第二章雷暴及其起电.doc

第二章 雷暴及其起电雷暴云是闪电的主要产生源，按照Winn et al (1974)的探空结果，当云中局部电场超过约400 kV/m时，就能发生闪电放电。因此，在讨论闪电之前，本章将简要概述雷暴的发展及其电荷结构，并阐述雷雨云起电机制的一些基本概念和相关的现象。有关细节可参阅下面提到的一些专著或文献。 2.1 雷暴的形成 典型的雷暴云是具有强烈上升气流和下沉气流的（积雨）云。这种云垂直伸展较高，如高耸陡山，顶部可呈砧或鬃状；底部较暗，时有悬球状结构。单个积雨云的主体水平尺度在几公里到20公里左右。雷暴云的发展与热气团在不稳定环境中的对流抬升有关。例如，当地表被太阳加热时，部分能量将转移给低层大气并加热地表附近的空气。被加热后的低层暖湿空气密度减小，在不稳定的垂直大气中逐步上升。由于气压随高度降低，因而空气在上升过程中不断膨胀，并将内部的热能转化为势能，从而导致温度下降。如果气团继续上升，冷却的结果将使水汽凝结到漂浮在空气中的固态凝结核上，由此形成了气团内部杂乱无章的小水滴，这就是“云”。由于这种云由液态水滴组成，称为暖云。空气上升后，云四周较稠密的干冷空气将下沉，从而形成了以环型的上升气流和下沉气流为特征的对流单位体（见图2-1）。上升气团的垂直渗透高度受大气稳定度、周围空气混合后的稀释度以及摩擦力三个因素的制约。如果对流能够继续进行，则将发展成为几公里厚的旺盛积雨云，并可以大于10 m/s的垂直速度上升。在气流上升过程中，由于各种原因导致水滴增长，所形成的水滴可分为两种类型：一是半径为10100 m的小水滴（云滴），它保持悬浮状态，并随气流而上升；另一种是雨滴，它的尺寸较大，并具有等于或大于上升气流（510 m/s）的相对下降速度。这些雨滴的半径为0.11 mm，有的甚至可达4 mm。每千克空气中一般有0.11 g的液态水含量。具有强大上升气流而且发展旺盛的积状云云体和云高不停地增长，直到它们遇到大气中的热稳定层才终止。稳定的平流层常限制了大多数雷暴发展的最终高度。当上升云体遇到稳定层时，其垂直运动往往要发生偏转，并将失去积状云的外貌，而呈现为环型扁平状云顶。在云中的负温区，大气中另一种冰核开始起作用。水汽在其上凝华或过冷水滴在其上冻结形成冰晶，进而开始了固体的增长过程。没有凝结核和冰核的作用，就不能实现水的相变，在对流层也就不可能形成云。由于云顶温度可达到-50，许多降水粒子将变成雪晶的形式。这些晶体从较高的冷区降落到低层暖区的过程中，形状及大小将有所改变，例如它们可以聚集成直径达3 cm大的雪片；如果它们通过相对较暖的云区降落，遇到过冷却的云滴，雪晶可捕获云滴并使其冻结在雪晶的表面上（结凇）。结凇严重的雪晶叫做霰（小冰粒子）。 在云中的0高度层以下，冻结粒子开始融化，并降到地面成为雨。假如降落中的雨滴遇到更冷的空气（例如从逆温层降落），它们达到地面时可以成为小冰粒。云中温度高于零度或在负温区只有过冷水滴的云被称为暖云或过冷云；包含固、液两态的云叫做混合云。 一般情况下，雷暴的发展要经过初始发展、成熟和消散三个发展阶段。在初始发展阶段即上述的积云阶段，积云内部为上升气流，且降水开始发生。当上升气流上升到某一高度时，积云不再上浮，这个高度通常在对流层顶附近，大约为1015 km，这时候雷暴单体达到它的成熟阶段。在这一阶段，被聚集的雨水迅速降落到地面，形成阵雨，并拌随着一股冷的下沉气流。在下沉气流中，雨在云底下方被蒸发而连续冷却，此时的空气比原先上升时的空气更冷。由于单体的上升气流靠暖湿空气而支持，而下沉气流将阻止上升气流的发展，因此雷暴云单体最终将因为这些下沉气流切断了暖湿空气的供应而进入消散阶段。同时，这股冷气流能抬升邻近周围的湿润空气，因而可能触发新的单体形成。这个过程可以重复几次，整个雷暴的寿命可持续12个小时（Brooks，1925；Magono，1980）。在这时段内雷暴按所在高度层的高空风向移动1632 km。 与这三个发展阶段相应的地面天气情况也各不相同。在开始的发展阶段，暖湿气流缓慢地辐合；在成熟阶段降水造成的冷空气下冲形成一条微尺度冷锋，在下沉空气的前沿线上，气温和风发生突然的改变；在消亡阶段，下沉气流的冷堆消散，风也减弱。除了由大尺度锋系（这种锋系一般在常规天气图上可以分析）引起的雷暴以外，地面的情况又逐渐回到雷暴发展前的样子。 通常，人们把水平尺度在25250 km范围内的上述天气现象和天气系统称为中尺度对流系统（MCS），它介于大尺度（2502500 km）和小尺度（2.525 km）系统之间，特指强风暴等有组织的雷暴或对流系统。强风暴系统常常带来严重的灾害、雷暴、暴雨、大风、龙卷风、冰雹等都与这种系统有关。尤其是在中纬度地区，许多强烈的天气常常是由组织的强对流系统造成的。例如，在热带和亚热带地区年降水量的很大部分是由对流性暴雨造成的。在有些地区，强对流系统甚至是引起最严重灾害的天气现象，如美国中西部在强对流系统中发生的龙卷风是最严重的天气灾害。因而，对强对流系统的研究在灾害性天气的研究中占有很重要的地位。 