększy jedynie maksymalną odległość od Zie­mi (czyli odległość tzw. apogeum). W praktyce stwier­dzono, że jeżeli najbliższy Ziemi punkt orbity (peri- geum) znajduje się poniżej 300 km, żywot satelity będzie raczej krótki.

Trzy zjawiska powodują zmiany orbity i bad/anie tych zmian rzuca światło na każde z nich. Najważ­niejszym z tych zjawisk jest opór powietrza, ponie­waż prowadzi on ostatecznie do zniszczenia satelity. Bezustanne zderzenia satelity z cząsteczkami gazów atmosferycznych pochłaniają jego energię. W pierw­szej chwili mogłoby się wydawać, że efekt ten musi zmniejszać prędkość satelity, lecz o dziwo, tak nie jeaft; opór powietrza powoduje jej zwiększenie — zmniejsza za to wysokość orbity. Ponieważ dokładne

zachowanie warunków niezbędnych dla uzyskania or­bity kołowej jest niemożliwe, tor satelity jest zawsze mniej lub więcej wydłużoną elipsą i opór powietrza obniża wpierw apogeum, a następnie, gdy orbita zbli­ży się do kołowej — także perigeum.

Mechanizm tego zdumiewającego przyspieszania sa­telity najłatwiej, będzie nam zrozumieć, gdy rozważy­my stosunkowo prosty przypadek orbity kołowej, pa­miętając przy tym, że satelita utrzymuje się na niej, poniewiaż jego ciężar jest dokładnie równoważony przez tzw. siłę odśrodkową. Związek ten można wy­razić równaniem:

w którym m jest masą satelity, M — masą Ziemi, G — tak zwaną stałą grawitacyjną, V — prędkością satelity, zaś R — promieniem orbity. Widzimy więc,

mMG mV‘

ze

Innymi słowy, jeżeli promień orbity się zmniejsza — co oczywiście* musi nastąpić, gdy satelita tnaci energię, — to prędkość satelity rośnie. Paradoks ten tłumaczy się faktem, że przyrost energii kinetycznej satelity spowodowany obniżeniem się orbity i związanym z tym zmniejszeniem jego energii potencjalnej jest większy niż potrzeba dla skompensowania strat wywołanych oporem powietrza.

Czas potrzebny satelicie na okrążenie Ziemi wynosi:

2nR

V

Dla wyznaczenia wpływu oporu powietrza wystarcza więc pomiar czasu zużywanego przez satelitę na zato­czenie orbity. Na podstawie teji informacji można wy­znaczyć gęstość atmosfery na wysokości perigeum, a w miarę jak perigeum się obniża, można wykonać wykres rozkładu gęstości w zależności od wysokości. Za pomocą prostych rozwiażań teoretycznych można też określić temperaturę, co jest tym cenniejsze, że satelity krążą na wysokościach, na których opisane wyżej rakietowe metody pomiaru temperatury nie dają się już stosować.

Dwa pozostałe główne ruchy orbity powstają w wy­niku działania tzw. efektu giroskopowego i polegają na obracaniu się płaszczyzny, w której orbita leży.

ii

rsr

*«■» /

IfSWHPP^l

.#*•****' iSV v’•'

ts&srts»»»

1 n-'M'-y^:7t< I? ■ ■ fi

ISw? * > ip* **

■¡s* *

Efekt ten polega na tym, że jeżeli rozkręcimy giroskop* i spróbujemy obrócić go wokół osi prostopadłej do osi obrotów, to zacznie się on obracać wokół trzeciej, prostopadłej do obu poprzednich. Satelita krążący po orbicie zachowiuje się jiak giroskop; jest przy tyim przedmiotem oddziaływania dwóch sił, a raczej ich momentów, które dążą do obrócenia osi orbity wokół środka Ziemi. Największa z tych sił, przy orbicie na­chylonej do równika pod kątem powiedzmy 45°, zwią­zana jest ze spłaszczeniem Ziemi.

W wyniku oddziaływania sił związanych z obrotem Ziemi dookoła osi średni jej promień na równiku jest nieco większy niż na biegunach. Dodatkowe przycią­ganie pochodzące od mas ¡znajdujących się w owej równikowej wypukłości dąży do zmniejszenia kąta nachylenia orbity do równika, a związany z tym efekt giroskopowy powoduje w rezultacie obrót płaszczyzny orbitalnej wokół osi Ziemi. Ruch orbity przejawia się oczywiście w zmianach toru satelity na tle nieba; ob­serwacja tych zunian pozwala wyznaczyć spłaszczenie Ziemi z dokładnością większą niż udało się to zrobić kiedykolwiek przedtem.

Trzeci główny ruch orbity wynika z faktu, że Ziemia obraca się wdkół osi z zachodu na wschód. Ponieważ orbita satelity nie porusza się wraz z Ziemią, sam satelita ulega działaniu wiatru zachodniego, który dąży do obrócenia orbity wokół osi ziemskiej. I tym razem, w wyniku działania momentu giroskopowego ruch wypadkowy jest inny — jest nim powolne zmniejszanie się nachylenia orbity do równika. Obser­wacja tego ruchu dostarcza informacji o sile wspom-

Hf

mB AWMMapikił*» «Mi V

C 3f \ SUfc-®li^3p>BVT , Jf

nianego wiatru zachodniego, a w związku z tym no­wych informacji o gęstości powietrza w rejonie orbi­ty-

Warto zauważyć, że dla przeprowadzenia tych waż­nych badań nie potrzeba żadnych instrumentów na samym satelicie; nawet radiolatarnia nie jest koniecz­na, choć znacznie ułatwia śledzenie jego ruchu. Po­trzebne są za to bardzo dokładne przyrządy do obser­wacji z Ziemi. Dla większości omawianych prac ba­dawczych metody radionamiarowe są za mało doldad- ne i trzeba się posługiwać precyzyjnymi metodami op­tycznymi. Obserwacji tych dokonuje sią bezpośrednio przed świtem lub po zachodzie słońca, gdy satelita jest wciąż oświetlony, choć niebo jest już ciemne.

W Anglii do większości dokładnych obserwacji uży­wano kinoteodolitów. Są to bardzo dokładne kamery filmowe, wyposażone w skale pozwalające rejestrować kierunek .ustawienia kamery. Od pewnego jednak cza­su przechodzi się na precyzyjne metody fotoelektrycz- ne polegające na tym, że silna soczewka rzuca obraz nieba na ciemny ekran leżący w płaszczyźnie ognisko­wej i zakrywający czułą fotokomórkę. W ekranie znaj­dują się szczeliny i gdy obraz satelity przecina je, fo­tokomórka wysyła serię impulsów, których czas poja­wienia się rejestrowany jest z wielką precyzją. Kształ­ty szczelin są tak dobrane, że rozmieszczenie impulsów w czasie .pozwala doikładnie wyznaczyć tor obrazu sa­telity na ekranie, zaś tor samego satelity na niebie można znaleźć, cechując przyrząd względem gwiazd.

Wyposażenie satelity w nadajnik radiowy dodatko­wo zwiększa naukowe efekty jego wystrzelenia, wpływ jonosfery na odbiór sygnałów radiowych satelity dostarcza bowiem wielu informacji o samej jono- sferze.

Ażeby jednak maksymalnie wykorzystać takie kosz-

towne przedsięwzięcie, trzeba satelitę wyposażyć w in­strumenty i przeprowadzać doświadczenia na jego po­kładzie.

Znaczna część przyrządów używanych na satelitach jest bardzo podobna do analogicznych instrumentów skonstruowanych dla rakiet, oczywiście z tą różnicą, że energia elektryczna jest tu w cenie i wiele pracy

włożono, aby zredukować jej zużycie do minimum. Z tego powodu, a także z uwagi na ich wytrzymałość i niezawodność, szerokie zastosowanie znalazły tu tran­zystory i inne urządzenia półprzewodnikowe. Na przy­kład w satelicie Vanguard I temperaturę konstrukcji satelity kontrolowano za pomocą termistorów, a wy­niki przekazywano na Ziemię za pomocą tranzysto­rowego nadajnika zasilanego całkowicie półprzewod-

nikowymi bateriami słonecznymi. Temperatura pa­nująca na satelicie zależy od ilości ciepła promienio­wanego przez Ziemię i od staranności, z jaką wykona­no jego powierzchnię. Obserwacje temperatury sate­lity mają wielkie znaczenie dla projektowania przy­szłego wyposażenia instrumentalnego.

Jednym z niebezpieczeństw, na które narażone są satelity i inne urządzenia do badania przestrzeni kos-

micznej, jest erodujące działanie pyłu międzyplane­tarnego. Są to mikroskopijne cząstki, prawdopodobnie pozostałości komet, które krążąc dookoła Słońca na­trafiają na Ziemię, gdy ta porusza się po swej orbicie. Cząstki te mają wielkie i zasadnicze znaczenie, ponie­waż ich obecność może w poważnym stopniu oddzia­ływać chłodząco na niezwykle rozległą koronę sło­neczną. Poisiadają one także 'znaczenie praktyczne, ponieważ niszczą zwolna wszelkie powierzchnie wysta­wione na ich działanie. Tak więc np. okres maksy­malnej wydajności baterii słonecznych jest przypusz­czalnie ograniczony pnzede wszystkim matowieniem szyb osłonowych. Zauważyliśmy także, że temperatura satelity bardzo zależy od stanu jego powierzchni. Każ­da znaczna erozja teji powierzchni może więc wywie­rać poważny wpływ na temperaturę satelity.

Proces erozji badano umieszczając na zewnętrznej powierzchni satelity cienką, przewodzącą prąd, powło­kę Chromową na pasku z izolatora. Zmiany oporu elek­trycznego powłoki były mierzone i przekazywane na Ziemię poprzez układ telemetryczny.

Bardziej istotnym problemem jest pomiar chwilowej, koncentracji tych mikrometeorytycznych cząstek. Roz­wiązuje się go różnymi sposobami; najpowszechniejszy z nich polega na zastosowaniu mikrofonów krystalicz­nych. Mikrofon taki przekazuje charakterystyczny wy­soki dźwięk w momencie, gdy jedna z takich cząstek uderza weń lub w jego pobliże. O dziwo, wyniki uzyskane na tej drodze w ZSRR i USA różnią się znacznie — dalsze eksperymenty są więc bardzo po­trzebne.

Do eksperymentów, dla których satelity są szcze­gólnie przydatne, należą również badania promieni kosmicznych i innych promieni korpuskulamych, po­nieważ potrzeba do nich długich czasów obserwacji

fgfc.* - ilii.i 11 Dnli ji

>03

w«,«

•w

vant iiiffiRMY

-Sje?

1*2JmŁ

mi

i możliwości zwykłych rakiet są tu znacznie ograni­czone.

Ziemia jest olbrzymim magnesem i w związku z tym naładowane cząstki odchylane są w stronę biegunów. Cząstki o większej energii, a ściślej mówiąc, o więk­szym pędzie mogą jednak dotrzeć do gęstszych warstw atmosfery i szerokość geograficzna, na której to na­stępuje, jest miarą tego pędu. W ten sposób można wyznaczać pęd promieni kosmicznych. Na powierzch­ni Ziemi można jednak obserwować jedynie promie­niowanie wtórne, wywołane reakcjami jądrowymi w wyższych warstwach atmosfery. Dla obserwowania promieni pierwotnych pomiary trzeba prowadzić na dużych wysokościach, przy czym dla uzyskania maksi­mum informacji pomiary owe powinny objąć znaczny przedział szerokości geograficznych. Satelita wprowa­dzony na orbitę bliską biegunowej jest więc idealnym narzędziem do tego celu. Może on w dodatku prowa­dzić ciągłą obserwację i w związku z tym wykrywać cykliczne oraz nieregularne zmiany promieniowania kosmicznego. Dla prowadzenia tych badań satelitę wy­posaża się w liczniki geigerowskie lub scyntylacyjne (licznik scyntylacyjny zawiera fotokomórkę, za pomo­cą której rejestruje się krótkie, fluorescencyjne błys­ki, spowodowane zderzeniami cząstek ze specjalnym kryształem).

Właśnie w czasie doświadczeń z licznikiem Geigera umieszczonym na satelicie dokonano jednego z naj­ważniejszych odkryć Międzynarodowego Roku Geo­fizycznego.

Pierwszy amerykański satelita, którego udało się umieścić na orbicie — Explorer I, został przez profe­sora van Allena wyposażony w licznik Geigera. Pro­fesor van Allen prowadził poprzednio rozległe bada­nia promieni kosmicznych oraz cząstek pochodzenia

słonecznego o mniejszej energii za pomocą rakiet star­tujących z balonów (rockoon). Na wysokości kilkuset kilometrów (w pobliżu perigeum) licznik rejestrował oczekiwaną ilość około 30 impulsów na minutę. Gdy jednak satelita przekroczył równik na wysokości oko­ło 1600 km, licznik zaczął wskazywać wartości pomi- jalmie małe. Był to wynik zgoła nieoczekiwany; jeżeli bowiem promienie kosmiczne pochodzą z przestrzeni kosmicznej, to strumień ich nie może maleć, w miarę jtak wznosimy się w górę. W pierwszej chwili wyda­wało się, że licznik uległ uszkodzeniu, lecz przypusz­czenie to okazało się mało prawdopodobne, gdy na mniejszych wysokościach przyrząd znów zaczął pra­cować.

Prawda wkrótce wyszła na Jaw. Sa<telita wszedł w obsz>ar tak intensywnego promieniowania, że licz­nik przekroczył maksymalną roboczą dawkę promie­niowania i przestał działać. Dalsze badania istotnie potwierdziły istnienie otaczającego Ziemię pasa inten­sywnego promieniowania i wykryły jeszcze inny pas, na większej odległości od Ziemi.

Źródła tego promieniowania nie są znane z dosta­teczną pewnością. Być może, pochodzi ono od Słoń­ca; możliwe także, że jest ono wynikiem oddziaływa­nia promieni kosmicznych na leżącą poniżej atmosferę. Niezależnie jednak od tego odgrywa ono z pewnością wielką rolę w zjawisku zórz polarnych, jego odkrycie izaś rzuca nowe światło na wiele zjawisk atmosferycz­nych, otwierając przy tym nowe pole dla spekulacji, badań i doświadczeń.

ES! ‘ftsSB

DOLNE WARSTWY ATMOSFERY I POGODA

Systematyczne badania pogody liczą sobie niewiele więcej niż sto lat — meteorologia jest więc nauką bar­dzo młodą w porównaniu np. z astronomią. Powstała ona właściwie wraz z wynalezieniem telegrafu elek­trycznego, ponieważ na to, aby przewidywanie pogo­dy było możliwe, trzeba nie tylko obserwować zjawiska atmosferyczne w obejmującej cały świat, gęstej sieci stacji meteorologicznych, ale i przekazywać wyniki tych obserwacji na cały świat, i to w bardzo krótkim czasie. Dlatego też zorganizowanie badań meteorolo­gicznych na skalę światową trwało długo.

Jesteśmy wciąż dalecy od wyczerpującego poznania procesów rządzących pogodą i nawet pozornie proste zjawiska, jak np. deszcz, okazały się bardziej skom­plikowane, niż początkowo sądzono.

Sir Graham Sutton, członek Towarzystwa Królew­skiego od r. 1949, jest dyrektorem naczelnym brytyj­skiego Meteorological Office (odpowiednik PIHM).

Żyjemy na dnie oceanu — oczywiście nie oceanu w sensie morza, lecz na dnie znacznie rozleglejszego oceanu powietrza, który nazywamy atmosferą. Choć w porównaniu z morzem atmosfera jest głęboka, to w skali całej Ziemi tworzy jedynie cienką powłokę, a warstwa, w której możemy swobodnie oddychać, sta­nowi tylko drobną część tej' powłoki, o grubości mniej­szej niż jedna tysięczna promienia Ziemi.

Wyobraźmy sobie, że jesteśmy podróżnikami kos­micznymi przybywającymi na Ziemię z jakiejś odległej planety. Dopóki nie znaleźlibyśmy się w rejonie dol­nych części orbity pierwszego Sputnika, tzn. na wyso­kości 300—400 km, trudno byłoby nam wykryć ślady istnienia atmosfery. W takiej odległości od Ziemi ciś­nienie atmosferyczne, które równe jest ciężarowi po­wietrza znajdującego się ponad nami, jest mniejsze niż jedna bilionowa ciśnienia na powierzchni Ziemi. Oznacza to, że ośrodek, w którym się poruszamy, na Ziemi nazywałby się próżnią, jako że panujące w nim ciśnienie jest niższe niż to, które możemy osiągnąć za pomocą najlepszych pomp laboratoryjnych. W po­bliżu obszarów polarnych ujrzelibyśmy zorze polar­ne, a około 250 km nad Ziemią minęlibyśmy jedną z przewodzących elektrycznie warstw, tzw. warstwę F jonosfery; warstwy te odbijają fale elektromagnetycz­ne, umożliwiając dalekodystansową łączność radiową.

Niżej — około 100 km od Ziemi — znajduje się inna warstwa odbijająca, tzw. warstwa Kenelly-Heaviside’a, czyli warstwa E; właśnie w jej pobliżu możemy ocze­kiwać pojawienia się pewnej ilości meteorów, czyli spadających gwiazd — małych odłamków kamiennych, które świecą jaskrawo, zanim wyparują w wyniku rozgrzania spowodowanego gwałtownym wejściem w atmosferę. Powietrze na tym poziomie jest jednak wciąż jeszcze bardzo rozrzedzone — jego gęstość sta­nowi zaledwie około jednej milionowej gęstości przy Ziemi; jest to o wiele za mało, by mogły tu żyć oddy­chające stworzenia. Na wysokości około 80 km mo­żemy się natknąć na tzw. nocne obłoki świecące, wi­doczne niekiedy z Ziemi. Następnie, jeszcze bliżej Zie­mi, na wysokości pomiędzy 20 a 50 km stwierdziliśmy (mając odpowiednie przyrządy) obecność warstwy bo­gatej w ozon, aż wreszcie po przebyciu stratosfery we- szlibyśmy w troposferę, czyli rejon, w którym wystę­pują zjawiska pogody; górna jego granica występuje na wysokości 7—17 km, zależnie od tego, czy znaj­dujemy się nad biegunami czy nad równikiem.

