1.5. Оптические, электрические и акустические явления в атмосфере

Голубой цвет неба — это цвет самого воздуха, обусловленный рассеянием в нем солнечных лучей. Воздух прозрачен в тонком слое, как прозрачна в тонком слое вода. Но в мощной толще атмосферы воздух имеет голубой цвет, подобно тому, как вода уже в сравнительно малой толще, в несколько метров, имеет зеленоватый цвет. Голубой цвет воздуха можно видеть не только глядя на небесный свод, но и рассматривая отдаленные предметы, которые кажутся окутанными голубоват дымкой. С высотой, по мере уменьшения плотности воздуха, т. е. количества рассеивающих частиц, цвет неба становитс темнее и переходит в густо-синий, а в стратосфере—в черно-фиолетовый.

Чем больше в воздухе помутняющих примесей более крупных размеров по сравнению с молекулами воздуха, тем боль доля длинноволновых лучей в спектре солнечной радиации - и тем белесоватее становится окраска небесного свода. Частицами тумана, облаков и крупной пыли диаметрами боль 1—2 мкм лучи всех длин волн диффузно отражаются одинаково, поэтому отдаленные предметы при тумане и пыльной мгле обволакиваются уже не голубой, а белой или серой завесой. Облака, на которые падает солнечный свет, поэтому же кажутся белыми.

Рассеяние меняет окраску прямого солнечного света. Вследствие рассеяния особенно понижается энергия наиболее коротковолновых солнечных лучей видимой части спектра — них и фиолетовых; поэтому «уцелевший» от рассеяния прямой солнечный свет становится желтоватым. Солнечный диск кажется тем желтее, чем он ближе к горизонту, т. е. чем длиннее путь лучей через атмосферу и чем больше рассеяние. У горизонта солнце становится почти красным, особенно когда в воздухе много пыли и мельчайших продуктов конденсации (капель или кристаллов). Точно так же и солнечный свет, отраженный облаками, рассеиваясь по пути к земной поверхности, становится беднее синими лучами. Поэтому, когда облака близки к горизонту и путь отраженных лучей света, идущих от них сквозь атмосферу к наблюдателю, велик, они приобретают вместо белой желтоватую окраску.

Рассеяние солнечной радиации в атмосфере обусловливает рассеянный свет в дневное время. В отсутствие атмосферы на Земле было бы светло только там, куда попадали бы прямые солнечные лучи или солнечные лучи, отраженные земной поверхностью и предметами на ней. А вследствие рассеяния света вся атмосфера днем служит источником освещения: днем светло также и там, куда солнечные лучи непосредственно падают, и даже тогда, когда солнце скрыто за облаками.

После захода солнца вечером темнота наступает не сразу. Небо, особенно в той части горизонта, где зашло солнце, остается светлым и посылает к земной поверхности постепенно убывающую рассеянную радиацию. Аналогичным образом утром небо светлеет и посылает рассеянный свет еще до восхода солнца.

Это явление неполной темноты носит название сумерек, вечерних или утренних. Причиной его является освещение солнцем, находящимся под горизонтом, высоких слоев атмосферы.

Так называемые астрономические сумерки продолжаются вечером до тех пор, пока солнце не зайдет под горизонт на 18°; к этому моменту становится настолько темно, что различимы самые слабые звезды. Утренние сумерки начинаются с момента, когда солнце имеет такое же положение под горизонтом. Первая часть вечерних астрономических сумерек или последняя часть утренних, когда солнце находится под горизонтом не ниже 8°, носит название гражданских сумерек.

Продолжительность астрономических сумерек изменяется в зависимости от широты и времени года. В средних широтах она от полутора до двух часов, в тропиках меньше, на экваторе немногим дольше одного часа. В высоких широтах летом солнце может не опускаться под горизонт вовсе или опускаться очень неглубоко. Если солнце опускается под горизонт менее чем на 18°, то полной темноты вообще не наступает и вечерние сумерки сливаются с утренними. Это явление называют белыми ночами.

Сумерки сопровождаются красивыми, иногда очень эффектными изменениями окраски небесного свода в стороне солнца. Эти изменения начинаются еще до захода или продолжаются после восхода солнца. Они имеют довольно закономерный характер и носят название зари. Характерные цвета зари — пурпурный и желтый; но интенсивность и разнообразие цветовых оттенков зари изменяются в широких пределах в зависимости от содержания аэрозольных примесей в воздухе. Разнообразны и тона освещения облаков в сумерках.

В части небосвода, противоположной солнцу, наблюдаются явления противозари, также со сменой цветовых тонов, с преобладанием пурпурных и пурпурно-фиолетовых. После захода солнца в этой части небосвода появляется тень Земли: все более растущий в высоту и в стороны серовато-голубой сегмент.

Явления зари объясняются рассеянием света мельчайшими: частицами атмосферных аэрозолей и дифракцией света на более крупных частицах.

Давно установлена связь между характером явлений зари и условиями погоды. На основании этих связей выработаны местные признаки погоды. Имеются данные о связи между явлениями зари и типами воздушных масс. Например, в холодных прозрачных массах воздуха отмечается зеленый цвет в верхней части зоревого сегмента, а в теплых запыленных массах преобладают красный и оранжевый цвета. Таким образом, наблюдения за зорями могут быть использованы для изучения воздушных масс, а следовательно, и для прогнозов погоды.

Следует упомянуть о явлении зодиакального света. Так называют нежное сияние в виде наклоненного конуса, направленного по эклиптике. Оно наблюдается над солнцем, находящимся под горизонтом, но уже на темном небе, т. е. после конца или до начала астрономических сумерек. Сквозь это сияние просвечивают звезды. В тропических широтах зодиакальный свет наблюдается лучше, чем в умеренных. Считают, что» зодиакальный свет обусловлен рассеянием солнечного света внеземной (метеорной) пылью.

Поглощение и рассеяние вместе ослабляют поток солнечной радиации, проходящий сквозь атмосферу. Радиация ослабляется в атмосфере путем поглощения и рассеяния пропорционально, во-первых, самому потоку радиации (чем больше поток, тем больше будет потеряно радиации при прочих равных условиях) и, во-вторых, количеству поглощающих и рассеивающих частиц на пути лучей. А это количество в свою очередь зависит от длины пути лучей сквозь атмосферу и от плотности воздуха. При этом для каждой длины волны коэффициент пропорциональности будет свой, так как поглощение избирательное, а рассеяние также зависит от длины волны.

Энергетическая освещенность у земной поверхности (интенсивность прямой солнечной радиации - I) определяется законом Бугера, I = I₀p^m, где I₀ - интенсивность прямой солнечной радиации вне атмосферы, р – коэффициент прозрачности, m – оптическая масса атмосферы (отношение массы атмосферы при косом луче к массе атмосферы при Солнце в зените.) Следовательно, коэффициент прозрачности показывает, какая доля солнечной радиации доходит до земной поверхности при отвесном падении солнечных лучей.