根据气象观测和卫星资料的统计，每一时刻全球大约发生2000个雷暴。雷暴云的尺度变化很大，小的出现在亚热带区，云中温度可能处处高于0，例如典型的暖云。强雹暴的垂直高度可达海拔20 km。尽管雷暴云的高度随地理位置的不同有较大的差异，但一般认为在海拔812 km之间。 在典型的雷雨云中，由于有重力场和温度梯度，同时还存在大量的云滴和冰晶等云粒子，它们之间的相互作用，可通过一种或多种起电机制，使得雷暴云内发生电荷分离。一般来讲，雷暴云的上部带正电荷，下部则带负电荷。因而雷暴的电荷结构是典型的电偶极子，偶极子的带电区直径为几公里量级。除了这两个主电荷区外，在雷暴云的底部还可有一个小的正电荷区。对于夏季雷暴，主正电荷区的海拔高度一般为1016km，而负电荷区的海拔高度为610 km。2.2 雷暴云中的电荷结构 对雷暴云内的电荷结构研究一直是大气电学研究的重要内容，雷暴云内的实际观测、实验室模拟和数值模式研究是三个相互补充的重要研究手段。本节将集中介绍雷暴云中电荷结构的实际探测。 雷暴云电荷结构的实际探测一般采用三种方式：利用闪电电场变化的多站地面观测来拟合闪电源的位置，从而来推断云中与闪电放电有关的云电荷分布（Jacobson and Krider, 1976；Krehbiel et al, 1979；Brook et al, 1982; Reynolds and Neil, 1985；Maier and Krider, 1986；Krider, 1989；Koshak and Krider, 1989；Murphy et al, 1996；郄秀书等，1998）。火箭或气球携带电场仪穿云观测（Winnet al, 1974;Byrne et al, 1983；Marshall and Rust, 1991；Marshall et al, 1995a,b；Weber et al, 1982），利用在云内测量到的电场变化，通过高斯定理来估计云中的电荷结构。飞机穿云观测（Kasemir and Perkins, 1978；Imyanitov et al, 1972；Fitzgerald, 1976；Raymond, 1991；Mo et al, 1998）。第一种方法实际上首先假定闪电所中和的电荷源呈简单的球对称分布，然后再利用非线性最小二乘法对闪电所中和的电荷源位置和电荷量进行拟合，通过对大量闪电的拟合结果来推断云中的电荷分布。这种方法虽然有一定的近似性，但是随着闪电数量的增多，其结果会接近真实。图2-2是利用多站同步观测通过拟合闪电放电源的位置而得到的美国Florida, New Mexico夏季雷暴和日本冬季雷暴电荷分布经典模式（Krehbiel et al, 1979；Brook et al, 1982；Krider, 1989）。不难看出，云中的电荷结构呈典型的偶极电荷分布。事实上，利用这种方法得到的只是与闪电放电有关的云内电荷分布，在实际的雷暴云中，其电荷结构远比上述简化的偶极电荷模式复杂得多。除了雷暴的主正、负电荷区和底部的小正电荷区外，电荷结构可能会发生倾斜，也可能呈现多偶极形式，而且，不同地区的雷暴特征也不完全一样。比如Rust等（1992）利用电场探空发现在美国的Oklahoma中尺度对流系统（MCS）中有三个以上的主电荷区；中国内陆高原地区的雷暴云底部，正电荷区的电荷量和分布范围，都较常规偶极电荷结构雷暴内的小电荷区要大得多（王才伟等，1987；刘欣生等，1987）；另外，云内的电场探空（Winn et al, 1981；Byrne et al, 1983）还进一步发现负电荷区所对应的温度层为-5 -15，厚度为公里量级。负电荷区所在的温度层基本上不随雷暴的发展而变化。负电荷层所对应温度层的稳定性表明了一般雷暴云起电的温度层在0以下或-10左右，而在0以上的温度层基本不直接参与起电。Stolzenburg et al(1998a, b, c)曾经利用气球携带的电场仪和无线探空设备对15次中尺度对流系统（上升气流内部10次、外部5次）和13次孤立雷暴（上升气流内部7次、外部6次）进行了电场探空，并结合过去的电场探空观测，利用高斯定理对两种对流系统中的电荷结构进行了推算。图2-3给出了其中一次中尺度对流系统上升气流内部的基本电场分布和由电场分布推算出的一维电荷分布。电场结构中的3个特征点，和分别代表较低高度的正峰值、负峰值和较高高度的正峰值；5次闪电对应的电场变化分别以L来标志。一维的电荷分布由高斯定律近似得到。4个电荷中心对应的平均电荷密度p和深度z分别表示在图中。图2-4给出了其中一次中尺度对流系统上升气流外部的基本电场分布和由电场分布推算出的一维电荷分布。无上升气流区有5个峰值电场特征点，分别以，和标出。由高斯定律近似得到一维电荷分示于图（b）中，6个电荷中心中上部的正电荷区包含平均电荷p相似的3个区域，区域之间的电荷密度为零。可以看出在上升气流区域内、外的电荷结构有明显的差别。在上升气流内部包含4个电荷区域，呈现上负正负正的电荷结构，而上升气流外部包含6个电荷区域，呈现上负上正主负主正下负下正的电荷结构。