Meteorologów interesuje cała atmosfera, lecz tropo­sfera jest obiektem ich szczególnej uwagi. Jedynie bowiem w tej stosunkowo cienkiej warstwie wystę­pują zjawiska pogody, takie jak chmury, mgły, deszcz grad czy śnieg. Na ogół, im wyżej wchodzimy w tropo­sferę, tym powietrze staje się zimniejsze, co w pierw­szej chwili może się wydawać dziwne, jako że w ten sposób zbliżamy się przecież do Słońca, które jest dla nas źródłem wszelkiego ciepła. Fakt ten tłumaczy się małą skutecznością promieni słonecznych, jeżeli chodzi

o bezpośrednie ogrzewanie powietrza. Czyste powie­trze pochłania bardzo małą część promienistej! energii Słońca — w przeciwnym wypadku spędzalibyśmy na­sze życie pośród czegoś w rodzaju gorącego mroku

i głębokich ciemności na przemian, nie widząc jasnych barw krajobrazu. Promienie słoneczne ogrzewają po­wierzchnię Ziemi (zarówno ląd, jak i wodę) i dopiero od niej atmosfera otrzymuje większą część swej ener­gii, która przejawia się następnie w postaci wiatru i innych zjawisk pogody.

Nie koniec na tym. Na wysokości około 10—11 km* pojawia się coś zupełnie nieoczekiwanego, lecz zandm to wyjaśnimy, musimy się zastanowić, w jaki sposób meteorolodzy mierzą temperaturę powietrza wysoko ponad Ziemią.

Obecnie wykonuje się to przy pomocy instrumentu zwanego radiosondą (rys. 1). Standartowa radiosonda brytyjska wygląda jak zwykła puszka czy pudełko, z mniejszymi pudełeczkami i małym wiatraczkiem z bo­ku. Pudełka te zawierają malutki aneroid (barometr), termometr bimetalowy, skrawek błony zwierzęcej!, któ­ra zmienia swą długość w zależności od wilgotności po­wietrza, nadajnik radiowy oraz baterie zasilające. Ca­ły ten zespół jest w gruncie rzeczy miniaturowym ob­serwatorium meteorologicznym, które wolny balon unosi w powietrzu. Używając specjalnych balonów można za pomocą takiego urządzenia badać własności atmosfery do wysokości około 35 km, a nawet wię­cej; na ogół osiąga się wysokość 20 km.

W miarę jak balon się wznosi, ciśnienie, temperatura i wilgotność otaczającego powietrza ulegają zmianom. Przyrządy reagują na te zmiany mechanicznymi ru­chami barometru, bimetalu i błony. Wewnątrz głów­nego pudełka znajduje się radionadajnik emitujący fa­lę, która przenosi charakterystyczny wysoki ton. W miarę jak np. temperatura powietrza się zmienia, wysokość tonu również ulega zmianie, ponieważ ruch

bimetalu izmiania indukcyjność obwodu nadajnika. Po­dobnie dzieje się przy zmianach ciśnienia i wilgotności, ażeby więc nie pomylić sygnałów, barometr, termometr

i higrometr włączane są w obwód kolejno, za pomo­cą wiatraczka, który obraca się podczas wznoszenia balonu.

Na Ziemi znajduje sdę radioodbiornik, za pomocą którego mierzy się wysokość tonu (częstotliwość). Przed wysłaniem radiosonda zostaje wycechowana w specjalnych komorach, w których ciśnienie, tem­peraturę i wilgotność można stopniowo zmieniać, no­tując przy tym wysokości tonu odpowiadające różnym wartościom tych parametrów. Dzięki temu zmierzone w czasie sondażu częstotliwości można łatwo przeli­czyć na milibary*, stopnie i procenty wilgotności, uzy­skując tą drogą obraz stanu powietrza, do wysokości wielu kilometrów ponad stacją.

Gdy pod koniec ubiegłego stulecia meteorolodzy za­częli używać balonów-sond, radio było nieznane

i w związku z tym musieli oni korzystać z malutkich samopiszących instrumentów, 00 do których liczono, że zostaną odnalezione, gdy po pęknięciu balonu spad­ną na Ziemię. Jeden z najsłynniejszych przyrządów tego rodzaju, zwanych meteorografami balonowymi, został skonstruowany przez angielskiego meteorologa W. H. Dinesa. Używano go, dopóJu nie został wyparty przez radiosondy. Przyrząd Dinesa był całkowicie me­chaniczny i ważył zaledwie kilkadziesiąt gramów; sta­nowi on jeden z najpiękniejszych przykładów celowo­ści konstrukcji wśród instrumentów meteorologicznych w ogóle.

Przed przeszło pięćdziesięciu laty francuski meteo­rolog Tessereinc du Bort dokonał przy pomocy ba- lomi-sondy sensacyjnego odkrycia. Stwierdził on, że temperatura powietrza nie spada ze wzrostem wyso­

kości nieograniczenie.Jego pomiary wykazały, że spa­da ona około 6 stopni na kilometr do wysokości oko­ło 9—11 km; powyżej tej wysokości temperatura prze­staje spadać. Du Bort odkrył w ten sposób warstwą izwaną obecnie strato sferą, a odkrycie to otworzyło nową erą w meteorologii.

Stratosfera jest warstwą zimnego, rozrzedzonego, niemal bezchmurnego i bardzo suchego powietrza, le­żącą ponad troposferą, czyli warstwą, w której wy­stępują zjawiska pogody. W stratosferze temperatura przestaje spadać, a niekiedy nawet lekko wzrasta. Troposferą, w której temperatura na ogół maleje ze wzrostem wysokości i stratosfera; w której temperatura na ogół nie maleje, tworzą dwie wyraźne warstwy w pobliżu dna oceanu powietrza. Granica pomiędzy nimi nosi nazwą tropopauzy. Najiwiększe wysokości tropopauza osiąga nad równikiem r— najmniejsze nad biegunami. Jest to powodem interesującego paradoksu, że najniższe temperatury w całe j| atmosferze wystę­pują nad najgorętszymi obszarami Ziemi.

Dalsze badania doprowadziły do nowych niespodzia­nek. Rysunek 2 przedstawia przeciętny rozkład tem­peratury powietrza w funkcji wysokości, do około 110 km nad poziomem morza. Począwszy od wysokości około 30 km temperatura powietrza zaczyna wzrastać, osiągając maksimum pomiędzy 50 a 60 km. Powyżej tej warstwy temperatura bardzo już rozrzedzonego po­wietrza znowu spada, osiągając minimum na wysokości około 80 km, po czym znowu zaczyna rosnąć. Ilość .powietrza na tych wysokościach jest jednak tak mała, Że meteorolodzy nie sądzą, by warunki panujące po­wyżej drugiego minimum temperatury miały poważ­niejszy wpływ na pogodę w pobliżu powierzchni Zie­mi*

Pierwsze sygnały wskazujące na obecność ciepłej

warstwy na dużej wysokości pochodziły z obserwacji meteorów, pełne jednak potwierdzenie uzyskano | chwilą, gdy stwierdzono, że bardzo silne dźwięki (np. odgłos ognia artyleryjskiego) często słychać bar­dzo daleko od ich źródła. We Francji podczas I Wojny

Światowej, w czasie 'bardzo silnego ognia, huk dział słychać było do pewnej odległości od pola walki, dalej następowała strefa ciszy, po czym, znacznie już dalej był obszar, w którym działa słychać było znowu jako słaby, niski grzmot (rys. 3). Po Pierwszej Wojnie Świa­towej przeprowadzono doświadczenia dla zbadania zja­wiska tego anomalnego rozchodzenia się dźwięku.

Silny dźwięk powoduje zaburzenie rozchodzące się w postaci fali ciśnienia. Część fali przemieszczająca się w pobliżu powierzchni Ziemi zostajle szybko stłumio­na i dźwięk przestaje być słyszalny. Występowanie stref anomalnej słyszalności można wytłumaczyć je­dynie w ten sposób, że idąca w górę część fali dźwię­kowej zostaje załamana ku dołowi i powraca na Zie­mię, lecz już daleko poza strefą normalnej słyszal­ności. Fala może ulec załamaniu, czyli zmienić kie­runek rozchodzenia się, jeżeli zmienia się jej pręd­kość. Ponieważ prędkość dźwięku zależy od natury ośrodka, w którym dźwięk się rozchodzi, oraz od jego

temperatury, zmiana kierunku fali dźwiękowej wska­zywała na obecność warstwy ciepłego powietrza wy­soko w stratosferze. Późniejsze, bezpośrednie pomia­ry, wykonane przy pomocy rakiet wniosek ten po­twierdziły.

Istnienie swoje owa ciepła warstwa zawdzięcza obec­ności ozonu, którego ¡największa koncentracja wystę­puje pomiędzy 20 a 40 km nad poziomem morza. Ozon powistaje z atomów tlenu pod działaniem światła sło­necznego (jest to przykład tzw. fotosyntezy). Pochła­nia on ultrafioletowe promieniowanie Słońca, rozgrze­wając się przy tym; wyjaśnia to pochodzenie ciepłej warstwy załamującej fale dźwiękowe ku Ziemi.

W pewnym okresie sądzono, że ozon ¡ma działanie zdrowotne, <a nasi ojcowie skłonni byli przypisywać dobroczynny wpływ nadmorskich wczasów właśnie ozonowi, w który morskie powietrze miało być boga­

te. W rzeczywistości, w dolnych warstwach atmosfery ozonu jest w ogóle bardzo mało, sam zaś ozon, wdy­chany, działa nie zdrowotnie, lecz trująoo. Jest on natomiast pożyteczny w inny sposób, gdyż znajdująca się wysoko w atmosferze warstwa ozonu pochłania ultrafioletowe promieniowanie Słońca o fali krótszej niż około 300 A, chroniąc nas w ten sposób przed oparzeniami. Gdyby przypadkiem warstwa ta znikła, ucierpielibyśmy wszyscy od zbyt dużych dawek pro­mieniowania ultrafioletowego, które mogłyby spowo­dować ślepotę lub inną poważną chorobę. Na szczęście nic na razie nie wskazuje, by Ziemia miała utracić swą ochronną powłokę ozonu.

Obecny nasz obraz atmosfery podobny jest więc do cebuli pokrytej wieloma warstwami łusek. Warstwy atmosfery nie są wprawdzie łuskami w tym sensie, by można je było pooddzielać jedną od drugiej!, ale są na tyle realne, że można je odróżniać.

Wydajność, z jaką Słońce promieniuje energię, jest, jak przypuszczamy, niemal niezmienna. Meteorolo­dzy charakteryzują ją tzw. stałą słoneczną. Jest to ilość energii promienistej, jaką uzyskałaby w jednostce cza­su płytka o jednostkowej powierzchni, ustawiona pro­stopadle do biegu promieni słonecznych, j^:eżeli umieś­cilibyśmy ją poza granicami atmosfery w takiej! od­ległości od Słońca, w jakiej średnio znajduje się Zie­mia. Wartość tej stałej określonej w drodze wielolet­nich obserwacji prowadzonych w wysokich górach (głównie przez amerykański Smithsoniain Institute) wy­nosi niemal dokładnie 2 kal/cm²’min. Oznacza to, że moc promieniowania padającego na przeciętny ogró­dek objęty wiązką promieni słonecznych o powierzchni przekroju równej ck. 1 ara wynosi około 140 kW. Ten olbrzymi dopływ energii jest jednak znacznie ogra­niczony przez pochłanianie (i rozpraszanie — przyp.

tłum.), a głównie przez odbicia, zwłaszcza odbicia od chmur. Zdolność odbijania Ziemi nosi nazwą jej „albe­da” i stanowi jedną z głównych przyczyn zaintereso­wania, jakim meteorolodzy darzą sztuczne satelity Ziemi. Dostarczają one bowiem nowych metod pomia­ru zarówno stałej słonecznej, jak i albeda.

Obecnie albedo możemy najwyżej: oszacować, przy czym powszechnie przyjmuje się tu liczbę 0,4. Ozna­cza to że 40% dostarczonej przez Słońce energii zosta­je od razu „zawrócone” w przestrzeń kosmiczną i utra­cone. Sama Ziemia wypromieniowuje w przestrzeń pro­mienie podczerwone, leoz znaczna ich część zostaje zatrzymana przez zawartą w atmosferze parę wodną

i dwutlenek węgla, dzięki czemu temperatura na Zie­mi jest stosunkowo dość wysoka.

Przyjrzyjmy się teraz bardziej szczegółowo temu, co się dzieje na Ziemi. Słońce ogrzewa Ziemię najsilniej w strefie tropikalnej, najsłabiej, zaś przy biegunach. Ten nierównomierny dopływ energii winien wytwo­rzyć coś w rodzaju systemu centralnego ogrzewania, w którym równik odgrywa rolę kotła, bieguny zaś ro­lę zbiornika na wychłodzoną wodę. Zgodnie z powyższą analogią można by oczekiwać, że powietrze będzie unosić się w pobliżu równika i opadać w pobliżu bie­gunów. Otrzymamy w ten sposób pierwsze, grube przy­bliżenie ruchu powietrza w skali globu, przybliżenie, w którym powietrze .unosi się nad równikiem, następ­nie przesuwa się na dużych wysokościach ku biegunom, gdzie opada, po czym z powrotem spływa dołem ku równikowi. Gdyby przybliżenie to było bliskie rzeczy­wistości, wszystkie dolne wiatry na półkuli północ­nej byłyby północne, na południowej zaś — południo­we. Oczywiście prosty ten obraz jest dość daleki od rzeczywistości częściowo dlatego, że Ziemia się obra­ca, częściowo zaś z powodu nierównomiernego roz­

mieszczenia lądów i wody, a także z powodu obecności pary wodnej w atmosferze.

Przypuśćmy, że obserwatorzy z innej planety mają dostatecznie dobry teleskop, by mogli przez niego ob­serwować ruch chmur. Zastanówmy się, jaki obraz ogólnej cyrkulacji atmosfery wytworzyliby sobie na tej podstawie.

Przez dłużsizy czas widok wydawałby się bardzo skomplikowany, stopniowo jednak zacząłby się z nie­go wyłaniać obraz coraz bardziej przejrzysty. Stwier­dziliby oni, że w pobliżu równika i biegunów ogólny kierunek wiatru jest wschodni, względnie północno- lub południowo-wschodni, natomiast pomiędzy tymi dwoma (na każdej półkuli) strefami występują pasy bardzo chaotycznych ruchów, z wyraźną jednak prze­

wagą wiatrów zachodnich (rys. 4). Jest to charakte­rystyczna dla umiarkowanych szerokości geograficz­nych strefa wiatrów zachodnich, obejmująca między innymi znaczną część Europy wraz z wyspami Bry­tyjskimi. Północno- i południowo-wschodnie wiatry

n

wiejące od mniej więcej 40° szerokości geograficznej: w kierunku równika znane są jako pasaty. Odgrywały one ważną rolę w czasach żaglowców, ponieważ ich regularność umożliwiała pierwszym odkrywoom i kup- oom podejmowanie długich podróży. Wiatry te spo­wodowane są w zasadzie objaśnioną wyżej; cyrkulacją termiczną, przyczyna zaś, dla której kierunek ich jest północno- czy też południowo-wschodni zamiast wprost północny lub południowy, została odkryta w XVIII w. przez brytyjskiego uczonego, Jerzego Hadleya.

Przyczynę tę wyjaśnić może proste doświadczenie z ołówkiem, tarczą gramofonową i tekturowym ko­łem. W tym celu należy położyć wycięte z tektury ko­ło na tarczy gramofonowej tak, by mogło się obracać jak płyta. Przed uruchomieniem tarczy należy po­ciągnąć ołówkiem od osi w kierunku obwodu. Rysu­nek przedstawiać będzie oczywiście promień koła, to znaczy odcinek linii prostej. Następnie należy uczy­nić ten sam ruch ołówkiem w czasie, gdy tarcza się obraca. Tym razem nakreślona linia będzie zakrzywio­na. W doświadczeniu tym tarcza gramofonu stanowi model Ziemi; środek jest tu odpowiednikiem bieguna, obwód zaś — odpowiednikiem równika. Ciało prze­mieszczające się w przestrzeni prosto od bieguna pół­nocnego ku równikowi, będzie — dla obserwatora zwią­zanego z obracającą się Ziemią — zbliżać się od pół­nocnego wschodiu odchylając się pozornie w prawo*. Obserwator może sobie wyjaśnić to odchylenie przyj­mując, że na ciało działały dwie siły — jedna poru­szająca je z północy na południe, druga zaś — fikcyj­na — odchylająca je w prawo. W przypadku wiatru

pierwsza z nich wywołana różnicami ciśnienia powie­trza pomiędzy biegunem a miejscami położonymi dalej na południe jest proporcjonalna do gradientu ciśnie­nia, czyli do spadku ciśnienia przypadającego na jed­

nostkę odległości. Siła odchylająca proporcjonalna jest do prędkości wiatru, prędkości kątowej Ziemi oraz sinusa szerokości geograficznej; jest zatem największa na biegunach, znika natomiast na równiku.

Siłę odchylającą wiatry od kierunku gradientu* ciśnienia, meteorolodzy nazywają siłą Coriolisa. Od­grywa ona w meteorologii ważną rolę. Gdyby Ziemia nie obracała się, powietrze poruszałoby się wprost od obszarów wysokiego, do obszarów niskiego ciśnie­nia. Tymczasem w wyniku obrotu Ziemi ¡powietrze krąży wokół centrum niskiego ciśnienia zgodnie z ru­chem wskazówek zegara na południowej! półkuli, a przeciwnie doń — na północnej. Wyrazem tego faktu jest słynne prawo sformułowane -przed przeszło wie­kiem przez holenderskiego meteorologa Buys Ballota, mówiące, że na półkuli północnej obserwator zwró­cony tyłem do wiatru ma obszar niskiego ciśnienia po

lewej stronie. Na półkuli południowej obszar ten znaj­dować się będzie po stronie prawej, zaś w pobliżu rów­nika reguła ta w ogóle stosować się nie daje (rys. 6).

