第十章雷暴（雷電）預(yù)報雷暴是一種伴有冰雹、大風(fēng)和雷電等多種天氣現(xiàn)象的中小尺度天氣過程，其中雷電與電力、通訊、交通、建筑、核試驗和導(dǎo)彈等現(xiàn)代高科技的發(fā)展密切有關(guān)，還與森林保護、國家基本建設(shè)有關(guān)。雷暴活動的氣候特征反映了雷暴活動的地理和時間上的多年平均結(jié)果。為了表征雷電的年、月、日分布和強弱活動特點，必須要定義一些參數(shù)，主要有雷暴為5月沒有雷暴出現(xiàn)。雷暴季節(jié)公表示的是一年中雷暴活動發(fā)生的月份。它粗略地反映全雷暴所在的月份。平均雷暴季節(jié)只能大概的映全年雷暴活動的年分布和強弱程度的多年平3、雷暴持續(xù)時期：指一年中初雷日與終雷日期之間的天數(shù)，單位為天，雷暴持續(xù)期公表示一年中可能發(fā)生雷暴的持續(xù)天數(shù)，而不表示一年中雷暴可能發(fā)生多少天。所以有的地方在不同年份有相近的雷暴持續(xù)期，但一年中雷暴發(fā)生的天數(shù)差異較大。一年中可能發(fā)生雷暴的平均持續(xù)天數(shù)，它反映雷暴活動的多年平均年雷暴月是一年中雷暴月數(shù)，單位為月。年雷暴月不同于年雷暴季節(jié)，前者指的是一年中動強弱的多年平均情況。7、雷暴日、月雷暴日、季雷暴日和年雷暴日：雷暴日指該天發(fā)生雷暴的日子，而不論該天雷暴發(fā)生的次數(shù)和持續(xù)時間；月雷暴日是指一個月是雷暴的天數(shù)，單位天。它反映的是一月內(nèi)雷暴活動的強弱程度；季雷暴日是一個季度內(nèi)雷暴天數(shù)。年雷暴日是一年中的雷暴天數(shù)。雷暴日更為可靠地反映全年雷暴的活動，但是不能反映一天中雷暴發(fā)生多少次或8、平均月雷暴日、平均季雷暴日和平均年雷暴日：平均月雷暴日指月雷暴日的多均結(jié)果，單位天；它進一步反映全年雷暴的活動強弱程度的多年平均情況。平均季雷暴日暴時是指一月中雷暴的時數(shù)，單位時；季雷暴時是一季內(nèi)雷暴的時數(shù)，單位時；年雷暴時是一年中雷暴的時數(shù)，單位時；PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep11、逐時年雷暴時：指一天中某一小時內(nèi)在全年中的雷暴時數(shù)，單小時逐時年雷暴時的觀測資料可表征全年雷暴活動的日變化。平均逐時年雷暴時的觀測資料可表征全年雷暴活動的日變化的多年平均結(jié)果。除以上表示外，還可以取平均月雷暴時與平均月雷暴日之比、平均季雷暴時與平均季雷暴日之比、平均年雷暴時與平均年雷暴日之比等作為雷暴活動的參量。表征雷電活動更理想的參數(shù)是用閃電密度參量。它包括總的閃電密度、地閃密度、平均總閃電密度、平均地閃密度。它們的意義如下：1、總的閃電密度：指一年內(nèi)單位面積地面上空2、地閃密度：指一年內(nèi)單位面積地面發(fā)生各類閃電的次數(shù)，單位km-2雷暴活動的氣候資料是用氣象雷電觀測站資料進行多年統(tǒng)計的平均結(jié)果。氣象臺站進行雷電觀測時，其內(nèi)容有記錄了雷電起、止時間和相應(yīng)的雷電方位等，當兩次聞雷的時間雷電的氣候統(tǒng)計特征主要包括雷暴活動的地理分布和雷暴活動的時間變化特征。根據(jù)（1）對大范圍區(qū)域的雷電氣候統(tǒng)計可以根據(jù)雷電觀測資料繪制雷暴參量的等值線分布（2）對于單個測站的雷暴統(tǒng)計一般制作該處的雷暴活動參量的日變化和年變化曲線，表征該處雷暴的活動規(guī)律。雷暴活動的氣候統(tǒng)計使用的資料越長，則雷暴活動的氣候代表性就越好，通常至少要有10年以上的觀測資料，才能得到較好的氣候代表性。如果統(tǒng)計年份太短，則雷暴活動逐年的起伏導(dǎo)致雷暴活動參量的代表性。雷暴觀測站密度越高，則雷暴參量的地理分布代表性就越好，雷暴活動是中小尺度天氣系統(tǒng)，空間尺度小，小的僅十幾公里，大到幾百公里，時間變化快，短的僅十幾分鐘，無人區(qū)的高原、沙漠等地區(qū)，測站很少。為此近年來，國內(nèi)外建立雷電監(jiān)測網(wǎng)，專門設(shè)置雷電觀測儀器，加上利用衛(wèi)星觀測資料或雷達資料。