在上升气流外部探测到的正、负最大电场均大于上升气流内部，而且高度较低。除了上部的正电荷区域外，上升气流外部的电荷区域深度较浅，而且电荷密度较大。上升气流外部的主电荷区域高度较低而且温度较度，分别为5.5 km和6.2。 图2-5是根据他们进行的15次探空和Byrne et al(1983)的一次探空得到的每次中尺度对流系统的电荷分布图示。 图2-6是Stolzenburg et al(1998b)根据13次孤立超级单体雷暴的电场探空得到的电荷分布示意图。7次上升气流内部的电场探空发现电场共有3个峰值，另外在8km处还有一个正峰值。由此推算在上升气流内部有4个电荷区域。在上升气流外部的电场结构和电荷结构较复杂。与在中尺度对流系统中的探测结果一样，在上升气流区内、外部的电荷结构有明显的差别。2.3 雷暴云产生的电场以及近地面电晕离子的影响 雷暴云在地面产生的电场一直是用来衡量雷暴强弱的一个重要参量。通常雷暴可在地面产生几kV/m的电场，而在自然尖端如灌木、草丛等各种接地的突出尖端上的电场将比环境电场大几十乃至几百倍。当环境地面电场超过一定的阈值，一般为几kV/m时，自然尖端上便发生电晕放电，从而向空间释放离子，形成厚达几百米的空间电荷屏蔽层并影响地面电场（Winn and Byerley III, 1975; Standler and Winn, 1979; Winn et al, 1983）。Kasemir(1978)实际测量发现陆面上自然尖端产生电晕放电的临界电场值只有780V/m，Standler和Winn（1979）的测量值为5 kV/m。空间电荷屏蔽层的形成，对地面电场形成强烈的屏蔽作用，两次闪电间地面电场一般不会超过10 kV/m，而同时的空中电场可能比地面电场大几倍到十几倍。因此地面电场实际上并不能真实反映雷暴本身的电状况。 Chauzy et al（1991）曾经利用系留气球携带的5个电场仪对雷暴云下的电场进行了低空探测，探空包括了800 m，600 m，440 m，80 m以及地面5个高度。探空电场仪的工作原理与传统的场磨式地面电场仪相似，但采用上、下对称的双场磨构造，以消除由于探测设备的可能带电而对测量结果的影响。图2-7是在地面和440 m，600 m两个高度上的测量结果。由图可以发现下列情况： （1）在闪电之后，由于地面电晕离子的影响，地面电场指数很快恢复到闪电前的值，而空中电场则呈线性恢复。电晕放电形成的空间电荷层将产生与环境电场相反的电场，因而使地面电场减小。以2347（UT，世界时）的闪电为例，闪电使原来的正电场变为负极性，从而发生负极性电晕放电。当闪电发生后，在云中起电机制的作用下，由闪电中和的云内电荷再度恢复，使空中电场也随之按线性规律恢复。而地面电场在恢复初期，由于尖端放电对电场的影响与雷暴电场的恢复趋向一致，故恢复速率快，随雷暴电场恢复，电晕放电减弱，地面电场的恢复也减慢，当电场恢复到低于临界电场值时，电晕放电消失，地面电场随电雷电场而变。当地面电场恢复到正极性电场并超过临界值时，正极性电晕放电再度产生，从而抑制电场恢复并逐渐达到平衡。整个过程呈指数变化。2335（UT）的闪电与之后闪电的差别在于它没有瞬间的负电场，地面的高正电场将导致大量 正电晕离子产生，地面电场的恢复速率更快。 （2）当地面电场恢复到闪电前的值时，地面电场便维持在一个相对稳定的电场值，直到下一次闪电发生为止。这说明该期间地面电晕离子产生率与雷暴电荷的产生率及其他消电离过程达到了稳定平衡。 （3）电场的垂直梯度随时间逐渐增加，说明空间电荷密度在不断增加。不同层次上的电场的差别随时间变得越来越显著，这一差别除了与雷暴云内的起电发展有关外，主要决定于雷暴下地面自然尖端电晕放电所致空间电荷层的演化，说明了电晕离子对雷暴下电场垂直分布的影响。当探空结束时，地面电场只有1 kV/m，而440 m和600 m高度上的电场则分别为33.1 kV/m和42.7 kV/m 。（4）假定电场垂直地面，用泊松议程p=0E/z对不同空间尺度内的电荷密度作估计，发现在探空结束时，地面与440 m间的空间电荷密度达0.67 nC/m3，而440 m和600 m间的电荷密度也已达到0.53 nC/m3。2.4 晴天的大气电场和电流尽管本书主要介绍的是雷暴云本身及其闪电现象，但是由于晴天大气电场代表的是一个参考状态，而雷暴的发生实际上是相对于这一正常状态的偏离。因此在讨论雷暴的电荷分离之间有必要对晴天电场作一简单的阐述。大气中带净正电荷，它是大气中两种相反极性多种离子的合成结果。因此大气实际上是微弱导电的，晴天区平均的电流密度在310-12 A/m2左右。传导到地球上的面电荷密度约为-10-9 C/m2，总的全球晴天区的地表电荷量约为-5105 C。不同高度的垂直电场强度在地表呈现极大值，就全球平均而言其值为120 V/m，而在海洋上则为130 V/m；在工业区由于空气高度污染，小离子浓度减小，因此空气电导率变小，在电流密度不变的情况下，场强会大大增高。