Dopływ energii słonecznej wytwarza w atmosferze całą hierarchię nuchów, począwszy od bardzo wielkich,

lifeŁ

takich jjak układ pasatów, poprzez mniejsze, takie jak niże przynoszące w naszym kraju deszcze i zmienną pogodę oraz wyże niosące w lecie piękną pogodę, w zimiie zaś często mgły* — do bardzo małych. Przyj­rzyjmy się obecnie niektórym z nich bardziej szcze­gółowo.

Najgwałtowniejszy układ wiatrów — tornado — jest jednocześnie i najmniejszym. Tornada powstają we wszystkich częściach świata, najczęściej jednak w USA i w Australii. Tornado jest czymś w rodzaju

wiru, jaki można zaobserwować w otworze odpływo­wym wanny. Na zdjęciach wygląda jak ciemny wijący się lejek lub trąba słonia, ciągnąca się od czarnej chmu­ry aż do ziemi. Tornada powstają, gdy w atmosferze istnieją warunki sprzyjające tworzeniu się szybkich, wznoszących ruchów wilgotnego powietrza — np. gdy warstwa suchego chłodnego powietrza zalega ponad powietrzem gorącym i wilgotnym. Jeżeli sytuacja taka pojawia się na mapach pogody, meteorolodzy w Ame­ryce nadają ostrzeżenie o niebezpieczeństwie groźnych zjawisk atmosferycznych. „Groźne zjawisko atmosfe­ryczne” może tu oznaczać wszystko od burzy po tor­nado, nie sposób bowiem przewidzieć, czy tornado na pewno się utworzy i czy dojdzie do powierzchni zie­mi. Tornado charakteryzuje się gwałtownym spiral­nym ruchem wokół pionowej osi, pokrywa obszar o średnicy kilkuset zaledwie metrów, a czasem i mniej, trwa zaś często mniej niż pół godziny. W ciągu tego czasu jest jednak niewiarygodnie nieszczycielskie. Nie posiadamy pewnych pomiarów maksymalnych pręd­kości osiąganych przez wirujące powietrze, ponieważ każdy wiatramierz, jaki przypadkiem znalazłby się na drodze tornada, z pewnością zostałby zniszczony, ale obliczenia dokonane na podstawie spowodowanych przez tornada zniszczeń wskazują często na prędkości rzę­du 500 km/godz, a w bardzo gwałtownych tornadach nawet 800 km/godz. Trasa tornada wynosi na ogół nie więcej niż kilka kilometrów. Wraz ze zbliżaniem się „lejka” (względnie, jak się niekiedy mówi, „trąby po­wietrznej”), ciśnienie gwałtownie spada i wiele budyn­ków zostaje zniszczonych po prostu wskutek rozsa­dzenia przez ciśnienie wewnętrzne. Często zdarzają się też zgoła nieoczekiwane efekty, jak np. ulewy żab, które zostały wciągnięte w wir wraz z wodą sadzawki

i rzuoone na ziemię kilka kilometrów dalej.

Następnymi według rozmiaru są huragany względ­nie tajfuny*. Jest to rodzaj cyklonów** tworzących się głównie nad ciepłymi tropikalnymi morzami, zwłasz­cza w pobliżu Indii Zachodnich. Są one znacznie mniej­szych rozmiarów niż cyklony znane w Europie pod nazwą niżów Łub depresji i zazwyczaj obejmują ob­szary o średnicy kilkuset zaledwie kilometrów. Ich cechami charakterystycznymi są: niezwykle niskie ciś­nienie, silne wiatry (często powyżej 150 km/godz), wy­jątkowo silne deszcze, burze z piorunami, w samym zaś środku zamętu — obszar ciszy — tzw. „oko” cy­klonu. Jeżeli huragan taki dotrze do wybrzeży, po­woduje wielkie zniszczenia wskutek działania wiatru oraz powodzi, które wywołuje.

Na szczęście nie wszystkie cyklony powstające nad ciepłymi tropikalnymi morzami rozwijają się w hura­gany, a spośród tych ostatnich nieliczne tylko docie­rają do lądu. Większość cyklonów tropikalnych osiąga oo najwyżej stadium sztormu. Meteorolodzy amery­kańscy poświęcają obecnie wiele pracy problemowi przyczyn huraganów. Przypuszcza się obecnie, że kry­tycznym procesem, który decyduje o tym, czy cyklon tropikalny stanie się huraganem czy nie, jest proces formowania się „oka”. Wewnątrz „oka” powietrze jest bardzo gorące, duszne i wilgotne, lecz zupełnie spo­kojne, w odróżnieniu od tego, co się dzieje dookoła. Ostatnie badania zdają się wykazywać, że na to, by wiatry mogły osiągnąć istotnie huraganową siłę, ist­nieć musi gorący, spokojny obszar centralny, wewnątrz

którego powietrze zstępuje w dół i jest następnie od­rzucane na zewnątrz przez siłę odśrodkową.

Tornada i huragany są przykładami konwekcji. Cie­płe wilgotne powietrze znalazłszy się pod suchym i zim­nym zaczyna się wznosić i oziębiać wskutek rozszerza­nia, a zawarta w nim para wodna kondensuje się w kropelki. Każdy gram kondensującej się wody wy­dziela 600 kalorii ciepła, co prowadzi do uwolnienia olbrzymich ilości energii. Proces ten jest głównym źródłem energii wiatru.

Niże barometryczne, czyli pospolite w naszym kra­ju cyklony strefy umiarkowanej, uzyskują energię dla swego ruchu obrotowego głównie z przemiany energii potencjalnej na kinetyczną. Niż taki powstaje wtedy, gdy prąd ciepłego, wilgotnego powietrza tropikalnego spotyka się z płynącym równolegle do niego prądem zimnego i suchego powietrza polarnego. Na ich wspól­nej granicy powstaje fala przekształcająca się osta­tecznie w niż z tzw. frontami — ciepłym i chłodnym. Powietrze chłodne wślizguje się na nich pod powie­trze ciepłe, oo powoduje w tym ostatnim kondensa­cję pary wodnej. Ostateczne położenie środka ciężkości całej masy obniża się, gdy chłodne powietrze znajdzie się w końcu całkowicie pod ciepłym; oznacza to, że po­tencjalna energia układu ulega zmniejszeniu, przy czym znaczna jej część przechodzi w energię kinetycz­ną ruchu. Oczywiście cały ten proces jest znacznie bar­dziej skomplikowany, niż wynika to z powyższego opi­su. Drobiazgowe śledzenie kolejnych stadiów rozwo­ju niżu stanowi znaczną część pracy meteorologów, gdyż od takiej analizy w dużym stopniu zależy progno­za pogody.

Podstawowym problemem meteorologii jest śledze­nie przemian energii od postaci promieniowania sło­necznego poprzez całą hierarchię ruchów i sił. Jest

l^?jt|i»'ⁱ £&&$&pw?'

to.* > ^r**^>>¿H* ¿.- ■ *•

f|*^3»l Jf *

¥fflpvs®gi

f^r;Mjr Qt ** '-¿''£r'^J'^""•

' ¿'■fc.ę-i* V

•f"’% Mi¹J* SP

to problem skomplikowany, głównie wskutek obecnoś­ci w powietrzu pary wodnej', działającej nie tylko jako magazyn ciepła, lecz także jako jeden ze środków transportu energii. Dla uzyskania jasnego obrazu pra­cy maszyny cieplnej¹, jaką jest atmosfera, musimy więc prześledzić formowanie się deszczu.

Odpowiedź na pytanie, dlaczego pada deszcz, w pierwszej chwili wydaje się bardzo łatwa. Gdy cie­płe powietrze wznosi się w górę, to wskutek spadku ciśnienia ulega rozszerzeniu. Rozszerzające się powie­trze ochładza się i, jeżeli ten proces trwa dostatecz­nie długo, to para wodna zawarta w powietrzu kon- densuje się w postaci maleńkich kropelek wody. Po­dobny proces ma miejsce w parowozie. Woda ogrze­wana jest w kotle w celu uzyskania pary pod wy­sokim ciśnieniem; następnie para rozpręża się w cylin­drze popychając tłok i obracając koła, po czym znów skrapla się, i pojawia w postaci białych kłębów bu­chających z komina.

Tłumaczenie takie nie wyjaśnia jednak tworzenia się deszczu. Kropelki wody powstające w tego ro­dzaju procesie kondensacji są zbyt małe, by mogły szybko opaść ku ziemi. Z tego właśnie powodu nie opadają na ziemię chmury, z których każda może za­wierać tysiące czy nawet miliony ton wody. Drobne kropelki nie pływają wprawdzie w powietrzu, tak jak patyk pływa po wodzie, ponieważ gęstość wody około 800 razy przewyższa gęstość powietrza, lecz opadają tak wolno, iż wydaje się, że pływają. To samo zja­wisko zachodzi dla wszelkich drobnych ciał unoszących się w powietrzu, nawet dla drobnych cząstek skał.

Skąd więc w ogóle bierze się deszcz — lub by ina­czej sformułować to pytanie — dlaczego deszcz pada tylko z niektórych, a nie ze wszystkich chmur? Jeżeli woda zawarta w chmurach może spadać na ziemię je-

dynie w postaci dostatecznie dużych, szybko opadają­cych kropli, to problem ten sprowadza się do inne­go: dlaczego w pewnych chmurach z małych kropę*» lek powstają duże, a w innych nie. Przeciętna kroplą deszczu jest zlepkiem około 'miliona kropelek chmu« ry. Na pierwszy rzut oka wydawałoby się, że deszcz powstaje wskutek dalszej kondensacji wody na drob­nych kropelkach, dopóki te ostatnie nife osiągną ^zgg miarów kropli deszczowej. Rachunek wykazuje jed­nak, że proces taki byłby o wiele za powolny i gdyby tylko on występował, to w ciągu czasu, w jakim za­zwyczaj powstaje deszcz, mogłyby jpowstać jedyniey! krople o średnioach rzędu setnych części milimętagż (krople deszczowe mają średnicę od jednego do kilku milimetrów), które wyparowałyby przed dotarciem do ziemi. Należy więc poszukać innego mechanizmie dla wyjaśnienia powstawania kropli deszczowych.

Obecnie przypuszcza się, że deszcz powstaje głównie dwoma sposobami. Pierwszy z nich, dotyczy „głównie burz oraz strefy tropikalnej*, nie będzie tu szczegółowo rozpatrywany. Jest to tzw. proces koagulacji; pole­ga on na tym, że liczne krople deszczu powstają wsku­tek „wymiatania” przez nieliczne bardzo duże krople, znajdujących się na ich drodze mniejiszych kropli. Dru­gi, który jak sądzimy prowadzi do większości opadów obserwowanych w naszym kraju, jest bardziej inte­resujący. Został on odkryty przez skandynawskiego meteorologa prof. Bergerom i w związku z tym nazy­wany jest przeważnie jego nazwiskiem.

Często dyszy się, że temperatura 0°C nazywana jest temperaturą zamarzania wody; właściwiej jednak by­łoby mówić o niej jako o temperaturze topnienia lodu, gdyż woda nie posiada określonej temperatury za­marzania. Bardzo drobne kropelki czystej| wody, jakie znajdują się w wysokich chmurach, zazwyczaj pozo­

stają ciekłe nawet w bardzo niskich temperaturach — do — 40°C. Kropelki takie nazywa się przechłodzony- mi. Zamarzają one natychmiast, zetknąwszy się z czą­stką lodu.

Wiele spośród chmur dających opady w naszym kra­ju zawiera w swych górnych częściach ogromne ilo­ści ptrzechłodzonych kropelek wody. Poza nimi często występują stosunkowo niewielkie ilości drobnych kryształków lodowych. W chmurze będącej miesza­niną przechłodzonych kropelek wody oraz kryształków lodowych, te ostatnie z powodu różnicy prężności na­syconej pary wodnej nad wodą i nad lodem rosną kosztem kropelek. Kryształki lodu wkrótce przekształ­cają się więc. w płatki śniegu i zaczynają opadać ze stosunkowo znaczną prędkością. Płatki te mają postać gwiazdek i są bardzo łamliwe, a wokół odpryskujących od nich odłamków lodowych tworzą się nowe płatki śniegu, co daje swego rodzaju reakcję łańcuchową. Gdy płatki śniegu dolatują do cieplejszych warstw powietrza, topniej'ą i zamieniają się w krople desz­czu. Przypuszczamy, że większość deszczów padających w naszym kraju powstała w drodze topnienia śniegu.

Przebieg procesu bergeromowskiego sugeruje możli­wość sztucznego wywoływania opadu. Oczywiście, lu­dzie mieszkający w tak deszczowym -klimacie jak nasz, są w tym mniej zainteresowani niż mieszkańcy Oko­lic pustynnych, takich jak niektóre części Ameryki, Afryki czy Australii. Proces bergeronowsiki rozpoczyna się od stosunkowo niewielkiej liczby kryształków lo­dowych znajdujących się w przechłodzonej chmurze. Jeżeli ibrak ich w dostatecznej ilości, deszcz jest mało prawdopodobny. Nowoczesny sposób wywoływania opadu polega więc na wprowadzeniu do wierzchołko­wych części chmur substancji, które powodują tworze­nie się kryształków lodowych. Substancje takie w od­

powiednio rozdrobnionej! postaci noszą nazwę jąder za­marzania. Najlepszymi jądrami zamarzania są niewąt­pliwie same kryształki lodu, jest jednak rzeczą trud­ną wprowadzić w dostatecznych ilościach sproszko­wany lód do chmury, która może mieć wysokość 6 km lub nawet znacznie więcej. limą substancją, która za­początkowuje zamarzanie przechodzonych kropli jest jodek srebra, którego wielokrotnie próbowano użyć do zapoczątkowania lub zwiększenia opadu, wprowa­dzając go w postaci dymu do chmur. Jak dotąd jest jednak wątpliwe, czy metody takie w ogóle doprowa^ dzały do powstania deszczu. Obecnie liiożemy z pew­nością stwierdzić jedynie tyle, że jeżeli doprowadzon# w ten sposób do zwiększenia opadu, to nie o więcej niż około 10°/o normy, przy czym wydaje się óii naj­skuteczniejszy, gdy cząstki jodku srebra wytwarza­ne są na podwietrznych stokach wysokich gór.

W ten sposób dochodzimy do ostatniego i najtrud­niejszego pytania: czy w ogóle kiedykolwiek będzie­my mogli regulować pogodę? Na początku bieżącego stulecia na pytanie to łatwiej było odpowiedzieć niż obecnie; wtedy 'bowiem człowiek nie dysponował żad­nym kontrolowanym przez siebie źródłem energii wy-^; starczając© dużym, by mogło ono wpływać na ruchy powietrza w wielkiej skali. Pogodą rządzi Słońce do­starczając Ziemi w każdej minucie óibrzymich ilości energii oraz zawarta w aitmosferze woda, zdolna szyb­ko pochłonąć, zmagazynować i uwolnić wielkie ilości ciepła.

Obecnie kontrolujemy nieograniczone ilości energii jądrowej, lecz energia największych z wyprodukowa­nych dotąd bomb jądrowych stanowi drobny tylko ułamek energii dostarczanej atmosferze przez Słoń­ce. Nawet mała burza wyzwala więcej energii niż dziesięć bomb atomowych typu użytego podczas ostat-

ndej wojny. Wbrew temu, oo wiele ludzi chciałoby uwa­żać, nic nie wskazuje (na istnienie związku pomiędzy złą pogodą w ci ągu ostatnich lat a doświadczalnymi wybuchami jądrowymi przeprowadzanymi zarówno w Związku Radzieckim, jak i przez Stany Zjed­noczone na Pacyfiku. Sugerowano, by użyć bomb termojądrowych dla stopienia lodów Arktyki; nikt jed­nak nie wie na pewno, jak podziałałoby to na zjawiska atmosferyczne w wielkiej skali, choć jeden z amery­kańskich meteorologów okazał się dość odważnym, by Zgadywać. Dr Harry Wexler, który Ibadał to zagad­nienie, sądzi, że być może, udałoby się w ten sposób zmienić pogodę, lecz niestety zmiana ta mogłaby pójść w niepożądanym kierunku. Sądzi on mianowicie że wyzwolenie w Arktyce ogromnych ilości ciepła mogłoby spowodować zwiększenie w Anglii opadów śniegu w zimie, czego w tym kraju nikt sobie nie życzy.

Przypuszczalnie jednak eksperyment taki jeszcze długo, a być może nigdy, nie zostanie podjęty. Za ma­ło, jak dotąd, wiemy o ogólnej cyrkulacji atmosfery, by wiarygodnie przewidzieć jego skutki. Jednym z głównych celów badań meteorologicznych w czasie MRG było pogłębienie wiedzy o ruchach powietrza w skali globu. Gdy wyniki tych badań zostaną prze­analizowane przez uczonych, będziemy mogli z więk­szym stopniem pewności odpowiedzieć na pytanie do­tyczące regulacji pogody. Obecnie można by jedynie zakłócać .pogodę, wyzwalając wielkie ilości energii sku­pione w pewnych punktach Ziemi, lecz jest to zupeł­nie oo innego, niż wyrażać nadzieję na to, że kiedy­kolwiek będziemy mogli regulować ¡pogodę w wielkiej skali, zgodnie z interesem człowieka.