Отношение т, называемое оптической массой атмосферы, зависит от высоты Солнца h над горизонтом. При высоте Солнца более 30° оптическая масса атмосферы будет с достаточным приближением равна cosec h.

Прямой и рассеянный свет создают дневную суммарную освещенность земной поверхности. Если небо сплошь закрыто облаками, то освещенность создается только рассеянным светом. Освещенность прямыми солнечными лучами зависит от высоты Солнца над горизонтом. При изменении высоты Солнца от 5 до 55° прямая освещенность увеличивается примерно в 50 раз, а рассеянная в 5 раз.

Прямая освещенность (Е) описывается экспоненциальным законом, аналогичным закону Бугера для интенсивности прямой солнечной радиации:

E = E₀p^m(z)cos(z)

где E₀ — освещенность, создаваемая за пределами атмосферы, на поверхности, перпендикулярной солнечным лучам, на среднем расстоянии от Земли до Солнца - световая солнечная постоянная. Она приблизительно равна 135000 лк; при этом сила света Солнца I =3 10²⁷ cв;

р — коэффициент прозрачности для видимой части спектра;

z — зенитное расстояние Солнца.

Из формулы для прямой освещенности видно, что освещенность имеет суточный и годовой ход с максимумами около полудня и в середине лета, а минимумами в зимние месяцы и ночью. В сильной степени освещенность рассеянным светом зависит от облачности, прозрачности воздуха, а также характера подстилающей поверхности, обусловливающей увеличение освещенности за счет отражения света.

Как правило, при безоблачном небе суммарная освещенность больше, чем при наличии облаков. Однако, если наблюдаются облака верхнего и среднего ярусов и не очень плотные, то освещенность рассеянным светом сильно возрастает, а прямым — мало уменьшается, поэтому суммарная освещенность при наличии просвечивающих облаков превышает таковую при их отсутствии. При низкой прозрачности атмосферы прямая освещенность сильно уменьшается, а рассеянная — несколько возрастает; суммарная же освещенность становится ниже, чем при высокой прозрачности воздуха.

Плотные облака сильно снижают суммарную освещенность (иногда до 90—95%) по сравнению с ясным небом Заметное влияние на освещенность оказывает снежный покров. При малых высотах Солнца влияние снежного покрова может привести к увеличению освещенности на 200—250%.

Ночная освещенность. Ночная освещенность земной поверхности (при ясном небе) невелика и, как правило, не превышает освещенности, создаваемой лампой 25 св на расстоянии 335 м.

Эта освещенность создается собственным свечением верхних слоев атмосферы (на высотах 260—270 км), светом звезд (прямым и рассеянным) и зодиакальным светом (свечение космической пыли).

Световая постоянная Луны, т. е. освещенность полной Луной вне атмосферы, при средних расстояниях Земля—Луна и Луна—Солнце, равна 0,291 лк. При средних значениях прозрачности атмосферы полная Луна, находящаяся в зените, дает освещенность плоскости, нормальной к ее лучам, близкую к 0,25 лк.

 

Оптическая атмосферная рефракция

Опыт показывает, что траектории оптических лучей, проходящих через атмосферу, не являются прямыми линиями; они искривляются более или менее плавно. Такое искривление траектории луча свидетельствует о том, что скорость распространения света в атмосфере отклоняется от таковой в вакууме и, кроме того, изменяется на пути луча. С увеличением показателя преломления скорость света уменьшается. Показатель преломления света в атмосфере мало отличается от единицы (значения в вакууме), однако, учитывая большую длину траектории луча, этого отклонения достаточно для того чтобы получить существенное отличие траектории луча от прямой линии. Показатель преломления света (n) изменяется с изменением плотности атмосферы; аналитически это выражается следующей формулой:

где р—давление воздуха в мб; Т—температура по абсолютной шкале.

Расчеты показывают, что, когда солнечный свет распространяется по направлению к Земле, лучи, как правило, проходят в среде с все увеличивающимся значением показателя преломления, т. е. оптическая плотность среды увеличивается, а следовательно, скорость света уменьшается.

В результате с приближением к поверхности Земли луч все больше и больше приближается к направлению отвеса, а это значит, что траектория луча будет искривлена так, что вогнутость ее будет обращена к земной поверхности. Вид этой траектории будет аналогичен траектории частички газа или жидкости, которая движется от слоя к слою с все увеличивающимся трением из-за увеличения плотности среды.

Искривление (преломление или рефракция) луча отмечается только в том случае, когда он падает на слои разной оптической плотности под углом, отличным от 90°.

Явление рефракции световых лучей объясняется тем, что электромагнитные волны, распространяясь в среде, поляризуют молекулы последней. В результате этого в среде образуется собственное электромагнитное поле, направленное противоположно внешнему полю. Взаимодействие этих полей и обусловливает уменьшение скорости света и искривление траекторий лучей. Рефракция луча тем больше, чем больше угол падения.

Вследствие искривления лучей в атмосфере удаленные предметы м наблюдаем в направлениях, отличных от истинных, поскольку мы проектируем предмет в направлении касательной к траектории луча в точке наблюдения. Угол между направлением на действительное и видимое положение предмета называется рефракцией (или углом рефракции, а угол между касательными в начальной и конечной точках пути светового луча — углом полной рефракции.

Рис. 1.5.1. Рефракция в атмосфере.

 

В случае, если объект наблюдения находится за пределами атмосферы (рис. 19 а), рефракция называется астрономической (ρ), если в пределах атмосферы (рис. 196) —земной (r). Астрономическая рефракция может быть вычислена по приближенной формуле: ρ = 57” tg z’ (для z’ <= 80°), где z’ — видимое зенитное расстояние, которое всегда меньше действительного.

Наличие астрономической рефракции приводит к тому, что измеряемые зенитные расстояния светил оказываются меньше истинных, особенно в случаях, когда светила расположены у горизонта. По этой причине мы видим Солнце некоторое время и после того, как оно опустилось за горизонт, что приводит к увеличению продолжительности дня в умеренных широтах на 8—12 мин.

Явление рефракции обусловливает изменение формы видимого диска Солнца и Луны при нахождении их вблизи горизонта, так как разная величина угла рефракции для верхнего и нижнего краев светил приводит к различной величине приподнятости их, поэтому светила кажутся сплюснутыми.

Вследствие рефракции света наблюдается явление дрожания удаленных предметов и мерцания звезд. Из-за турбулентности атмосферы в последней имеется множество неоднородностей показателя преломления, которые действуют подобно непрерывно перемещающимся линзам, расположенным на пути луча.

В определенных условиях (при аномальном распределении плотности воздуха), связанных с резкими изменениями температуры по высоте и по горизонтали, лучи света в отдельных слоях воздуха могут претерпевать полное внутреннее отражение. Тогда, кроме самого объекта, можно наблюдать и его отраженное изображение (прямое или обратное). Это явление получило название миража. Миражи бывают верхние, нижние и редко боковые.

