雷电与人工引雷.doc

第三章 闪电现象发生于大气中的瞬时大电流、高电压、长距离闪电放电现象，其大多数与雷暴云相联系。虽然在雪暴、沙尘暴、火山爆发以及核爆炸产生的蘑菇云中偶尔也可观测到闪电现象，但是研究较少，本章将介绍与雷暴云有关的闪电现象，包括地闪、云闪、球状闪电和蛛状闪电的宏观特征以及伴随它们产生的雷声、天电等现象。3.1 闪电的分类通常情况下，一半以上的闪电放电过程发生在雷暴云内的主正、负电荷区之间，称作云内放电过程，云内闪电与发生几率相对较低的云间闪电和云空气放电一起被称作云闪。另一类闪电则是发生于云体与地面之间的对地放电，称为地闪，地闪和云闪的实际拍摄照片可参见图1-1、图1-2和图1-3。虽然最频繁发生的闪电是云闪，但是由于地闪对地面物体所造成的严重威胁，以及它的放电通道暴露于云体之外易于光学观测，因此目前对地闪放电过程已经有了相对较系统的研究。Berger(1978)按照地闪先导所转移电荷的极性和运动方向将地闪分为四种形式，如图3-1 所示。第一种形式常被称为下行负地闪，占全部地闪的90%以上，它由向下移动的负极性先导激发，因此向地面输送负电荷；第二种闪电也由下行先导激发，但是先导携带正电荷，因此向地面输送正电荷，被称为下行正地闪，这种类型的闪电少于全部闪电的10%。第三和第四种类型的闪电由从地面向上移动的先导激发，被称为上行闪电（上行雷）。上行闪电一般比较罕见，通常发生在高山顶上或人工的高建筑物上。第三种闪电先导携带正电荷，因此对应于云中的负电荷向地面的输送，而第四种闪电则对应于负极性先导，因此将云中的正电荷向地面输送。随着目前城镇高建筑物的增多，上行放电有略增的趋势。利用火箭拖带细导线技术的人工引发雷电（见本书第六章）实际上是一种上行闪电。通常，将向地面输送负电荷的闪电（第一、第三种类型）称为负闪，向地面输送正电荷的闪电（第二、四种类型）称为正闪。图3-1 四种不同类型的地闪示意图3.2 负地闪放电过程负地闪放电过程定义为将云内的负电荷输送到地面的放电过程。一次始于云中的负地闪放电过程通常将几十库仑的负极性云电荷带到地面。按照国际惯例，一次完整的闪电过程定义为一次 “闪电(flash或 lightning flash)”，其持续时间为几百毫秒到1秒钟不等。一次闪电包括一次或几次大电流脉冲过程，被称为“闪击(stroke)”,而其中最强的快变化部分叫“回击（return stroke）”。闪击之间的时间间隔一般为几十毫秒，对地闪电在人眼中所呈现的闪烁，便是由几次闪击所造成的。本书第四章将给出有关负地闪过程的详细讨论，本节只给出有关负地闪过程的一些定性描述和毫秒级放电特征。下面将以负地闪过程为例来阐述地闪的发展过程。图3-2是一次负地闪所包含的各种物理过程随时间的发展示意图。大电流首次回击过程由从云到地的一系列间歇性突跳式行进的梯级先导(stepped leader)触发。而梯级先导又由云中的预击穿过程(preliminary breakdown process)激发。尽管对于预击穿过程的位置和确切的形式还有一些分歧，但一般认为预击穿过程发生于云中的负电荷区和云下部的正电荷区之间。预击穿过程是云电荷向地面输送的第一步，其持续时间从几毫秒到几百毫秒不等。光学观测表明，先导的一个梯级一般持续约1s，其长度为几十米，梯级间的间歇时间为50图3-2 一次负地闪所包含的各种物理过程随时间的发展示意图（Uman, 1987）。s左右。梯级先导过程总体有向下运动的趋势，总持续时间一般为几十毫秒。一个发展充分的梯级先导在几十毫秒内向下输送大于10C以上的负极性云电荷。平均的先导电流是300A。单个梯级有至少1kA的脉冲电流，与之相对应的电场和磁场也是脉冲形的，其脉冲宽度约为1微秒，上升时间小于0.1s。在梯级先导向地面传输的过程中，可能会发生分叉现象。图3-3a和b分别给出了利用条纹相机（Streaking camera 或Boys camera）拍摄到的一次始于云内的负地闪过程（类型1）和正地闪过程（类型2）的条纹照片。两张照片最早都来源于Berger and Volgelsange(1966)。照片开始的短亮线条或光带是由先导过程的向下传播而产生的，而后面的连续长亮线条或光带是由回击产生的。图3-4是根据条纹照相画出的负地闪发展过程（类型1）示意图。图3-3 始于云内的地闪过程条纹照片。(a) 负地闪；(b) 正地闪图3-4负地闪发展过程示意图（a）静止照相,(b)Boys相机（Magono, 1980）下行负先导（downward negative leader）的头部相对于地面的电位超过107V。当先导头部接近地面时，地面的自然尖端或高大建筑物等突出物体上会自行超过空气的击穿电场，并在这些突出物体上诱发一个或几个上行的放电即上行先导(upward leader)，如图3-5所示。由此产生所谓的连接过程（attachment process）。