WII Iłll !!■

MORZE I JEGO PROBLEMY

Z 510 milionów km² powierzchni Ziemi blisko 361 milionów km², to znaczy prawie trzy czwarte, pokry­wają oceany i morza. Problemy dotyczące oceanów muszą więc zajmować wiele miejsca w badaniach nad fizyką naszej planety. Pomimo jednak wielu wieków

nnSPrmnnńi fnnnnrMnrIyio AU

Metody nauk przyrodniczych okazują się tak sku­teczne w badaniach nieba i Ziemi, że odkrywanie za ich pomocą nowych dziwów oceanów i wzbogacanie przez dociekliwe oko badacza doświadczeń wielu po­koleń znakomitych żeglarzy nie powinno dziwić ni­kogo. Może to wprawdzie być nieoo zaskakujące dla marynarzy, ale uczeni przewidzieli to już dość daw­no temu. Gdy w roku 1694 zwrócono się do Sir Izaaka Newtona z prośbą o wydanie opinii o nowym progra­mie studiów matematycznych sporządzonym przez pa­na Pageta, nauczyciela matematyki w Christ’s Hospi­tal*, Newton zupełnie otwtarcie zwrócił uwagę na pew­ne braki w tym programie, zwłaszcza w dziale poświę­conym nauczaniu nawigacji. W swym liście do Skarbni­ka** określił go jako niewiele więcej niż „użytek in­strumentów i naga praktyka żeglarzy na ich prze­tartym szlaku” oraz zauważył, że „matematyczne dzie­ci, stanowiące kwiat szkoły, znacznie lepiej uczone być by mogły”. Oświadczył on, że powinnoby tam być więcej rozumowania, rozsważań o ruchach i siłach, któ­re mogą wspomagać marynarza „w wynajdywaniu no­wych rzeczy i praktyk, w korygowaniu dawnych

i w ocenianiu tego, oo staje przed nimi”..., oraz że „na­leży rozważyć, oo będzie z większym pożytkiem dla spraw morskich — ozy gdy najzdolniejsi z naszych ma­rynarzy będą jedynie czystymi empirykami nawigacji, czy też, gdy będą także zdolni dobrze ogarnąć rozu­mem te liczby, siły i ruchy, z którymi ustawicznie się stykają”. Chwalił też Newton mądrość apelu ogłoszo­nego przez wcześniej żyjącego matematyka Oughtre- da, który głosił, że kapitanowie statków oraz piloci powinni zbierać obserwacje „o ukrytych ruchach i wzburzeniach mórz”, a także „o wszystkim innym, co by godnego uwiagi na morzu zauważyli”, jak również zwykłe informacje o kursie, kompasie, zachowaniu statku, wietrze i prądzie. Apel stwierdzał dalej, że ka­pitanowie i piloci powinni „chętnie powiadamiać o tym uczonych, którzy byliby biegłymi w sztuce matema­tycznej, a przy tym miłowaliby i poszukiwaliby praw­dy”. Oughtred nie wątpił, że „doprowadziłoby to do ulepszenia żeglugi i bezpieczeństwa tych, których za­wód zmusza, by życie swe i mienie na ogromnym ocea­nie Bożej powierzali Opatrzności”. Newton kończy to znanym cytatem: „Dodam, że dałoby to znacznie wię­cej dla ulepszenia żeglugi i bezpieczeństwa żywota oraz dobytku ludzkiego na tym żywiole, gdyby miast posyłać obserwacje żeglarzy zdolnym matematykom na lądzie, ląd posyłałby zdolnych matematyków na morze”.

Wydaje się, że „matematyczne dzieci” niezbyt osta­tecznie były kształcone w mechamce i uczono ich tyl­ko „tyle sztuki artyleryjskiej, ile potrzeba w służbie morskiej”, niektóre zaś z dezyderatów Oughtreda i Newtona do dziś nie zostały zrealizowane. Ogromnie udoskonalono tabele, mapy, instrukcje nawigacyjne, a ostatnio środki radionawigacyjne, w zakresie mniej oczywistych potrzeb zrobiono jednak niewiele.

Dane o prądach morskich zbiera- się Wprawdzie sy­stematycznie od przeszło stu lat, wykorzystując je dla sporządzania map średnich prądów oraz ich zmian se­zonowych; niewiele jednak wiemy o ich zmianach z dnia na dzień, ani o czynnikach odgrywających istot­ne role w obszarach prądów zmiennych. A samoloty nie mogłyby przecież dokonywać rentownych przeloi- tów, nie dysponując niczym lepszym niż mapy śred­nich wiatrów. Statki są wprawdzie bardziej niezależ­ne od warunków hydro-meteorologicznych, lecz dla nich również przydałyby się bardziej szczegółowe in­formacje. Fale poważnie wpływają na szybkość stat­ku i zużycie paliwa, a także na bezpieczeństwo portów; pomiary fal są jednak rzeczą nową. Zaledwie kilka lat temu zaopatrzono pierwszy statek w urządzenie do ciągłej i przy tym dostatecznie dokładnej rejestracji fal. |

W programie Międzynarodowego Roku Geofizyczne­go oceanografia była nauką drugoplanową; program ten nie byłby jednak pełny, gdyby pominięto ją cał­

Ij4v*s*W’

kowicie. Cyrkulacja atmosfery w dużym bowiem stop­niu zależy od wzajemnego oddziaływania atmosfery i oceanów, przy czym ich problemy fizyczne są pod wieloma względami bardzo podobne. Zaburzenia atmo­sferyczne wywołują odpowiednie zaburzenia na morzu, zmiany w polarnej, pokrywie lodowej i deformacje skorupy ziemskiej powodują zmiany średniego pozio­mu morza, zaś zmienne pola magnetyczne i prądy elek­tryczne w (morzu wiążą się ściśle z analogicznymi zja­wiskami we wnętrzu Ziemi i w jonosferze. Na szczę­ście dość było specjalistów od spraw morskich, by wykorzystać te okazje, których dostarczał MRG. ^.Zasadniczą myślą programu w zakresie oceanografii było, podobnie jak w innych częściach programu MRG, skoncentrowanie się na tych zagadnieniach, dla któ­rych szczególnie istotne znaczenie miała szeroka sieć jednoczesnych obserwacji. Oceany ze swym transpor­tem wody i energii na skalę światową dostarczają ta­kich zagadnień sporo. Pierwszym z nich stało się po­głębienie naszej wiedzy o tych falach oceanicznych, które zazwyczaj nazywa się falami pływowymi, dru­gim — badanie zmian średniego .poziomu morza, trze­cim zaś — rozszerzenie waszej wiedzy o cyrkulacji: wód w głębiach oceanicznych.

Przypływy i odpływy można mierzyć za pomocą tyczki lub umieszczonej! na molo łaty; lepiej jednak stosować tzw. mareograf, czyli .przyrząd, w którym ruchy specjalnego pływaka przenoszą się na piórko, kreślące wykres na bębnie rejestracyjnym. Pływak musi być przy tym chroniony przed bezpośrednim dzia­łaniem fal; w tym celu umieszcza się go w studzience lub cylindrze, łączącym się z ¡morzem za pomocą cien­kiej ¡rurki lub małego otworka. Pływak jest połączony za pomocą przechodzącej przez bloczek linki z prostym urządzeniem, które kieruje ruch piórka, kreślącego

wykres pływów na bębnie obracanym przez mechanizm zegarowy. Papier rejestracyjny (maTeogram) pozostaje na bębnie zazwyczaj przez siedem dni, i chociaż w więk­szości miejscowości występują w ciągu doby dwa razy przypływ i dwa razy odpływ, ich wykresy nie mie­szają się zbytnio ze sobą, ponieważ każdy przypływ (względnie odpływ) opóźnia się codziennie o pięćdzie­siąt minut w stosunku do dnia poprzedniego; amplitu­da pływów także ulega zmianom osiągając maksimum w pobliżu pełni i nowiu Księżyca.

Wiele wysiłku trzeba włożyć w to, by uzyskać do­bry zapis. Bęben rejestracyjny nie może być za mały, zegar musi być dokładny, a sam mechanizm powinien być praktycznie pozbawiony tarcia i poślizgu. Po­ziomy wskazywane na mareogramie należy okresowo sprawdzać przez bezpośrednie pomiary poziomu wody w studzience, a punkt początkowy sikali musi być od­niesiony za pomocą precyzyjnych metod geodezyjnych do stałego punktu wysokościowego na brzegu, najle­piej do jednego z punktów należących do podstawowej sieci geodezyjnej. Przy zachowaniu tych ostrożności można uzyskiwać dobre wyniki nawet za pomocą im­prowizowanych urządzeń i w bardzo trudnych warun­kach. Na Antarktydzie np. improwizowane mareogra- fy umieszczano na lodzie morskim tak że poruszały się one w górę i w dół wraz ze zmianami poziomu wo­dy, spowodowanymi pływami, podczas gdy piórko po­łączone było za pomocą linki z leżącym na dnie cię­żarkiem.

Najlepsze nawet mareografy nie zawsze będą jed­nak kreślić gładką krzywą, ponieważ przypływy i od­pływy często są zakłócane przez inne oscylacje wody,

o okresie znacznie dłuższym niż okres zwykłych fal wiatrowych, lecz krótszym od okresu pływów. Nie można ich przy tym wyeliminować zmniejszając otwór

łączący mar eo graf z morzem, ponieważ wówczas przy­rząd reagowałby na zmiany poziomu wody zbyt wol­no, by dać wystarczająco dokładny zapis pływów. Dla uzyskania możliwie najlepszych pomiarów pły­wów należy więc wybrać osłonięte miejsce w pobli­żu nip. wejścia do portu, nie zaś w głębi zatok, gdzie woda często ma swe własne drgania.

Jeżeli płaską miskę z wodą delikatnie pochylić, a na­stępnie postaiwić w położeniu poziomym, woda zacznie oscylować. Najprostsze drganie wystąpi wtedy, gdy woda porusza się w ten sposób, że poziom jej w środku nie ulega zmianom, podczas gdy przy brzegach wznosi się ona kolejno i opada. Dngania tego typu wykry­to w jeziorach przed dwustu laty, a szczegółowe ich badania na Jeziorze Genewskim zapoczątkował w ro­ku 1873 dr Forel. O ile jednak w prostokątnym zbior­niku występują nieskomplikowane drgania od końca do końca i z boku na bok, to przy tak nieregularnym kształcie, jakim jest kształt Jeziora Genewskiego, sta­ją się one znacznie bardziej złożone, gdyż różne czę­

ści jeziora, czy też wrzynające się w ląd aatoki mają swe własne drgania. Wśród tych wszystkich krzyżują- cydi się i mieszających fal, dr Forel zdołał jednak wskazać oscylacje wokół ustalanych linii, a wykryte przezeń drgania o okresie około l¹/« godziny oka­zały się podstawowymi drganiami między „przeciw­ległymi brzegami” jeziora. Z uwagi na wielkie znacze­nie i piękno badań dr Forela lokalna nazwa oscylacji wód w Jeziorze Genewskim — seiches — przyj'ęła _; się powszechnie w badaniach naturalnych oscylacji.

Każde, małe czy duże, zaburzenie w basenie może wprawić wodę w drgania; pewne zaburzenia są tu. jednak skuteczniejsze niż inne. Rozpatrując te zagad­nienia należy odróżnić drgania swobodne od wymu-v szonych. Drgania takie jak pływy, które powstają wsku­tek stałego oddziaływania rytmicznie zmieniającej się podczas obrotu Ziemi siły przyciągania Księżyca i Słoń­ca, noszą nazwę drgań wymuszonych. Największe drga­nia powstają wtedy, gdy okres drgań swobodnych bli­ski jest okresowi działających na wodę sił. Zj;awisko to nazywa się rezonansem. Można je porównać z roz- huśtywamiem huśtawki, którą przy zachowaniu odpo­wiedniego rytmu można słabymi pchnięciami silnie rozkołysać.

Trzęsienie Ziemi jest w stanie wstrząsnąć talerzem; dr Forel zauważył także rozkołysanie wody w basenie fontanny dochodząc jednak do wniosku, że okres drgań spowodowanych trzęsieniem Ziemi jest zbyt krótki, by wywołać rezonans w jeziorze. Jednak pomiędzy starszymi zapisami istnieje wiele przykładów niezwy­kłych oscylacji wody, które przypisuje się właśnie trzęsieniem Ziemi. Jednym z najdramatyczniejszych przypadków spośród notowanych oscylacji tego typu były drgania w jeziorze Loch Lomond w dniu trzęsie­nia lizbońskiego. Być może, znaczenie tego problemu

będzie rosnąć w miarę pogłębiania się naszej wiedzy ipliugookresowych drganiach skorupy ziemskiej, i Trudno wprawdzie wyobrazić sobie cały ocean roz­kołysany przez trzęsienie Ziemi, jednak w tych częś­ciach świata, g)dzie występują strome stoki podmor­skie (np. północno-zachodnie części Oceanu Spokoj­nego), wstrząsy podmorskie są aż nazbyt częste. Sil­ny wstrząs może spowodować potężne drgania, dające początek grupie fal powierzchniowych biegnących po­przez ocean. Fale te trudno zaobserwować ze statku na pełnym morzu, ponieważ ich wysokość może nie prze­kraczać kilkudziesięciu centymetrów, przy odległości pomiędzy dwoma kolejnymi grzbietami, przekracza­jącej 150 km. Fale te nazywa się długimi, ponieważ ich długość jest duża w porównaniu z głębokością wo­dy; prędkość rozchodzenia się tych fal związana jest z głębokością wody wzorem:

v = }fgh,

gdzie v oznacza prędkość fali, gf-—r przyspieszenie ziem­skie, zaś h — głębokość wody. Większość głębokich wód oceanicznych posiada głębię rzędu 4,5 km, co od­powiada prędkości fali około 760 km/godz. Choć fale te są zbyt długie i niskie, można je 'było dostrzec na głębokiej| wodzie, to zbliżając się do płytkich wód przy­brzeżnych zmniejszają one swoją prędkość, zwiększa­jąc jednocześnie amplitudę i załamują 3ię na brzegu osiągając wówczas wysokość 7—10 m.

Jedną z największych katastrof ostatnich la/t był podmorski wstrząs w pobliżu wysp Aleuckich o go­dzinie drugiej w dniu 1 kwietnia 1946 r. W ciągu nie­spełna pięciu godzin pierwsza fala dotarła do Hawa- jiów, zmiatając znaczną część wybrzeża. Zginęło wów­czas 159 osób; licziba ta mogłaby być jeszcze więk­sza, gdyby w dwanaście minut po uderzeniu pierwszej

fałd, druga, jeszcze wyższa, me ostrzegła wszystkich, którzy mogli się schronić w bezpieczne miejsce, przed nadejściem najwyższej z tej! serii — trzeciej fali. Pier­wsza fala dotarła do wybrzeży kalifornijskich tego samego dnia wieczorem, do wybrzeży Peru — następ­nego dnia rano, będąc przy tym j,eszcze dostateczni# wysoką, by zmyć stary barak pozostawiony na wy* brzeżu Antarktydy przez brytyjską ekspedycję do Zie­mi Grahama.

Po tych klęskach zorganizowano służbę ośtrzegaw* czą. Dane sejsmograficzne zbiera się w centralnym ob4 serwatorium Hawajów, i jeżeli ognisko trzęsienia Zie% mi znajduje się w pobliżu miejisca, w którym-można podejrzewać powstanie fal morskich, alarmuje się sta­cje mareograficzne, których dane służą z kolei do ewentualnego ogłoszenia powszechnego alarmu. Dzię­ki tej sieci i współpracy wszystkich odpowiednich władz uniknięto śmiertelnych ofiar, gdy 4 listopad^ 1952 roku następna seria niszczących fal dotarła do Wysp Hawajskich. W rejonie Oceanu Spokojnego ta­kie fale pochodzenia sejsmicznego nazywają się „tsu­nami”, co po japońsku oznacza „fala portowa” Nazwa ta jest logiczna, gdyż te długie fale zagrażają wybrze­żom i portom lecz nie statkom na pełnym morzu.

Gdy wody przybrzeżne zachodniego wybrzeża kon­tynentu amerykańskiego zostają zakłócone przez dłu­gie fale pochodzące z odległych źródeł, mareografy wy­kazują potem ¡przez szereg dni istnienie lokalnych oscylacji poziomu wody w (portach i zatokach. Może to być spowodowane dopływem dalszych „porcji” energii z tego samego źródła, lecz po różnych drogach ocea- _i nicznych, włączając w to jedno lub kilka załam# lub odbić od innych kontynentów. Może zjawisko tś także wystąpić wskutek wielokrotnego odbijania się fal przez ocean lub jeszcze innego rodzaju drgań, an a-

nego jako fale brzegowe, wzbudzanego, gdy długie fale -docierają' dk> wybrzeży ze stosunkowo niewielką prędkością, mając grzbiety prostopadle do linii brze­gu. Wszystkie te zagadnienia wymagają większej liczby obserwacji tego typu, jakie lobkmo w czasie MRG, zwłaszcza na wyspach położonych w miejscach odleg­łych od zwykłych szlaków żeglugowych, a więc ob­serwacji wymagających zaplecza w postaci specjalnego przedsięwzięcia naukowego.

Pływy powodowane są różnicą sił, z jakimi Księżyc przyciąga Ziemię i wodę. Role odgrywają tu jedynie składowe tych sił, styczne do powierzchni Ziemi; są one najmniejsze w najbliższym i najdalszym od Księżyca punkcie Ziemi oraz wzdłuż okręgu, którego punkty znajdują się w tej samej¹, oo środek Ziemi, odległości od Księżyca. Największe natomiast wartości osiągają owe siły wzdłuż okręgów leżących w połowie drogi pomiędzy wyżej wspomnianym okręgiem a naj­bliższym i najdalszym od Księżyca punktem Ziemi. Działają one stycznie db powierzchni Ziemi wzdłuż osi Ziemia — Księżyc, w kierunk/u do Księżyca po bliższej mu stronie Ziemi, zaś w kierunku od Księży­ca — po dalszej. Kierunek ten zmienia się wraz z ką­tem, jaki oś Ziemia — Księżyc tworzy z płaszczyzną równika, ale jako grube uogólnieoiie można przyjąć, że w miarę obrotu Ziemi każdy punkt jest w ciągu

24 godzin i 50 minut dwukrotnie pociągany najpierw w jednym, a następnie w rnnieji więcej] przeciwnym kierunku. Te dwa ruchy mde są identyczne, z wyjąt­kiem sytuacji, kiedy Księżyc znajduje się w płasz­czyźnie równika; mamy więc efekt zarównlo dobowy, jak i półdobowy. Siły pochodzące od Słońca zachowują się podobnie, są jednak przeszło dwukrotnie słabsze.