Верхние миражи обусловлены резким уменьшением плотности воздуха с высотой (при сильных инверсиях), нижние — при больших вертикальных градиентах температуры и неустойчивой стратификации, боковые — при неравномерном распределении плотности на уровне наблюдателя. Верхние и боковые миражи чаще всего наблюдаются в прибрежных водах полярных районов, нижние — в южных пустынных районах.

Верхние и боковые миражи чаще наблюдаются в высоких широтах, где нередки случаи резкого падения плотности с высотой (особенно при температурных инверсиях). Верхние миражи, напротив, возможны при незначительном падении плотности с высотой, особенно при резко неустойчивой стратификации атмосферы.

При верхнем мираже световые лучи, направленные от предмета вверх, отклоняются от прямолинейного направления и, искривляясь, достигают глаза наблюдателя таким образом, что предметы кажутся отраженными вверх в перевернутом виде.

При нижнем мираже лучи отклоняются так, что предмет кажется отраженным вниз и более обычного приподнят над горизонтом.

При боковом мираже мнимые изображения появляются справа или слева от истинного положения предмета.

Иногда очевидцы описывают явление сложного миража, когда очертания предметов сильно искажены. Это явление носит название фата-морганы.

 

При прохождении световых лучей через облака и осадки они испытывают преломление, отражение и дифракцию в каплях и кристаллах. В результате этого воздействия мы наблюдаем характерные оптические явления — радуги, гало, венцы и др.

Радуга — световая (радужная) дуга (дуги) радиусом 42°, 52°, окрашенная в спектральные цвета (по внешнему краю в красный, по внутреннему в фиолетовый), наблюдаемая на фоне неба и облаков в противоположной от Солнца или Луны стороне с центром в антисолярной точке (точке линии, соединяющей центр солнечного или лунного диска с глазом наблюдателя). Радуга объясняется преломлением солнечных лучей при входе и выходе из капель и полным внутренним их отражением внутри капель. Яркость и интенсивность радуги зависят от преобладающего диаметра дождевых капель. Крупнопанельный дождь образует четкую и яркую радугу с ясным разделением цветов. Радуга на фоне тумана или облаков с мелкими каплями широкая, блеклая или вовсе белая, размытая. Лунная радуга всегда белая, что объясняется свойствами человеческого глаза. Нередко наблюдается более слабая дополнительная дуга (дуги) радуги с обратным расположением цветов. При высоте Солнца 42° и более радуга не наблюдается вовсе. Чем ниже высота Солнца, тем выше и длиннее дуга радуги. Наблюдать радугу можно и в брызгах морских волн.

Гало — могут возникать, как многообразные оптические явления, в ледяных облаках верхнего яруса, особенно в перисто-слоистых. Наиболее повторяющиеся их формы можно разделить на две группы. Слегка окрашенные в различные цвета (красный цвет располагается со стороны Солнца или Луны) — круги радиусом 22° и 46°, касательные дуги к ним, ложные солнца и гало; не имеющие окраски — горизонтальный круг, вертикальные столбы, проходящие через солнечный диск, кресты и др. Окрашенные гало объясняются преломлением света в шестигранных призматических кристаллах ледяных облаков, а неокрашенные (бесцветные) — отражением света от граней кристаллов. Разнообразие форм гало зависит главным образом от типов кристаллов, суммарного движения и пространственной ориентацией их осей (граней), а также от высоты Солнца;

Венцы. В тонких капельножидких облаках, сквозь которые просвечивают Солнце или Луна, могут возникать радужные кольца — венцы. Венцы могут наблюдаться также в тумане вокруг искусственных источников света. Первый световой круг венца (ореол) непосредственно примыкает к свету, далее он сменяется концентрическими менее яркими цветными кольцами — венцами второго, третьего порядков. Размеры венцов колеблются от 1 до 10 °. Венцы образуются за счет дифракции света при прохождении через мельчайшие капли и кристаллы облаков и туманов световых лучей;

Глории — подобны венцам, но наблюдаются они в противоположной от Солнца или Луны стороне с центром в антисолярной точке. Это явление объясняется также дифракцией света, уже отраженного в капельках облаков так, что он возвращается от облака в том же направлении, по которому падал.

 

Видимость. Отдаленные предметы видны хуже, чем близкие, не только потому, что уменьшаются их видимые размеры. Даже и очень большие предметы на том или ином расстоянии от наблюдателя становятся плохо различимыми вследствие мутности атмосферы, сквозь которую они видны. Эта мутность обусловлена рассеянием света в атмосфере. Понятно, что она увеличивается при возрастании аэрозольных примесей в воздухе.

Для многих целей очень существенно знать, на каком расстоянии перестают различаться очертания предметов за воздушной завесой. Это расстояние называют дальностью видимости, или просто видимостью. Дальность видимости чаще всего определяется на глаз по определенным, заранее выбранным объектам (темным на фоне неба), расстояние до которых известно. Но имеется и ряд фотометрических приборов для определения видимости.

В очень чистом воздухе, например арктического происхождения, дальность видимости может достигать сотен километров. Рассеяние света в таком воздухе производится преимущественно молекулами атмосферных газов. В воздухе, содержащем много пыли или продуктов конденсации, дальность видимости может понижаться до нескольких километров и даже до метров. Так, при слабом тумане дальность видимости составляет 500—1000 м, а при сильном тумане или сильной песчаной буре может снижаться до десятков и даже нескольких метров.

Дальность видимости. Различают геометрическую, оптическую и метеорологическую дальность видимости. Геометрическая дальность видимости АС (рис. 1.5.2) определяется кривизной Земли и светового луча и зависит от высоты наблюдателя и наблюдаемого объекта. Оптическая дальность видимости — это расстояние, на котором реальный объект при данных условиям погоды, освещения и наблюдения находится на границе восприятия зрением. Она зависит от прозрачности атмосферы, остроты зрения наблюдателя, свойств наблюдаемого объекта и фона, на котором наблюдается объект. Все указанные факторы весьма изменчивы, поэтому оптическую дальность видимости затруднительно применять в практических целях в качестве метеорологического элемента.

Рис. 1.5.2. Дальность видимости горизонта.

 

Дальность видимости реальных объектов и огней в море ночью будет равна наименьшему значению одной из трех величин: геометрической, оптической и метеорологической дальности видимости.

 

Поднятие (снижение) горизонта. К явлениям, связанным с земной рефракцией, относятся случаи поднятия и снижения горизонта. При отсутствии рефракции дальность видимого горизонта Д₀ определяется геометрической дальностью.

где Д₀ — геометрическая дальность видимого горизонта в км; h—высота глаза наблюдателя в м.

С учетом земной рефракции дальность видимого горизонта может быть определена из выражения где k = - dn/dr, R— радиус Земли.

При стандартных значениях давления и температуры Д = 1,08 Д₀.

В этих условиях поднятие горизонта невелико и мы обычно его не замечаем. Если же k<0, то Д<Д₀ т. е. отмечается отрицательная рефракция, луч вогнут кверху и касается Земли ближе, чем прямолинейный. Наконец, при k>0 Д>Д₀ — положительная рефракция, горизонт приподнят.

