6. Виявлення гроз за допомогою

ГРОЗОПЕЛЕНГАТОРІВ - ДАЛЬНОМІРІВ

6.1. Загальні відомості про грозові розряди.

Однією з основних умов грозової діяльності є розвиток вертикальної конвекції вологого повітря. Такі умови можуть виникати або при сильному нагріванні повітря біля земної поверхні, або в результаті винесення вверх теплого приземного повітря , витесненого знизу холодним повітрям. У першому випадку виникають внутрішньомасові грози, а у другому – фронтальні. Фронтальні грози більш тривалі і охоплюють більшу територію, ніж внутрішньомасові. Над континентальними районами грози, як правило, виникають в теплий період року, частіше в післяполуденні години. Над морем грози бувають звичайно після півночі. В деяких районах максимум гроз припадає на пізній вечір та ніч.

Механізм грозової діяльності полягає в наступному. В процесі конвективного руху, викликаного підйомом теплого вологого повітря, утворюються конвективні осередки, в кожному з яких виникає висхідний рух в центрі і низхідний по периферії. Горизонтальні розміри таких осередків можуть складати 2 - 8 км, а їх кількість досягає в окремих грозових хмарах семи. Простір між конвективними осередками, порівняний з розмірами осередку, займають безвихрові зони. Кожний конвективний осередок проходить стадію зародження, зрілості і затухання.

В стадії зародження в осередку переважають висхідні течії, швидкість яких досягає 20-30 м/с. Стадія зрілості характеризується наявністю висхідних і низхідних потоків, найбільшою електричною активністю і випаданням опадів. Якщо осередок знаходиться в стадії затухання, то в ньому переважають слабкі низхідні рухи із зменшенням опадів та електричної активності. Повний цикл життя окремого осередку триває приблизно годину: стадія зрілості триває 15-30 хв, стадія затухання 20-30 хв.

У випадку взаємодії кількох грозових осередків грозова діяльність може виявитися більш тривалою. В процесі конвективного підйому повітря відбувається інтенсивний заряд окремих хмарних частинок і поділ зарядів, чому сприяє дія на окремі частинки прискорення вільного падіння.

6.2. Електрична будова грозової хмари

У відповідності із загальноприйнятою схемою грозової хмари (рис.6.1) її верхня частина заряджена позитивно, а нижня – негативно. При цьому може бути перекриття областей позитивних і негативних зарядів, особливо в стадії переростання хмари із зливової в грозову.

Рис.6.1 Електрична структура грозової хмари

В результаті поділу зарядів всередині хмари і в просторі, що його оточує, створюються сильні електричні поля, при яких між окремими частинами хмари або між хмарою і землею можуть виникати електричні розряди – блискавки. Середня довжина видимої частини блискавки складає 2-3 км. Розвиток блискавки починається з стадії пробою серією розрядів проміжку між негативно і позитивно зарядженими частинами хмари. Ця стадія триває 2-10 мс. Після пробою наступає проміжна стадія відносно слабкої розрядної активності тривалістю до 400 мс. Потім йде лідерна стадія, при якій з негативно зарядженої області розвивається слабко світний розряд, направлений вниз і сильно розгалужений. У цій стадії, що триває 50 – 100 мс, утворюються окремі світні ступені довжиною 50 - 60 м. Коли розряд лідерної стадії досягає землі, по підготовленому ним каналу розвивається яскраво світний головний розряд (зворотний удар). Великий негативний заряд, розподілений вздовж лідерного каналу, починає швидко стікати на землю. З електродинамічної точки зору головний розряд еквівалентний хвилі струму позитивних розрядів, яка рухається у вертикальному напрямку і перекриває проміжок між землею і хмарою за 70 - 100 мкс. Струм розряду в середньому дорівнює декільком десяткам ампер, а в окремих випадках може перевищувати сотні тисяч ампер.

Услід за головним ударом по тому ж каналу з більш високих областей надходять повторні зворотні удари, кількість яких може досягати десятків при інтервалі між ними в 40 - 70 мкс. Перед повторним ударам йдуть стрілоподібні лідери, розвиток яких на відміну від ступінчастого лідеру відбуваються безперервно. Вслід за останнім зворотним ударом настає фінальна стадія, яка характеризується протіканням по каналу невеликих, але тривалих безперервних струмів.

Таким чином, грозовий розряд представляє собою електродинамічний процес, що складається з декількох специфічних стадій, із загальною тривалістю порядку 0,5 - 1,5 с. Процес електричного розряду (блискавки) супроводжується імпульсом електромагнітного випромінення, називаним атмосфериком, який може розповсюджуватися на значну відстань. У відповідності з описаними вище стадіями розвитку розряду викликане ним електромагнітне випромінення також можна розділити на ряд характерних стадій (рис.6.2).

Рис.6.2 Зміна електричного поля, яка супроводжує розряд хмара-земля: 1 – електромагнітне випромінення у хвильовій зоні; 2 - електростатична складова.

Стадія В відповідає стану пробою і характеризується порівняно невеликими змінами електростатичного поля. Проміжна стадія І характеризується незначними нерегулярними змінами статичного поля і дуже низькою активністю електромагнітного випромінення. Стадія L відповідає лідеру, який супроводжується електромагнітним випроміненням у вигляді цугу двополярних імпульсів тривалістю від 4 до 30 мс. Тривалість окремих імпульсів складає 50 – 100 мкс.