Można pokazać, że działanie sił przypływowych jest małe (około 10 cm na 1000 km), o ile kształty, roz­miary i głębokości danej części oceanu oraz jeji wza­jemne oddziaływanie z innymi częściami nie prowadzą do rezonansu z okresem 24 godzin 50 minut lub 12 go­dzin 25 minut. W większości rejonów oceanicznych występuje, jak się wydaje, rodzaj' rezonansu i pływy są duże w porównaniu z naturalnymi oscylacjami zatok i basenów portowych, tak że te ostatnie występują na mareogramach jedynie w postaci ząbków na krzywych pływów. Natomiast w jeziorach pływy są znacznie słab­

sze niż seiches. Być może, w pewnych okolicznościach pływy mogą wzbudzić drgania lokalne w ten na przy­kład sposób, że część energii prądu pływowego, pły­nącego wzdłuż linia brzegowej, odchyla się w kierunku wąskiego wejścia do portu, w którym woda zostaje pobudzona do drgań, podobnie jak powietrze w pisz­czałce organowej.

Przed przystąpieniem do omawiania różnego rodzaju fal pochodzenia meteorologicznego należy zauważyć, że istnieje pewien rodzaj fal o okresie 2—3 minut, wy­wołany zmienną wysokością grup zwyczajnych fal wia­trowych, łamiących się przy brzegu. Fale wiatrowe są najbardziej pospolitym skutkiem oddziaływania wiatru na powierzchnię morza, ponieważ jednak są to fale krótkie w porównaniu z głębokością wody, pręd­kość ich przemieszczania — dopóki nie zbliżą się bar­dzo do brzegu — zależy jedynie od ich długości. Fale te mogą również przenosić energię przez ocean, a w miarę ich ruchu dłuższe spośród nich coraz bar­dziej wyprzedzają ¡krótsze. Zaburzenie docierające w pewnej chwili do odległego wybrzeża zawiera fale

o długościach stosunkowo mało się różniących, co pro­wadzi do silnego dudnienia, czyli do przeplatających się grup wysokich i niskich fal. Przemieszcza się jed­nak tylko energia fal — same cząstki wody zataczają jedynie tory zbliżone do koła na głębokiej, a do elip­sy — na płytkiej wodzie. Tory te nie są jednak całkiem zamknięte i w związku z tym cząstki wody również nieznacznie się przesuwają. Gdy fala dociera do płyt­kach wód i łamie się na nich, ów transport naprzód gwałtownie wzrasta i grupa fal wysyła do przodu falę o długości wynoszącej nieco mniej niż dwunasto- krotna wysokość spiętrzenia. W tym momencie przy­spieszenie do przodu powinno być skompensowane przez przeciwnie skierowaną falę o podobnej długości.

Długie fale tego typu mogą być jednym ze źródeł wzbudzających kłopotliwe oscylacje wody obserwowa­ne w niektórych portach. Następuje to wówczas, gdy naturalny okres oscylacji wód w parcie zbliżony jest do okresu uderzeń kipieli. Ruchy pionowe wody są tu wprawdzie małe, lecz ruchy poziome bywają wy­starczająco duże, by spowodowane nimi przemiesz­czenia statków doprowadziły do zerwania cum, o ile te ostatnie nie są systematycznie regulowane i przy tym nie zachowuje się innych środków ostrożności. W najgorszych przypadkach statki muszą oddalić się od molo. Oscylacyjne prądy w pobliżu wejścia do por­tu lub przy wystających głowicach falochronów mogą się również okazać niebezpiecznie dla statków mane­wrujących na małych prędkościach.

Kłopoty takie występują przeważnie w portach po­łożonych na wybrzeżach oceanicznych, gdzie nawet przy idealnie pięknej pogodzie występować mogą ude­rzenia kipieli, wywołane falami, dochodzącymi z od­ległych obszarów z silnymi wiatrami. Proste obser­wacje na takich wybrzeżach wykazują, że fala wdzie­ra się głębiej w ląd mniej więcej: eo 2 minuty. Roz­strzygnięcie zagadnienia, czy takie zjawiska mają istot­ny wpływ dla wzbudzania rezonansu w portach, po­siada duże znaczenie praktyczne. Niektóre dane MRG będą tu wielce pomocne.

Staranne obserwacje prowadzone na Bermudach, któ­re można uważać niemal za mały punkt obserwacyj­ny na głębokiej wodzie, wykazują, że zmiany pozio­mu wody podczas huraganów można w zupełności wy­tłumaczyć zmianami ciśnienia atmosferycznego. Mo­rze działa tu jak naczynie barometru wodnego — wo­da wznosi się w obszarach niskiego, a opada w obsza­rach wysokiego ciśnienia atmosferycznego. W przy­padkach, gdy woda jest głęboka, zmiany jej poziomu

zachodzą z prędkością pozwalającą na utrzymanie rów­nowagi. Jeżeli jednak woda jest płytka, prędkość prze­mieszczania się zaburzenia atmosferycznego może być bliska prędkości swobodnych fal powierzchniowych dla tej głębokości. W takiej, sytuacji wystąpi rezonans i za­burzenie atmosferyczne bez przerwy zwiększać będzie energię fali.

W sobotę dinia 22 lipca 1929 roku wielka fala o wy­sokości około 6 m zmyła niespodziewanie wiele ludzi z pdaż położonych na południowym wybrzeżu w hrab­stwach Kent i Sussex, wyrządzając przy tym szkody. Opisano ją wówczas w gazetach oraz w „Meteorological Magazine”, zaś prof. Proudman w swej książce poś­więconej dynamice mórz i oceanów wykazał, że wy­stępowały wówczas warunki sprzyjające rezonanso­wi. Zaburzenie atmosferyczne stanowiła w tym przy­padku linia szkwałów, przebiegająca z zachodu na wschód i przemieszczająca się w kierunku północnym z prędkością około 60 km/godz. Szkwał ten spowo­dował gwałtowny wzrost ciśnienia powietrza, równo­ważny wprawdzie jedynie około 1,5 cm słupa wody, ale przemieszczający się z taką samą prędkością jak dłu­gie fale na średniej głębokości Kanału na południe od Sussex i Kent.

Poniżej przytaczamy fragment notatki na ten temat, która ukazała się w „Dail Mail” w dniu 22 lipca 1929.

Dwudziestostopowa fala. Kobieta utonęła podczas łowienia ryb

Fala przepływowa, która sobotniej nocy wtargnęła na wschodnie i południowo-wschodnie wybrzeża, wraz ze sztor­mem i burzą, wywołała wielki popłoch. Skutki tego niezwy­kłego zjawiska dały się odczuć od Yarmouth na wschodzie aż do Worthing na południu.

W Bury St. Edmunds była to najgroźniejsza burza, jaką pamiętano. Piorun kulisty poważnie uszkodził wieżę kościo-

ła św. Piotra, a kawałki muru wybiły dziury w balkonie na­leżącym do sąsiedniego szpitala West Suffolk w momencie, gdy pacjenci opuszczali balkon. Pani Lilian Pollard, zamiesz­kała w Chertsey-Road, Woking, Surrey padła ofiarą fali, któ­ra wtargnęła na plażę w Hastings. Fala ta zalała łódź, w któ­rej ofiara wypadku znajdowała się wraz ze swym mężem i dwoma innymi mężczyznami, łowiąc ryby.

Pan White powiedział: „Wiosłowałem w kierunku brzegu; morze było gładkie jak lustro. W połowie portu, około 100 yar­dów od brzegu, ujrzałem zbliżającą się falę o wysokości oko­ło 20 stóp; nie byliśmy w stanie ustrzec się jej. Obróciłem łódź do fali, fala nakryła nas i przeszła dalej. Nigdy w życiu nie widziałem czegoś podobnego”.

Pan Wilkins, urzędnik Hastings Pier Company, powiedział: „Nagle zapadły ciemności i za molem ujrzałem coś co wyglą­dało jak biała ściana wody; runęła z wielką prędkością na brzeg, po czym po kiliku minutach uspokoiło Się.

„Trąba powietrzna”.

W Folkestone ukazała się wielka czarna chmura, a trąba powietrzna wzburzyła wodę w morzu. Choć był odpływ, woda wzniosła się kilka stóp powyżej znaku wysokiej wody, roz­praszając ludzi na plaży i miażdżąc małe łodzie. Wielu osobom, przemoczonym do nitki, zaszokowanym i pokaleczonym o ska­ły, udzielono pomocy w szpitalu. Arthur J. B. Balkham, za­mieszkały w Folkestone, Thanetgarden 16, który łowił ryby ze skały, został zmyty dio morza i zginął na oozaich obserwa­torów, nie mających możności okazania mu pomocy.

Tłumy zgromadzone na plaży w Brighton ujrzały diługą bia­łą linię wznoszącej się piany. Kobieta i mężczyzna, uwięzieni pod przewróconą łodzią, zostali uratowani przez służącego, który znurkował pod łódź. Fala wdarła się 150 yardów w głąb plaży w Worthing, porywając mężczyzn, kobiety i dzieci.

W Kingston piorun uderzył w drut od markizy na łodzi, a sie­dzący w niej chłopiec został wyrzucony w powietrze i po przekoziołkowaniu wpadł do łodzi z -powrotem.

Zaburzenia tego typu nie są w Kanale La Manche niczym niezwykłym. Zmiany ciśnienia i wiatru są tu niekiedy tak małe, że trudno je zauważyć, ale pomimo to zupełnie (nieoczekiwanie fale w ciągu kilku minut podnoszą i obniżają poziom wody o kilkadziesiąt cen­

tymetrów. Zjawisko to ma różne nazwy lokalne. W po­bliżu Plymouth nazywają je „boar”, co znaczy „dzik”, na rzece Yealm — „run” albo „sitch”. Na wybrzeżu niemieckim nazywają je „niedźwiedź morski”; na Bał­tyku potrafi on czasem być niebezpieczny.

Fale wywołane huraganami, występujące na ame­rykańskim wybrzeżu Atlantyku lub fale sztormowie, powodujące co pewien czas powodzie u zachodnich wybrzeży Anglii, powstają w podobny sposób — silne zaburzenie atmosferyczne, związane ze zmianą ciśnie­nia i wiatru, powinno się przemieszczać z odpowiednią prędkością poprzez wystarczająco długi obszar płyt­kich wód. Olbrzymie fale sztormowe, powstające u wschodnich brzegów Anglii (jak mp. te, które spo­wodowały w końcu stycznia 1953 roku katastrofal­ne powodzie), są, jak można to na ogół wykazać, skut­kiem fal docierających do północnych części Morza Północnego i znacznie wzmocnionych przez działanie wiatru. Tzw. efekt geostroficzny, związany z obrotem Ziemi dookoła osi, odgrywa tu również pewną rolę, w wyniku oziego fala porusza się zazwyczaj dookoła Morza Północnego — na południe przy wybrzeżach brytyjskich, na północ zaś — przy norweskich.

W Wielkiej Brytanii istnieje służba ostrzegawcza przed falami sztormowymi z głównym ośrodkiem w Centralnym Biurze Prognoz Brytyjskiej Służby Meteorologicznej, w Dunstable; j|est ona równie sku­teczna jak służba ostrzegawcza przed falami sejsmicz­nymi na Hawajach. Dalsze badania są jednak ciągle potrzebne, zarówno dla uzyskiwania wcześniejszych ostrzeżeń, jak i do opracowania reguł o bardziej pow­szechnym zastosowaniu.

Obserwacje prowadzone na Bermudach zdają się wskazywać, że na głębokiej wodzie zaburzenia atmo­sferyczne nie wzbudzają długich fal, natomiast dane

japońskie i amerykańskie prowadzą, jak się wydaje, do przeciwnego wniosku. Wstępne dane MRG z ame­rykańskich stacji położonych na Pacyfiku wykazują że mareografy wykrywały tam długie fale pochodzące od huraganów. Najpierw pojawiały się długie fale

o okresie 10—20 minut, po czym zwiększał się przy- bój i wzburzenie morza.

Około czterdziestu mareografów, przystosowanych do rejestracji długich fal, zainstalowano podczas MRG w różnych częściach świata. W urządzeniach tych, za pomocą pomysłowych elektrycznych i hydraulicz­nych filtrów, usuwa się z zapisu zarówno fale pływo­we, jak i wiatrowe.

Jeżeli z mareogramów wyeliminować zarówno fale pływowe, jak również fale długie i zwykłe, wiatrowe, to pozostaną jeszcze zmiany średniego poziomu morza z miesiąca na miesiąc, z roku ma rok, czy w ciągu dłu­gich okresów wieloletnich. Badania tego procesu prze­prowadza się, wyznaczając z mareogramów cogodzinne stany wody i uśredniając te dane na każdy miesiąc czy rok oraz zwracając przy tym uwagę, by nie włączyć tu żadnej niepełnej części podstawowego, półdobowe- go czy dobowego, okresu pływów.

Wyniki wykazują, że średni poziom morza nie jest bynajmniej wielkością tak niezmienną, jak można by przypuszczać. Ulega on znacznym zmianom, które nie są przy tym zjawiskiem jedynie lokalnym, lecz prze­biegają w podobny sposób w całkiem rozległych ob­szarach. Jedną z przyczyn tego zjawiska są regionalne zmiany gęstości wody. Gdy średnia temperatura słupa wody do głębokości około 200 m wzrośnie ¡z 10°C na 11°C, zaś zasolenie tego samego słupa spadnie z 35%o na 34,9%o, spowoduje to wzrost wysokości o około 5 cm. W umiarkowanej strefie Północnego Atlanty­ku średni poziom morza jest latem i jesienią około'

25 cm wyższy niż wiosną. W zjawisku tym pewną rolę odgrywają sezonowe zmiany równowagi pomiędzy opadami i parowaniem, które najintensywniej zacho­dzi w zimie, gdy chłodne wiatry wieją nad stosunkowo ciepłą wodą; izimą także większa ilość wody ulega zma­gazynowaniu w postaci lodów polarnych i pokrywy śnieżniej oraz w gruncie, rzekach i jeziorach. Wahania średniego ciśnienia atmosferycznego, wiatrów oraz prądów morskich również mogą wywierać wpływ na poziom morza. Nie jest prty tym rzeczą łatwą wyod­rębnić wpływ poszczególnych z tych czynników, gdyż zmiany zalsolenia i temperatury często wiążą się ¡ze zmianami wiatru.

W pobliżu wysp oceanicznych, w strefie tropikal­nej, średnie miesięczne wahania poziomu morza są bardzo małe, lecz np. w głębi Zatoki Bengalskiej mogą dochodzić do 1,5 m. Uśrednienie danych ze wszystkich oceanów wskazuje, że pod koniec zimy (na półkuli północnej) oceany zawierają mniej wody niż pod ko­niec lata (różnica średnich poziomów przekracza w tych okresach czasem 2 cm). Może to być spowodo­wane tym, że na półkuli północnej: istnieją znacznie większe niż na południowej obszary lądowe, które może pokrywać śnieg.

Dokładna niwelacja poprzez Przesmyk Panamski wytkazała, że średnia roczna .poziomu morza po stro­nie Oceanu Spokojnego jest o około 20 cm wyżisza niż po stronie Atlantyku. W porze deszczowej w paździer­niku różnica ta dochodziła do 30 cm, natomiast w cią­gu stosunkowo suchego lata znikała niemal zupeł­nie. Wydaje się, że zasadniczą przyczyną tej różnicy jlest znacznie mniejsze zasolenie, a więc i mniejsza gę­stość wód Zatoki Panamskiej niż wód Morza Karaib­skiego. Występowanie tych różnic może wydawać się dziwne, zważyw/szy że oba oceany łączą się przy przy­

lądka Bom. faaorąr Jednak pod uwagę smiany tempe­ratury wDlMUt, ciśnienia powietrza, wiatrów i prą­dów menkieh wyatąpnjąc* na tej kilkanaście tysięey Ukamtirtw ko|er] tr«W nietrudno pojąć, że różnice I* są w flPWKW rzeczy bfl KMinu. Pomiary wzdłuż wybtz*~zy L'SA zarówno na Atlantyku, jak i na Pacy­fik i, wykazują. t+ pomiędzy Florydą a Maine oraz peaniąifcry Msdawry Kehfemią a rtannn W»nhm|U* Mniłjl rteam rz^du JO cm

Ciyrw:A: itiwoJuficn i klimatyczne (które po­wodują (rwmnrt amuny średntch mn-su.-c/nych wy- Kitoirt posaomu nuta) nmr zmieniają się s roku na pak i tym wpływają ria tmlMjr średnich rocznych wy­sokości pciwu mena Występuje również dzie- wtątaaMHai akna anian średniego poziomu morza awiąaany a Mnnutn pływu o tym samym okresie. Pływ In wtąae się s dziewiętnastoletnim cyklem mu*n p>jfcK««a artłlty Księżyca względem równika; muay ywriwan morza wywołane tym pływem sięgają fc i'kWM*fcB «antyaartoGw. Zmiany średniego poziomu n&iwraa a roku na rok me przekraczają na ogół kilku- fi«atn natyniitrtw. eapAo wskazują jednak pewną «gnlrą Orui -r:; \ Tak np. na południe od Anglii śred- ai |x ,m*im nona podnosi óę obecnie około 15 cm na atiaiwete latnaeją ponadto dane archeologiczne wyka- au |<t' i-- a» tohś* aa martw rzymakich proces ten prze- ka(pł t mm*} adąaaj tą aamą prędkością, zaś dane |a*togl«arv# Mtaścaą o tym. te smiany poziomu mo- rta w «bu Idanakadi z podobną JA obecnie pręd­kością *»aly toż nirpta w poprzednich epokach.

