физика грозовых облаков

Рис. 1. Схематическая картина широкого атмосферного ливня (ШАЛ), образуемого в грозовом облаке высокоэнергичной частицей космических лучей: Н – высота в атмосфере в км; L – горизонтальная протяженность облака в км; 1 – граница грозового облака; 2, 3 – области расположения избыточных положительных и отрицательных электрических зарядов в облаке (пунктирная линия – граница раздела зарядов); 4 – поверхность Земли; 5 – широкий атмосферный ливень; Хmax – высота нахождения максимального числа частиц ливня, которые показаны точками; прямая А – трек высокоэнергичной космической частицы с ε >1014 эВ; В – точка взаимодействия первичной частицы А с ядром атома воздуха; идущая вниз после точки В прямая изображает ствол ливня – треки высокоэнергичных вторичных частиц; большинство частиц ШАЛ соединено своими проводящими каналами с треком частицы А.

высокой электропроводностью, и по ним проходит внутриоблачный разряд.

Каждый разряд компенсирует электрическое поле внутри облака в объеме ШАЛ, по следам которого он проходит. В процессе разряда напряженность поля уменьшается от значения Е ≈ (2÷3) кВ/см до значения Е ≈ (10÷20) В/см [38]. При такой низкой напряженности поля Е происходит гашение разряда.

Следует особо отметить, что внутриоблачные разряды уничтожают лишь сильное электрическое поле в облаке, но они не могут уничтожить основную часть находящегося на каплях заряда облака. Это обусловлено тем, что заряд облака является объемным, т.е. он примерно равномерно распределен по объему облака, а заряд, переносимый внутриоблачным разрядом, является линейным, т.к. он сосредоточен лишь в разрядных каналах. Во время молниевого разряда в ту часть облака, где находится положительный заряд, нагнетается такой же величины отрицательный заряд. Т.к. этот заряд сосредоточен в линейных каналах молний, то его рекомбинация с объемным зарядом облака происходит в течение определенного промежутка времени.

11

J_

						______________
								9
						+ + + + + +
						+ + + + + +
						+ + + + + +
			+ + + + +			_	+ + + +
			+ 6 + + + +			_ _ _ _ _ _			+ + 5 + + +
						_ _ _ _ _
			_ _ _ _ _ _			_ _5 _ _ _ _			+ + + + + +
		1	_ _ _ _ 4	_	1	_ _ _ _ _		2
						_ _ _ _ _ _			+ + + + + + +
			_ _ _ _ _	2			3		+ + + + + +
			3						+ + + + + +
_		+_			_+ _		7		+ + + +
							+ +	б	8	в
+	+			a
					+ _	+	+ 10

Рис. 2. Стадия зарождения (а), зрелости (б) и распада (в) грозового облака: 1 – область теплого фронта; 2 – область холодного фронта; 3 – восходящие потоки влажного ионизованного воздуха; 4 и 5 – области максимумов частиц широких атмосферных ливней (ШАЛ), рождаемых космическими частицами с энергиями ε ≥ 1014 эВ и ε ≥ 1015 эВ, соответственно; 6 – внутриоблачный молниевый разряд; 7, 8 – нисходящая и восходящая молнии; J – ток отрицательных ионов, текущий из ионосферы к вершине облака; 9 – экранирующий слой отрицательных ионов; 10 – положительный заряд у основания облака.

Частота появления внутриоблачных разрядов определяется, в основном, скоростью нарастания электрического поля в облаке и практически не зависит от частоты появления ШАЛ. В облаке с основанием 13 км2 интенсивность ШАЛ с ε > 1014 эВ равна 1300 с−1 [36].

С момента появления внутриоблачных разрядов само облако начинает генерировать электрические заряды. Количество электронионных пар, рождаемых в следах одного ШАЛ электронными лавинами, не менее чем 1012 7 108 = 7 1020 пар ионов, а образуемые ими заряды противоположных знаков, составляют величину не менее Q ≈ 7 1020 1.6 10−19 Кл ≈ 110 Кл каждый. Большая часть этих пар рекомбинирует в различных процессах. Оставшаяся часть, прилипая к незаряженным аэрозольным частицам, образует новые заряженные ядра конденсации противоположных знаков, которые вместе с поступающими из приземного слоя заряженными аэрозольными частицами участвуют в вышеизложенном процессе разделения зарядов.