当一个或几个这样的上行先导在地面上方几十米的地方与下行先导相接时，先导头部的电位突然碰到很近于地电位的上行先导，这时首次回击过程便开始了。地电位波（即回击）沿着已经电离的先导通道连续向上传播,在接近地面时，回击上行的速度大约为光速的三分之一，并随高度而衰减，从地面到通道顶部的时间一般是100s。回击在地面附近产生峰值电流，约为30kA，这就是首次回击的大电流脉冲，它从0到峰值的上升时间约为几微秒。从地面测量到的电流在50s内下降到峰值的一半，几百安培的电流在几毫秒到几百毫秒内将持续沿着通道流动。回击能量的迅速释放将加热原先的先导通道，成为回击通道。由观测及室内实验证明，回击通道的电流核心为一厘米左右。通道的温度在瞬间达到图3-5 一次击中Manasquan 海滨沙滩的闪电照片。照片中除主放电通道外，还可以看到两个没有与下行先导相连接的上行先（取自Fig.6.5, Uman, 1987）。30000K，由此产生的高压使通道迅速扩张，并产生冲击波，最终变成雷声。回击有效地将原来沉积在先导通道中的电荷以及在通道顶部的电荷输送到了地面，产生的随时间变化的电场变化可以从亚微秒量级到几毫秒。图3-6给出了一次负地闪首次电场前后在不同的距离上产生的电场变化。本书按照国际惯例，规定将云内负电荷释放到地面（即对应于云内负电荷的减少）的地闪在地面产生的电场变化为正。图中B代表预击穿过程，持续时间为2-10ms；I代表由预击穿过程向梯级先导转化的一个寂静期，称为中间（Intermediate）过程，持续时间一般为几毫秒到几百毫秒；L代表梯级先导，持续时间一般为4-30ms；R代表回击过程，J(Junction)代表回击之间的除去L，R的过程，简称击间(Interstroke)过程。首次回击电流停止后，放电过程如果停止，则称为单闪击闪电。如果在较短的时间内通道顶部能重新聚集起足够的电荷，则可能发生以直窜先导（dart leader）或直窜梯级先导(stepped-dart leader)引导的继后回击(subsequent return stroke)。直窜先导有可能沿着原来的梯级先导向下传播，图3-6 负地闪在不同距离上产生的典型电场变化波形示意图（频率范围200Hz-20kHz）。图a、b、c、d分别为2km、5km、50km和500km处的电场。典型持续时间：B过程持续2-10ms；I过程持续0-400ms；L过程持续4-30ms。（Clarence and Malan, 1957; Schonland, 1956）。传播速度为3106m/s。通常一次对地的放电过程中可包含一次或几次先导回击过程，回击过程和之后的直窜先导之间在云内会发生电场变化缓慢的J过程或者连续电流（continuing current）过程。直窜先导向地面输送约1C的电荷，电流为1kA。一些先导以直窜先导开始，在向地面传输的过程中可能会变成梯级先导，这种先导被称为直窜梯级先导。与第一次的梯级先导回击相比，后来的直窜先导回击一般没有分叉。直窜先导的电场变化一般持续时间为1ms，其引导的继后回击电场变化与首次回击类似，一般认为比首次回击弱2倍左右。但，近来越来越多的研究表明，至少在1/3的闪电中，有一次或一次以上的回击过程比首次回击强（Thottappillil et al., 1992；Cooray and Perez, 1994；郄秀书等，2000）。继后回击的电流从0到峰值的持续时间比首次回击短，但最大的电场变化率类似。表3-1给出了负地闪放电过程的毫秒级特征参量（同时参照表3-4）。表中参量是综合Schonland et al.(1938)、Malan and Schonland(1951)、Pierce(1955)、Clarence and Malan(1957)、Kitagawa and Brook(1960)、Ishikawa(1961)、Krehbiel et al.(1979)、Thomson(1980)、Beasley et al.(1982)、Richard et al.(1986)、Proctor(1988)、Rakov and Uman(1990)、Kawasaki(1992)、Rakov(1994)、余晔等（2000）以及Uman(1969)观测结果得到的。更高时间分辨率的放电特征，可以参见第四章。表3-1 负地闪放电过程的毫秒级特征参量（同时参照表3-4）负极性云地闪电最小 典型值 最大总体情况回击数回击间时间间隔（ms）梯级先导持续时间（ms）梯级长度（m）梯级间隔（ms）平均速度（105 m/s）沉积电荷（C）平均电流（A）梯级电流峰值（kA）首次回击峰值电流 (kA)速度 (107 m/s)直窜先导持续时间(ms)传播速度(106 m/s)沉积电荷(C)平均电流(A)直窜-梯级先导梯级长度(m)先导间隔(ms)平均速度(m/s)继后回击峰值电流(kA)速度 (108 m/s)1 3-4 263 40-80 100 3 6-20 50 3 50 200 30 50 125 1.0 2 2.6 3 5 20 300 1-2 2 10-40 1102.0 10 14 2 1.0 2 2.102 1 6 500 10 10 1106 10 1回击之间的时间间隔通常为几十毫秒，但是如果通道中在回击之后有连续电流流过的话，时间间隔可能会上升到1/10s。