Mni?| wtąnrj taka aema prądkość wzrostu średniego »■1—»wraa występuje obecnie w Holandii oras W wwlhedMWife | aariwhldi wybrzeży USA; w północ- aej taknp I aa Aiaam )■( jednak znacznie mniej* aaa. Dw»)i alą tak dfotegg, to «kanary to wciąż uwal-

niają się spod oddziaływania ciężkiej pokrywy lodo­wej, która „przygniatała” je podczas ostatnieji epoki lodowcowej. W Finlandii natomiast ląd w stosunku do poziomu morza podnosi się — o około 30 cm na stu­lecie (na północnym zachodzie ¡niemal o 90 cm).

Jest rzeczą niewątpliwą, że obecnie poziom wód oceanicznych podnosi (się w miarę ocieplania się Arktyki i cofania' lodowców. Procesy te powodują bo­wiem zarówno ogrzewanie się wód arktyoznych, jak i zwiększanie ich ilości; nie mniej iważne są tu zmia­ny kształtu skorupy ziemskiej. Takie powolne podno­szenie się dna morskiego, jakie występuje w Zatjoce Hudsona oraz w pobliżu północnych wybrzeży Kanady i Syberii, odgrywa tu z pewnością bardzo istotną rolę» Zagadnienia te są (niezwykle interesujące w związku z badaniami w zakresie klimatologii, glacjologii oraz fizyki skbrupy ziemiskiej. Zaczynają się one stawać także problemem technicznym. Piętnaście centyme­trów na stulecie wydaje się wprawdzie wielkością bar­dzo małą, należy jednak pamiętać, że istnieją gęsto zaludnione i uprzemysłowione obszary, położone poni­żej poziomu przypływów syzygijnych (powstających wówczas, gdy Słońce i Księżyc znajdują się wraz z Zie- i mią na jednej linii) i chronilone są przed zalaniem je?J dynie dzięki wałom wzdłuż brzegów morza i rzek. Zwiększenie o 15 cm wysokości tych wałów oraz urzą­dzeń portowych byłoby ogromnym przedsięwzięciem, co do konieczności którego trudno się wyczerpująco wypowiedzieć, dopóki nasza wiedza o czynnikach po­wodujących zmiany poziomu morza nie zoistanie po­głębiona. W związku z tym zainstalowany pięćdzie­siąt nowych mareografów w różnych częściach świa­ta (w tym znaczną część na wyspach oceanicznych i w innych miejscach, w których pomiary były naj­konieczniejsze) dla uzyskania obrazu badanych zja­

wisk pełniejszego, niż było to możliwe wówczas, gdy pomiarów tych dokonywano jedynie w dużych por­tach. Same obserwacje MRG, tnwające zaledwie 18 miesięcy, wprawdzie nie mogły rozwiązać żadnego z zasadniczych problemów, przyczyniły się jednak wiele do wzbudzenia zainteresowania zagadnieniem, a znaczna część rozpoczętych w tym czasie prac ma być kontynuowana. Międzynarodowa Rada Unii Nau­kowych oraz UNESCO zorganizowały stałe zespoły dl'a badania mareograśffiisęśf wybierając na centrum tych piać Inistytut Pływów w Liverpool {Liverpool Tidal Institute).

Wszelkie rodzaje fal przenoszą przez oceany ener­gię, ale ¡nie masy wody. Ruchy samej wody można przy’* pisać pośrednio ciepłu słonecznemu. Atmosfera Zie­mi jest ibardzo przezroczysta dla krótkofalowego pror mieniowania Słońca i większa jego część, która nie ule­gła odbiciu od chmur czy powierzchni Ziemi, zosta­je pochłonięta przez lądy i oceany. Jednak tempera­tura zarówno lądów, jiak i oceanów nie wzrasta z ro­ku na rok, co oznacza, że muszą one tracić równie wie­le energii, jak jej otrzymują. Proces ten odbywa się częściowo poprzez długofalowe promieniowanie ciepl­ne, częściowo zaś przez parowanie i przewodnictwo. Promieniowanie długofalowe jest częściowo pochła­niane w .atmosferze, głównie przez parę wodną i dwu­tlenek węgla. Atmosfera ogrzewa się od powierzchni lądów i wód także przez przewodnictwo, zaś konden­sacja zawartej w powietrzu pary wodnej również da­je zńaczne efekty cieplne. Ciepło to jest ostatecznie wypromieniowywane z powrotem w przestrzeń kos­miczną. Z bilansu energii wynika jednak, że rejony tro­pikalne byłyby nieznośnie gorące, polarne zaś nieznoś­nie zimne, gdyby nie istniał potężny transport cie­pła z małych do dużych szerokości geograficznych po-

przez atmosferę i oceany. Cyrkulacja w atmosferze i oceanach mają wiele cech wspólnych, jednak cyrku­lacja atmosferyczna jest znacznie bardziej aktywna. Jedna | zasadniczych różnic polega na tym, że atmosfe­ra jest od dołu ogrzewana przez lądy | oceany, a od góry chłodzona wskutek wypromieniowamia, podczas gdy w oceanach zarówno ogrzewanie, jak i chłodzenie odbywa się na powierzchni. Wynika stąd, że najważ­niejszą siłą napędową prądów morskich są wiatry, przy czym, jak się wydaje, przeważa obecnie pogląd, iż wiatry transportują większe ilości ciepła niż prą­dy. Wpływu tych ostatnich w żaden sposób nie moż­na jednak pominąć. Przenoszą one bowiem ciepłą wo­dę do dużych szerokości geograficznych, zimną zaś do małych, rozstrzygając w znacznym stopniu o tym, gdzie największe ilości ciepła zostaną dostarczone at­mosferze. Niewiele możemy jeszcze powiedzieć o efek­tach cyrkulacji wód głębinowych, wzrasta jednak ilość dowodów, że jest ona — podobnie jak konwekcja w na­czyniu — wywołana przez regiońalne różnice w ogrze­waniu i parowaniu. Program MRG poświęcony był przede wszystkim badaniom ogólnej cyrkulacji w ocea­nach, a zwłaszcza prądom głębinowym.

W wyniku badań oceanów, trwających 150 lat, dy­sponujemy wystarczającą ilością wiadomości o tem­peraturze i zasoleniu wód powierzchniowych, głębi­nowych i przydennych w większej części oceanów, by śledzić ruchy wody z jednego końca oceanów na dru­gi. Jeden z najbardziej interesujących ruchów za­czyna się ma północnym Atlantyku, gdzie zimne i sil­nie zasolone wody opadają w głąb, po czym na głę­bokości 2—2,5 km płyną w kierunku południowym. We wschodniej części Atlantyku prąd ten zasilają bardzo słone wody, płynące jako prąd głębinowy z Mo­rza Śródziemnego. W miarę zbliżania się do rejonów

Antarktyki głębokość tego prądu ulega zmniejszeniu, po czym część jego, rozcieńczona przez wielkie opa­dy deszczu i śniegu oraz przez topniejące lody, po­wraca na północny Atlantyk j'ako prąd powierzchnio­wy; inna część, która, ulegając wprawdzie znacznemu rozcieńczeniu, oziębia się na skutek mieszania z wo­dami antarktycznego szelfu kontynentalnego, powra­ca na północ jako prąd przydenny. Resztę tych mas wodnych można odnaleźć wokół Przylądka Dobrej Nadziei, na Oceanie Indyjskim, a nawet na Pacyfi­ku na południe od Australii.

Jednym z zasadniczych problemów oceanograficz­nego programu MRG miało być rozszerzenie tych ba­dań oceanicznych. Wzięło w nich udział osiemdzie­siąt statków z dwudziestu kraj,ów. Program angielski obejmował bardzo szczegółowe obserwacje na wszyst­kich głębokościach wzdłuż trzech linii przecinających

Ocean Atlantycki, czterech innych długich linii, bieg­nących przez wschodnią część Atlantyku, oraz krót­szych linii w Zatoce Biskajskiej i wzdłuż wybrzeży Portugalii, Hiszpanii i Afryki Północnej. Pracę tę wy­konywano w ścisłej współpracy z uczonymi amery­kańskimi. Statki brytyjskie Instytutu Rybołówstwa prowadziły podobne obserwacje na morzu Barentsa, Morzu Grenlandzkim oraz pomiędzy Wyspami Szet­landzkimi i Owczymi oraz Islandią. Okręty hydrogra­ficzne Marynarki Wojennej dokonywały obserwacji w cieśninach: Gibraltarskiej i Bab el Mandeb. Mor­ska Asocjacja Biologiczna prowadziła szereg szczegó­łowych badań w zatoce Biskajskiej. Statki badawcze ZSRR, USA, Niemiec, Japonii, Francji i innych kra­jów miały również ambitne plany, toteż obecnie wiele trzeba będzie włożyć wysiłku w opracowanie i opu­blikowanie uzyskanych wyników.

Jakkolwiek sporo wiemy o trasach wędrówek, jakich dokonują łatwe do zidentyfikowania masy wód, po­chodzące z wyjątkowych rejonów klimatycznych, to niewiele możemy powiedzieć o ich prędkościach, ani

o siłach, jakie podczas ich ruchu występują. Jeżeli ¡np. zatapia się pewną ilość odpadów promieniotwórczych w głębokiej wodzie oceanicznej*, to nie wiadomo, jak prędko dotrą one do innych miejsc i głębokości, a przy tym zbyt mało wiemy o zachodzących tata procesach fizycznych, by móc dać tu jakąś rzetelną ocenę. Dłu­go czekaliśmy więc na metodę, która byłaby odpo­wiednikiem używanej w meteorologii techniki .balo­nowej i radiosondażowej. Odpowiednie urządzenie wy­nalazł dr J. S wal Iow z brytyjskiego Narodowego In­stytutu Oceanograficznego, w samą porę, by można

było jej użyć podczas MRG. Balon został w niej za­stąpiony pływakiem z rur aluminiowych, które są mnieji ściśliwe od wody morskiej. Oznacza to, że je­żeli pływak zostanie tak obciążony, iż zacznie tonąć, to wzrastające wraz z głębokością ciśnienie wody w mniejszym stopniu zwiększy średnią gęstość pły-

waka niż gęstość otaczającej go wody, czyli wraz ze wzrostem głębokości zwiększa się działająca ¡na pły­wak siła wyporu. Dobierając odpowiednią grubość rur i wielkość obciążenia można spowodować, by pływak swobodnie zanurzony w wodzie utrzymywał się stale na dowolnie obranej głębokości i przemieszczał wraz i prądem.

Część obciążenia pływaka stanowią baterie i urzą­dzenie sygnalizacyjne, wysyłające w regularnych od­stępach czasu sygnały akiistyczne, dzięki czeimi. ze znajdującego się na powierzchni 'Wody statku można*: śledzić i wnosić na mapę drogę pływaka. Zazwyczaj używa się w tym celu dwóoh hydrofonów — jednego umieszczonego na dziobie statku, drugiego zaś na ru* fie. Jeżeli sygnał dochodzi do obu hydrofonów jed­nocześnie, oznacza to, że pływak znajduje się dokład­nie na linii prostopadłej do osi statku i przechodzącej przez jego środek. Szereg podobnych namiarów, powtó­rzonych w innych znanych położeniach statku, pozwa­la wyznaczyć położenie pływaka. Wystarczająoo do­kładne rejestrowanie ruchów statku nie jest bynaj­mniej rzeczą łatwą, można to jednak robić, korzysta­jąc z krótko zakotwiczonych boji radarowych, których pozycje względem charakterystycznych szczegółów to­pografii dna można wyznaczyć ze statku drogą son­dowania akustycznego. Zadanie to jest znacznie łat­wiejsze, jeżeli wykonuje się je na obszarze, na którym można wykorzystywać pomoce radionawigacyjne.

Dokonano już wielu pomiarów tego rodzaju. Jednym z pierwszych problemów o wielkim znaczeniu teore­tycznym i praktycznym było zbadanie ruchów wy­stępujących pod Prądem Zatokowym. Badań tych do­konano w ścisłej współpracy z Instytutem Oceanogra­ficznym z Woods Hole, Massachusetts, na obszarze po­łożonym bezpośrednio poza szelfem przybrzeżnym

Południowej Karoliny, Było wiele dowodów wskazują­cych na istnienie przy powierzchni ruchu w kierunku północnym. Na głębokości około 1,5 km ruch poziomy był bardzo słaby, lecz 2,5—2,7 km pod powierzchnią pływaki wykazały obecność ruchu w kierunku połud­niowym z prędkością dochodzącą do 1/3 węzła (ok. 800 m/godz.), dostarczając dowodów na istnienie wiel­kiego transportu wody w kierunku przeciwnym niż na powierzchni. Pływaki, użyte pomiędzy San Fran­cisco a Aleutami, wykazały bardzo niewielkie pręd­kości, natomiast uczeni amerykańscy badający póź­niej Południowy Prąd Równikowy wykazali istnienie tam głębokiego przeciwprądu o prędkości 2—3 węzłów (|,5—5 km/godz.). We wschodniej części Atlantyku, gdzie jeden z pływaków śledzono przez 48 dni, prądy głębinowe płyną zazwyczajl z prędkością około 1—2 mil (Ź-—4 km) na dobę, zwracają natomiast uwagę zmia­nami, jakim ulegają zarówno w czasie jak i przestrze­ni. Za Cieśniną Giiblraltarską stwierdzono obecność skoncentrowanego przy brzegu hiszpańskim prądu bar­dzo słonejl wody, płynącego z Morza Śródziemnego w kierunku zachodnim na głębokości 900-^-1400 m z prędkością około 0,5 węzła. Po jego południowej stronie występują wiry 'bardzo słonej wody — jeden z pływaków poruszał się tam w ciągu siedmiu dni wokół elipsy o długości około 20 km a szerokości oko­ło 16 km. Warto zauważyć, że jeżeli położenie pły­waków ztaienia się w ciągu doby dostatecznie mało, to wykazują one istnienie prądów pływowych na wszystkich głębokościach.

Obserwacje takie przyczyniły się już w dużym stop­niu do rozwoju teoretycznych i praktycznych badań ogólnej cyrkulacji oceanów. Wykazały one jasno, że prądy głębinowe transportują równie wiele wody, jak i powierzchniowe i że w związku z tym nie będziemy

w stanie wytłumaczyć zmian w prądach powierzchnio­wych oraz ich wpływu na Mimat i rybołówstwo, do­póki nie wyjaśnimy cyrkulacji wód głębinowych.

Program oceanograficzny MRG był niewątpliwym osiągnięciem, przynosząc wiele nowych danych i po­większając zainteresowanie sprawami oceanicznymi. Wydaje się, że wskazał an drogi współpracy i wywo­łał wiele zaciętych dyskusji w skali międzynarodo-

wej. Podczas ostatnieji podróży brytyjskiego okrętu badawczego „Disoovery II”, z której powrócił 15 grud­nia 1958 roku, cztery laboratoria | trzech krajów po­dzieliły się pracą. Na pewno pomoże to nam w wy­łapywaniu „nowych teorii i praktyk, w korygowa­niu dawnych i w ocenianiu tego, oo staje przed nami”.

V» ^ f •‘V-*» *J*-*!)V-«*^j"t**

t L,aâk«à t\ f -«si<4F%L.wwEiweimÍ

vfÿ’t

VI

ANTARKTYKA

Rejony polarne uważano niegdyś za najbardziej nie­dostępne obszary Ziemi. Niewiele lat upłynęło od cza­su, gdy po długiej podróży odbytej pieszo w nad­zwyczaj ciężkich i niebezpiecznych warunkach, po raz pierwszy dotarto do Bieguna Północnego, a następnie do Południowego. Dziś wygląda to inaczej — przez Arktykę kursują regularnie samoloty komunikacyj­ne, a do miejsc leżących nawet w pobliżu samego bie­guna można dotrzeć stosunkowo łatwo i prędko. Pod­czas Międzynarodowego Roku Geofizycznego wielki ląd Antarktydy zamieszkiwało więcej ludzi niż kie­dykolwiek przedtem, w tym liczna grupa na samym Biegunie Południowym.

Lecz choć bohaterskie czasy Peary’ego, Nansena, Amundsena, Shackletona i Scotta minęły na zawsze, zorganizowanie dużej antarktycznej wyprawy badaw­czej pozostaje nadal sprawą niełatwą. W niniejszym szkicu G. de Q. Robin, obeźnany jak nikt inny z ową mroźną krainą, omawia niektóre problemy naukowe Antarktydy oraz opisuje życie i pracę uczonych w groźnych warunkach długiej zimowej nocy.

G. de Q. Robin jest dyrektorem Instytutu Badań Polarnych im. Scotta w Cambridge.

Badania naukowe na obszarach podbiegunowych prowadzi się nie dlatego, że zainteresowani uczeni specjalnie pragną tam pojechać, lecz dlatego, że rejo­ny te są częściami świata najbardziej! przydatnymi do prowadzenia pewnych rodzajów obserwacji. W roz­dziale tym pragniemy opowiedzieć Wam o tych stro­nach i o trudnościach, które trzeba tam przezwycię­żać.

Główne trudności, z którymi przychodzi zetknąć się w Arktyce i Antarktyce, związane są z zimnem i zi­mowymi ciemnościami. Na biegunach dzień i noc trwa­ją po sześć miesięcy bez przerwy. Spowodowane to jest tym, że bieguny są stale zwrócone w tym sa­mym kierunku przestrzeni. W zimie na biegunie pół­nocnym Gwiazda Polarna tkwi stale w zenicie, nato­miast gwiazdy położone niżej wykonują w ciągu do­by jeden pełny obrót w prawo, pozostając przez cały czas na tej samej wysokości ponad horyzontem. Bie­guny są więc jedynymi miejscami na kuli ziemskiej, gdzie obrót Ziemi dookoła osi nie powoduje oodzien- nych wschodów i zachodów Słońca, Księżyca ozy gwiazd. Zamiast tego, dzięki obrotowi Ziemi dookoła Słońca oraz nachyleniu osi ziemskiej, Słońce wscho­dzi tam raz do roku. Im bardziej oddalamy się od bieguna, tym w większych granicach Słońce zmienia swą wysokość pcdczas biegu dobowego, jednak w dniu

przesilenia letniego nad całym północnym kołem po­larnym pozostaje przez pełną dobę powyżej horyzontu. Oczywiście przesilenie letnie w Arktyce przypada w momencie, w którym Ziemia znalazła się w takim położeniu, że. Biegun Północny jest najbardziej na­chylony ku Słońcu. W tym samym momencie biegun południowy jest maksymalnie od Słońca odchylony — jest tam wówczas sam środek antarktycznej zimy.