Изменение дальности видимого горизонта определяется характером изменения температуры, а следовательно, и плотности воздуха по высоте. При падении температуры отмечается положительная рефракция, а при инверсии — отрицательная. При положительной рефракции происходит поднятие горизонта, и мы видим предметы, обычно скрытые кривизной Земли. В этом случае Д существенно больше Д₀. При отрицательной рефракции горизонт кажется пониженным, и мы не видим даже тех предметов, которые видны в обычных условиях; в этом случае Д много меньше Д₀.

Наибольшее поднятие горизонта отмечается в холодных воздушных массах (температура по высоте падает). Понижение горизонта наблюдается в теплых воздушных массах. Это явление особенно характерно в прибрежной зоне, когда с берега натекает на море теплый сухой воздух.

 

Метеорологическая дальность видимости является одной из характеристик прозрачности атмосферы, и ее следует отличать от реальной дальности видимости различных объектов, которая зависит не только от прозрачности атмосферы, но и от цвета объектов, их размеров, удаленности от пункта наблюдений, освещенности и фона.

Метеорологической дальностью видимости называется то наибольшее расстояние, с которого в светлое время суток можно обнаружить на фоне неба вблизи горизонта (или на фоне воздушной дымки) абсолютно четкое тело достаточно больших угловых размеров (больше 15 угловых минут). Видимость определяется с верхнего мостика. Оценивается она по международной 10-балльной шкале (от 0 до 9 баллов) в метрах, километр кабельтовых, милях.

При плавании вблизи берегов следует определять видимость отдельно в сторону моря и отдельно в сторону берегов и записывать в журнал наименьшую видимость.

Для определения видимости в сторону берегов используются имеющиеся в поле зрения и обозначенные на карте отдельные мысы, горы, здания, маяки, знаки и т.п., расстояние до которых известно Объекты должны быть видимы с места наблюдения под углом не более 5-6° к горизонту. В исключительных случаях, при видимости более 1 мили, допускается использование объектов, видимых под углом к горизонту до 11°.

В открытом море, вдали от берегов, при отсутствии в поле зрения каких бы то ни было объектов, необходимых для определения метеорологической дальности видимости, допускается оценка так называемой реальной поверхности моря. При отсутствии других сведений о видимости, величина реальной видимости используется как вспомогательная характеристика в оперативных целях.

Оценка реальной видимости поверхности моря производится по четкости линии действительного горизонта или по дальности видимости поверхности моря, определяемой визуально (табл. 2.).

При этом следует руководствоваться следующими принципами:

а) если видимость настолько хорошая, что поверхность моря видна вплоть до линии горизонта, то балловая оценка реальной видимости поверхности моря определяется в зависимости от высоты места наблюдений по четкости линии горизонта согласно табл. 2.;

б) если видимость настолько плоха, что линия действительного горизонта не видна, то наблюдатель старается определить на глаз, на каком расстоянии поверхность моря становится невидимой.

Табл. 2. Признаки для оценки реальной дальности видимости моря по четкости действительного горизонта

Высота места наблюдений над уровнем моря, м	Четкость горизонта	Видимость, баллы
1-7	Очерчен резко	8и9
	Виден удовлетворительно	7
	Виден неясно	6
	Не виден	5
8-27	Очерчен резко	9
	Виден удовлетворительно	8
	Виден неясно	7
	Не виден	6

 

Ночные определения дальности видимости по объектам нельзя производить сразу же после выхода наблюдателя из светлого помещения. Необходимо выждать, когда глаза привыкнут к темноте. Время, необходимое для адаптации глаз (приспособления к темноте), составляет 10 -15 мин. Другим важным условием правильности определения дальности служит отсутствие огней на судне в поле зрения наблюдателя. Объекты для ночных наблюдений не должны быть источниками света и не должны находиться в поле освещения других искусственных источников света.

Если ночь темная и визуальное определение видимости невозможно, то следует использовать установленную зависимость дальности видимости от атмосферных явлений. Если наблюдается одновременно несколько атмосферных явлений, то указывается наименьшая (из соответствующих им) видимость.

 

Рефракция электромагнитных волн в тропосфере.

Отрасль знания, изучающая влияние процессов тропосферы на распространение ультракоротких волн в ней, называется радиометеорологией.

Влияние атмосферы на распространение ультракоротких радиоволн сводится к процессам преломления, рассеяния и поглощения энергии. Все эти процессы связаны с поляризацией молекул газов, которая осуществляется под влиянием .внешнего электромагнитного поля.

До воздействия внешнего электромагнитного излучения молекулы большинства газов, составляющих атмосферу, являются электрически нейтральными, т. е. положительные заряды атомных ядер уравновешены отрицательными зарядами их электронных оболочек.

Под влиянием внешнего электромагнитного поля электронные оболочки атомных ядер деформируются, в результате чего образуется асимметрия электростатического поля атомов и последние приобретают электрический заряд (поляризуются), а в среде в целом образуется внутреннее электромагнитное поле с направлением, противоположным внешнему. Поскольку внешнее электромагнитное поле меняет знак в соответствии с частотой колебаний, то и внутреннее поле меняет свой знак. Однако изменение поляризации молекул не успевает за изменением знака внешнего поля (явление релаксации), что сильно усложняет взаимодействие внутреннего и внешнего полей и приводит к уменьшению скорости распространения электромагнитных волн в атмосфере, а следовательно, и к их преломлению. Очевидно, что чем больше молекул в единице объема, тем сильнее внутреннее поле воздействует на внешнее, поэтому скорость распространения электромагнитных волн уменьшается с увеличением плотности атмосферы.

В составе атмосферы имеются и такие газы, молекулы которых в силу особых свойств молекулярного строения имеют постоянный электрический заряд (дипольные молекулы). К числу таких газов прежде всего относятся молекулы водяного пара, обладающие постоянным электрическим дипольным моментом. Небольшим электрическим зарядом характеризуются молекулы углекислого газа, и, наконец, молекулы кислорода имеют постоянный магнитный момент. При отсутствии внешнего электромагнитного поля молекулы этих газов из-за хаотического теплового движения ориентированы самым различным образом, так что векторная сумма их зарядов в единице объема и внутреннее поле равны нулю.

Внешнее электромагнитное поле своим воздействием стремится ориентировать диполи таких молекул в направлении распространения поля, на что расходуется его энергия и, кроме того, возникает внутреннее поле, обратное внешнему, или. как говорят, происходит тепловая ориентационная поляризация молекул, в противоположность электронной поляризации, характерной для нейтральных молекул. Молекулы, имеющие постоянные электрический и магнитный заряды, подвергаются также и электронной поляризации.

Очевидно, что воздействие внутреннего поля дипольных молекул будет тем больше, чем больше их количество в единице объема, а это значит, что скорость распространения электромагнитных волн будет уменьшаться с увеличением парциальной плотности газов, молекулы которых имеют постоянные дипольные моменты.