连续电流大小一般为100A左右，是云中电荷直接向地面的转移。由连续电流产生的电场变化通常是缓慢的，持续时间为100ms，并将几十库仑的电荷输送到地面。大约有1/4到1/2的地闪过程中包含有连续电流过程。在连续电流阶段的脉冲性电场变化称M分量。 图3-7(a, b)给出了发生于约20km处的两次多次回击地闪的毫秒级光学和电场变化示意图。图a 包含8次回击过程，并有明显的连续电流过程，而图b包含9次回击过程，没有连续电流发生。两图中上部为光学观测，中部为快电场变化（所用仪器时间常数为70s），下部为慢电场变化（所用仪器时间常数为4s）。图3-7 发生于约20km的两次多回击地闪光学观测和电场变化波形。两图中上部为光学观测，中部为快电场变化（所用仪器时间常数为70s），下部为慢电场变化（所用仪器时间常数为4s）。3.3 正地闪过程虽然通常情况下的对地放电过程都是将云内负电荷输送到地面的负极性放电，但是也有一些放电将云内的正电荷输送到地面，被称为正地闪过程。由于正闪的峰值电流和所中和的电荷量较通常的负地闪大得多，因此对正地闪的研究对于雷电防护来讲就有了更实际的意义。3.3.1正地闪的发生比例和一般特征Beasley(1985)曾经对不同作者在不同的地区利用各种方法对正地闪的发生比例进行了总结和比较，发现在不同的地区得到的正地闪比例有较大差别，从0-100%不等。比例最高的是日本的冬季雷暴，最高可达100%，通常在40-90%之间。近年来随着雷电定位系统的普及和大量资料的积累，对地闪的分布情况又有了新的研究，表3-2给出了近年来不同作者在不同的地区所得到的正地闪比例。可以看出美国正地闪的比例均小于10%。Orville and Huffines(1999)利用美国国家雷电探测网络（NLDN）记录到的1989-1998年的大量地闪资料，得到正地闪的比例从3-9%不等。在中国内陆高原的正地闪比例（郄秀书等，2000）介于美国夏季雷暴和日本冬季雷暴的结果之间。一般来讲，虽然在夏季雷暴中正地闪较为罕见，但是其发生的比例会随着纬度的增加和地面海拔高度的增加而增加。Lewis and Foust(1945)曾经指出，随着海拔高度的增加，正地闪发生的比例也增加，在海平面上比例约为3%，在海拔高度为2-4km的地方，则为30%。在以甘肃省为代表的中国内陆高原地区( 海拔高度约为2km)，正地闪的发生比例平均为15%-20%（郄秀书等，2000）。最近的研究表明正闪的比例还随雷暴过程的不同而不同（MacGorman and Morgenstern, 1998；郄秀书等，2000）。正地闪在具有正常偶极电荷结构的日本冬季雷暴中十分常见（Takeuti et al., 1973, 1980; Brook et al., 1982; Hojo et al., 1985; Ushio et al, 1998）。其发生原因是由于较强的风切变，偶极电荷结构发生严重倾斜，（Brook et al., 1982; Takagi et al., 1986）。因此产生于上部正电荷区域的正先导可以直接发展到地面，而不被中部的负电荷区域所拦截。Takeuti et al.（1980）和Brook et al.（1982）发现正地闪的比例随着风切变的增强而增加。Brook et al.（1982）在资料分析的基础上指出，产生正地闪的最小风切变为1.5(m/s)/km，而当风切变大于(7m/s)/km时，产生的地闪全部为正极性放电。表3-2 不同地区正地闪比例对照表作者地域季节手段地闪数正地闪数正地闪比例Nakano（1979）日本冬季雷暴ES, V66 CG2642%Brook et al.（1982）日本冬季雷暴ES, V63 CG264l%Yair et al. (1998)以色列冬季雷暴CGR31989-199616%Cooray and Lundquist（1982）瑞典夏季雷暴10-15%Macgorman and Morgenstern（1998）美国夏季雷暴LLS25MCSs6.6%Orville and Huffines（1998）美国夏季雷暴LLS10年MCSs3-9%Qie X. et al.（1991）中国北京夏季雷暴LLS10548 CG1.7%郄秀书等（2000）中国甘肃夏季雷暴LLS7221 CG111115.3中国甘肃夏季雷暴ES106 CG2317.8%注：ES：慢天线；V： 摄像；CG：地闪；MCS：中尺度对流系；LLS：闪电定位系统; CGR3：可以识别云闪和地闪及其极性的闪电频数监测仪。