W naszym kraju* w zimie Słońce znajduje się nad horyzontem w ciągu około ośmiu godzin, zaś w lecie — w ciągu około szesnastu; lecz nawet te stosunkowo nie­wielkie różnice w usłonecznieniu pomiędzy zimą a la­tem .powoduj,ą duże różnice temperatury powietrza w tych porach roku. Sześciomiesięczna zaś noc na bie­gunach prowadzi do bardzo dużego wychłodzenia po­wietrza zarówno na samych biegunach, jak i na ob­szarze całej Arktyki i Antarktyki.

Pomimo jednakowych długości dnia i nocy wystę­pują w Arktyce i Antarktyce uderzające różnice. Cen­tralny obszar Arktyki stanowi ocean pokryty pływa­jącą krą lodową o grubości 1,5—6 m. W lecie górna powierzchnia tej kry topnieje, kra na wielu obszarach pęka, pozostawiając pasy otwartej wody, w których łódź podwodna może .się wynurzyć, jak to widać na poniższej fotografii (rys. 1) nawet tuż przy samym Biegunie Północnym. Obecnie, dzięki atomowym ło­dziom podwodnym, można przepłynąć pod lodem Pół­nocny Ocean Lodowaty od Alaski do Północnego Atlantyku w ciągu około 4 dni, podczas gdy na po­wierzchni zwykły statek potrzebował na pokonanie tej! trasy trzech lat lub więcej, nigdy przy tym nie docierając do samego bieguna. Atomowe łodzie pod­wodne są bardzo obiecującym narzędziem badań ba­

senu arktycznego; jednak nie mniej wartościowe wy­niki uzyskiwano w ciągu szeregu lat na stacjiach nau­kowych zakładanych na wielkich krach. Snodki tech­niczne i ludzi dowożono na nie drogą lotniczą ze Związku Radzieckiego i Ameryki Północnej. Stacje te prowadziły badania głównie w zakresie meteorologii ■i oceanografii, podczas gdy kra dryfowała wokół Ocea­nu Lodowatego. W nowszych czasach umieszczano na lodzie automatyczne stacje, bez obsady ludzkiej, któ­re drogą radiową okresowo przekazują stacjom przy­brzeżnym dane o stanie pogody; w tym samym czasie stacje przybrzeżne wyznaczają za pomocą radionamia­rów położenie nadajników. W wyniku tych badań wiej­my, że na znacznej części Arktyki rozprzestrzenia się ocean równie głęboki jak inne oceany, lecz pokryty stosunkowo cienkimi, pływającymi polami lodowymi.

W Antarktyce warunki są zupełnie inne. Biegun

Południowy znajduje się na wielkim lądzie Antarkty­dy ma wysokości około 3 km nad poziomem morza. Ze względu na wysokość położenia dwukrotnie przekra­czającą wysokość gór w Wielkiej Brytanii, na Biegunie Południowym jest zawsze zimno — o wiele za zim­no, by lód mógł tato topnieć nawet w środku lata. Na rys. 2 przedstawiono ¿budowaną przez Ameryka­nów na Biegunie Południowym stację naukową, nie­mal całkowicie zasypaną śniegiem. Widać tam garaż, maszt, który początkowo miał wskazywać Biegun (póź­niej] przekonano się, że w rzeczywistości leży on nie­co dalej), oraz wielką kopułę kryjącą tzw. radioteo- dolit, używamy do śledzenia balonów dla pomiarów wiatrów na różnych wysokościach w atmosferze.

Tę różnicę warunków klimatycznych pomiędzy bie­gunem południowym z jego wysokim, kontynentalnym położeniem, a północnym, gdzie zdarzają się skrawki otwartej wody, można zaobserwować również

i w większych odległościach od biegunów. Na przy­kład, na wschodnim wybrzeżu Grenlandii w pobliżu 73°N w lecie rośnie trawa i małe kwiatki, a stada wołów piżmowych mogą przebywać tam cały rok,; żywiąc się trawą i liśćmi, zimą zaś — korzeniami, które wygrzebują spod śniegu. Natomiast wybrzeża Antar­ktydy w odległości 1800 km od bieguna przedstawiali ją inny obraz, nawet w lecie. Na morzu Weddella,J na ¡przykład, brzeg tworzą ciągnące się kilometrami | bariery lodowe, wysokie na około 30 m. Jedynie gdzie- I niegdzie w barierze lodowej występują przerwy i lód łagodnie schodzi do morza, tak że można w tym miej­scu wyładować ze statku ładunek i wyposażenie. Na to, by w Antarktyce znaleźć miejsce podobne do wschodniego wybrzeża Grenlandii odległego od bie-* guna o około 1800 km, trzeba się oddalić od bieguna południowego o niemal 4000 km, to znaczy o odle­głość dwukrotnie większą; widać stąd, o ile Antarkty­ka jest zimniejsza od Arktyki. Krajobraz pochodzący z Południowej Georgii (rys. 3) z bazą wielorybniczą na brzegu, kilkoma statkami wielorybniczymi w por­cie i pokrywającymi góry lodowcami na horyzoncie, jest bardzo podobny do krajobrazu wschodniej Gren­landii na szerokości 73°N; .pochodzi on jednak z sze­rokości 54°S, to znaczy z szerokości, na której znaj­duje się Belfast*.

Istnieje jeszcze jedna zasadnicza różnica pomiędzy Arktyką i Antarktyką. Arktyka leży znacznie bliżej Europy, Ameryki Północnej i Azji, a więc — naj gęś-

oieji zaludnionych obszarów świata. Samoloty linii lot­niczych odbywają regularne rejsy nad Oceanem Lo­dowatym, praktycznie rzecz biorąc również ponad (biegunem, a do większości położonych w Arktyce miejsc można dotrzeć w ciągu paru dni, zaś w nagłej potrzebie — nawet w Mika godzin. Natomiast na główny ląd Antarktydy dokonano dotychczas bardzo niewielu lotów z kontynentów południowych. W obec­nej chwili tylko Amerykanie mogą sobie pozwolić na organizowanie ich z Nowej Zelandii*. Wszyscy inni mogą dostawać się tam morzem, a potrzebne do prac

potowych samoloty milszą być także transportowane na statku. Podróż morska na Antarktydę, pomimo udo­skonalenia potężnych lodołamaczy jest wciąż ryzy­kowna. W początkach bieżącego wieku na Morzu Wed- della zarówno ekspedycja „Deutschland”, dowodzona przez Filchnera, jak i ekspedycja „Enduramce” Shac- kletona, zostały uwięzione w lodach d nie mogły za­łożyć planowanych baz na brzegu, Historia zmiaż­dżenia „Enduranoe” przez lody i ocalenia jego załogi ^ należy do najbardziej klasycznych w dziejach badań Antarktydy. Dopiero w drugiej,;* połowie bieżącego! stulecia udało się, dzięki użyciu potężniejszych stat-| ków, założyć bazy na Morzu Weddella.. Jednak nawefeä wtedy niektóre stacje w innych częściach Antarktydy trzeba było zamknąć, a personel eVakuowac drogą lotniczą, ponieważ statki z zaopatrzeniem nie były w stanie przedrzeć się przez potężne lody blokujące dojścia.

Pomimo takich niebezpieczeństw, wiele różnych •krajów postanowiło jednak zónganizować na konty- j nencie Antarktydy podczas MRG stacje naukowe. Roz­mieszczenie tych stacji podano na rys. 4, z którego ?; łatwo zorientować się, jakie kraje brały w tym czasie i udział w obserwacjach antarktycznych. Były to: Wiel­ka Brytania, Belgia, Japonia (która w roku 1958 ewa- kuowała swą bazę ze względu na trudne warunki lo­dowe, reaktywując ją jednak w roku 1959), Australia, Nowa Zelandia, ZSRR, USA, Francja, Argentyna

i Chile. Amerykanie zbudowali bazę na Biegunie Po-. łudniowym, Rosjanie zaś dotarli w końcu 1958 r. do Bieguna Niedostępności, czyli najbardziej oddalonego od wybrzeża punktu kontynentu. Większość baz kon­tynuuje swoją działalność także po zakończeniu MRG, jako że wiele rozpoczętych w tym czasie badań wy­maga kontynuacji.

Przed początkiem MRG najniższą temperaturę po­wietrza na świecie (około — 70°C) zaobserwowano na Syberii. W roku 1957 Amerykanie na Biegunie Po­łudniowym zanotowali — 80°C, Rosjanie jednak nie dali się zastraszyć pobiciem ich syberyjskiego rekordu: w sierpniu 1958 roku temperatura w radzieckiej bazie „Wostok” opadła do — 87°C.

Bardzo niskie temperatury występują wówczas, gdy brak jest znaczniejszego dopływu promieni słonecz­nych do antarktycznego lądolodu. Podczas zimowych miesięcy nieoo ciepła z rejonów położonych bardziej na północ dostarcza cyrkulacja powietrza; również pew­na ilość ciepła, zmagazynowanego podczas lata w lo­dzie, zostaje teraz zużyta na ogrzanie powietrza. Po­larny lądolód sam wypromieniowuje jednak ciepło w przestrzeń, jeżeli tylko niebo jest bezchmurne, w wyniku czego temperatura* opada tak długo, dopóki straty przez promieniowanie nie zaczną być równo­ważone przez istniejący dopływ ciepła. Oczywiście znaczne wysokości lądolodu Antarktydy powodują to, że temperatura, która, jak wiadomo, spada z wyso­kością, będzie tam stosunkowo niższa niż na obszarach nieznacznie wzniesionych nad poziomem morza.

W miarę wypromieniowywania ciepła przez po­wierzchnię lodu stykające się z nią powietrze ulega ochłodzeniu, stając się przy tym cięższe niż powietrze położone wyżej ponad lodem. Wszędzie więc, gdzie nachylenie powierzchni lodu jest wystarczające, zimne powietrze spływa w dół jak każdy płyn i to tym szyb­ciej, im większe jest nachylenie. Najstromsze stoki lodowe na Antarktydzie występują na wybrzeżu, tam też te tzw. wiatry katabatyczne są najsilniejsze. O wia­

trach tych wspomina w swej klasycznej książce The Home of Blizzard (Gniazdo Wichrów) zmarły Sir Dou­glas Mawson. W jego bazie na przylądku Denison śred­nia roczna prędkość wiatru wynosiła 80 km/godz., mak­symalne zaś prędkości osiągały przeszło 160 km/godz. W nowszych czasach francuska ekspedycja do Ziemi Adeli w 1951 roku zetknęła się z równie złą pogodą. Ostatnie badania wiatrów katabatycznych wykazały, że nie spływają one wzdłuż linii największego nachy­lenia stoku, lecz pod działaniem siły Coriolisa odchy­lają się od niej o około 30° (por. rozdz. IV). Z rozwa­żań teoretycznych wynika, że działanie to wzmaga wiatry katabatyczne w zachodnich częściach wielkich niżów barometrycznych. Jeżeli jednak można zbudo­wać stację >na płaskiej płycie, jaką jest na przykład lód szelfowy, to wówczas można uniknąć działania wiatrów katabatycznych, zanikają one bowiem zupeł­nie już kilka kilometrów od podstawy stoku lodo­wego.

Niskie temperatury, jakie występują na Antarkty­dzie, nie tylko utrudniają pracę geofizyków, lecz rów­nież zmieniają własności szeregu substancji, tak że nie dają się one używać w celach, do których używa się ioh normalnie w cieplejszym klimacie. Na przy­kład, jeżeli temperatura spadnie poniżej¹ — 79°C, tzn. poniżej temperatury „suchego lodu”*, guma staje się sztywna jak kawałek-drewna, tracąc elastyczność i pla­styczność. W tych temperaturach nie można jej więc używać jako materiału giętkiego. Również termometr rtęciowy nie znajdzie w bardzo niskich temperaturach zastosowania, ponieważ rtęć krzepnie około — 40°C. Trudność tę można ominąć stosując pewne typy termo­metrów alkoholowych. (Temperatury znacznie nawet

niższe od tych, jakie występują na Antarktydzie, moż­na również zmierzyć termometrem butanowym.)

Innym zagadnieniem jest utrzymywanie w stanie nadającym się do eksploatacji pojazdów takich jak ciągniki i sno-caty*. Jeżeli używa się zwykłych olejów, to już w temperaturze 0°C rozruch motorów jest utrud­niony, jakkolwiek specjalne oleje poziwalają prze­zwyciężyć tę trudność. W bardzo niskich temperatu­rach zwykle oleje w ogóle krzepną, przy użyciu zaś specjalnych potrzebne jest wstępne ogrzewanie silni­ków przed uruchomieniem. W przypadku instrumen­tów, które muszą pracować na wyjątkowym mrozie, olej usuwa się, zastępując go warstewką suchego gra­fitu.

Również kondensacja pary wodnej powoduje trud­ności. Przyrządy takie jak kamery filmowe, wniesio­ne z mrozu do ciepłego baraku lub namiotu, 'pokrywają się natychmiast warstwą szronu i trzeba czekać go­dzinę lub więcej, by woda wyparowała czyniąc ka­merę zdatną do ponownego użytku.

Członkowie wyprawy muszą się zawsze przygotowy­wać do zetknięcia z tymi bardzo niskimi temperatura­mi, nawet przy krótkich przejściach. Na przykład mię­so fok, używane do karmienia psich zaprzęgów, może zamarznąć do tego stopnia, że nie daje się ciąć nożem ani tasakiem, a można je podzielić na części jedynie piłą krzyżową obsługiwaną przes dwóch ludzi, przy czym ludzie ci, jak widać to na rys. 5, będą prawdo­podobnie mieli oszronione brody i obszycia kapturów.

W tych warunkach wiele uwagi trzeba, rzecz jasna, poświęcić ubraniu. Typowy ekwipunek na mróz skła­da się z trykotowej koszulki, która utrzymuje wokół ciała grubą warstwę ciepłego powietrza, długich weł­

nianych kalesonów, flanelowej koszuli, ciepłych weł­nianych spodni i dwóch lub trzech swetrów. Na wierzch tego wełnianego odzienia musi przyjść nieprzewiew- ne okrycie zewnętrzne, by uniemożliwić zimnemu po­wietrzu przenikanie przez stosunkowo luźną tkaninę wełnianą. Na głowę wkłada się czapkę narciarską z nausznikami, wełnianą kominiarkę lub skórzaną pi­lotkę na wełnianej podszewce, na którą naciąga się obszyty futrem kaptur wierzchniej, wiatroszczełnej kurtki, tak by możliwie największa część twarzy była zakryta. Nogi utrzymuje się w cieple za pomocą dwóch lub trzech par ciepłych skarpet, filcowych pantofli, na które naciąga się parę skórzanych lub płóciennych butów względnie fińskie lub lapońskie „finesko” z re­niferowej skóry. Na bezpalcowe rękawiczki nakłada się drugą parę rękawiczek i wreszcie trzecią — z płót­na żaglowego lub skóry. Zaletą tych materiałów jest

ich porowatość, dzięki której przepuszczają one parę wodną. Gdyby używać rękawiczek gumowych, powie­trze wewnątrz nich byłoby szczelnie zamknięte i cała parująca z rąk wilgoć pozostałaby wewnątrz nich w postaci lodu. Opisany wyżej rodzaj odzieży służy do prac polowych wymagających ruchu, takich jak jazda psim zaprzęgiem, natomiast przy pracach wy­konywanych na siedząco, jak np. prowadzenie pojaz­dów, używa się jeszcze cieplejszej odzieży, np. futer

i bryczesów z psiej lub reniferowej skóry, względnie lżejszych, lecz bardzo ciepłych kurtek i spodni z pu­chu edredonowego.

Podobnie jak ubranie, również budownictwo miesz­kaniowe musi być specjalnie dostosowane do warun­ków antarktycznyoh. Najpilniejszym zadaniem, które staje przed członkami każdej ekspedycji po wyłado­waniu sprzętu i innego bagażu ze statku którym przy­byli, jest wzniesienie budynków bazy. Kiedy bowiem zimowe wichry raz się rozpoczną, jest niemal nie­możliwością ochronić przed śniegiem wnętrze jakie­gokolwiek niedokończonego budynku. Wyprawa Trans- antarktyczna, która nie była w stanie ukończyć bu­dowy głównego budynku bazy przed nadejiściem zimy, stwierdziła podczas jednej zimowej doby, że w cza­sie, w którym uprzątnięto 80 ton śniegu z zachodniej części niedokończonego budynku, nowe 40 ton zostało nawianych cd wschodu. Nawet jeżeli można ukończyć budowę przed nadejściem zimy, baraki, które mają stać na śniegu, muszą być przygotowane na ogrom­ne jego ruchy, wskutek czego podczas trwania zimy może być zagrzebana cała konstrukcja, Qo powoduje powstawanie wielkich naprężeń na ścianach i dachu. Jeżeli baza stoi na skale, baraki muszą być przymo­cowane do niej za pomocą grubych stalowych lin, by nie zostały zmiecione przez potężne wichry. Niemniej,

gdy główny budynek zostanie już wzniesiony, a elek­tryczność, kuchnia i centralne ogrzewanie zainstalo­wane, można w nim żyć równie komfortowo jak w każ­dym podobnym budynku gdziekolwiek indziej.