利用雷達連續(xù)監(jiān)測雷暴活動，對于雷傳送閃電訊號，對雷暴的氣候研究提供更可靠更有用的雷電參量。第二節(jié)我國雷暴的地理分布和氣候特征由于我國地域遼闊，各地的雷暴發(fā)生的差異也較大，雷電參量分布不同。這一節(jié)主要介紹我國雷暴參量的分布特點。PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep根據(jù)多年的雷暴觀測資料，我國雷暴區(qū)可以大致分成四個地區(qū)，我國平均年雷暴日的（1）范圍：長江以北、1050E以東地區(qū)；主要包括黑龍江、吉林省、遼寧省、內(nèi)蒙古自治區(qū)中部和東北部、河北省、山東省、江蘇省、安徽省西北大部、山西省、河南省、湖北省大部、陜西省、四川省東半部、寧夏回族自治區(qū)和甘肅省東南角等地區(qū)。40404040404040不同，但是隨緯度的變化不大。其中：①內(nèi)蒙古自治區(qū)東北部、黑龍江、吉林和遼寧省等山西北部地區(qū)雷暴日偏高；③河北東南部和河南省大部地區(qū)平均年雷暴日偏低；④秦嶺以北陜西和甘肅的渭河流域一帶年平均雷暴日偏低；⑤地勢低洼的四川盆地，平均年雷暴日低于同緯度地區(qū)的值。安徽省東南角、江西省、湖南省、貴州省及四川省、湖北省和江蘇省長江兩岸地區(qū)，區(qū)。東南沿海地區(qū)的年平均雷暴日普遍低于同緯度離海岸較遠的地區(qū)數(shù)值，而小島嶼的平PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep均年雷暴日又低于同緯度度沿海地區(qū)的數(shù)值。緯度度較高時，平均年雷暴日的這類偏差較頻繁，平均年雷暴日較同緯度的平原地區(qū)要青海省西北部、新疆維吾爾自治區(qū)等地區(qū)。（2）雷暴日：這一地區(qū)除新疆西北地區(qū)外，主要為由沙漠、盆地等組成干旱的地區(qū)，和內(nèi)蒙古的巴丹吉林沙漠和騰格里沙漠地區(qū)，平均年雷暴日低于10天，是我國平均年雷暴（2）雷暴日：這一區(qū)多為高原和山脈，地形起伏較大，平均年雷暴日高于同緯度的地帶，主要包括青海柴達木盆地與昆侖山脈和祁連山脈交界處，甘肅和內(nèi)蒙古巴丹吉林沙漠和騰格里沙漠與祁連山山脈交界的地方，以及四川盆地與其西部山區(qū)交界的地方，地形、200~300KM范圍內(nèi)，平均雷暴日可變化30~40天。在四川的西部和西南角，云南北部以及西藏東北角等地區(qū)，地勢高且起伏大，平均年勢相對低而平坦，平均年雷暴日普遍偏低。減小而遞增，但長江以北地區(qū)這一變化趨勢并不顯著，而長江以南地區(qū)這一變化趨勢較為明顯。（2）東南沿海地區(qū)的平均年雷暴日偏低于離海岸稍遠地區(qū)的數(shù)值，而小島嶼的平均年雷暴日又偏低于同緯度沿海地區(qū)的數(shù)值。此外江湖流域、河谷平原和河谷盆地的年平均雷暴日往往偏低于同緯度其它地區(qū)。（3）新疆維吾爾自治區(qū)、甘肅省和內(nèi)蒙古自治區(qū)的廣大沙漠和戈壁灘地區(qū)以及青海省柴達木盆地等到地區(qū)，因氣候干旱，平均年雷暴日較低，一般不超過10天，是我國最低的地區(qū)。（4）地勢較高、地形復(fù)雜的山岳地區(qū)，平均年雷暴日往往高于同緯度地區(qū)的數(shù)值。平均年雷暴時的地理分布比平均年雷暴日更能反映雷暴活動的強弱程度的地理分布。隨緯度減小而略有增加。如內(nèi)蒙古東北部、黑龍江、吉林和遼寧等地區(qū)的年平均雷暴時為南、湖北、陜西北半部和四川東部等到地區(qū)的年平均雷暴時略高于我國東北部地區(qū)，約為PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep150-200小時；到華南南部地區(qū)的平均年雷暴時遞增至400~600時左右。長江兩岸地我國東南沿海地區(qū)的平均年雷暴時低于同緯度的離海岸稍遠的地區(qū)，離海岸較遠的東高于同緯度的平原地區(qū)。而小島嶼的平均年雷暴時又低于同緯度的沿海岸地區(qū)。