通过对正地闪的光学和电学观测证实，正闪通常只有一次回击和紧接其后的连续电流过程组成。单次闪击正地闪占80%以上（郄秀书，2000），偶尔也会发生多次回击。正地闪回击由正极性的先导引导，正先导一般不表现出象负先导那样的明显梯级特征，其发光近乎连续但强度被调制(见图3-3b)。3.3.2 正地闪的微秒级电场特性对于正地闪微秒或亚微秒级时间尺度的电场变化特性可以参看Rust et al.(1981,1985), Cooray and Lundquist(1982), Beasley et al.(1983), Cooray(1984,1986), 以及 Hojo et al.(1985)。表23给出了微秒级时间尺度的正地闪电场变化特征统计表。表3-3 正地闪回击垂直电场的统计特征特征作者回击数目平均值标准偏差范围或值归一化到l00 km的初始峰值电场(V/m)Cooray and Lundquist (l982)58ll.54.54.5-24.30-峰值上升时间（s）Rust et al.(1981)Cooray and Lunquist (l982) Cooray (l986)Hojo et al. (l985)郄秀书等（1998）5645220186.9l3l28.922.321.343l.76.14-l05-255-254-l27-320-90%上升时间（s）Beasley et al. (l983)Hojo et al. (l985)WinterSummerCooray (l986)63244l58.76.76.2l.4l.6,2.0, 4.5l.2,2.8, 4.03-9慢前沿持续时间（s）Cooray and Lundquist (l982)Cooray (l986)Hojo et al. (l985)郄秀书等（1998）63332O1098.2l9.32543l.73-233-l93-ll慢前沿占回击峰值的百分比Cooray and Lundquist (l982)Cooray (l986)郄秀书等（1998）673l2038444529.8lll47lO-70l0-803O-60快变化0-90%上升时间（ns）（传播路径为盐水）Cooray (l986)20560704OO-8O03.3.3正地闪的电流和电荷转移对地闪放电电流的获得通常有两种方法，一是当闪电击中高塔或建筑物上安装的电流测量设备时对电流的直接测量，二是在一定的模式假定下利用闪电回击在地面产生的电场变化反演得到。Berger et al.(1975)曾经给出了正、负地闪电流特征的比较（见表3-4），他用的是直接测量。一般来说，正地闪电流的上升时间和恢复时间都较负地闪要长。由表可以看出正地闪回击上升沿时间的平均值为22s，是负地闪的4倍；对于单次闪击地闪正闪的持续时间是负闪的7倍；平均的正闪脉冲电荷是单次闪击负闪的3倍；一次单闪击正地闪转移的总电荷量比单闪击负地闪大一个量级。平均的电流虽然相差不大，分别为35kA和30kA，但是正地闪产生大电流的几率较负地闪要大的多，正地闪回击电流超过250kA的几率为5%，而负地闪回击电流大于80kA的就已经达到了5%。正地闪转移的电荷量无论是脉冲变化部分还是整个放电过程都较负地闪大的多。另外，闪电放电转移的电荷量还可以通过地面电场变化的多站同步观测来获得，同时还可得到毫秒时间尺度上的通道电流(Krehbiel et al., 1979, Brook et al., 1982; Krider, 1989; 郄秀书等，1998)。Brook et al.(1982)曾经利用这一技术对日本冬季雷暴的正地闪进行了分析，发现正地闪回击脉冲变化之后通常包含一个连续电流过程，对12次放电过程中的一个进行细节分析后发现，在2ms内的连续电流为105A，在4ms内转移到地球的电荷超过300C，而期间的连续电流为104A。郄秀书等（1998）利用相同的方法对中国内陆高原夏季雷暴中的地闪进行了分析，发现一次正地闪回击和连续电流转移的电荷量约为70C，是同一雷暴中多闪击负地闪转移电荷量的7-8倍。一般认为大部分的正地闪回击之后都跟随有连续电流过程。Brook et al.(1982)对日本冬季雷暴中发生的12次正地闪过程进行分析发现，其中10次有较明显的连续电流过程，而Takeuti et al.（1978）发现的比例则是8/12。 Fuquay（1982）对夏季雷暴的75次正地闪过程分析发现回击之后全部有连续电流过程，Rust et al（1981， 1985）对夏季强风暴中的正地闪过程分析认为只有一半的正地闪回击之后有连续电流过程，并用光学的办法进行了证实。郄秀书等（1998）对中国内陆高原夏季雷暴中的正地闪分析也认为大部分的地闪只有单次回击，且回击之后有较明显的连续电流过程。