Електричне поле в стадії головного розряду R розпадається на дві частини. Перша відповідає швидкому нарощуванню в межах 50 - 250 мкс, а друга - наступному за ним більш повільному нарощуванню, яке триває від 70 до 900 мкс, що приблизно співпадає з тривалістю суцільного світіння в каналі зворотного удару. Електромагнітне випромінення зворотних ударів використовується для цілей пеленгації і дальнометрії гроз. Услід за головним ударом по тому ж каналу йдуть повторні зворотні удари (стадія J), електромагнітне випромінення яких характеризується взаємною подібністю форм. Інтервали між наступними зворотними ударами перекриваються серією малих і швидких змін електромагнітного випромінення (k – імпульси), які йдуть через 2 - 20 мс. Фінальна стадія розряду F характеризується повільними і тривалими змінами поля, які супроводжуються декількома невеликими імпульсами, аналогічними k – імпульсам.

Поряд з розрядами хмара-земля спостерігаються розряди міжхмарні і внутрішньохмарні. Електромагнітне випромінення, яке відповідає цьому типу розрядів, може бути розділене на три характерні стадії (рис.6.3): початкову (стадія І), активну (стадія А) і фінальну (стадія J). В процесі початкової стадії є електромагнітне випромінення у вигляді імпульсів малої амплітуди. Тривалість цієї стадії може досягати 300 мс, проміжки між імпульсами можуть бути від декількох десятків мікросекунд до 10 мс.

Рис.6.3 Зміна електричного поля, яка супроводжує розряд хмара-хмара

Початкова стадія хмарного розряду поступово переходить в активну стадію, електромагнітне випромінення якої представляє собою хаотичну послідовність імпульсів, які характеризуються великою нерегулярністю форм та інтервалів між ними. Фінальна стадія міжхмарного розряду аналогічна фінальній стадії розряду хмара-земля. Співвідношення кількості хмарних розрядів і розрядів на землю змінюється навіть для однієї грози в дуже широких межах, які залежать від умов утворення грози і географічної широти точки. Зокрема установлено, що кількість внутрішньохмарних розрядів в середніх широтах складає 60-70 % загальної кількості розрядів, а в нижніх широтах досягає 90 %. Тривалість розрядів і частота їх надходження залежать від інтенсивності грози, географічної широти і рельєфу місцевості.

Однією з основних характеристик атмосфериків є їхній частотний спектр. Установлено, що різні стадії розрядів вносять різний вклад у формування частотного спектра. Так, лідери і зворотні удари в розрядах хмара-земля, а також k –і імпульси вносять основний вклад у випромінення наддовгих хвиль (НДХ-випромінення), яке займає інтервал від 3 до 30 кГц. На частотах 1 МГц і більше основний внесок дає майже безперервне випромінення в пробивній і проміжних стадіях, проте на частотах порядку 10 МГц інтенсивність цього випромінення також спадає.

При хмарних розрядах процеси пробою, лідерні процеси і k – імпульси формують складові спектра в діапазонах 400 і 800 МГц. У ряді робіт установлено, що випромінення в цих діапазонах з’являється за 10-15 хв до першого спалаху блискавки. Указана обставина може бути використана для прогнозування моменту переходу хмари в стадію, яка супроводжується грозовими розрядами. Для ілюстрації характеру спектра електромагнітного випромінення грозових розрядів на рис.6.4 показана зміна відносної спектральної густини, яка може бути використана для вибору діапазону роботи приймалього пристрою пеленгатора-дальноміра гроз.

Рис.6.4 Спектральна густина атмосфериків, приведена до смуги частот

1 кГц і відстані 10 км

Розподіл амплітуд розрядів у окремій грозі, за даними більшості дослідників, підкоряється нормально-логарифмічному закону:

де (тут - напруженість поля, нормована до модального значення.

На відстанях більше 25-30 км атмосферики можна розглядати як випромінення електричного диполя. Користуючись такою моделлю випромінювача, трасу розповсюдження атмосфериків можна умовно розбити на три зони: ближню (від 0 до 15 км), середню (від 15 до 300 км) і дальню (більше 300 км). У ближній зоні при оцінці розповсюдження атмосфериків землю можна вважати плоскою.

Для ілюстрації залежності інтенсивності атмосфериків у ближній зоні від відстані на рис.6.5 наведена залежність відносної амплітуди атмосферика від відстані для різних умов розповсюдження (підстильна поверхня у вигляді морської води і сухого піску), побудова для різних частот випромінення.

К

200 400 600 800 R, км

Рис.6.5 Залежність модулей функції ослаблення від відстані: 1 - земний промінь, частота 60 кГц; 2 – промінь, одноразово відбитий від іоносфери, частота 60 кГц; 3 - земний промінь, частота 100 кГц; 4 – промінь, одноразово відбитий від іоносфери, частота 100 кГц.

В середній зоні (на відстанях більше 150 км) випромінення розповсюджується у сферичному хвилеводі, утвореному поверхнею Землі та іоносферою. На характер розповсюдження атмосфериків у цій зоні істотно впливає провідність підстильної поверхні і кривизна Землі.

Зміна функції ослаблення з відстанню для різних частот випромінювань має коливальний характер внаслідок інтерференції прямого (приземного променя) і променів, відбитих від іоносфери. Істотний вплив іоносфери відмічається на відстанях порядку 150 - 200 км. При розрахунку напруженості поля у дальній зоні можна враховувати тільки перше відбиття від іоносфери, при цьому в міру збільшення відстані буде збільшуватися глибина осциляцій. Остання залежить також від частоти діапазону випромінення: так, уже при частотах порядку 50 кГц із збільшенням відстані глибина осциляцій зменшується внаслідок зменшення коефіцієнта відбиття іоносфери. У загальному випадку характер зміни напруженості атмосферика залежить від частоти. Зокрема, в діапазоні хвиль від 0,5 до 1 кГц напруженність поля монотонно зменшується спочатку швидко, а потім з відстанню 100 - 150 км повільно. На частотах більше 1 кГц з відстаней 50 - 100 км вже з’являються осциляції, які збільшуються з ростом частоти.