在洞庭湖和湘江流域地形平坦，平均年雷暴時低于同緯度其它地區(qū)；在巫山、武夷山、天目山、大2004020030020040040050050020025020030040圖10.2我國平均年雷暴時漠、青海的柴達木盆地等，平均年雷暴時低于10~20小時，是我國雷暴最少的地區(qū)。新疆山區(qū)的東緣地帶，四川盆地與其西側(cè)山區(qū)相交的地方，地形變化快，年平均雷暴時的水平PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep變化快，年平均雷暴時的等值線十分密集。四川西部到南部山脈，地形復(fù)雜，平均年雷暴時高于同緯度地區(qū)，另在四川北部和甘肅南部山脈地區(qū)交界處平均年雷暴時等值線十分密集，再往北有一個50小時的低值區(qū)。西藏東南角雅魯藏布江流域等廣大地區(qū)，由于地勢相對較低，平均年雷暴時偏低。我國平均年雷暴時的總的特征為：變化趨勢不太明顯，而長江南地區(qū)較為明顯。（2）東南沿海地區(qū)的平均年雷暴時低于同緯度的離海岸稍遠的地區(qū)，而小島嶼的平均年雷暴時又低于同緯度的沿海岸地區(qū)。江河、湖泊、河谷平原和河谷盆地的平均年雷暴時低于同緯度的其它地區(qū)。小時。是我國雷暴時最低的地區(qū)。（4）地勢高、地形復(fù)雜的山地區(qū)域，平均雷暴時常高于同緯度其它地區(qū)，如青藏高原（5）平均年雷暴時的地理分布與平均年雷暴日的地理分布規(guī)律基本類似，不同之處是平均年雷暴時的緯度差異不如年平均雷暴日明顯。平均雷暴持續(xù)時期表示全年可能發(fā)生雷暴的持續(xù)天數(shù)，它的分布如圖10.上面一樣將我國分成四個區(qū)，各區(qū)的特點為第一區(qū)：這一大部地區(qū)的平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)分別為150天左右和4~9在內(nèi)蒙古到東北、黑龍江、吉林和遼寧等到地區(qū)平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)由內(nèi)蒙古中部、河北、山東、山西、安徽、河南、湖北、寧夏、陜西等省的西北角，及甘肅東南角和四川東部廣大地區(qū)平均雷暴持續(xù)時期較短，一般不到150天，平均雷暴季節(jié)河北、山東、山西、河南、四省的交界處，以及陜西和甘肅的渭河流域地區(qū)的平均雷四川盆地的平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)，略短于同緯度其它地區(qū)，平均雷暴持第二區(qū)：平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)隨隨緯度減小而增加不如第一區(qū)明顯，長福建西部、廣東西北半部、湖南東半部、廣西南半部地區(qū)的平均雷暴持續(xù)時期為230~250PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep天；平均雷暴季節(jié)一般為5~8月至5~9月左7070804020020020023025028030023023023023020025040圖10.3我國平均年雷暴持續(xù)時期地理分布我國平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)最短的地區(qū)。但是新疆西北山脈地區(qū)平均雷暴持續(xù)第四區(qū)：這一區(qū)多為高原和山岳地區(qū)，地形起伏，平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)四川、云南和西藏交界地檢，其平均雷暴持續(xù)時期為150~200天左右，平均雷西藏中西部，平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)要短于同緯度其從上可看出，我國平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)的特點為（1）東經(jīng)1050以東地區(qū)的平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)隨緯度減小而PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep城長江以北地區(qū)這一特征明顯，長江以南地區(qū)則不太明顯。