Надо заметить, что тепловая ориентационная поляризация для волн оптического диапазона несущественна, так как ориентация молекул не успевает следовать за высокой частотой электромагнитного поля. Для радиодиапазона тепловая ориентационная поляризация имеет основное значение, поэтому учет влажности при определении градиентов показателя преломления атмосферы обязателен. Показатель преломления радиоволн в атмосфере выражается формулой

где е—упругость водяного пара в мб; остальные обозначения прежние.

Первый член правой части формулы учитывает влияние электронной поляризации всех газов атмосферы, а второй — тепловой ориентационной поляризации водяных паров.

Рефракция УКВ. Известно, что УКВ, как я световые волны, вследствие малой дифракции у поверхности Земли распространяются прямолинейно. Поэтому максимальная дальность обнаружения (и связи) должна быть равна расстоянию, на котором объект скрывается за горизонтом. Такое положение наблюдается только в том воображаемом случае, когда атмосфера однородна как по вертикали, так и по горизонтали. В действительности атмосфера неоднородна; ее коэффициент преломления (п), определяющий скорость распространения радиоволн в пространстве, распределен неравномерно, а в данной точке изменяется и во времени.

В силу этих обстоятельств траектории УКВ оказываются не прямолинейными, а искривленными, и дальность радиогоризонта становится несколько большей, чем дальность геометрического горизонта. Градиенты коэффициента преломления по вертикали во много раз больше, чем по горизонтали, поэтому радиолучи искривляются главным образом в вертикальной плоскости, хотя может наблюдаться и боковая рефракция. Как и в случае рефракции световых волн, может иметь место земная и астрономическая радиорефракция с теми же следствиями.

Принципиальное отличие рефракции радиоволн от рефракции световых волн состоит в том, что показатель преломления первых сильно зависит от упругости водяных паров в атмосфере, в то время как для вторых его влияние несущественно.

Стандартная дальность обнаружения (или дальность связи) обычно наблюдается в '/4 всех случаев. Дальность радиогоризонта определяется по формуле Д = 4,12 √h₁ + √h₂ , где h₁ и h₂ – высоты антенн приемника и передатчика или антенны РЛС и объекта наблюдения в м.

В реальных условиях могут наблюдаться следующие случаи: отсутствие рефракции, отрицательная рефракция и положительная рефракция.

Кроме того, часто встречается так называемое волноводное распространение радиоволн, при котором радиолуч испытывает многократные отражения от земной поверхности и от слоя, расположенного на высоте нескольких десятков метров. Распределение показателя преломления по высоте в таких случаях следующее. От поверхности Земли до некоторой высоты (высоты атмосферного волновода) показатель преломления резко падает, а далее его градиент имеет значение, близкое к стандартному.

Слои с большим вертикальным градиентом показателя преломления всегда ограничены по высоте; их толщина, как правило, не превышает несколько десятков и в редких случаях сотен метров. В этом случае луч распространяется между двумя поверхностями со сравнительно большой проводимостью, что напоминает распространение энергии в металлических волноводах. Благодаря многократному отражению энергии от проводящих поверхностей дальность распространения радиоволн увеличивается во много раз. Аналогия с металлическим волноводом проявляется и в том, что чем толще слой, тем длиннее волна в нем «захватывается». Поэтому атмосферные волноводы малой интенсивности (малая толщина слоя и малые вертикальные коэффициенты преломления) тем эффективнее, чем короче волна распространяется в них.

До сих пор мы рассматривали влияние земной радиорефракции на дальность радиогоризонта, что нельзя отождествлять с дальностью распространения электромагнитной энергии, а следовательно, и с дальностью приема или радиолокационного обнаружения объектов.

Дело в том, что при распространении радиоволн над земной поверхностью всегда происходит интерференция волн, идущих от источника излучения в точку приема по определенной траектории, и волн, падающих на земную поверхность и затем отражающихся от нее вверх. Вследствие этого характеристика излучения имеет форму пространственных лепестков. При пониженной и повышенной рефракции эта характеристика сохраняется, хотя и деформируется. При отрицательной рефракции лепестки приподнимаются кверху, уменьшая напряженность поля вблизи Земли, а при положительной - прижимаются к Земле, создавая благоприятные условия для приема или радиолокационного обнаружения.

При сверхрефракции лепестковая структура поля нарушается из-за многократного отражения от верхней границы атмосферного волновода и от земной поверхности. При этом напряженность поля у Земли сильно повышается. Атмосферные волноводы могут быть не только приводными (приземными), но и приподнятыми, т. е. начинающимися не от поверхности Земли, а на некоторой высоте. Если излучатель и приемник находятся внутри таких волноводов, то их влияние будет аналогично влиянию приводных (приземных); при другом расположении излучателя и приемника влияние таких волноводов усложняется.

Ослабление УКВ в атмосфере. Дальность радиолокационного наблюдения, кроме условий рефракции, зависит также от поглощения и рассеяния энергии радиоволн в атмосфере, поскольку эти явления вызывают ослабление напряженности электромагнитного поля. На процессы поглощения и рассеяния энергии в атмосфере большое влияние оказывает водяной пар, находящийся в атмосфере.

Поглощение энергии внешнего поля молекулами воздуха и прежде всего водяного пара и кислорода сводится к расходу энергии на раскачивание диполей. Этот процесс повышает энергетический уровень движения молекул, следствием чего будет переход электромагнитной энергии в тепловую, а также излучение электромагнитных волн самими молекулами при определенном («дозволенном») энергетическом уровне.

Следствием поглощения и рассеяния энергии электромагнитных волн в атмосфере является затухание (ослабление) поля с расстоянием и временем. Поглощающими и рассеивающими средами в атмосфере являются как неоднородности воздуха, так и находящиеся в воздухе капли воды и кристаллы льда.

Рассеяние энергии радиоволн имеет следствием не только ослабление поля, но также и отражение энергии. Всякого рода неоднородности в самой атмосфере рассеивают энергию, которая, интерферируя с полем прямой волны, обусловливает флуктуации последнего, а также увеличивает напряженность поля и тем самым увеличивает дальность распространения, а следовательно, и дальность приема. Такого рода неоднородности могут иметь как форму слоев, так и форму случайно расположенных объемов.

В чистой атмосфере некоторое ослабление сигналов обусловливается поглощением энергии молекулами газов за счет затраты работы на их колебания, а также на вторичное излучение. При этом имеется монотонное ослабление с укорочением длины волны и резонансное, обязанное тому, что частоты собственных колебаний молекул, имеющих постоянный дипольный момент, могут совпадать с частотами электромагнитного поля. Для кислорода резонансные длины волн равны 0,5 и 0,25 см, а для водяного пара 1,3 см. Вследствие этого волна с длиной 0,5 см на расстоянии в 1 км ослабевает более чем в 100 раз, а волна с длиной 1,33 см — более чем в 10 раз. Вне резонансных областей ослабление невелико. Так, амплитуда волн длиной 3 см на 100 км ослабевают в 18 раз, а волн длиной 10 см — в 11 раз.