Dla założenia nowoczesnej bazy antarktycznej po­trzeba kilkuset ton wyposażenia. Ta jego część, która nie jest natychmiast potrzebna, powinna być starannie złożona i zmagazynowana, by w razie potrzeby można się było do niej łatwo dostać. Często stosuje się układ tuneli zbudowanych ze skrzyń po ładunkach; spełnia on dwojaką rolę — umożliwiając składowanie żyw­ności i wyposażenia z dala od pomieszczeń mieszkal­nych oraz zapewniając łatwy dostęp do innych po­mieszczeń bez konieczności wychodzenia na dwór przy wietrze i niepogodzie.

Jeżeli planuje się prowadzenie obserwacji komplek­sowych, pożądane jest zbudowanie zamiast jednego dużego budynku, raczej; kilku mniejszych baraków, bowiem w wypadku pożaru tylko jedna część zostaje zniszczona. W każdym jednak przypadku niektóre bu­dynki muszą być odosobnione. Na przykład dieslow- skie generatory elektryczne wymagają masywnych fundamentów i są hałaśliwe — muszą więc być umiesz­czane z dala od pomieszczeń mieszkalnych. Także gdy mają być prowadzone obszerne badania meteorologicz­ne, obejmujące obserwacje za pomocą radiosond, nie­zbędne będą pomieszczenia do napełniania balonów wodorem, jeżeli zaś mają być wykonywane pomiary magnetyczne, niezbędny jest specjalny barak antyma- gnetyczny, zbudowany z dala od innych. Poza budyn­kami niemal na pewno potrzebna będzie pewna ilość wysokich masztów dla anten radiowych, a być może również specjalne wieże i klatki do obserwacji meteo­rologicznych. Rys. 2 przedstawia niektóre z tych urzą­dzeń.

Śnieg padający w Anglii topnieje w ciągu kilku dni

i powstająca woda spływa, jak zwykła woda deszczo­wa. Na Antarktydzie powietrze jest zbyt zimne, by śnieg mógł topnieć, wobec tego zbiera się go coraz więcej, podczas gdy niżej położone warstwy za­mieniają się stopniowo w lód. W większej części rejo­nów nadbrzeżnych, w których występują największe opady, wysokość opedu śniegu podczas jednej zimy może dochodzić do metra. Odpowiada to w przybli­żeniu 400 mm deszczu — jest to nieco mniej ¡niż rocz­na średnia wysokości opadów w Londyn ie. W cen­tralnej części kontynentu, z dala od wilgotnego, mor­skiego powietrza, opad jest znacznie mniejszy i daje jedynie 10—20 cm pokrywę śnieżną rocznie, co odpo­wiada słupowi 40—80 mm opadu w postaci deszczu. Przy tym tempie przyrostu pokrywy śnieżnej utwo­rzenie się antarktycznego lądolodu, mającego obecnie przeszło 3 km grubości, musiało trwać długo.

Diagram na rys. 6 pozwala zorientować się, w jaki sposób mogłaby narastać lodowa pokrywa Antarkty­dy, o ile obecny stan z wielkimi opadami w pobliżu wybrzeży i niewielkimi — wewnątrz kontynentu, utrzymywał się także w przeszłości. Początkowo utwo­

rzyłby się wzdłuż wybrzeży Antarktydy wysoki wał lodowy, podczas gdy środek kontynentu tworzyłby niższy basen. Jednocześnie lód, tworzący się u brzegów Antarktydy pod pokrywą śnieżną, spływałby do mo­rza i pękał tworząc góry lodowe, które odpływałyby na północ, topniejąc w cieplejszych wodach. Nie cały jednak lód z wybrzeży odpływałby na zewnątrz — mała jego część spływałaby do środka, pomagając za­pełnić środkową depresję, ale nawet bez tego spływu słaby opad wewnątrz lądu utworzyłby po pewnym cza­sie kopułę z najwyższą częścią w pobliżu środka kon­tynentu.

Do roku 1956 powszechnie panowała teoria, że two­rzenie się takiej kopuły nie zostało jeszcze zakończo­ne i wysokość kontynentu w pobliżu Bieguna Nie­dostępności może być niniejsza, niż na Ziemi Królowej Maud w pobliżu wybrzeży czy też w okolicach Bieguna Południowego, o których wiedziano, że wysokości ich przekraczają 3 km. Ostatnio jednak badacze radzieccy stwierdzili w pobliżu centrum kontynentu obecność lodu o grubości przeszło 3,5 km, co wskazuje na to, że lodowa pokrywa istotnie stała się tu już kopułą. Nie jest to idealna kopuła, gdyż obecność gór i fior­dów pod lodem zmienia nieco jej kształt, jednak ba­dania ekspedycji różnych krajów potwierdzają, że gru­bość lodu gwałtownie wzrasta w kierunku wnętrza kontynentu. Jeżeli, jak już stwierdzono, w ciągu roku opada w centrum kontynentu tylko około 15 cm śnie­gu, równoważne 7 cm lodu, to jasne jest, że utwo­rzenie 3,5-kilometrowej warstwy lodu zajęłoby wiele lat — być może około 50 000. W rzeczywistości wy­daje się, że lądolód antarktyczny jest nawet znacz­nie starszy. Według dr Pewego z USA, w ciągu ostat­niego miliona lat w okresie, gdy w północnych częś­ciach Europy i Ameryki Północnej 3-kilometrowej gru­

bości lodowiec kolejno nasuwał się i oofał, lód na Mc Murdo Sound wyrastał niekiedy 300—600 m po­nad swój dzisiejszy poziom.

Jednym z aktualnych zagadnień jest problem, czy lądolód antarktyczny rośnie obecnie, czy nie. Poglą­dy specjalistów w tym przypadku nie są jednak zgod­ne. Niektórzy glacjolodzy znaleźli w pewnych rejonach nadbrzeżnych dowody zmniejszania się grubości po­krywy lodowej, która obecnie odsłania więcej skał niż dawniej. Natomiast w innych miejscach lód nie obniżał się w ciągu ostatnich pięćdziesięciu czy stu lat. Badań takich nie prowadzono jednak w pobliżu centrum Antarktydy, jako że brak tam skał, na któ­rych można by mierzyć bieżące zmiany. Inna metoda polega na szacowaniu całkowitej masy śniegu spada­jącej w ciągu roku na kontynent i zbadaniu, czy prze­wyższa ona straty powstające w tym samym czasie wskutek tworzenia się gór lodowych, topnienia lodu w morzu, zdmuchiwania śniegu przez wiatr oraz paro­wania. Z wyników uzyskanych tą drogą wydaje się, że masa lodu antarktycznego obecnie rośnie, jednak po­gląd taki pozostaje w sprzeczności z zachowaniem się średniego poziomu morza. Ponieważ powierzchnia An­tarktydy wynosi około 1/30 powierzchni wszystkich oceanów i mórz świata, pogrubienie jej pokrywy lo­dowej o metr oznaczałoby obniżenie się poziomu mo­rza o około 3 cm. Wydaje się jednak, że obecnie średni poziom morza podnosi się o około 4 cm na stulecie. Choć fakt ten można częściowo wyjaśnić topnieniem mniejszych lodowców arktycznych, to podważa jed­nak przekonanie, że grubość lodu antarktycznego roś­nie. Będziemy musieli przypuszczalnie poczekać kilka lat, aż powtórne pomiary grubości lodu na stacjiach położonych w głębi kontynentu wykażą, czy grubość lodu rośnie, czy nie.

Jak widać z rys. 6, lód na Antarktydzie stale spły­wa na zewnątrz, rozpadając się u wybrzeży na góry lodowe. W Odległości kilkuset kilometrów od linii brzegowej lód porusza się przypuszczalnie z prędkoś­cią wynoszącą jedynie 8—10 om na dobę; prędkość ta zwiększa się jednak wraz ze zbliżaniem się danej masy lodu (lodowca) do brzegu. Ow powolny ruch wewnątrz kontynentu trwa bez przerwy, tak że jeżeli grupa po­dróżująca w kierunku środka Antarktydy zatrzyma się na jeden dzień dla przeglądu pojazdów, będzie zmuszona nadrobić około 8 can, gdy po 24 godzinach wyruszy w dailszą drogę. Z drugiej zaś strony, spływ lodu zwiększy O' około 8 cm na dobę prędkość podróż­nych, udających się w kierunku wybrzeża.

Stwierdziliśmy już, że grubość lodu w pobliżu cen­trum kontynentu wynosi około 3,5 km; powstaje py­tanie, w jaki sposób w tym przypadku można mierzyć tak wielkie grubości? Najpewniejszą metodą jest tu tzw. strzelanie sejsmiczne; metoda ta powstała na gruncie dwóch nauk — badań nad falami sejsmicz­nymi, prowadzonych za pomocą czułych sejsmografów, zdolnyqh zanotować bardzo małe ruchy skorupy ziem­skiej, oraz zasad sondowania akustycznego.

W celu wyznaczenia grubości lodu dokonuje się wy­buchu na jego powierzchni lub pod nią. Wzbudzone wybuchem fale dźwiękowe docierają do skalnego pod­łoża, odbijają się i powracają w postaci echa rejestro­wanego na powierzchni lodu przez tzw. sejsmometry. Sejsmometry są instrumentami tak czułymi, że moż­na nimi mierzyć przemieszczenia gruntu rzędu 1/40 000 milimetra.

Rys. 7 pozwala nam na bardziej szczegółowe wy­jaśnienie tej metody. Przedstawia on grupę sondażu sejsmicznego w czasie prac polowych na Ziemi Kró­lowej Maud w roku 1951. Widoczny w środkowej czę­

ści zdjęcia ¡pojazd służył za mieszkanie oraz spełniał rolę miniaturowego laboratorium, zawierającego wzmacniacze i inne urządzenia elektryczne. Sześć sej­smometrów, ¡połączonych z ukrytym w pojeździ© wzmacniaczem, ustawiano zazwyczaj wzdłuż linii pro­stej na powierzchni lodu. W lodzie wiercono następ­nie ręcznie otwór o głębokości około 12 m, zakładając weń około ćwierćkilogramowy ładunek trotylu. Gdy wszystko było już gotowe, ładunek odpalano z po jazdu, rejestrując następnie drgania lodu wywołane wybu­chem.

Przykład takiego zapisu pokazany jest na rys. 8. Sześć krzywych dolnych przedstawia ruch sześciu sęjr amometrów, zaś na siódmej, najwyższej, zarejestro-* wano moment wybuchu. Na przesuwającą się taśmę

«pierową rzutowano co .0,01 sekundy pionowe kres­ki, >00 pozwalało- wyznaczyć; czas upływający pomię­dzy wybuchem a dojściem nagłego impulsu do sejsmo­metru z dokładnością do 0,001 sekundy. Widać dalej, że w ciągu kilku setnych sekundy po wybuchu, zanim odgłos eksplozji nie dojdzie do sejsmometrów^. pozo­stają one nieiauehome; przy tym można zauważyć ko­lejność, z jaką dźwięk dociera do poszczególnych in­strumentów. Na niektórych zapisach, widać też jasno, że biegnący w lodzie odgłos wybuchu zawiera trzy wyraźne fale. Dalej, po pewnym czasie do instrumentów dociera echo. Łatwo teraz zrozumieć, dlaczego używa się sześ­ciu. Sejsmometrów ułożonych wzdłuż linii prostej. Je­żeli bowiem echo dociera do nich niemal pionowo z głębokości rzędu 2 km, to następuje to niemal jed­nocześnie, dzięki czemu można je łatwo odróżnić od odgłosu eksplozji, który dociera do instrumentów ko­lejno.;

Ryś. 9 daje przykład profilu grubości lodu, wyzna­czonego za pomocą strzelania sejsmicznego. Wykazu­je on (zaczynając od lewej strony), gruby lód, pły­wający na powierzchni morza; następnie półwysep, na którym lód spoczywa na stałym podłożu skalnym,

tworząc małą kopułę; drugi obszar lodu pływającego na wodzie morskiej, i wreszcie masyw kontynentu, wykazujący bardzo nierówną, górzystą topografię ukrytą pod lodem; jedynie w dwóch punktach szczyty górskie wystają ponad lód w postaci tzw. nunataków.

Strzelanie sejsmiczne może się okazać metodą po­miarów bardzo praco- i czasochłonną, zwłaszcza gdy otwory strzałowe trzeba wiercić ręcznie. Im bardziej w głębi lądu prowadzi się badania, tym otwory te muszą być głębsze, gdyż w przeciwnym razie odgłos eksplozji będzie się w zimnym lodzie utrzymywał zbyt długo, zagłuszając echa. Istnieje jednak metoda, która choć nie jest wystarczająco dokładna, by zupeł­nie zastąpić sondaż sejsmiczny, jednak daje wyniki znacznie szybciej. Polega ona na pomiarach siły cięż­kości. Znane powszechnie newtonowskie prawo dą­żenia stwierdza, że każde dwa ciała przyciągają się z siłą proporcjonalną do ich mas i odwrotnie propor­cjonalną do kwadratu dzielącej je odległości. W da­nych więc punktach pokrywy lodowej grubość war­stwy lodu będzie wpływała na wielkość siły ciążenia. Jako przykład możemy podać, że kawałek metalu, zważony około 1 m nad powierzchnią Ziemi, waży około 1/3 000 000 mniej niż zważony na poziomie grun­tu; siła ciążenia pomiędzy kawałkiem metalu a Ziemią zmienia się bowiem wraz z kwadratem odległości od

środka Ziemi. Istnieje jednak instrument zwany gra­wimetrem, który jest wystarczająco precyzyjny, by zmierzyć tę mikroskopijną różnicę ciężkości. Przyrzą­dów takich używano na Antarktydzie, podczas pod­róży przez lądolód, dla wyznaczania siły ciążenia w celu 'uzyskania informacji o zmianach grubości Jo­du.

Inne zastosowanie grawimetru znaleziono w bazie „Shaokleton” Ekspedycji Transantarktycznej, umiesz­czając go na grubym lodzie szelfowym, który poru­szał się w górę i w dół wraz z pływami. Wobec bra­ku sikał lub brzegu, względem którego można by mie­rzyć wysokość przypływu, zastosowano pomiary cięż­kości za pomocą grawimetru, wyznaczając następnie rachunkowo wysokość fali przypływowej; wynosiła ona 0,5—3 m.

Podczas podróży poprzez kontynent wielkość siły ciążenia zmieniać się będzie także w zależności od wysokości nad poziomem morza, odległości od biegu­na oraz rodzaju skał zalegających pod lodem. Popraw­ki na wysokość i położenie można wyliczyć, lecz zmia­ny gęstości skał daje się poprawnie wyznaczyć je­dynie wtedy, gdy grubość lodu znana jest z sondażu sejsmicznego, jakkolwiek obecność tych zmian można wykryć także za pomocą pomiarów magnetycznych. W związku z tym przy przejściach przez Antarktydę stosuje się obecnie system, polegający na wykonywa­niu pomiarów grawimetrycznych (które można zrobić w ciągu kilku minut), np. co 10 km oraz sondaży sejs­micznych, nie częściej niż raz na dzień w odległości 50—80 km j:eden od drugiego. Rys. 10 pokazuje, jak łączono pomiary grawimetryczne i sejsmiczne podczas jednego z przejść. Profil górny odpowiada profilowi, uzyskanemu w drodze sondaży sejsmicznych pomię­dzy stacją „Little America” a stacją „Byrd” w Ziemi

Mary Byrd. Wykres środkowy daje wartości ciążenia po wprowadzeniu pewnych poprawek, zaś wykres dol­ny przedstawia szczegółowy profil podłoża, uzyskany w wyniku łącznej interpretacji pomiarów grawime­trycznych i sejsmicznych.

Obecnie, gdy dokonano około 16 000 km przejść przez Antarktydę (wobec kilkuset kilometrów doko­nanych przez MRG), możemy uzyskać jaśniejszy obraz zasadniczych konturów Antarktydy. Na mapce (rys. 11) starano się przedstawić główne wyniki uzy­

skane dotychczas, o ile tylko udało się je zebrać z ko­munikatów naukowych, prasowych i z innych źró­deł. Liniami kropkowanymi oznaczono na niej miej­sca, gdzie podłoże skalne znajduje się poniżej! poziomu morza, liniami ciągłymi — gdzie podłoże te leży po­wyżej poziomu morza. Na pierwszy rzut oka wydaje się, że znaczna część kontynentu składa się w gruncie

rzeczy z wysp; w rzeczywistości jednak wiele spo­śród części położonych poniżej poziomu morza praw­dopodobnie łączy się z oceanem poprzez głębokie, wypełnione lodem fiordy. Znaczna część znajdującego się pod lodem wybrzeża Antarktydy powinna być po­dobna do wybrzeży Norwegii czy wschodniej Gren­landii. Z drugiej jednak strony, wycinek położony na południe od Oceanu Spokojnego, zbadany przez grupy amerykańskie, zawiera znacznie więcej skał położo­nych poniżej poziomu morza niż powyżej! niego. Mo­żliwe, że część tego obszaru oddzielona jest od reszty kontynentu głębokim rowem i jest w znacznie więk­szym stopniu podzielona na wyspy niż części, leżące naprzeciw Oceanu Indyjskiego lub Atlantyku.

Rozdział ten poinformował was nieco o lądzie An­tarktydy oraz o trudnościach, które muszą przezwy­ciężyć nie tylko glacjolodzy, ale i inni naukowcy pro­wadzący badania opisane w niektórych poprzednich rozdziałach. W najbliższych latach konieczne będzie dalsze powiększenie liczby badaczy Antarktydy, a tym, którzy chcieliby tam w przyszłości pracować, można powiedzieć, że najciekawsze życie będą mieli tam lu­dzie o wysokich kwalifikacjach, zajmujący się okreś­lonymi badaniami naukowymi. Potrzeba będzie ludzi ze stopniami naukowymi w zakresie fizyki, geologii, fizjologii i innych działów nauk biologicznych, a także mierniczych, mechaników, pilotów itp.