Процесс генерации зарядов внутриоблачными разрядами приводит, в основном, к увеличению частоты этих разрядов, а также к существенному увеличению находящихся в облаке объемных зарядов противоположных знаков. Благодаря внутриоблачным разрядам в облаке возрастают концентрации заряженных ядер конденсации, и соответственно, возрастает концентрация образующихся на этих ядрах капель. Рост облака

12

усиливается благодаря наличию в нем сильного электрического поля, которое способствует ускорению процесса коагуляции капель [39]. Выделение в процессе конденсации скрытой теплоты усиливает восходящие потоки и, соответственно, электрическую активность и влагосодержание в зарождающемся облаке.

6.Развитие грозового облака

Стечением времени образовавшийся в облаке электрический диполь

сотрицательным объемным зарядом внизу и положительным наверху становится несимметричным по следующей причине. Под действием электрических зарядов диполя к вершине облака из атмосферы течет ток легких отрицательных ионов, а к основанию облака – ток положительных ионов (см. рис. 2б). Кроме того, из облака вверх в атмосферу уходят положительные заряды, на которых не сконденсировался пар. Ток отрицательных ионов, текущий сверху к вершине облака, более чем на порядок превышает ток положительных ионов, текущих снизу к его основанию. Это обусловлено тем, что подвижности и концентрации ионов

увершины облака значительно выше, чем у его основания. Как показали самолетные и аэростатные измерения, средняя величина полного тока J,

текущего над вершиной облака, 1 А [11, 12]. Ток отрицательных ионов, текущий к вершине, составляет примерно половину этой величины. Этим током отрицательных ионов частично компенсируется объемный положительный заряд облака. При этом у вершины образуется небольшой по толщине отрицательно заряженный экранирующий слой (см. рис. 2б). В результате компенсации положительного объемного заряда электрический диполь облака становится несимметричным с преобладанием в нижней части облака отрицательного заряда. Это приводит к увеличению электрического поля в промежутке облако - поверхность Земли и появлению нисходящих молний, переносящих из облака на поверхность Земли отрицательные заряды.

С момента появления нисходящих молний облако находится в стадии зрелости, которая продолжается (20 – 30) мин. В этой стадии, благодаря большому количеству молний, скорость конденсации пара усиливается до своих максимальных значений, а благодаря выделению при этом скрытой теплоты, до своих максимальных значений усиливается скорость восходящих потоков, электрическая активность и влагосодержание облака. Нисходящие молнии проходят преимущественно по ионизованным следам ШАЛ, частицы которых достигают поверхности Земли. Такие ливни рождаются космическими лучами сверхвысоких энергий с ε ≥ 1015 эВ. Частота появления нисходящих молний в основном определяется скоростью нарастания электрического поля в облаке, которая тем выше, чем больше ток отрицательных ионов J −, текущий к вершине облака. Она практически не зависит от скорости появления ШАЛ с ε ≥ 1015 эВ, которая является достаточно высокой (см. выше), и в облаке с основанием 13 км2 частота молниевых разрядов составляет около 30 разрядов/с [36].

13

Как правило, нисходящая молния состоит из нескольких разрядов. Первый разряд проходит по следам большого ШАЛ, рождаемого частицей с ε ≥ 1015 эВ. Остальные разряды проходят по неостывшему каналу первого разряда при подключении к нему проводящих каналов других малых ШАЛ, рождаемых частицами с меньшими энергиями. Обычно по следам таких ШАЛ проходят внутриоблачные разряды. В связи с тем, что геометрические размеры большого ШАЛ превосходят размеры малого ШАЛ, то, соответственно, и величина заряда, сбрасываемого на поверхность Земли во время первого разряда, больше, чем в последующих разрядах. При среднем радиусе ШАЛ, образованного частицей с ε ≥ 1014 эВ, равном R14 ≈ 200 м, и среднем радиусе ШАЛ, образованного частицей с ε ≥ 1015 эВ, равном R15 ≈ 300 м, большинство нисходящих молний должно состоять из N ≈ 2π(R15 + R14)/2R14 ≈ 8 разрядов. Каждый из этих разрядов будет снимать избыточный заряд из области, непосредственно охватываемой большим ШАЛ (ε ≥ 1015 эВ). Временной интервал между