Нерезонансное поглощение волн 10-сантиметрового диапазона уменьшает дальность обнаружения цели, находящейся на расстоянии 200 км, на 10%, а волн 3-сантиметрового диапазона — на 25%. Степень ослабления поля увеличивается с увеличением плотности воздуха и содержания в нем водяных паров.

Если для чистой атмосферы доля рассеяния в общем ослаблении радиосигналов пренебрежимо мала, то при наличии в воздухе пыли и гидрометеоров доля рассеяния увеличивается с увеличением размеров примесей (капель, пыли) и уменьшением длины волны. В обычных осадках доля рассеяния в несколько раз меньше доли поглощения.

Степень ослабления радиоволн в осадках зависит от их водности, размеров капель и температуры. Наименьшее ослабление наблюдается ^в тумане, наибольшее в тропическом дожде. Туманы при температуре воздуха 0° вызывают большее сокращение дистанции обнаружения, чем туманы при +15°. Это объясняется увеличением поляризации капель воды с ростом температуры воздуха.

При визуальной видимости в тумане более 90 м дальность радиолокационного обнаружения практически не зависит от тумана; при видимости менее 45 м дальность обнаружения для объектов с хорошей отражательной способностью заметно сокращается, а с плохой — сокращается несколько меньше. Такая закономерность объясняется тем, что поглощение энергии в среде пропорционально самой энергии, попадающей в нее.

Облака влияют на ослабление радиосигнала так же, как и туманы, т. е. ослабление пропорционально водности, и только мощные кучевые и кучево-дождевые облака сильно ослабляют сигналы из-за больших размеров капель в них. Кроме ослабления сигнала, рассеяние радиоволн в облаках и осадках приводит к тому, что сигнал вторичного излучения (отраженный) принимается радиолокационной станцией, как помеха, затрудняющая наблюдение за полезной целью (маскирует ее).

Ослабление радиоволн при выпадении града обычно много меньше, чем в случае выпадения дождя той же водности.

Сигналы, отраженные от снега, зависят от интенсивности снега (водности), размеров снежинок и главным образом от наличия на них слоя воды (смачивания). При низких температурах отраженные от снега сигналы намного слабее сигналов от дождя равной водности. Отраженные сигналы от мокрого снега больше, чем сигналы от дождя равной интенсивности. Это объясняется тем, что отражающая поверхность мокрого снега больше, чем капель с таким же количеством воды, а электрическая проницаемость его смоченной поверхности равна таковой для капель дождя. Сухой же снег имеет электрическую проницаемость в десятки раз меньшую, чем вода, вследствие чего он слабо отражает радиоволны.

До сих пор отражения радиоволн от облаков и осадков мы рассматривали как помехи для радиолокационного наблюдения. В то же время эти отражения широко используются для метеорологических наблюдений. С помощью радиолокационных станций представляется возможным вести наблюдения за облаками и осадками на расстояниях в сотни километров, причем одновременно обозревать большие пространства.

Эти наблюдения позволяют определять области, занятые облаками и осадками, интенсивность осадков по интенсивности отраженного сигнала, скорость и направление перемещения облаков по данным повторных наблюдений, а также определять характер осадков. Так, внутримассовые осадки на индикаторе кругового обзора представляются в виде разбросанных по полю экрана пятен, а в случае фронтальных осадков пятна расположены в виде сплошной полосы. Осадки тропических циклонов представляются в виде яркого слитного пятна с быстроменяющимися формами краев, которые напоминают брызги, вылетающие от центра пятна по спиралям. Обычно на окраине пятна имеется незасвеченная площадь в виде полуокружности. Так изображается «глаз бури» — центр тропического циклона, в котором отмечается прояснение. Он не попадает в центр пятна потому, что из-за ослабления энергии в передней части циклона его тыловая часть не освещается радиолокатором.

Таким образом, представляется возможным освещать метеорологическую обстановку в районах, где нет обычных метеорологических наблюдений, например над морями и океанами. Такие наблюдения широко используются для службы предупреждений об опасных метеорологических явлениях как на кораблях, так и в базах и на аэродромах. Кроме этого, радиолокационные наблюдения за облаками и осадками используются для определения их вертикальной протяженности, что обычными средствами наблюдений производить не представляется возможным.

Радиолокационные наблюдения за облаками и осадками имеют большое значение для изучения их структуры. Например, установлено, что облака состоят из отдельных элементов разной водности; размеры этих элементов — от нескольких сотен метров до нескольких километров. Представляется также возможным определять слои в облаках, где происходит обледенение самолетов.

С помощью радиолокационных наблюдений за облаками и осадками установлено, что фронтальные облачные системы и осадки не являются непрерывными; в зоне фронта обнаруживаются разрывы, характеризующиеся ясным небом.

АКУСТИЧЕСКИЕ ЯВЛЕНИЯ В АТМОСФЕРЕ

Звук является частным случаем упругих колебаний среды с малыми амплитудами. В связи с этим состояние среды (в данном случае атмосферы) существенным образом сказывается на распространении звуковой энергии. Изучением зависимости распространения звука в атмосфере от состояния последней занимается атмосферная акустика

Закономерности атмосферной акустики необходимы для расчетов звуковых средств навигационного оборудования и звукометрической разведки. Кроме того, методы атмосферной акустики используются для исследования атмосферы. Основными характеристиками атмосферной акустики являются скорость и сила звука. Под силой звука понимается количество энергии, проносимой звуковой волной в единицу времени через единицу поверхности, перпендикулярной к направлению распространения звуковой волны.

Человеческое ухо воспринимает звуковые колебания в интервале от 40 до 20 000 гц. Более низкие и более высокие частоты обнаруживаются только с помощью специальных приборов. Наибольшая чувствительность восприятия приходится на частоты 1000—3000 гц.

При изучении акустических (звуковых) явлений нас в первую очередь интересует скорость звука и условия распространения звуковых волн в атмосфере.

Скорость звука. Скорость звука в воздухе определяется формулой Лапласа:

где р — давление; ρ — плотность воздуха; c_v — теплоемкость воздуха при постоянном давлении; c_p — теплоемкость воздуха при постоянном объеме. Используя уравнение состояния газа, можно получить ряд зависимостей скорости звука от метеорологических параметров.

Скорость звука в сухом воздухе определяется по формуле с₀ = 20,1 √Т м/с, а во влажном воздухе с₀ = 20,1 √Т_В м/с, где Т_В = так называемая акустическая виртуальная температура, которая определяется по формуле Т_В = Т (1+ 0,275 е/р).

При изменении температуры воздуха на 1° скорость звука изменяется на 0,61 м/с. Скорость звука зависит от величины отношения е/р (отношение влажности к давлению), но эта зависимость мала, и, например, при упругости водяного пара менее 7мм пренебрежение ею дает ошибку в скорости звука, не превышающую 0,5 м/сек.

При нормальном давлении и Т = 273° (0 °С) скорость звука в сухом воздухе равна 331 м/сек. Во влажном воздухе скорость звука может быть определена по формуле с = 331 + 0,6t + 0,07е.