地表场强E0 (V/m)与面电荷密度（C/m2）的关系式可由高斯定理导出： （2-1）式中：V为电位或地球和z高度大气间的电位差（V）；z为垂直坐标（m）。晴天时，全球各地的E0都具有相同的符号和量级。场强（或电位梯度）随高度减小，10 km高处降至地表值的3%。因而，低层大气通常含有正的空间电荷密度p (C/m3)，这样 （2-2）将上式积分，得 （2-3）同时地表的电位梯度值 （2-4） （2-5）大气相对于地球的电位V，一直到20 km左右都随高度而增加，往上则不再有明显的变化，约为3105 V。在20 km以上大气中存在很小的电位梯度表明，这些高度上的空气是高度导电的，空间电荷密度随高度增加而减小。除了由于空间电荷密度和空气电导率的局地变化造成的短时脉动之外，晴天电场强度还存在着日变化和季节变化。在海洋、两极和远离大气污染源的某些内陆地区，电位梯度在格林尼治平均时约19时出现一个极大值，而约在格林尼治平均时04时出现一个极小值。Wilson（1992）认为，晴天电场起源于雷暴，因而他指出：当地球上雷暴最多的地区活动达到最强时，应该出现晴天电场的最大值。果然，Whipple（1929）以格林尼治时间为基准，在全球雷暴活动的变化与海洋上以及两极地区测得的电位梯度的变化之间，发现了很密切的对应关系。在大多数陆地测站，电位梯度极大值和极小值出现的时间取决于地方时，通常存在着两个起伏，0406时和1216时出现极小值0710时和1921时出现极大值。这个日变化的振幅可达平均值的50%。它与大气污染程度密切相关，后者控制着小离子的含量，从而控制着空气的电导率。在海洋上，电位梯度的年变化不明显；而南北半球上的陆地测站，在当地的冬天出现极大值，夏天出现极小值。 大气离子来自于空气和地球内放射性物质以及宇宙线。在陆地上，最低层的电离主要是由于地壳中放射性物质的作用，它能以大约8个 /cm3s的速率产生离子对，而宇宙线的速率为2个 /cm3s。但在较高的高度上，宇宙辐射有一个不断增长的作用。在海洋上，宇宙辐射起主要的作用。离子产生率最初随高度增加而增加，在中纬度地区的12 km高度处达到约45个 /cm3s。约在12 km以上，由于空气密度减少的原因，离子产生率大大降低。正空间电荷是由于正离子过剩而造成的，平均而言，正离子的过剩与地表上的负电荷相平均，即晴天大气中全球总正离子过剩量为5105 C左右。 各种离子可以粗略地分成两类：小离子和大离子。小离子通常由几个中性分子簇包围的单键荷电的分子所组成，具有约1.5攻cm2/（sV）的迁移率。所谓迁移率指在单位电场作用下离子的移动速度。大离子是由小离子附着到大得多的中性气溶胶粒子上时所形成的，具有10-410-2 cm（sV）的迁移率。当小离子产生率q (cm-3s-1)和由于较大核的捕获及复合造成的小离子消失之间建立平衡时，则小离子的浓度n (cm-3)，近似地由于下列关系式给出： （2-6）式中：n是一种小符号的小离子浓度；N是大粒子（荷电的和中性的）浓度；a是小离子的复合系数，在标准温度、标准压力下为1.610-6 cm3 /s；约为210-6 cm3 /s，是大、小离子之间的复合系数。在大气的低层决定离子平衡浓度时，nN项较为重要；而在1 km以上an2项就变成主要项了。小离子的平均浓度，海上比陆上要大；在陆上小离子较大的产生率更多地为大核高捕获率所抵消。 正、负离子浓度相差不大，而代表正空间电荷的正离子有少量的过剩；正、负小离子浓度之比约为1.2。空气电导率正比于离子浓度和迁移率之乘积，在20 km以下，它随高度增加而剧增，这是宇宙辐射强度随高度而变化，空气密度较小处离子迁移率较大，以及在较大高度上的离子复合率较低和放射性物质的浓度较小等综合作用的结果。低层大气中，正离子的电导率稍大于负离子的电导率，而在约7 km以上，极性电导率几乎相等。在晴天电场作用下，正离子向下移动而负离子向上移动。这就造成了一支方向朝下的传导电流，它使地球的负电荷趋向中和。流过垂直于电场的单位面积的电流 （2-7）式中：E为电场强度；+和-是极性电导率；k和K分别是小离子和大离子的迁移率；n，N是离子浓度；e是离子电荷。在乡村空气中和海洋上，电导率主要是小离子的作用；在城市空气中，大离子的贡献为10%或20%。由上面讨论可以看出，地球可看作一个携带电荷量-5105 C，具有漏电流1 800 A（约310-12 A/m2）的球形电容器，该系统的时间常数约为4 min。如果它没有能量补充的话，则地球上的负电荷将会迅速消失。地球电荷明显维持恒定的事实说明存在一个再生机制的作用，这就是作为全球发电机的雷暴。雷暴中的电荷结构能够维持由地球向上进入云底的垂直电流，同时也驱动由云顶流向电离层的电流；在晴天区域，由电离层流向地球的1 800A左右的晴天电流又维持了电离层电位的平衡，这就构成了全球电路。雷暴给全球晴天区的总电功率在5108 W左右，每个雷暴约提供2.5105 W。而在雷暴区下，全球雷暴输出的功率可高达21011 W，每个雷暴约提供108 W。在云内，雷暴提供的功率还要大一些。归根结底，这些能量是太阳的辐射能，通过大气过程，特别是云的过程转变而来的。