Оптические и электрические явления в атмосфере

Таким образом, и при разряде  молнии ток в месте удара будет  равен σv только при сопротивлении заземления, равном нулю. При сопротивлениях заземления, отличных от нуля, ток в месте удара уменьшается. Количественно определить это уменьшение довольно трудно, так как волновое сопротивление канала молнии можно оценить лишь грубо приближенно. Имеются основания предполагать, что волновое сопротивление канала молнии уменьшается при увеличении тока, причем среднее значение примерно равно 200 – 300 Ом. В таком случае при изменении сопротивления заземления объекта от 0 до 30 Ом ток в объекте изменяется всего на 10%. Такие объекты в дальнейшем мы будем называть хорошо заземленными и считать, что через них проходит полный ток молнии i_M = σ v.

Молнии с большими токами возникают крайне редко. Так, молнии с токами 200 кА возникают в 0,7… 1,0% случаев от общего числа наблюдавшихся  разрядов. Число случаев ударов молний с величиной тока 20 кА составляет порядка 50%. Поэтому принято значения амплитуд токов молний представлять в виде кривых вероятностей (функций  распределения), для которых по оси  ординат откладывается вероятность  появления токов молнии с максимальным значением.

Основной количественной характеристикой молнии является ток, протекающий через пораженный объект, который характеризуется максимальным значением i_M, средней крутизной фронта и длительностью импульса t_и, которая равна времени уменьшения тока до половины максимального значения.

Для горных местностей ординаты кривой уменьшаются в 2 раза, так  как при малых расстояниях  от земли до облаков молния возникает  при меньшей плотности зарядов  в скоплениях, т.е. вероятность больших  токов уменьшается.

Длительность импульса тока молнии в основном определяется временем распространения обратного разряда  от земли до облака и в связи  с этим изменяется в относительно узких пределах от 20 до 80–100 мкс. Средняя длительность импульса тока молнии близка к 50 мкс.

Заряд, переносимый молнией, колеблется в процессе разряда в  пределах от долей кулона до нескольких десятков кулон. Средний заряд, опускаемый в землю многократной молнией, равен 15 – 25 Кл. Учитывая, что в среднем  разряд молнии содержит три компоненты, следовательно, во время одной компоненты в землю переносится около 5 – 8 Кл. Из них в канал лидера стекает  около 60% всего данного скопления  зарядов, что составляет 3 – 5 Кл. Удар молнии в равнинные участки поверхности  земли несет заряд 10 – 50 Кл (в среднем 25 Кл), при ударах молнии в горах  – заряд 30 – 100 Кл (в среднем 60 Кл), при разрядах в телевизионные  башни заряд достигает 160 Кл. При  разрядах молнии в землю в подавляющем  большинстве (85 – 90%) в землю переносится  отрицательный заряд.

Заряд, стекающий в землю  во время многократной молнии, изменяется в пределах от долей кулона до 100 Кл и более. Среднее значение этого  заряда близко к 20 Кл.

Распространенность

Интенсивность грозовой деятельности в различных климатических районах  различается очень сильно. Как  правило, количество гроз в течение  года минимально в северных районах  и постепенно увеличивается к  югу, где повышенная влажность воздуха  и высокая температура способствуют образованию грозовых облаков. Однако эта тенденция соблюдается не всегда. Существуют очаги грозовой деятельности и в средних широтах (например, в районе Киева), где создаются  благоприятные условия для формирования местных гроз.

Интенсивность грозовой деятельности принято характеризовать числом грозовых дней в году или общей  годовой продолжительностью гроз в  часах. Последняя характеристика более  правильна, так как число ударов молнии в землю зависит не от числа  гроз, а от их общей продолжительности.

Число грозовых дней или  часов в году определяется на основании  многолетних наблюдений метеорологических  станций, обобщение которых позволяет  составить карты грозовой деятельности, на которые наносятся линии равной продолжительности гроз – изокеранические линии. Средняя продолжительность гроз за один грозовой день для территории европейской части России и Украины 1,5–2 ч. 

Рисунок 9. Пример карты среднегодовой  продолжительности гроз

По имеющимся данным, в  районах с числом грозовых часов  в году π = 30 на 1 км² поверхности земли в среднем поражается 1 раз в 2 года, т.е. среднее число разрядов молнии в 1 км² поверхности земли за 1 грозовой час равно 0,067. Эти данные, позволяющие оценить частоту поражения молнией различных объектов.

2.8. Радуга

В религиозных представлениях народов древности радуге приписывалась  роль моста между землей и небом. В греко-римской мифологии известна даже особая богиня радуги – Ирида. Греческие ученые Анаксимен и  Анаксагор считали, что радуга возникает  за счет отражения Солнца в темном облаке. Аристотель изложил представления  о радуге в специальном разделе  своей «Метеорологии». Он считал, что  радуга возникает благодаря отражению  света, но не просто от всего облака, а от его капель.