（2）東南沿海地區(qū)的平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)小于同緯而小島嶼的平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)又小于沿海岸地區(qū)。這與年平均雷暴日（3）新疆、甘肅、內(nèi)蒙的廣大沙漠地區(qū)和柴達木盆地，氣候干燥，平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)較短。（4）地勢高、地形復(fù)雜的青藏高原和云貴高原地區(qū)，平均雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)往往高于同緯度其它地區(qū)。（5）平均雷暴持續(xù)時期與平均年雷暴日、平均年雷暴時的分布特征在一些地區(qū)有許多相似之處，但在另一些地區(qū)則差異較明顯。332333222403332424444434540444355圖10.4平均年雷暴時與平均年雷暴日之比的地理分布的地理分布，由圖中可以看到，平均年雷暴時與平均年雷暴日之比和平均年雷暴日呈正相遼寧省、內(nèi)蒙古自治區(qū)中部和東北部、河北省、寧夏回族自治區(qū)、陜西省北部、山西省中北部，以及河南省和山東省的黃河以北地區(qū)。該地區(qū)平均年雷暴時與平均年雷暴日之比為 （2）第二區(qū)主要為河南省和山東省的黃河以南地區(qū)，江蘇省、浙江省、福建省、廣東省、廣西省、安徽省、江西省、湖北省、湖南省、四川省東南部、貴州省、云南省中部和PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep東南部等地區(qū)，該地區(qū)平均年雷暴時與平均年雷暴日之比為3.0~5.0左右，大部爭地區(qū)的比值則為3.0~4.0左右，其地理分布則與平均年雷暴時分布特征相似，其中有些地區(qū)的平均年雷暴時與平均年雷暴日之比值偏高些，如山東省、江蘇省和安徽省一帶的比值大于4緯度較低的廣東南部、廣西、貴州南部和云南等地區(qū)的平均年雷暴時與平均年雷暴日之比值達到4.0~5.0左右；（3）第三區(qū)主要包括內(nèi)蒙古自治區(qū)西南部、新疆維吾爾自治區(qū)，甘肅省、青海省、西藏自治區(qū)、四川省西北部和云南省西北角等地區(qū)，該地區(qū)的平均年雷暴時與平均年雷暴日之比值達到2.0~3.0左右；其中甘肅中部、內(nèi)蒙古自治區(qū)西南部、新疆大部地區(qū)，主要由沙漠組成，不僅平均年雷暴時與平均年雷暴日較低，其比值也很低，雷暴持續(xù)時間的多年平值較高；一些江湖、河谷盆地區(qū)平均年雷暴時與平均年雷暴日之比高于同緯度其它地區(qū)；我國西北沙漠地區(qū)平均年雷暴時與平均年雷暴日之比值偏低。若將氣象臺站觀測的平均年雷暴日為橫坐標和平均年雷暴時為縱坐標，可以得到經(jīng)驗第三節(jié)我國雷暴活動的時間變化特征我國平均季雷暴日隨季節(jié)和地理而變，首先從季節(jié)看，春季平均季雷暴日偏低，夏季（1）第一區(qū)：春季平均季雷暴日較低，為2——6d左右，平均季雷暴不大顯著，其中內(nèi)蒙古東北部和中部以及黑龍江北部地區(qū)，平均雷暴日偏低，如海拉爾為暴日為10~15d左右；至華南地區(qū)，其日一般大于30d，儋縣則高達37d，是春季平均季雷暴日最高的地區(qū)。東南沿海地區(qū)低于同于同緯度其它地區(qū)。是我國平均季雷暴日最低的地區(qū)。而新疆北部山區(qū)的昭蘇卻可達1（4）第四區(qū)：這一區(qū)的東部地區(qū)平均季雷暴日較高，大部分為10~20d左右；云南南PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep廣西東興平均季雷暴日達67d，是我國夏季平均季雷暴日最高的地區(qū)。