2.5全球电路和地球与雷雨云之间的电荷输送全球电路概念是在电导大气的基础上产生的。图2-8给出了全球电路的等效示意图。电离层和地面构成一个球形电容器，如假定地面电位为零，则电离层电位平均约为+300 kV。全球雷暴活动相当于一个发电机，向上连接电离层，向下连接导电地面，雷暴不断地向电离层充电，从而维持了全球电路的平衡。由于银河宇宙射线对大气的电离作用，而且大气随高度逐渐稀薄。因此低层大气中大气电导率随高度增加而呈指数增大。雷暴产生的放电电流将大部分从云顶流出，向上流入电离层，并在远离雷暴的晴天区域产生一个连续稳态电流，从电离层通过电导大气流入地面，完成全球电流循环。地球和雷雨云之间的电荷；输送由闪电放电、尖端放电以及降水元三者共同来完成。到达地面的闪电放电，常常将负电荷输送到地球，其每次平均值为20 C。Brooks（1925）在总结全球年雷暴发生率的基础上，结合每一个雷暴平均发生的闪电数目，给出了对全球闪电发生频数的最早估计。他认为全球发生的闪电数约为100/s，这是对全球雷电活动的最早也是卫星出现之间的惟一定量估计。之后，随着卫星的出现，特别是20世纪90年代以来，随着星载雷电探测手段的不断发展，对全球雷暴和雷电的估计越来越多。Mackerras et al（1998）得到的数据为65/s；Ovrille and Spencer（1979）得到的数据为123/s；Turman and Edgar（1982）得到的数据为80/s，而且Orville and Henderson（1986）还发现陆地和海洋的闪电发生比例为7.7。按照Brooks（1925）给出的闪电产生率100/s来计算，假定总闪电数中有30%为地闪，则总电流相当于600A，即向地面输送电荷的闪电电流密度为1 A/km2左右，是晴天电流的三分之一。在雷暴下方的强电场中，由于地表上凸出物体（如树木、草地以及其他植物或人工尖端等）的电晕放电提供了丰富的离子源，因此尖端放电是由地球向上垂直输送电荷的主要途径。据估计，在雷暴下方电场最强的区域，由尖端放电向上输送的电流密度最大为0.02 A/km2。由降雨输送到地球的电荷量，随降水强度和性质以及地理位置的不同等得到的结果有较大的差别。但无论如何，一般由降雨带到地面的净电荷量都为正值。平均来看，雷暴下的电流密度为1m A/km2。活跃在雷暴下方的尖端放电电流是雷暴电荷对地面的主要泄放途径，而闪电泄放可能仅仅是一个次要的补充。由不同研究者得到的结果可以参看Mason（1971）的著作。2.6雷暴云中的起电机制雷暴云的典型电特征是云内的电荷分离并最终达到放电发生（闪电）的阶段。关于雷暴云起电机制的研究有很多书涉及（Mason, 1971；Moore and Vonnegut，1977），本书只给出有关起电机制的一些基本知识，详细可参考Mason（1971）和Mason（1980）的著作。实际上，到目前为止，已经有多种关于云中起电机制的假设，有些是在实验室的基础上提出的（Gunn，1954，1956；Hallett and Mossop，1974；Takahashi，1978；Hallett，1979；Latham and Dye，1989；Latham，1980；Norville et al，1991；Williams and Zhang，1996；Saunders and Peck，1988；Jayaratne，1998a），有些是根据一些物理现象或概念在数值模拟的基础上提出的（Paluch and Sartor，1973；Chiu，1978；Kuetter et al，1982；Rawling，1982；Takahashi，1984；言穆弘和葛正谟，1985；Heldson and Farley，1987；Ziegler et al，1989；言弘谟等，1991；Scavuzzo et al，1998）。这些假设大多以两个基本概念之一为基础：即以降水为基础的感应过程和非感应过程。另外还有一种机制则与降水无直接的关系。本节将给出几种典型起电机制的基本概念。2.6.1 感应起电机制 在感应起电机制中，外部电场引起降水粒子的电极化，极化强度取决于所涉及粒子的介电常数。在晴天电场下，电场方向自上而下。在垂直电场中下落的降水粒子被极化后，上部带负电荷，下部带正电荷。同这些较大的降水粒子相碰撞后的小冰晶或小水滴就获得正电荷，随上升气流向上，从而发生了电荷的转移过程，使得云粒子带正电荷、降水粒子带负电荷。图2-9给出了在垂直电场中极化的云粒子和冰粒之间经弹性碰撞而产生电荷分离过程的示意图。带负电荷的雨滴或冰粒由于具有较大的重量而下降，并加强原来的电场。大、小粒子之间电荷交换的数量随电场的增强而增加，该效应由正反馈维持，正反馈使原电场增强，直至增强到水滴所携带最大电荷的极限值，并伴有闪电，或者重力被电力所抵消，才使大颗粒停止下降。实验室的实验表明，感应过程只有当环境电场高于10kV/m时才有显著作用（Aufdermauer and Johnson，1972）2.6.2 非感应起电机制 除感应起电外，非感应起电过程也是很重要的。