молниевыми разрядами в большинстве случаев должен быть не менее, чем

Т=1/{Ф14 π[(R15 + 2R14)2 - R215]} ≈ 10−2 c, где Ф14 = 100 км−2 с−1 –

интенсивность ШАЛ, образованных частицами с ε ≥ 1014 эВ [36]. Из наблюдений известно, что каждая нисходящая молния переносит на поверхность земли отрицательный заряд величиной Q 10 Кл. Если при этом средний ток отрицательных ионов, текущих к вершине облака, равен J − ≈ 0.5 А, то нисходящие молнии должны появляться через время t = Q/J ≈ 20 сек, что и наблюдается в действительности [21]. Каждая нисходящая молния снимает избыточный заряд из объема облака V = π(R15 + 2R14)2 h = 3.14 (0.3 + 0.4)2 1 ≈ 1.5 км3. Поэтому плотность избыточного заряда, находящегося в облаке, составляет ρ = Q/(Ve) = 10 Кл /(1.6 10−19 Кл 1.5 1015 см3) ≈ 4 104 см−3, что подтверждается наблюдениями [10].

7.Распад грозового облака

Стечением времени в грозовом облаке происходит непрерывный рост как незамерзших, так и замерзших капель в результате процессов конденсации и сублимации водяного пара, а также процесса коагуляции. При этом капли тяжелеют и под действием силы тяжести начинают падать вниз, что приводит к появлению осадков и распаду облака.

В процессе оседания облака вместе с осадками из его нижней части уходит объемный отрицательный заряд, а на его место сверху приходит находящийся на гидрометеорах положительный заряд (см. рис. 2в). В результате между облаком и землей изменяется направление электрического поля [6]. Это приводит к появлению восходящих молний, которые переносят отрицательный заряд с поверхности Земли в облако. Так же как и нисходящие молнии, они проходят по ионизованным следам

ШАЛ, образуемым частицами с энергиями ε ≥ 1015 эВ.

При выпадении осадков восходящие потоки влажного воздуха в облаке сильно ослабевают, а вместе с этим ослабевают и процессы генерации и разделения новых электрических зарядов. По этой причине восходящие молнии ликвидируют главным образом часть того

14

положительного объемного заряда, который ранее образовался в верхней части облака. Оставшаяся в облаке часть заряда выпадает на поверхность Земли вместе с осадками или рассеивается в атмосфере. В связи с тем, что положительный электрический заряд, находящийся в верхней части облака, невелик, то количество восходящих молний, образуемых в грозовом облаке, во много раз меньше, чем нисходящих. Как известно из наблюдений, они составляют 10 % от общего числа разрядов между облаком и Землей [21].

8. Грозовое облако - мощный электрический генератор

Грозовое облако, в отличие от обычного кучево-дождевого облака, является электрическим генератором. Ток, текущий через облако средних размеров, равен 1 А [11, 12], напряжение между его вершиной и основанием составляет (108 ÷ 109) В, а электрическая мощность равна (100 ÷ 1000) МВт [39]. По своей мощности грозовое облако сравнимо с самыми мощными гидрогенераторами (так на Братской ГЭС были установлены гидрогенераторы мощностью 225 МВт, на Красноярской - 508 МВт, на Саяно-Шушенской ГЭС - 640 МВт) [40].

Электрический генератор грозового облака работает благодаря протеканию в облаке двух процессов - процесса образования разноименных электрических зарядов и процесса их макромасштабного пространственного разделения.

В стадии зрелости облака образование разноименных зарядов происходит в основном в сильно разветвленных и сильно ионизованных следах молниевых разрядов. Разноименные заряды, необходимые для образования грозового облака и появления первых молний, присутствуют в восходящем потоке теплого влажного воздуха, поступающего в облако. Их образуют радиоактивные газы и космические лучи, ионизующие воздух. Как показано в [41], в процессе одного молниевого разряда в воздухе образуются отрицательно заряженные электроны с общим зарядом >> 100 Кл и положительно заряженные ионы с таким же общим зарядом. При средней электрической активности облака ~ 10 молний/мин скорость образования разноименных зарядов >> 20 Кл/с и превышает более чем в 20 раз величину тока, текущего через облако.

Макромасштабное пространственное разделение зарядов происходит благодаря наличию в облаке сильных восходящих потоков, скорости которых достигают (20 ÷ 30) м/с и более [18]. При этом разноименные заряды разделяются по высоте на несколько километров.

Главным источником энергии, питающим электрический генератор грозового облака, является водяной пар - носитель скрытой теплоты. Количество сконденсированного пара в грозовом облаке средних размеров равно 2 105 тонн [18]. В процессе его конденсации в атмосферу выделяется скрытая теплота 5 1014 Дж. Конденсация пара происходит, в основном, во время электрической активности облака, которое составляет30 минут. Поэтому скорость выделения скрытой теплоты в облаке составляет 2 1011 Дж/с. Как было показано выше, электрическая

15

мощность грозового облака равна (108 ÷ 109) Вт. Отсюда следует, что к.п.д. грозового электрического генератора значительно меньше 0.5 %.