表3-4 正、负地闪电流特征对照表（Berger et al.， l975)个例数目参数超过给定值的百分比95%50%5%峰值电流（最小值2 kA）（kA）10l负地闪首次回击l43O8O135负地闪继后回击4.6l2302O正地闪首次回击（无继后回击记录）4.635250电荷（C）93负地闪首次回击l.l5.224122负地闪继后回击0.22l.41l94负地闪（总）l.37.54O26正地闪（总）2080350脉冲电荷（C）90负地闪首次回击l.l4.5201l7负地闪继后回击0.220.954.O25正地闪首次回击2.0l6l5O上升沿持续时间（2 kA到峰值）（s）89负地闪首次回击l.85.5L81l8负地闪继后回击0.22l.l4.519正地闪首次回击3.52220Odi/dt最大值（kA/s）92负地闪首次回击5.5l232122负地闪继后回击l24Ol2O2l正地闪首次回击O.202.432回击持续时间（2kA到半峰值）（s）90负地闪首次回击3O752OO1l5负地闪继后回击6.532l4O16正地闪首次回击252302O00I2dt积分（A2s）9l负地闪首次回击6.Ol035.5l045.5l0588负地闪继后回击5.5l026.0l035.2l0426正地闪首次回击2.5l046.5l031.5l07闪电持续时间（ms）94负地闪（包括单次回击）O.l5l3ll0O39负地闪（不包括单次回击）31l809O024正地闪首次回击（仅为单次回击）l4855003.4 云闪云闪定义为所有没有到达地面的闪电放电。目前还没有有效的资料来区分云内（intracloud）闪电、云间(intercloud)闪电和云-空气(cloud-air)放电三种云闪过程。事实上根据地面电场记录看，三种放电过程十分类似，而且云闪过程也包括地闪过程中发生于云内的部分。云闪是最经常发生的一种闪电放电事件，一般认为云闪占全部闪电数的2/3以上。3.4.1 云闪的发生比例表3-5给出了Mackerras et al.(1998)利用1986-1991的全球闪电资料得到的不同纬度带上云地闪的比例，由云地闪的发生比例可以反推云闪的发生比例。可以看出云地闪的比例和落雷密度随纬度有很大的变化。表3-5不同纬度的落雷密度和云地闪比例（Mackerras et al.，1998）纬度带地名经、纬度记录时间（年）落雷密度( /km2 年)云地闪比例0-20新加坡1.2N103.5E4.577.55.51Bogota哥仑比亚5N74W123.71.46Darwin澳大利亚12.2S130.4E313.72.8720-40Stanwell澳大利亚23.5S150.3E45.872.93Gaborone波斯瓦那24.4S25.5E1.0817.31.93Brisban澳大利亚27.3S153.0E44.923.45Kathmandu尼泊尔27.4N85.2E212.04.92Tel Aviv以色列32.1N34.5E33.402.9140-60Toronto加拿大43.4N79.3W13.502.13Berlin德国52.3N13.2E50.7771.68Uppsala瑞典59.9N17.4E4.420.6152.233.4.2 云闪的一般特征云闪通常发生于云中的正负电荷区之间，持续时间与地闪类似，为半秒钟。一个典型的云闪放电过程可以传播5-10km的距离，中和电荷几十库仑。表3-6给出了云闪毫秒级放电特征的有关参量。云闪放电一般开始于连续传播的流光，当流光遇到极性相反的电荷源时，便引发类似于地闪回击的放电过程称为反冲流光，与此相伴的电场叫做K-变化。云中的K-变化与发生于云地闪电回击之间的K-过程产生的K-变化相似,对应于小而快速的电场变化，详细讨论可参见第四章。表3-6 云闪毫秒级放电特征参量典型值总体放电高度（km）持续时间（s）中和电荷（C）初始流光持续时间（ms）速度（m/s）电流（A）反冲流光一次放电所包含的数目持续时间（ms）速度（m/s）电流（A）中和电荷量（C）4-120.3-0.55-302501-5104100-1000611106140013.4.3 云闪的发展过程Kitagawa and Brook(1960)曾利用云闪产生的电场变化波形将云内放电过程区分为初始、活跃和结束三个阶段(见图3-10)。Ogawa and Brook (1964)和Brook and Ogawa(1977)认为约占云闪整个持续时间一半时间的初始和活跃阶段与通道垂直延伸有关，并应用一个行进流光模式分析了电场波形随距离（测站与源）变化的关系，认为在初始和活跃阶段，放电包含了一个从正电荷区向下发展的慢正流光过程其发展速度为 104m/s。在放电初期和非常活跃阶段，闪电通道会发生多个分叉。放电的结束即J阶段包含一系列变化迅速的K变化，K变化是由于向下发展的正流光遇到高密度的负电荷区域时而发生的。