非感应起电包括温差起电、结霜起电、大水滴和冰晶的破碎起电、水的冻结和融化起电等。这里介绍两种被认为是比较重要的起电机制。 （1）温差起电：如果两片初始温度不同的冰晶被带到一起，而后又被分开，则温度较高的冰晶获得负电荷而较冷的冰晶获得相等数量的正电荷，这是因为较活跃并带有正电荷的氢离子向温度梯度降低的方向扩散，而较稳定被带有负电荷的OH-离子较多地存在于温度较高的部分。由于冰晶和霰粒子常在云强烈起电的情况下出现，又因过冷水滴在增大中释放潜热。霰粒子一般比环境稍暖，所以小冰晶与霰粒子之间的碰撞有利于温差起电。 （2）结霜起电：Takahashi（1978）通过实验室实验提出了结霜起电机制。结霜起电是由于在冰、水共存区，软雹暖结霜表面与冰晶冷结霜表面之间产生温度差，从而导致了电荷的转移，结霜软雹与冰晶之间相对扩散增长率以及它们之间的相互作用是决定电荷转移的重要因子，而增长率取决于温度、局地过饱和度、液态水含量和冰晶尺度。这些因子的不同配置将引起不同极性的电荷转移，所以存在一个反转温度实验室实验结果发现：主要的电荷传输与冰晶和软雹之间的碰撞过程紧密相关，起电作用区主要发生在过冷水滴浓度较高的区域；每次碰撞的电荷传输量与冰晶的尺度有很强的依赖性，对直径为100 m的冰晶，碰撞时电荷的转移量为15 fC；对1 g/m3的液态水含量反转温度在-10 -20之间。这些实验室试验结果与野外实际观测结果具有很好的一致性。2.6.3 对流起电机制 Vonnegut（1953，1963）发展了早期Grenet（1947）的概念，提出了不依赖于降水的电荷分离对流起电机制。该机制假定云中电荷不是来自于水成物的起电和重力沉降，而是来自云外的大气离子和地面尖端放电产生的电晕离子，正、负电荷在垂直气流的作用下被分离。图2-10给出了对流起电机制的示意图。存在于晴天区域的正空间电荷由上升气流带入云内并附着于云粒子上，形成一个净正电荷区域。该电荷的电场可使这块云的周围或电离层中的负离子流向云的表面，使得云的外围部分带上负电荷。云内部猛烈的上升气流和云外部相应的下沉气流运动，将正电荷运送至云的顶部，而负电荷则被运送至云的较低层。对流起电机制不仅要求积雨云内部存在强烈的上升气流，而且在云体侧面还要存在强烈的大规模下沉气流。实际上这种大规模的下沉气流一般只在形成大雨的雷暴消散阶段才能出现。因此，对流起电机制的可能性还有待于进一步探索，特别是有待于积雨云结构和气流结构的大量观测和深入研究。不过，对流起电机制有可能对积雨云云底附近较弱正电荷区的形成起重要作用。2.6.4 起电机制的数值模拟 提到雷暴云的起电有必要特别总结一下数值模拟方面的工作。由于雷暴内部结构十分复杂，使云内资料的观测受到很大限制，因此数值模拟成了起电机制研究的一个重要补充。许多人曾经对积雨云或雷暴的起电机制进行过数值模拟研究。雷暴的起电模式通常是在动力模式的基础上起电机制主要是感应起电。其中最具代表性的是Takahashi（1979）的工作，他在动力模式的基础上引入电场力和各种起电过程，从而建立了一个一维轴对称云模式，以研究浅对流暖云的电荷结构特征。Chiu（1978）将这一工作延伸，模拟了深对流暖云中空间电荷的分布特性。这些模拟结果发现强的电活动依赖于云中的强降水率，模拟还得到了电荷偶极分布和云下部较弱的正电荷区。80年代以来，模拟更多地转向冷云，也更多地注意非感应起电机制的作用，在模式处理上也有了较大进展。Rawling（1982）最早在模式中引入了较为完整的非感应起电过程，由于该机制的很多参量尚未在实验室中得到证实，模拟结果与实际测量结果不能很好吻合。Takahashi（1984）利用二维轴对称模式分别对暖云和冷云进行了模拟，且考虑了大陆性和海洋性环境影响，对于水成物粒子作了较为仔细的尺度分档处理，模拟得到了三极性电荷结构，并指出最大电荷区和最大降水区吻合，这和实际观测也有出入。此外，对非感应机制中一些参量例如冰晶浓度的选用也需要进一步商榷。此后，Heldson（1987）、Ziegler (1989)和Norville（1991）进一步讨论了非感应机制在模式中的应用，为了计算稳定性，模式处理上采用运动学形式，即动力基本量值的选取采用成熟的动力模式结果，模式计算发现非感应起电率很依赖于液态含水量值和反转温度的选择。言穆弘和葛正谟（1982）曾讨论过冰晶浓度对非感应起电过程的敏感性问题，对于通常观测到的冰晶浓度，该机制起电率是较弱的，如果在云下产生二次冰晶繁生效应，通过气流循环增大冰晶浓度和尺度，则起电率将大大增加。 言穆弘（1996a，b）曾建立了一个模拟积云动力和电力发展的二维时变轴对称模式，来讨论形成雷暴电结构的物理原因。模式中考虑了10种主要微物理过程，包括凝结（凝华）、蒸发、自动转换、粒子间的碰撞、冰晶核化以及次生冰晶等。在起电过程中除了考虑常规的扩散和电导起电外，重点引入了感应和非感应起电，以及次生冰晶起电的作用。模拟结果发现，软雹碰撞冰晶的感应和非感应起电机制是形成雷暴三极性电荷结构和局地产生足以导致空气被击穿的强电场的主要物理过程。