9.Грозовое облако - мощный воздушный насос

Угрозового облака вертикальная протяженность и влагосодержание всегда больше, чем у обычного (негрозового) кучево-дождевого облака. Это значит, что в грозовом облаке присутствуют более сильные восходящие потоки воздуха, забрасывающие влагу на большую высоту.

Как было показано выше, главной отличительной особенностью грозового облака от любого негрозового является наличие в нем молний. Поэтому усиление восходящих потоков в грозовом облаке должно быть прямо или косвенно связано с молниями.

Молнии являются главным ионизатором воздуха в грозовом облаке. Благодаря им, внутри грозового облака образуются большие количества ионов, которые прилипают к аэрозольным частицам. Заряженные аэрозольные частицы служат активными ядрами конденсации пара. Благодаря молниям, грозовое облако является генератором активных ядер конденсации пара. По указанной причине в грозовом облаке значительно больше активных ядер и поэтому быстрее протекает процесс конденсации водяного пара. Из-за этого в нем увеличена скорость выделения скрытой теплоты и усилены восходящие потоки воздуха. В результате, грозовое облако, как воздушный насос, нагнетает влажный воздух из приземного слоя атмосферы на значительно бóльшую высоту, чем обычное кучеводождевое облако. Как известно из наблюдений, максимальная высота

грозовых облаков может достигать ~ 20 км [14].

Главным источником энергии, которая необходима для нагнетания влажного воздуха на большую высоту и образования грозового облака, является водяной пар - носитель скрытой теплоты. Чтобы образовалось среднее грозовое облако с влагосодержанием 2 105 тонн и с центром тяжести, находящемся на высоте 4 км, необходимо, чтобы из приземного слоя на эту высоту была поднята масса влажного воздуха 107 тонн. При этом затраты энергии на преодоление силы тяжести должны составить 4 1014 Дж. В процессе образования такого облака при конденсации пара в атмосферу должно выделиться 5 1014 Дж энергии (скрытой теплоты). Именно эта энергия расходуется на образование грозового облака.

Геометрическая форма вершины облака во многом определяется максимальной высотой, на которую грозовое облако нагнетает влажный воздух. В тех случаях, когда в верхней тропосфере влажный воздух достигает слоя, где присутствует достаточно сильный горизонтальный ветер, верхняя часть грозового облака вытягивается в соответствии с направлением ветра и имеет форму наковальни.

10.Основные особенности изложенного механизма

Воснову изложенного механизма положены два основных исходных положения. Во-первых, конденсация влаги на отрицательно заряженных ядрах начинается при меньших пересыщениях пара, чем на положительно

16

заряженных. Во-вторых, молниевые разряды в грозовых облаках инициируются галактическими космическими частицами сверхвысоких энергий (с ε ≥ 1014 эВ), которые образуют в облаке широкие атмосферные ливни.

Изложенный механизм объясняет происхождение разноименных зарядов в облаке, макромасштабное пространственное разделение этих зарядов по высоте, появление молний и их основные электрические параметры. По сравнению с другими известными механизмами он обладает следующими отличительными особенностями:

-Необходимые для образования грозового облака и появления первых внутриоблачных молний разноименные заряды создаются космическими лучами и находящимися в воздухе и почве радиоактивными элементами. Основная же часть разноименных зарядов грозового облака образуется в сильно разветвленных и сильно ионизованных каналах молний.

-Макромасштабное пространственное разделение разноименных зарядов происходит благодаря наличию восходящих потоков

влажного ионизованного воздуха и гравитационных сил при преимущественной конденсации пара на отрицательно заряженных ядрах. По этой причине изложенный механизм занимает промежуточное положение между известными механизмами «конвективных движений» и «гравитационного оседания».

-Молниевые разряды инициируются космическими частицами сверхвысоких энергий (с ε > 1014 эВ), которые образуют широкие атмосферные ливни. Благодаря этим ливням молниевые каналы сильно разветвлены внутри облака.

-Источником энергии, питающим грозовое облако, является водяной пар, при конденсации которого в атмосферу выделяется скрытая теплота.