K流光产生于下行正流光的头部，并作为负反冲流光以106m/s的速度沿原来的通道返回。由此，他们认为初始的慢连续电流正流光与结束阶段的快速负极性K流光类似与云地闪电中的先导和回击的发展，只是前者发生在云内正、负电荷区之间，而后者发生于云-地之间。图3-8 云闪产生的电场变化波形 (Kitagawa and Brook，1960)。I代表初始阶段、V.A.代表非常活跃期，J代表最后阶段。Liu and Krehbie1(1985) 利用多站闪电电场测量资料在一个折线流光模式的假定下分析了云内放电过程的初始流光方向。该模式假定从一个球体电荷源任意方向发展的流光可以等效为一系列线段，每一个线段携带均匀电荷。Liu and Krehbie1(1985)利用这一模式对四个闪电进行了分析，他们发现放电似乎由一个向上发展的负流光而不是由正流光激发，而且初始流光垂直发展，并在约10-30ms内完成其垂直发展。流光的发展速度为1-3105m/s，这一结果比早期模式的计算结果约大一个量级，但与Proctor(1981,1983)的结果一致。当然，Liu and Krehbiel的这一单向折线流光模式仅适应于初始阶段，它不能确定后面放电的发展方向。云闪放电过程因击穿空气常常会辐射出大量的高频脉冲，因此对这些辐射脉冲的定位提供了认识云闪放电机制的一条重要途径。其中常用的方法是VHF到达时间差法(TOA)和VHF干涉仪方法。VHF频段到达时间差法（TOA）是通过对放电辐射脉冲到达相距一定距离天线的时间差对脉冲源进行定位的。利用这种方法可以对闪电放电过程进行跟踪观测。Proctor (1981, 1983) 利用工作在VHF频段的到达时间差法分析了云闪的结构和发展过程。他把云闪分为两类：即每秒脉冲数少于103的低辐射脉冲产生率云闪和大于105的高辐射脉冲产生率云闪。对于前者而言，初始阶段的源位于后期流光出现的位置；而对于后者，则没有对应的初始阶段，整个通道发展的速度约为105ms。对于两种类型的云闪，K流光都与沿主通道反向发展并冲过通道起点的正反冲流光有关。Proctor研究的云闪大多数是水平发展的，放电图象复杂，呈现出的云内电荷分布不能用简单的电偶极子来表示。唯一一次垂直发展的放电过程，在放电初期表现为负流光向上发展，之后，一个快速负流光（5106m/s）从开始位置下部沿主通道返回。Proctor研究的其它闪电都是水平发展，这与Liu and Krehbiel(1985)的研究不一致，Liu and Krehbiel对此的解释是他们分析的是发生在一个小雷暴初始阶段的闪电，而Proctor分析的则是大雷暴消亡阶段的闪电。与VHF频段的TOA方法一样，VHF/UHF窄带干涉仪闪电定位系统也是一种对放电辐射脉冲源进行定位的技术，可以实现对闪电放电过程的跟踪观测。它利用长短基线组合形成的天线阵列，来接受雷电VHF电磁脉冲到达不同天线的相位差，进而来确定闪电辐射源的方位角和仰角，多站组合可以确定雷电发生的位置（Richard and Auffray, 1985; Rhodes et al., 1994; Shao et al., 1995）。由于该设备只探测电磁辐射的相位差而与信号波形无关，因此避免了电磁波传播过程中的畸变而引起的误差。在窄带干涉仪的基础上，Shao et al.（1996）发展了宽带干涉仪，之后Ushio et al.(1999)、董万胜（2000）都相继发展了类似的宽带干涉仪闪电定位系统。其原理与窄带干涉仪类似，本质都是确定入射信号到达不同天线的相位差。所不同的是窄带干涉仪使用带通滤波器选择某一适当频率的信号，然后通过信号放大器、乘法器和检波器等一系列电子器件得到信号到达不同天线的相位差；而宽带干涉仪则是通过对不同天线接收的宽带信号作FFT变换后得到多个频率信号到达天线的相位差。下面是利用干涉仪闪电定位系统对云闪放电过程的研究结果。Bondiou et al.(1986)和Mazur（1989）利用VHF窄带干涉仪分别对云闪的观测分析认为云内放电过程开始于正、负先导的同时发展，并指出正先导不产生可探测到的VHF辐射源。当正流光被加强时会激发伴随高频辐射的快速负反冲流光，这个负反冲流光从正流光顶部开始，在到达初始区域前停止。之后，Boulay(1991)以及Mazur and Ruhnke(1993 a, b)等也利用甚高频干涉仪证实了上述双向传输模式，即正、负击穿同时由同一点始发并沿相反的方向传播。Rhodes(1989)利用甚高频窄带干涉仪雷电放电过程定位系统对一个云闪进行了全面观测，结果表明：在初始200ms期间辐射源几乎是随机缓慢移动的，而在最后的200ms内流光水平发展。Shao and Krehbiel(1996)利用相似的窄带干涉仪定位系统对云闪放电过程的研究结果表明，云闪通常呈现出由向上发展通道相连接的两层结构，上、下两层分别对应于雷暴云内上部的正电荷区域和中部的负电荷区域。