雷暴下部的次正电荷区主要由非感应起电机制形成，计算得到的下部正电荷区和中部负电荷区最大电荷浓度约为10-8 C/m3，而上部正电荷区约低一个量级。张义军等（1999）在方穆弘等（1996a，b）发展的二维时变积云动力和电过程二维模式的基础上，引入了闪电放电过程，从而对雷暴中的放电过程进行了数值计算，结果表明随着雷暴动力和微物理结构的发展，雷暴的电活动逐渐增强，放电过程主要发生在模拟雷暴发展到3045 min期间，且始发位置主要集中在温度约为-10和-25的两个度上。在三极性电荷结构的雷暴中，90%的放电发生在雷暴云中部分负电荷区与下部正电荷区之间。雷暴中放电活动主要依赖于上升气流，但也需要一定的云中降水粒子（对应于地面降雨率约5 mm/h）。由此看来，虽然云中起电依赖于大小水成物粒子的下落速度差，但依赖性不强，只需要一定的速度落差即可，但不同极性电荷的分离却对上升气流有很强的要求，否则云中强电场难以形成。尽管对雷暴云起电机制的研究无论从雷暴云内的实际探测（Marsh and Marshall，1993；Marshall and Marsh，1993；Stolzenburg and Marshell，1998），还是实验室模拟（Jayaratne，1998a，1998b；Avila et al，1998；Saunders and Peck，1998）和数值模拟（Scavuzzo，1998；Marshall and Stolzenburg，1998）都有了相当的进展，但是要想真正把问题搞清楚可能还需要相当长的时间。2.7 雷暴活动参量及其气候特征 雷暴是一种中小尺度天气过程，常伴随有强烈的雷电活动以及大风和暴雨，甚至出现冰雹和龙卷风等灾害性天气。雷电对电力系统、电信系统、交通运输、森林、建筑物以及核试验和导弹发射等都能造成严重威胁，因而为人们所关注。事实上，雷电除对人类的生命财产造成重大损害外，也对维持地球的电磁环境以及氮氧化物和某些痕量气体的产生有重要作用。由于雷电产生于雷暴天气，是雷暴天气最基本的特征，因此，雷电的活动规律在一定程度上反映了雷暴天气的活动规律；反之，雷暴天气的活动规律也在一定程序反映了雷暴天气的活动规律；因此本节将简单介绍反映雷暴活动的基本参量的定义和分布特征以及雷电资料的应用潜力，有关我国雷暴活动气候特征的具体分析可以参看有关文献（孙景群，1987）。2.7.1 雷暴活动参量的定义 在气象研究和工程应用中常用雷暴季节、雷暴持续期、雷暴月、雷暴日、雷暴小时以及落雷密度等参量来表示雷暴的活动情况。这里只介绍最常用的雷暴日、雷暴小时和落雷密度的定义及其分布特征。 雷暴日定义为：在一天内只要测站听到雷声则为一个雷暴日，而不论该天雷暴发生的次数和持续时间。另外根据一个月、一个季度或一年中某一地区发生的雷暴日数可以定义为月雷暴日、季雷暴日或年雷暴日。它们在一定程度可以反映对应期间雷暴的活动特征，是目前工程设计中广为采用的雷暴活动参量。但由于雷暴日本身不能反映一天中只发生一次短暂的雷暴，几次雷暴，还是持续时间很长的雷暴，因此在使用中有较大的局限性。 雷暴小时是指该小时内发生过雷暴。它比雷暴日更可靠地反映了雷暴的活动情况，也是目前工程设计中广为应用的雷暴活动参量。但是仍然无法区分该小时内雷暴活动的强弱程度，仍有一定的局限性。较为理想的雷电活动参量是闪电密度。闪电密度包括总闪电密度和落雷密度。总闪密度是指一年中单位面积地面（或海面）上空所发生的各类闪电的次数，单位为km-2a-1。总闪电密度较为精确地反映了全年雷暴活动的多少。落雷密度也称地闪密度，为一年中单位面积地面（或海面）所发生的对地闪电的次数，单位为km-2a-1，落雷密度较为精确地反映了危害较严重的对地闪电活动的频数。雷暴活动参量的气候资料是对气象台站（或其他雷暴观测台站）的雷暴观测资料进行多年统计平均后的结果，雷暴观测资料的统计平均年份愈长，雷暴活动参量的气候代表性愈好。通常，需对至少10年的雷暴观测资料进行统计平均，才能获得较好的气候代表性。气象台站对雷暴的观测实际为对雷电的观测，并把离台站较近可听到雷声的闪电定义为当地雷暴，有时亦可只闻雷声而不见闪电。雷暴观测记录了雷暴起、止时间以及相应时刻的雷暴方位等，当两次闻雷的时间间隔超过15 min后，则重新记录雷暴的起、止时间以及相应时刻的雷暴方位等。气象台站把听不到雷声的远处闪电定义为闪电，或称远闪。进行雷暴活动气候统计时，不包括远闪的观测资料。闪电密度和落雷密度一般要借助探测仪器来获得。早期的闪电密度常采用闪电计数器来得到，由于闪电计数器的探测范围有限，而且不能够区分闪击地面的闪电，因此要得到落雷密度的数据，必须借助其他观测手段。目前最先进也是最可靠的闪电密度和薄雷密度获得方法是卫星携带的闪电探测系统和地面闪电定位系统。随着微电子技术的发展和探测资料的积累，自20世纪70年代末以来，相继出现了各种能够确定雷电发生位置的探测系统。并逐渐在许多国家布网，落雷密度可以很方便的通过雷电定位网络得到的资料分析获得。这种办法在测得落雷密度的同时，还可以连续监测雷暴的活动情况，是目前国际上普遍采用的办法。