11. Наблюдения за грозовой активностью

Наблюдения за грозовыми облаками проводятся во всех частотных диапазонах электромагнитных волн, начиная от ультранизких частот (УНЧ) с полосой (3 ÷ 30) Гц и кончая диапазоном рентгеновских и γ- излучений. Их проводят как внутри облака, так вне его. Для этой цели используются разнообразные наземные технические средства, а также приборы, поднимаемые в атмосферу на летательных аппаратах, баллонах и ракетах. Кроме того, наблюдения за грозовыми облаками ведутся со спутников. Именно со спутников в последние годы были получены наиболее интересные результаты.

В период с сентября 1995 г. по август 1996 г. (минимум солнечной активности) наблюдения за грозами в диапазоне географических широт от 75° N до 75° S проводились со спутника "MicroLab-1", на котором для этой цели был установлен оптический детектор. Он регистрировал молнии как днем, так и ночью. В результате были получены данные, характеризующие как глобальную, так и локальную грозовую активность [13, 42].

17

В течение указанного периода времени были получены следующие данные, характеризующие глобальную грозовую активность. Средняя частота появления молний над всей поверхностью Земли в течение года была равна 37 молний/сек (другими авторами ранее были опубликованы данные от 60 до 100 молний/сек) [13]. При этом, 75 % всех молний наблюдались в диапазоне широт между 30° N и 30° S. Максимальная активность (54.4 молнии/сек) была в июне и минимальная (28.6 молний/сек) - в январе. В среднем в течение года 82 % молний наблюдались над континентами и 18 % над океанами. (В следующем пункте будет показано, почему над океанами грозовая активность ниже, чем над континентами). Проведенное со спутника картирование глобальной грозовой активности показало наличие трех грозовых очагов - Индонезийского, Африканского и Американского. В течение суток глобальная грозовая активность была минимальной в 4 часа и максимальной в интервале (14 ÷ 20) часов мирового времени. Форма этой зависимости достаточно хорошо совпадает с формой унитарной вариации напряженности электрического поля у поверхности Земли.

Оптический детектор спутника "MicroLab-1" работал с 1995 г. на высоте 740 км, а в ноябре 1997 г. спутником ТRIММ был выведен на орбиту другой регистратор молний, который летал на высоте 350 км. С его помощью также проводилось картирование глобальной грозовой активности. Оба прибора зарегистрировали одинаковые распределения гроз по поверхности земного шара [43].

С помощью указанных приборов были получены также зависимости молниевой активности от местного времени. Оба прибора показали, что максимум грозовой активности наблюдается примерно в 16 часов местного времени (LT). В это время имеют место наиболее интенсивные испарение влаги и восходящие потоки с поверхности Земли. Минимум грозовой активности наблюдается, примерно, в (8 ÷ 9) часов LT, когда атмосфера максимально охлаждена. Отношение максимального числа грозовых разрядов к минимальному равно 5 [44].

Полученные с помощью спутниковых оптических приборов данные несут в себе не только информацию о молниях, но и о других параметрах грозовых облаков. С их помощью в [18] была установлена линейная связь между средней частотой восходящих молний и водностью (вода + лед) грозового облака. Выше было показано, что восходящие молнии появляются на последней стадии развития облака, когда его водность максимальна. При изменении частоты появления молний от 0 до 20 молний/мин водность облака изменяется от 50 до 350 тыс. тонн. В этой же работе установлена линейная зависимость между скоростью восходящих потоков в грозовом облаке и частотой молний. При изменении частоты от 1 до 50 молний/мин скорость восходящих потоков в облаке возрастает с

7 м/с до 30 м/с.

Во Флориде в 1998 году с помощью установленного на Земле оптического прибора, аналогичного прибору спутника TRIMM, проводились наблюдения за внутриоблачными молниями и молниями

18

"облако-земля". Они показали, что в этом районе максимум молний "облако-земля" наблюдался на высоте (5 ÷ 6) км, а максимум внутриоблачных молний - на высоте (9 ÷ 10) км [45].

Указанные результаты наблюдений подтверждают правильность исходных положений вышеизложенного механизма образования грозовых облаков.

12. Грозовая активность над океанами

Наблюдения со спутников показали, что грозовая активность над океанами значительно ниже, чем над материками [13, 43]. В рамках обсуждаемого механизма образования грозовых облаков этот экспериментальный факт объясняется следующим образом. Как было показано выше, для работы этого механизма необходимо выполнение нескольких условий. Во-первых, для образования грозового облака необходимо наличие достаточно сильных восходящих потоков влажного ионизованного воздуха из приземного слоя атмосферы, во-вторых, наличие в воздухе достаточного количества аэрозольных частиц, выполняющих функции ядер конденсации, и в третьих, наличие ШАЛ.