图3-9给出了Shao and Krehbie(1996)得到的一次云闪放电过程产生的快、慢电场变化和VHF辐射特征，图3-10是相应的的干涉仪定位结果。定位结果表明在闪电开始的10- 20ms的初始阶段，放电过程将建立向上发展的通道，辐射源向上发展的速度约为1.5-3105m/s。之后，在雷暴的活跃区重复发生由下部负电荷区向上部正电荷区的K-型击穿，而且上部通道将在正电荷区域水平发展。在初始击穿之后的放电过程中，图3-9一次云闪放电过程产生的快、慢电场变化和VHF辐射特（Shao and Krehbie， 1996)图3-10 超高频干涉仪观测到的New Mexico典型云闪放电通道( Shao and Krehbiel, 1996)垂直通道几乎没有或只有非常微弱的辐射，表明在初始击穿后通道内一直有电流流过。经过一段时间后，击穿过程从下部通道较远的地方开始向闪电起始区域发展，下部通道在主负电荷区域向远离闪电起始区域的方向延伸。活跃阶段结束后，垂直通道截止，放电达到最后阶段。这一阶段以快速发展的K流光为主要特征，其发展速度为106一107m/s。K流光沿下部通道发展并向上或向垂直通道底部传输负电荷。董万胜（2000）利用闪电宽带干涉仪系统对云闪的观测分析也认为，云闪起始于向上发展的负流光，开始阶段闪电通道向上发展，速度约为 2-3105m/s量级。主通道在活跃阶段形成，在主负电荷区域的通道发展方向与负电荷沿通道运动的方向相反，即击穿过程在距通道顶端一定距离处发生，负电荷向通道顶端运动，并到达上部正电荷区域，下部闪电通道表现为倒退着向前延伸。而且他还首次观测到了闪电通道在上部正电荷区域和主负电荷区域同时发展的现象。在云闪放电的最后阶段，到达上部正电荷区域的通道段截止，K变化期间负电荷从主负电荷区域发展的通道顶端开始向闪电起始区域附近运动。3.5 球状闪电和蛛状(Spider)闪电等本节将介绍雷暴期间发生的两种特殊放电现象球状闪电和蛛状闪电。球状闪电一般发生于地面附近，而蛛状闪电则发生于云下但靠近云底的地方。至于带闪、珠闪等实际为一般地闪的不同表现外形，不在此叙述。3.5.1 球状闪电球状闪电特指雷暴过程中所发生的一种运动着的发光球。一个典型的球闪有桔子或小柚子那么大，其直径约为20-30cm，辐射功率小于200W，可以呈现红色、桔黄色、亮白色，蓝色，甚至可以是绿色。它可以保持其形状、亮度和大小约10s甚至更长的时间，然后突然消失。目前为止对球闪的研究还基本上处于资料积累的定性描述阶段。因此本节只对球闪进行一些简单的定性描述。球闪一般出现在雷暴发展的旺盛期，而且大部分的球闪几乎与地闪同时出现，观察到的球闪出现在地面以上几米的高度内，它可以每秒几米的速度水平运动，也可悬浮在空中不动。也有人观测到在没有闪电放电的近地面上发生的球闪和从云向地面降落的球闪，但一般不会上升。球闪一般伴随有明显的类似臭氧的气味，或者象燃烧的硫和氧化氮。球闪可以通过电线或烟囱进入房屋，有时还会通过玻璃窗的玻璃进入房屋，而且常被引到金属物体上，并沿着这些物体移动。它可以安静地消失，也可以爆炸消失。目前为止，尽管对球闪有许多理论模式，但遗憾的是没有一种理论能说明球闪所表现出的行为特征和它不上升的事实。Singer（1991）以客观观测和室内实验为基础对球闪的研究现状进行了总结，并认为“球状闪电”可以用实验方法使之发生和复制。它们是直径不到1m缓慢远动的桔红色等离子体球体，实际上能够穿透窗户甚至混凝土墙壁。这些球很不稳定，而且会随着一种可怕的爆炸而消失。Golka(1994)将浸于半英尺高水中的铜铝电极之间流动的60Hz/1200A的电流短路时，发现有火球浮出水面，并可跳跃23s，有时可持续5s，直径约为四分之一英尺。Ranada and Trueba(1996) 和Ranada et al.（1998）发展了球闪的拓扑模式，对球闪的稳定性、生命史、能量、辐射功率等进行了很好的模拟和解释。尽管对球闪的研究一直在进行，但是我们应该注意到，迄今对球闪尚无真正的科学定量记录和被公认的解释。3.5.2 蛛状闪电蛛状闪电特指在雷暴云的消散阶段或层状降雨阶段观测到的发生于云底附近具有大范围水平发展、多分叉放电通道的壮观放电现象。之所以被称为“蛛状”闪电是因为这种放电在云下面以较一般闪电发展明显慢的速度和多级分叉的形式前进，每一通道的发展特征类似于蜘蛛的爬行。肉眼看到的蛛状闪电景象十分壮观，根据观测经验，这种闪电一般并不经常出现。目前，尚没系统观测及统计结果。在我国南方较旺盛发展的雷暴云消散期，曾利用普通摄象机观测到这种蛛状放电现象。Mazur et al.(1998)曾经对发生于佛罗里达的一次大而准稳态发展的雷暴系统消散期发生在一次云闪和两次正地闪中的蛛状闪电进行了光学、电场变化、VHF电磁辐射和干涉仪定位同步观测，得到了蛛状闪电发展的详细图象。