В 1637 году знаменитый французский  философ и ученый Декарт дал математическую теорию радуги, основанную на преломлении  света. Впоследствии эта теория была дополнена Ньютоном на основании  его опытов по разложению света на цвета с помощью призмы. Дополненная Ньютоном теория Декарта не могла объяснить одновременного существования нескольких радуг, различной их ширины, обязательного отсутствия в цветных полосах некоторых цветов, влияния размеров капель облака на внешний вид явления. Точную теорию радуги на основе представлений о дифракции света дал в 1836 году английский астроном Д. Эри. Рассматривая пелену дождя как пространственную структуру, обеспечивающую возникновение дифракции, Эри объяснил все особенности радуги. Его теория полностью сохранила свое значение и для нашего времени.

Радуга – это оптическое явление, возникающее в атмосфере  и имеющее вид разноцветной дуги на небесном своде. Наблюдается она  в тех случаях, когда солнечные  лучи освещают завесу дождя, расположенную  на противоположной Солнцу стороне  неба. Центр дуги радуги находится  в направлении прямой, проходящей через солнечный диск (хотя бы и  скрытый от наблюдения тучами) и  глаз наблюдателя, т.е. в точке, противоположной  Солнцу. Дуга радуги представляет собой  часть круга, описанного вокруг этой точки радиусом в 42°30' (в угловом  измерении).

Наблюдатель иногда может  одновременно увидеть несколько  радуг – главную, побочную и вторичные. Главная радуга представляет собой цветную дугу на каплях удаляющейся дождевой пелены и возникает она всегда со стороны неба, противоположной Солнцу. При Солнце на горизонте высота верхнего края главной радуги составляет в угловой мере 42°30'. При подъеме Солнца над горизонтом видимая часть радуги понижается. Когда Солнце достигает высоты 42°30', для наблюдателя на земной поверхности радуга будет не видна, однако если в момент ее исчезновения подняться на башню или мачту корабля, то радугу можно увидеть снова.

При наблюдении с высокой  горы или с самолета радуга может  иметь вид полной окружности. Еще  Аристотель математически доказал, что Солнце, местонахождение наблюдателя  и центр радуги находятся на одной  прямой. Поэтому чем выше над горизонтом поднимается Солнце, тем ниже опускается центр радуги. В пересеченной местности  радугу можно наблюдать и на фоне ландшафта.

Интересно расположение цветов в радуге. Оно всегда постоянно. Красный цвет главной радуги расположен на ее верхнем крае, фиолетовый – на нижнем. Между этими крайними цветами следуют друг за другом остальные цвета в такой же последовательности, как в солнечном спектре. В принципе в радуге никогда не бывают представлены все цвета спектра. Чаще всего в ней отсутствуют или слабо выражены синий, темно-синий и насыщенный чисто красный цвета. С увеличением размеров капель дождя происходит сужение цветных полос радуги, сами же цвета становятся более насыщенными. Преобладание в явлении зеленых тонов обычно указывает на последующий переход к хорошей погоде. Общая картина цветов радуги имеет размытый характер, так как образуется она протяженным источником света.

Над главной радугой располагается  побочная с чередованием цветов, обратным главной. Угловая высота верхнего края побочной радуги составляет 53°32'. Кроме того, со стороны фиолетового конца главной радуги иногда можно наблюдать радуги вторичные, преимущественной их окраской является зеленая и розовая. В редких случаях вторичные радуги отмечаются и со стороны фиолетового края побочной радуги. Вторичные радуги более широки в высоких слоях дождевой пелены, где капли дождя имеют меньшие размеры.

При искусственном воспроизведении  явления в лаборатории удавалось  получать до 19 радуг. Над водоемом могут  наблюдаться дополнительные радуги, расположенные друг относительно друга  неконцентрично. Для одной из них источником света является Солнце, для другой – его отражение от водной поверхности. В этих условиях могут встречаться и радуги, расположенные «вверх ногами».

Ночью при лунном освещении  и туманной погоде в горах и  на берегах морей можно наблюдать  белую радугу. Такой тип радуги может возникать и при воздействии  солнечного света на туман. Она имеет  вид блестящей белой дуги, с  внешней стороны окрашенной в желтоватый и оранжево-красный цвета, а изнутри – в сине-фиолетовый.