Над океанами менее развиты термическая и динамическая конвекции, с которыми связано возникновение сильных восходящих потоков. Воздух над океанами ионизуется главным образом космическими лучами, а роль естественной радиоактивности в этом процессе незначительна. Поэтому в приземном слое воздух над океанами ионизован слабее, чем над материками. Концентрация аэрозольных частиц над океанами также в несколько раз ниже, чем над материками. Частота появления ШАЛ над океанами и континентами одинакова и не зависит от географической широты и времени.

Наибольшая электрическая активность грозовых облаков наблюдается тогда, когда появляются нисходящие молнии, каждая из которых переносит большой заряд (порядка десятка кулон) на поверхность Земли. Перенос больших зарядов возможен лишь в том случае, если время релаксации сбрасываемого заряда из облака на поверхность Земли достаточно мало. Морская вода обладает сравнительно высокой электропроводностью. Однако ее электропроводность ионная, а не электронная. Поэтому электрический заряд, сбрасываемый из облака в воду, не может быстро уйти из места удара молнии и своим полем препятствует развитию молниевой вспышки. В результате происходит ограничение тока в канале молнии и ограничение величины заряда, сбрасываемого в воду. Это одна из главных причин, из-за которой свечение молниевого канала ослаблено, и поэтому моряки обычно не видят нисходящих и восходящих молний над поверхностью воды.

13. Красные спрайты и голубые струи

Электрическое поле над положительно заряженным грозовым облаком в стадии его распада (см. рис. 2в) создается диполем, образованным положительным зарядом самого облака и отрицательным «изображением» этого заряда, которое находится под электропроводящей

19

поверхностью Земли на глубине, равной высоте облака. Во время восходящей молнии часть положительного заряда облака «стекает» в проводящий поверхностный слой Земли. На эту же величину уменьшаются заряды облака и его «изображения». Время релаксации заряда, «стекшего» в поверхностный слой Земли, является конечным. Как следует из измерений напряженности электрического поля под грозовыми облаками, это время лежит в пределах от единиц до сотни мс при среднем значении порядка 20 мс [46].

С момента появления восходящей молнии электрическое поле над облаком можно рассматривать как сумму полей симметричного диполя, создаваемого оставшимся в облаке положительным зарядом и отрицательным зарядом его «изображения», и поля от появившегося в поверхностном слое Земли нескомпенсированного положительного заряда. На больших высотах (в ионосфере) электрическое поле от нескомпенсированного положительного заряда является определяющим, потому что оно уменьшается с высотой h как h−2, в то время как поле от диполя уменьшается с высотой как h−3.

Из наблюдений известно, что восходящая молния может перенести из облака на поверхность Земли положительный заряд до 50 Кл. Такой заряд создает над облаком на высотах 22.5, 45 и 90 км (высоты выбраны для удобства оценочных расчетов) напряженности электрического поля Е, равные 9, 2.2 и 0.55 В/см, и электрические потенциалы φ, равные 20, 10 и 5 МВ, соответственно.

Под действием электрического поля Е из ионосферы к вершине облака движутся свободные электроны. При движении электроны накапливают энергию, а затем при столкновениях с молекулами (атомами) воздуха возбуждают или ионизуют их. Расчеты показывают, что на ионосферных высотах электроны между столкновениями с молекулами воздуха приобретают энергию, достаточную для возбуждения колебательных уровней молекул азота. При дезактивации этих возбужденных молекул излучаются фотоны преимущественно красного цвета. Это излучение, наблюдаемое в ионосфере во время гроз, получило название красных спрайтов [47]. Зарегистрированные красные спрайты «привязаны» к молниевым разрядам «Земля-облако».

Часть движущихся из ионосферы электронов может иметь минимальное число столкновений с молекулами (атомами) окружающего воздуха и проходить большие расстояния вплоть до верхней границы облака и при этом приобретать достаточно большую энергию. Такие электроны при столкновениях образуют фотоны всего видимого диапазона длин волн и коротковолновое излучение – вплоть до γ - квантов с энергиями в единицы МэВ. При этом в наблюдаемой светящейся струе между ионосферой и вершиной облака рассеянный свет обогащен коротковолновыми фотонами (в соответствии с законом Релея интенсивность рассеянного света обратно пропорциональна четвертой степени длины волны). Этим объясняется голубой свет светящихся струй, наблюдаемых над грозовыми облаками [48].

20