В диапазоне температур (t) от —20° до +30° эта формула дает ошибку в скорости звука не более ± 0,5 м/сек. Из приведенных формул видно, что скорость звука повышается с повышением температуры и влажности воздуха.

С высотой температура, упругость водяного пара и давление воздуха изменяются, следовательно, и скорость звука тоже. Рассмотрим изменение скорости звука с изменением температуры воздуха. Полагая, что изменение температуры с высотой происходит по линейному закону, т. е. T = T₀ – γh, получим выражение для скорости звука в сухом воздухе

где T₀ — температура воздуха у земной поверхности; γ — вертикальный градиент температуры.

Из этой формулы следует, что в обычных атмосферных условиях скорость звука с высотой уменьшается.

Наличие ветра в атмосфере вызывает дрейф звуковой волны, что создает впечатление смещения источника звука. Скорость звука в этом случае (c₁) определится выражением c₁ = c + U cos ω, где U—скорость ветра; ω — угол между направлением ветра в точке наблюдения и наблюдаемым направлением прихода звука.

Следовательно, наибольшая скорость звука отмечается в направлении ветра, а наименьшая — в противоположном направлении.

Рефракция звука. Как мы уже отметили, скорость звука в атмосфере является функцией температуры, упругости водяного пара и скорости ветра. Если ограничить рассмотрение небольшим по горизонтали районом, то максимальные изменения вышеуказанных элементов будут иметь место в вертикальном направлении, поэтому и скорость звука будет изменяться главным образом по вертикали.

 

А	Б	В
Г		д

 

Рис. 1.5.3.

Если источник звука находится на некоторой высоте от земной поверхности, зоны слышимости определяются в зависимости от распределения по высоте температуры воздуха. На приведенных рисунках представлен ход звуковых лучей в случае понижения температуры c высотой (рис. 1.5.3а), в случае высотной инверсии (рис. 1.5.3б) и в случае приземной инверсии (рис. 1.5.3в). Заштрихованные области представляют собой зоны звуковой тени.

Изменение ветра с высотой оказывает заметное влияние на распространение звукового луча. На приведенных ниже рисунках изображены траектории звуковых лучей и распределение зон слышимости в случае увеличения (рис 1.5.3г) и уменьшения (рис. 1.5.3д) скорости ветра с высотой. Из рисунков видно, что в зависимости от хода ветра по высоте зоны звуковой тени перемещаются в противоположные направления.

Ослабление звука. По мере удаления от источника происходит ослабление силы звука. Причиной ослабления звуковой энергии является то, что звуковая энергия точечного источника по мере удаления от него распределяется по все большей и большей сферической поверхности. Сила звука убывает обратно пропорционально квадрату расстояния от источника. Второй причиной ослабления звука является поглощение энергии атмосферой.

Ослабление звука в атмосфере определяется поглощением энергии молекулами воздуха и неоднородностями атмосферы (турбулентные неоднородности температуры, влажности воздуха, жидкие и твердые примеси).

В общем случае, чем более устойчива и 'однородна атмосфера, тем меньше в ней потери энергии и тем лучше слышимость Вот почему зимой и ночью ослабление звука меньше, чем летом и днем.

 

Грозовое электричество.

В атмосфере Земли всегда существует электрическое поле, которое создается отрицательным зарядом Земли и положительным зарядом облаков или атмосферы. Характеристикой поля в данной точке служит напряженность (Е) или градиент потенциала, т. е.

где dV/dn- производная от потенциала по нормали; у поверхности Земли она в среднем равна 130 в/м.

Из физики известно, что электрические токи в газах возникают в результате движения заряженных частиц (ионов). Основными ионизаторами тропосферы являются радиоактивные элементы, находящиеся в составе Земли и атмосферы, а также космическое излучение.

Вследствие малой проникающей способности радиоактивного излучения в атмосфере ионизирующее действие на нее радиоактивных элементов Земли невелико. Для слоя до 2—3 км от земной поверхности существенное ионизирующее воздействие оказывают частички радиоактивных веществ, находящихся в атмосфере во взвешенном состоянии. Так, в слое 0—0,5 км на 75% ионизация атмосферы обязана этим ионизаторам, а в слое 0,5—1,0 км доля воздействия этих ионизаторов составляет 35%; 65% ионизации осуществляется здесь уже за счет воздействия космических лучей. Начиная с высот 4-5 км, ионизация атмосферы полностью обязана космическому излучению.

Первичными космическими частицами, проникающими из мирового пространства, являются протоны. В атмосфере, взаимодействуя с атомами газов, они образуют поток разнообразных частиц (электроны, позитроны, фотоны, мезоны и т. д.).

Электрическое поле атмосферы определяется плотностью тока (количеством ионов, проходящих в 1 сек. через единицу площади) и ее проводимостью. Проводимость есть сумма произведений количества полярных ионов на их заряды и подвижность. Последняя представляет собой скорость движения ионов под действием электрической силы в поле с напряженностью, равной единице. Подвижность ионов в лабораторных условиях составляет величину 1-2 см/с; она зависит от природы ионизируемого газа.

Поскольку ионы, находящиеся в тропосфере, имеют различные размеры, то и их подвижность различна. Легкие ионы имеют подвижность 1 cм²/c в, а ультратяжелые 25 10^-5 cм²/c•в. Плотность тока проводимости i выражается формулой i= E λ , где λ - проводимость.

Из-за малой подвижности тяжелых ионов их участие в создании проводимости атмосферы и вертикальных токов мало. Увеличение количества тяжелых ионов понижает проводимость атмосферы и тем самым повышает напряженность электрического поля в ней. При туманах и большой запыленности воздуха из-за прилипания легких ионов к частицам воды и пыли проводимость понижается, а напряженность поля повышается, т. е. между проводимостью и напряженностью поля имеется обратная зависимость.

Электрическое поле атмосферы зависит от множества факторов (облаков, осадков, грозовой деятельности, условий местности и т. п.) и поэтому очень изменчиво. Градиент потенциала может меняться от нескольких десятков до сотен тысяч вольт на метр (обоих знаков). В средних широтах он несколько больше и убывает по направлению к полюсу и экватору, а также по мере поднятия вверх.

Напряженность электрического поля имеет довольно хорошо выраженный годовой и суточный ход. В средних широтах северного полушария максимум наблюдается зимой, минимум—летом; к северу и югу амплитуда годового хода уменьшается. В тропической зоне часто можно наблюдать два максимума и два минимума.

Суточный ход в сильной степени зависит от электрических свойств подстилающей поверхности в данном месте и поэтому имеет большие отличия даже в близко расположенных пунктах. Кроме того, он меняется от сезона к сезону.

Наиболее правильный суточный ход напряженности поля наблюдается над океанами, где он почти неизменен в течение всего года. Здесь максимум наблюдается в 18-19 ч, а минимум в 3 ч по Гринвичу (унитарная вариация). Почти такую же картину суточный ход имеет в полярных областях и на некоторой высоте над земной поверхностью.

