Грозовое облако – это огромное количество пара, часть которого сконденсировалась в виде мельчайших капелек или льдинок. Верх грозового облака может находиться на высоте 6–7 км, а низ – нависать над землей на высоте 0,5–1 км. Гроза состоит из множества «ячеек» (рис.1), тесно примыкающих друг к другу, но почти независимых. Под «ячейкой» подразумевается область (имеющая в горизонтальном направлении ограниченную протяженность), в которой происходят его основные процессы. Размер каждой ячейки порядка 5–10 км.

Механизмы накопления зарядов в грозовых облаках разнообразны и довольно сложны. Рассмотрим некоторые из них. Прежде всего, отметим, что уже в чистой безоблачной атмосфере присутствуют свободные заряды. Для возникновения молнии необходимы заряды 10–100 Кл. Такая величина заряда достигается в грозовом облаке. Упрощенно можно считать, что в грозовой туче верхняя часть заряжена положительно, а нижняя отрицательно. Земля при этом заряжена положительно, и в момент удара молнии электроны переносятся от нижней части тучи к поверхности земли. Вернемся к вопросу о накоплении и распределении заряда в туче. Представим крупную водяную каплю, падающую сквозь тучу. Электрическое поле Земля – ионосфера поляризует каплю так, что ее нижняя часть заряжена положительно, а верхняя отрицательно. Поэтому встретившиеся положительные ионы будут отталкиваться, а отрицательные притягиваться. Таким образом, в нижнюю часть тучу доставляется отрицательный заряд. В то же время отброшенные в сторону положительные ионы будут снесены к верхушке тучи восходящими потоками и увеличат ее положительный заряд. Существенную роль в электризации тучи играет образование в ее верхней части кристаллов льда, контактирующих с водяными каплями. За счет контактной разности потенциалов, возникающей между льдом и водой, как раз и происходит электризация тучи. Среди других механизмов накопления заряда – дробление больших капель на более мелкие, столкновение водяных капель с ледяными кристаллами, трение падающих капель о воздух.

Как известно, наверху воздух прохладнее. Солнце нагревает почву, а водяной пар в верхних слоях атмосферы излучает тепло вверх; поэтому на больших высотах воздух холодный, а внизу теплый. Конечно, если температура на разных высотах разная, то воздух термодинамически неустойчив. Предоставленный самому себе надолго, весь воздух примет одинаковую температуру. Но он не предоставлен самому себе; весь день светит солнце. Так что проблема касается не только термодинамического, но и механического равновесия. Пусть мы начертили, как на рисунке 1, кривую зависимости температуры воздуха от высоты. В обычных условиях получается убывание по кривой типа а; по мере подъема температура падает. Как же атмосфера может быть устойчивой? Почему бы теплому воздуху просто не подняться к холодному? Ответ состоит в том, что если бы воздух начал подниматься, то давление в нем упало бы, и, рассматривая определенную порцию поднимающегося воздуха, мы бы увидели, что она адиабатически расширяется. (Тепло не уходило бы из нее и не приходило бы, потому что из-за огромных размеров не хватило бы времени для больших передач тепла.) Итак, порция воздуха подъеме охладится. Такой адиабатический процесс привел к такой зависимости температура высота, как показано b на рисунке 1. Любой воздух, поднимающийся снизу, оказало холоднее, чем то место, куда он направляется. Так что теплому воздуху снизу нет резона идти вверх; если бы он всплыл бы и стал холоднее того воздуха, который уже там есть; он оказался бы тяжелее этого воздуха, который ему бы захотелось обратно вниз. В хороший, ясный денек, когда влажность невелика, устанавливается какая-то быстрота падения температуры с высотой, и эта быстрота, вообще говоря, ниже «максимально устойчивого перепада», представляемого кривой b. Воздух находится в устойчивом механическом равновесии.

Но, с другой стороны, если мы возьмем воздушную ячейку содержащую много водяных паров, то кривая ее адиабатического охлаждения будет совсем другой. При расширении и охлаждении этой ячейки водяной пар начнет конденсироваться а при конденсации выделяется тепло. Поэтому влажный воздух остывает не так сильно, как сухой. Значит, когда воздух, влажность которого выше средней, начнет подниматься, его температура будет следовать кривой с на рисунке 1. Слегка охлаждаясь при подъеме, он все же окажется теплее окружающего его на этой высоте воздуха. Если имеется область теплого влажного воздуха и он почему-то начинает подниматься, то он все время будет оставаться легче и теплее окружающего воздуха и по-прежнему будет всплывать, пока не достигнет огромных высот. Вот тот механизм, который заставляет воздух в грозовой ячейке подниматься.

В течение многих лет именно так объясняли грозовую ячейку. А затем измерения показали, что температура облака на различных уровнях над Землей не так высока, как это следует из кривой с. Причина в том, что, когда «пузырь» влажного воздуха всплывает, он уносит с собой воздух из окружающей среды и охлаждается им. Кривая «температура высота» похожа больше на кривую d, которая гораздо ближе к первоначальной кривой а, нежели к с.

Для объяснения описанной выше (трипольной) структуры поля и заряда в грозовом облаке рассматривается множество механизмов разделения зарядов. Они зависят от таких факторов, как температура, фазовый состав среды, спектр размеров облачных частиц. Очень важна зависимость величины передаваемого за одно соударение заряда dq от электрического поля. По этому параметру принято подразделять все механизмы на индукционные и безындукционные. Для первого класса механизмов заряд dq зависит от величины и направления внешнего электрического поля и связан с поляризацией взаимодействующих частиц. Безындукционный обмен зарядами между сталкивающимися частицами в явном виде от напряженности поля не зависит. Несмотря на обилие различных микрофизических механизмов электризации, сейчас многие авторы считают главным безындукционный обмен зарядами при столкновениях мелких (с размерами от единиц до десятков микрометров) кристаллов льда и частиц снежной крупы (с размерами порядка нескольких миллиметров). В лабораторных экспериментах было установлено наличие характерного значения температуры, при которой меняется знак заряда dq, – точки реверса, лежащей обычно между -15 и -20°C. Именно эта особенность сделала данный механизм столь популярным, так как с учетом типичного профиля температуры в облаке она объясняет трипольную структуру распределения плотности заряда.

Недавние эксперименты показали, однако, что многие грозовые облака обладают еще более сложной структурой пространственного заряда (до шести слоев, рисунок 1). Особенно интересны мезомасштабные (с горизонтальными масштабами от десятков до сотен километров) конвективные системы, служащие важным источником грозовой активности. Их характерная черта – наличие единой электрической структуры, включающей область интенсивной конвекции и протяженную (до нескольких сотен километров) стратифицированную область. В области стратификации восходящие потоки достаточно слабые, но электрическое поле имеет устойчивую многослойную структуру. Вблизи нулевой изотермы здесь формируются достаточно узкие (толщиной в несколько сотен метров) и стабильные слои пространственного заряда, во многом ответственные за высокую молниевую активность мезомасштабных конвективных систем.

Вопрос о механизме и закономерностях образования слоя положительного заряда в окрестности нулевой изотермы остается дискуссионным. Разработанная модель, основанная на механизме разделения зарядов при таянии ледяных частиц (смотрите рисунок 1), удовлетворительно согласуется с экспериментальными данными.

Расчеты показывают, что за 10 минут образуется структура поля с максимумом около 50 кВ/м (подъем слева).