（3）第三區(qū)：除新疆西北角之外的大部他地區(qū)的夏季平均季雷暴日偏低，一般小于等于15d，是我國夏季平均季雷暴日最低的地區(qū)，新疆西北部地區(qū)可達20~40d左右（4）第四區(qū)：這一區(qū)的東部地區(qū)平均季雷暴日較低，大部分為20~50d左右；中南地（1）第一區(qū)：秋季平均季雷暴日可達3~7d左右；平均季雷暴日隨緯度變化不顯著，只有遼寧東部地區(qū)的平均季雷暴日較高，為7~8d。左右，而到兩廣地區(qū)為15~20d左右，海南島地區(qū)平均季雷暴日達20~2（3）第三區(qū)：除新疆西北角之外的大部他地區(qū)的夏季平均季雷暴日偏低，一般小于等（4）第四區(qū)：東部和中部地區(qū)平均季雷暴日為10~20d左右；云南西南部地區(qū)平均季二區(qū)的大部和第四區(qū)的東部地區(qū)有弱的雷暴活動。平均季雷暴日為0.1~3d。平均雷暴時偏低于同緯度其它地區(qū)。暴時為30~50h左右；至華南地區(qū)，其平均季雷暴西部地區(qū)平均季雷暴時一般大于100h，廣西中部和西部地區(qū)春季平均季雷暴時低于周圍地（4）第四區(qū)：這一區(qū)的東部地區(qū)平均季雷暴時較高，大部分為10~50h左右；云南西我國夏季平均季雷暴時最高的地區(qū)。此外江蘇北部地PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep（3）第三區(qū)：除新疆西北角之外的大部他地區(qū)的夏季平均季雷暴時偏低，一般小于等（1）第一區(qū)：秋季平均季雷暴時可達5~10h左右；平雷暴時最高的地區(qū)。東南沿海丘陵地帶平均季雷暴時高于同緯度其它地區(qū)。（3）第三區(qū)：除新疆西北角之外的大部他地區(qū)的夏季平均季雷暴時偏低，一般小于等（4）第四區(qū)：東部和中部地區(qū)平均季雷暴時為20~60h左右；云南西南部地區(qū)平均季平均年雷暴日、平均年雷暴持續(xù)時期和平均雷暴季節(jié)不僅因地而異，平均年雷暴月的年變化也不相同。往往隨緯度、地理條件而變化。據(jù)對我國527個氣象臺站雷資料分析表明，緯度較高的如哈爾濱、長春、沈陽、烏魯木齊、西寧、蘭州、西安、太原、北京和濟南及杭州、福州、鄭州、南寧、成都、昆明和拉薩等地，平均月雷暴日年雷暴活動的日變化因地而異，根據(jù)我國28個城市的資料分析表明，平均逐時年雷暴時的日年變化曲線具有單峰單谷形式，其中哈爾濱、長春、沈陽、烏魯木齊、西寧、蘭州、南京、南昌、漢口、長沙、南寧、成都等地峰谷值差較小。第四節(jié)全球雷暴的氣候特征PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep可以繪制全球年平均雷暴日的地理分布。全球年平均雷暴日的地理分布與大氣環(huán)流、海陸發(fā)射后不久發(fā)現(xiàn)高分辨率可見光掃描儀在軌道的夜間部分具有探測閃電的功能。圖DMSPDMSP午夜衛(wèi)星觀測閃電：61681977.9~1160N60N40N20N020S40S60S160W120W80W40W040E80E120E160E40N20N40S20S60S0DMSPDMSP午夜衛(wèi)星觀測閃電：61681977.12~2PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep緯度更低。在北半球，雷暴活動的范圍比南半球廣，北界大致可達DMSPDMSP午夜衛(wèi)星觀測閃電：61681978.3~5陸地上的對流活動較海洋頻繁，雷暴活動明顯大于同一緯度的海洋，雷暴的高值區(qū)出現(xiàn)于DMSPDMSP午夜衛(wèi)星觀測閃電：61681978.6~8率很大，也不易形成對流性云系，因此沙漠地區(qū)是平均年雷暴日最低的地區(qū)，而對于潮濕PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep地區(qū)的平均年雷暴日一般大于同緯度干旱的地區(qū)。如北非的撒哈拉大沙漠、阿拉伯地區(qū)魯卜哈利沙漠、澳大利亞中部大沙漠、吉布森沙漠、維多利亞大沙漠等地區(qū)。海洋地區(qū)的平均雷暴日低值區(qū)位于印度洋、南大西洋、南太平洋和東北太平洋地區(qū)。