Если радуга образована действием  лунного света на капли дождя, то она выглядит белой. В некоторых  случаях она кажется белой  только вследствие малой интенсивности  света. Такого типа радуга при укрупнении капель дождя может перейти в  цветную. Наоборот, цветная радуга может  потерять окраску, если дождь превратится  в мелкокапельный туман. Как правило, при наличии мелких капель окраска  радуги выражена слабо.

Радуга наблюдается не только на пелене дождя. В меньших  масштабах ее можно увидеть на каплях воды у водопадов, фонтанов и  в морском прибое. При этом в  качестве источника света могут  служить не только Солнце и Луна, но и прожектор.

Строение радуги.

Радуга может рассматриваться  как гигантское колесо, которое как  на ось надето на воображаемую прямую линию, проходящую через Солнце и наблюдателя.  

На рисунке эта прямая обозначена как прямая OO1; O — наблюдатель, ОСD — плоскость земной поверхности, ÐAOO1 = j — угловая высота Солнца над горизонтом. Чтобы найти tg(j), достаточно разделить рост наблюдателя на длину отбрасываемой им тени. Точка O1 называется противосолнечной точкой, она находится ниже линии горизонта СD. Из рисунка видно, что радуга представляет собой окружность основания конуса, ось которого есть ОO1; j - угол, составляемый осью конуса с любой из его образующих (угол раствора конуса). Разумеется, наблюдатель видит не всю указанную окружность, а только ту часть ее (на рисунке участок СВD), которая находится над линией горизонта. Заметим, что ÐАОВ = Ф есть угол, под которым наблюдатель видит вершину радуги, а ÐАОD = a — угол, под которым наблюдатель видит каждое из оснований радуги. Очевидно, что

Ф + j = g (2.1).

Таким образом, положение  радуги по отношению к окружающему  ландшафту зависит от положения  наблюдателя по отношению к Солнцу, а угловые размеры радуги определяются высотой Солнца над горизонтом. Наблюдатель  есть вершина конуса, ось которого направлена по линии, соединяющей наблюдателя  с Солнцем. Радуга есть находящаяся  над линией горизонта часть окружности основания этого конуса. При передвижениях  наблюдателя указанный конус, а  значит, и радуга, соответствующим  образом перемещаются.

Здесь необходимо сделать  два пояснения. Во-первых, когда мы говорим о прямой линии, соединяющей  наблюдателя с Солнцем, то имеем  в виду не истинное, а наблюдаемое  направление на Солнце. Оно отличается от истинного на угол рефракции. 

Во-вторых, когда мы говорим  о радуге над линией горизонта, то имеем в виду относительно далекую  радугу — когда завеса дождя удалена  от нас на несколько километров. 

Можно наблюдать также  и близкую радугу, на пример, радугу, возникающую на фоне большого фонтана. В этом случае концы радуги как  бы уходят в землю. Степень удаленности  радуги от наблюдателя не влияет, очевидно, на ее угловые размеры. Из (2.1) следует, что Ф = g - j.

Для основной радуги угол у  равен примерно 42° (для желтого  участка радуги) а для вторичной  этот угол составляет 52°. Отсюда ясно, почему земной наблюдатель не может  любоваться основной радугой, если высота Солнца над горизонтом превышает 42°, и не увидит вторичную радугу при  высоте Солнца, превышающей 52°.

Образование радуги.

Основная радуга образуется за счёт отражения света в каплях воды. А побочная радуга образуется в результате двукратного отражения  света внутри каждой капли. В этом случае лучи света выходят из капли  под другими углами, чем те, которые  дают основную радугу, и цвета в  побочной радуге располагаются в  обратной последовательности.

Ход лучей в капле воды: а - при одном отражении, б - при двух отражениях 

А)                                                              Б)

Можно рассмотреть простейший случай: пусть на капли, имеющих форму  шара, падает пучок параллельных солнечных  лучей. Луч, падающий на поверхность капли, преломляется внутри нее по закону преломления:

n1 sin α=n2 sin β

где n1=1, n2=1,33 - соответственно показатели преломления воздуха и воды, α - угол падения, а β- угол преломления света.

Внутри капли идет по прямой. Затем происходит частичное преломление луча и частичное его отражение. Надо заметить, что, чем меньше угол падения, тем меньше интенсивность отраженного луча и тем больше интенсивность преломленного луча. Луч после отражения попадает в другую точку, где также происходит частичное отражение и частичное преломление света. Преломленный луч выходит из капли под некоторым углом, а отраженный может пройти дальше и т. д. Таким образом, луч света в капле претерпевает многократное отражение и преломление. При каждом отражении некоторая часть лучей света выходит наружу и интенсивность их внутри капли уменьшается. Наиболее интенсивным из выходящих в воздух лучей является луч, первым вышедший из капли. Но наблюдать его трудно, так как он теряется на фоне ярких прямых солнечных лучей.