图3-11是他们在文中引用的一次发生于雷暴消散期的蛛状闪电通道照片。他们发现蛛状闪电的发展类似于负地闪中的负先导，其水平发展速度约为2-4105m/s。Mazur et al.(1998)指出蛛状闪电实际上是在地面电场强度和极性转换期（即End Of Storm Oscillation, EOSO）发生的云闪和正地闪的一部分。蛛状闪电同时具有发生于通道分叉头部的脉冲性发光和由连续电流流动保持的通道连续发光。图3-11 蛛状闪电通道照片( Mazur et al., 1998)3.5.3 SpriteSprite是由某种类型的闪电在雷暴云上部和电离层之间的中层和高层大气中产生的一种奇特的光学效应。它是近期被发现并确认的一种闪电放电现象。与Spider一样，目前尚无译名，这种现象可以在地面观测到（Franz et al., 1990; Lyons, 1994; Winckler, 1995; Hampton et al., 1996）也可以在空中飞行器(Vaughan et al., 1992)和飞机上观测到(Sentman and Wescott, 1993; Sentman et al., 1995; Wescott et al., 1995）。这些观测发现了至少两种明显不同的光学效应：（1）红色Sprite：集中在中层的红色发光结构，但是具有向上和向下的分量，高度在40-95km。这种现象在上述三种观测方式中都曾被观测到（Vaughan et al., 1992; Sentman and Wescott, 1993; Lyons, 1994; Sentman et al., 1995; Winckler, 1995; Pasko et al., 1998）。 (2)蓝色jets：由活跃雷暴系统顶部向上发出的细圆锥状蓝色光柱（Wescott et al., 1995）。通常Sprite的明亮区域（头部）集中在70-75km高度上, 微弱的红发状发光将从这一区域延伸到90km左右的高度。在明亮的头部区域以下将呈现蓝色卷须状特征，并向下延伸到40-50km的高度区域。对Sprite的观测研究尚处于起始阶段，同时它也受到较多的关注。其进展会有助于对闪电认识的深化。3.6 雷雷定义为伴随闪电而产生的声辐射。广义而言，雷与雷暴周围大气的所有流体动力学性质有关。雷可分为两部分。一是人耳可以听到的声能量，称为雷声，二是次声，频率低于人耳能够听到的雷声，通常在几十赫兹以下。一般认为这两种雷所对应的物理机制不同。可以听到的雷声被认为是加热的闪电通道的迅速扩张而引起的，而次声则被认为是当闪电使云中的电场迅速减少时储存在雷暴云静电场中的能量转换而产生的。实际上有关雷的研究大部分都是早期的工作，有关的评述可以参考Uman（1987），Hill（1977，1979），Few（1974，1975，1981）的有关著作。本书只给出较粗略的描述。3.6.1 雷声及其产生机制对于雷的描述已经有两千多年的历史，但是直到1963年Malan（1963）才第一次使用现代术语描述了近处雷电发出的声音。之后Latham（1964）， Nakano and Takeuti（1970）以及Uman and Evans（1977）都对雷声进行了实际测量。对雷声的普遍描述是：当闪电打在距观测者100m以内时，出现的声音首先为“咔”声，然后象抽鞭子般的噼啪声，最后变成雷特有的持续隆隆声。Malan（1963）认为“咔”声是由地面向上的主连接先导放电造成的。噼啪声由离观测者最近的回击通道部分产生的冲击波所引起。隆隆声则来自于弯曲放电通道的较高部位。而当闪击点离观测者数百米远时，在第一声炸雷（clap）发生之前，人耳听到的第一声类似于撕布的声音，这种声音持续近一秒钟，接着出现响亮的炸雷。这种撕布的声音起源于（1）垂直的放电通道，其长度与距观测者距离相仿。（2）由地面向上的多个连接先导过程。Hill（1977）曾经从Remillard（ 1960）总结出的有关雷的十二条事实中选择了其中 最主要的七个：(1) 云地闪电通常产生最响的雷。(2) 在超过十英里左右的距离外偶尔才能闻雷。(3) 用看到闪电与听到第一次雷声之间的时间间隔可以估计闪击距离。(4) 大气湍流能减小雷的可闻度。(5) 紧接强烈雷鸣之后，常有倾盆大雨。(6) 雷声的强度似乎一地不同于另一地。(7) 当隆隆声持续时，雷的音调变深沉。众所周知，由于声音在空气中的传播速度约为330m/s，而光的传播速度为3108m/s,通道发展速度在105m/s以上。因此，利用声音与光到达观测者的时间差可以大致估算距观测者最近的闪电通道离开观测者的距离。例如，如果到达观测者的声光差为10s，则距观测者最近的闪电通道离开观测者的距离为330m/s10s=3.3km。这种方法在野外观测中是经常使用的。那么，雷是如何形成的呢：普遍接受的雷声成因理论认为，