2.7.2 各种雷电定位系统简介和比较 目前被国际上普遍认可的雷电定位方法大致可分为五种。第一种是改进了门控磁脉冲定向法，如已经商业化并有广泛应用的地闪定向仪（DF），它能识别典型的对地闪电的LF（低频）频段辐射电磁场波形，测定放电波形的峰值和方位。多站DF布网则可确定闪电发生的位置。第二种是工作在LF频段的长基线TOA（时间到达法）技术，如闪电定位及跟踪系统（LPATS），该系统也已经商业化，并在个别区域有应用。第三种是工作在VHF（甚高频）频段的干涉仪方法，已在法国商业化，其特点是可以同时探测云闪和地闪，并可了解放电的大致过程，但探测距离较短。第四种是工作在VHF频段的TOA技术，如LDAR系统。第五种是利用雷声差探测闪电通道的技术，它是一种更局地的网络。从性能看，前两种定位技术可以在较大的范围内布网，后三种比较适用于特殊用途及闪电物理的研究。DF的主要问题是非理想测站环境引起的定向误差较大。它本身是方向的函数，难以校正。LPATS的主要问题是系统较复杂，要求同步、测时精度高，也有因传播引起的误差。需要说明的是除DF是测地闪落地点外，其余方法测的是没判据的电磁脉冲或其副产品，即DF测量的是地闪，而其他方法探测的是包括云闪和地闪的信号。原则上，因测不到落地点的信号，单靠VHF技术无法区分云、地闪。下面简单介绍一下前两种系统。（1）磁脉冲定向法地闪定位系统（DF）：采用一对南北和东西方向放置的正交环磁天线和一个垂直放置的电天线组合来测量闪电发生的方位角。假定闪电产生的电磁波水平磁场相对正北方向成角，在两个环天线上感应的信号分别正比于X和Y，则 （2-8）由上式可计算出入射电磁波的水平方向。由于三角函数的周期性，由上式可得到两个解。利用垂直电天线感应的信号极性来消除180的不确定性，以得到闪电的真实方向。利用两个或更多探测子站测量的雷电方向汇交，可以确定闪电发生点的平面位置。方向汇交法的定位精度主要取决于各测站的测向误差，距离越远，定位误差越大。 （2）TOA法：与DF一样，TOA法也接收闪电电磁脉冲的低频信号。两个以上放置于不同放置的探测子站通过探测闪电电磁脉冲到达本站的绝对时间，每两个测站之间的时间差可以构成一条双曲线，两条双曲线的交点，就是闪电电磁脉冲发生的位置。由于两条双曲线交点可能的双解性，TOA法闪电定位网一般有四个或更多的探测子站，以保证定位结果的惟一性。 为改进定位精度，美国率先发展了将上述两种方法联合的时差测向混合法（IMPACT）。IMPACT闪电定位系统的两个测站既探测回击发生的方位角，又探测回击辐射的电磁脉冲波形峰值点到达的精确时间。中心分析站将根据每个闪电探测子站的方位和时间差数据，进行不同组合的联合定位。通常情况下，由于测量误差的影响，每一子站得到的雷电方向较难汇交在同一点，因此一般要采用最小二乘法定位来进行误差修正。IMPACT闪电定位系统由于改进了定位方法，从而提高了定位精度。IMPACT闪电定位系统在保证较少探测站数目的前提下，又保证了较高的定位精度，是目前比较实用的雷电监测定位系统。80年代以来，雷电定位技术得到较大的发展，并在许多国家布网。90年代以后，美国Global Atmopsherics公司推出了IMPACT新型产品，并增加了GPS技术和数字波形处理技术（DSP），改善了原多站系统的定位精度，目前已在美国、加拿大、日本、巴西、澳大利亚等国家和地区建网。80年代末期法国Dimensions公司推出的甚高频（VHF）干涉仪闪电定位系统（SAFIR）也在法国、比利时、日本、新加坡等国家和地区建网。80年代初期，中国科学院兰州高原大气物理研究所首先从美国引进了三站DF闪电定位系统，用于闪电研究。90年代国内出现了国产化的闪电定位仪，目前国内至少有几十台低频电磁脉冲的闪电定位仪在气象、电力、民航、林业等部门使用。2.7.3 雷暴活动的地理分布雷暴活动随地理位置的不同有很大的差别，在我国的东南地区，如广东省和广西壮族自治区，平均年雷暴日可达90120天，雷暴小时可达400600 h；长江两岸雷暴日为4050天左右，雷暴小时可达150200 h；在我国北方地区如黑龙江、吉林、辽宁、河北、山东、山西、河南等省的大部分地区和陕西、内蒙古自治区的大部分地区雷暴日一般为2050天，雷暴小时为50200 h，在戈壁、沙漠地带或盆地一般雷暴日低于20天，雷暴小时低于50 h，有的地方甚至不到10天，雷暴小时低于25 h。有趣的是在青藏高原的北缘和东缘由于地势较高，地形的起伏较大，地形的抬升使得雷暴易于形成，因此，平均年雷暴日普遍高于同纬度的其他地区，一般可达5080天，雷暴小时可达50200 h，局部地区甚至更大。因此在进行雷电防护的设计时，一定要根据不同的地理位置和气象条件进行不同的考虑。MacGorman et al（1984）、Hidayat and Ishii（1998）以及Qie et al（1993）利用美国生产的磁定位向闪电定位系统分别对美国本土、印度尼西亚和中国部分地区的落雷密度，闪电的日变化等特征进行了分析。研究结果发现落雷密度与地形有