Многочисленные наблюдения показывают, что осадки всех видов несут электрические заряды; при этом более крупные капли несут и больший заряд. Общая сумма положительных зарядов в осадках оказывается больше суммы отрицательных. Знак заряда зависит от той части облака, в которой образовалась капля; в то же время этот знак может изменяться при падении капли. Число положительно заряженных капель в среднем в 1,7 раза больше числа отрицательно заряженных капель. Средний отрицательный заряд, приходящийся на каплю, больше, чем положительный.

Полной теории образования зарядов капель еще нет. Однако можно указать на ряд таких процессов, которые приводят к электризации капель и их перезарядке. Назовем некоторые из этих процессов.

Находящиеся в электрическом поле атмосферы капли поляризованы т. е. в верхней их части один знак заряда, а в нижней другой, равный ему по величине. При столкновении крупных и мелких капель может происходить обмен зарядами, поэтому мелкие и крупные капли имеют разные знаки зарядов. При падении поляризованная капля также может захватывать ионы преимущественно одного знака.

В физике известно так называемое баллоэлектрическое явление, которое заключается в том, что при разбрызгивании капли электризуются, причем крупные брызги получают положительный заряд, а мелкие — отрицательный.

Наконец, важное значение имеют процессы, связанные с фазовыми превращениями воды. При замерзании слабых растворов ряда солей между каплями и частичками замерзшей воды появляется разность потенциалов. Знак заряда льда зависит от типа соли и ее концентрации. Например, при малых концентрациях хлоридов лед заряжается отрицательно, а солей аммония и карбонатов — положительно. Наблюдения показывают, что при замерзании градин замерзшая часть электризуется положительно

Заряды облаков. Электрические заряды элементов облака сильно искажают «нормальное» электрическое поле атмосферы. Резкие изменения этих объемных зарядов (особенно в грозовых облаках) сказываются на изменении электрического поля у земной поверхности. В разных частях облака объемные заряды обычно имеют разные знаки (рис. 1.5.4.).

Рис. 1.5.4. Распределение зарядов в облаке.

 

В верхней части грозового облака выше изотермы —10°, (где влага в виде ледяных кристаллов) происходит электризация мелких ледяных кристаллов, они приобретают положительный заряд. Более крупные кристаллы опускаются вниз, приобретая в средней части облака отрицательный заряд; при температуре выше 0° в нижней части облака они тают, под влиянием восходящих токов могут разрушаться и приобретать положительный заряд.

В грозовом облаке создаются мощные электрические поля, напряженность которых достигает нескольких сотен киловольт на метр. Это приводит к тому, что между отдельными его частями, а также между облаком и Землей, возникают искровые разряды в виде молнии, имеющей самые различные формы: линейную, ленточную, ракетообразну'⁰' шаровую.

Наиболее часто наблюдаются линейные молнии. Средняя их длина между облаком и Землей составляет 2—3 км, а внутри облака 15—20 км. Диаметр канала линейных молний в среднем 16—20 см, иногда он достигает 40 см, сила тока — сотен килоампер, длительность молнии не более 1,5 сек., мгновенная мощность измеряется миллионами киловатт. Температура стенок газового канала, по которому происходит разряд, мгновенно повышается до значений порядка 15-20 10³ К. Внутри канала происходит разложение молекул воды на составные части с образованием гремучего газа. «Взрывы» канала вызывают ударные волны, называемые громом. Скорость распространения грома в первые доли секунды превышает 1000 м/сек, затем ударная волна вырождается в звуковую. Раскаты грома объясняются тем, что звук приходит от взрывов в разных частях канала и его разветвлений, а также отражением звука от облаков, атмосферных фронтов и др.

Иногда наблюдаются плоские молнии, когда разряд охватывает значительную часть облаков, шаровые — в виде шара или груши диаметром у земли «не более 20 см.

При разряде обычно молния сначала движется зигзагообразно, а затем по мере приближения к земле выпрямляется. Молния, с одной стороны, стремится к более возвышенным точкам земной поверхности, а с другой, к тем местам, где земная кора обладает большей электропроводностью. Поэтому не обязательно молния попадает только в возвышенные точки; она может ударить и в низины.

Обычно грозы в средних широтах на морском побережье наблюдаются только летом, а в океанах и зимой. Особенно много гроз в тропической и субтропической зонах бывает в сезон дождей. В умеренной зоне грозы чаще всего развиваются во второй половине дня (15—18 ч), реже утром и ночью.

Атмосферики. Под этим термином понимают помехи радиоприему в виде щелчков, шорохов и т. п., возникающие вследствие излучения электромагнитной энергии при грозовых разрядах. Они могут оказывать влияние на радиоприем в местах, находящихся за несколько тысяч километров от очага образования.

Пеленгуя очаг помех, мы можем составить суждение об атмосферных процессах на больших расстояниях, что особенно важно для океанов, где сеть метеорологических станций очень редка.

Огни Эльма. Когда напряженность электрического поля в атмосфере достигает больших значений, то в грозу (или перед грозой) наблюдаются светящиеся разряды на остриях и острых углах предметов, возвышающихся над земной поверхностью. Такое явление получило название огней Эльма.

Это явление чаще всего наблюдается на острых скалах, на выступающих вверх концах башен, на мачтах кораблей и изредка на животных и человеке. Оно может продолжаться несколько часов. Обычно эти разряды сопровождаются характерным шипением и потрескиванием. В горах это явление преобладает в летнее время, хотя может наблюдаться и в другие сезоны; в низинах же оно бывает зимой во время снежных бурь.

Огни Эльма представляют собой так называемые тихие, или коронные, разряды. Над острыми предметами линии равного электрического потенциала сгущаются, т. е. напряженность электрического поля сильно повышается, она может достигать здесь критической величины 30 000 в/см, что при нормальных атмосферных условиях достаточно Для электрического пробоя воздуха. В этом случае электроны, образовавшиеся около острия в результате нормальной ионизации, разгоняются электрическим полем до таких скоростей, что, размножаясь лавинообразно, вызывают вторичную ионизацию, что и сопровождается течением. Форма свечения имеет вид короны.

В зависимости от заряда электрода (острия) размеры короны различны: при положительном заряде они больше и цвет свечения фиолетовый, при отрицательном — меньше и корона светится голубоватым цветом.

 

Вопросы для самопроверки

1. От чего зависит дальность видимости? Что такое метеорологическая дальность видимости?

2. Как определяется видимость при плавании вблизи берегов и в открытом море (днем и ночью)?

3. Что такое астрономическая и земная рефракция?

4. Какие явления связаны с преломлением, отражением, рассеянием и дифракцией солнечных и лунных лучей?

5. Чем объясняется мерцание звезд, дрожание горизонта и удаленных огней?

6. С какими облаками связаны явления гало? Что представляют собой венцы и при каких условиях они возникают?

7. Какое значение имеют наблюдения над различными оптическими явлениями в атмосфере?

8. Что такое «огни Эльма»?

К оглавлению.