平均年雷暴日低5d。某些地區(qū)甚至無雷暴發(fā)生。對于全球雷暴活動的時間變化可根據(jù)全球四季雷暴日的變化了解。由圖10.5~10.8可球的雷暴活動逐漸減弱，如馬來西亞和新加坡地區(qū)、烏干達和坦桑尼亞與剛果相交地區(qū)、塞拉勒窩內(nèi)、利比里亞、加納等的平均季雷暴日高值區(qū)可達40~60天以上。暴活動較弱，對于雷暴活動頻繁的赤道熱帶地區(qū)，雷暴活動并不很顯著。這時期，平均季和孟加拉國等地區(qū)的平均季雷暴日高值區(qū)可達30~40天。閃電密度是指單位面積上和單位時間內(nèi)發(fā)生閃電的數(shù)值，又稱閃電頻數(shù)。它的氣候值包括平均總閃電密度和平均地閃密度，它們分別定義為一年中單位地表面積上空所出現(xiàn)的各類閃電數(shù)和地閃數(shù)的多年平均值。因此需要對一定面積范圍內(nèi)的平均總閃電密度和平均地閃密度進行足夠長期觀測，得到足夠的資料進得分析統(tǒng)計?？偟拈W電密度為地閃、云閃比地閃出現(xiàn)的閃電密度高；而總閃電密度增加時，地閃對總的閃電數(shù)的比就減小。地閃對PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep從防雷角度分析，地閃發(fā)生的頻數(shù)是確定地閃對人類和建筑物的最重要的參數(shù)。Ntm=(aTm+a2Tm4)1/2Ntm=0.06Tm1.5表10.給出了其它一些作者得出地閃密度與雷暴日間的據(jù)前蘇聯(lián)臺站9年的觀測資料研究得到年雷暴時與雷暴日的關(guān)系為前面已提到地閃與緯度間的關(guān)系，指出云地閃之比隨緯度減小而增加。每一個雷暴日緯度與地閃密度的關(guān)系表10.1給出了世界一些地區(qū)閃電密度與雷暴日地閃密度地閃密度Anderson和JennerBrown和Whitehead0.004T2Müller-Hillebrand前蘇聯(lián)Kolokolov和PavlovaStringfellowKolokolov和Pavlova-3全球(溫帶氣候)全球(溫帶氣候)美國（北部）Horn和Ramsey全球(熱帶氣候)美國（南部）Horn和Ramsey0.25TPiercePDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep第五節(jié)地球和大氣間的電輸送在前面介紹局地大氣電過程之后，對全球大氣電參量的時空分布也應(yīng)有所了解。在地球上局地的雷電過程可以通過電離層和地球的電傳導(dǎo)作用而遍及全球，它對維持晴天大氣電場100伏/米起重要作用。在晴天大氣中存在方向垂直向下荷，而地球荷等量的負電荷，大氣的電導(dǎo)率隨高度增加，大約到50公里高度處周知的電離層，大氣對于緩變的電訊號，成為很好的導(dǎo)體，無線電波被反射。在晴天大氣電荷，而整個大氣則需荷等量的正電荷。由于大氣離子的存在，大氣本身有弱的導(dǎo)電特性，氣傳導(dǎo)電流，將大氣中的正電荷輸送給地球，同時地面的負電荷向上運動與向下的正電荷這就說明大氣中必定有一與晴天大氣電相反方向的電荷輸送。（2）在有云區(qū)，電場方向相PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep電離層電離層晴天50公里300000伏降雨凈電流晴天氣電荷等量。下成先介紹這些量的定義，給出這些量的關(guān)系，然后給出這些量的典型值。E(z)=-(10.6)由于晴天大氣電場向下為正，向上為負，則h處的晴天大氣電位差V(h)為0(z)dz(10.7)02、整層晴天大氣電位差：定義為電離層下界處的晴天大氣電位差，由(10.7)式寫為H0E(z)dz(10.8)H0PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep3、全球晴天大氣電流強度：定義為單位時間內(nèi)由全球晴天大氣向地球表面輸送的總電荷，它與全球表面晴天大氣電流密度的關(guān)系為I=jS(10.9)大氣總電導(dǎo)率之間的關(guān)系為5、整層晴天氣柱電阻：定義為從地面到電離層下界的晴天氣柱電阻，則整層氣柱電阻Re=dz6、全球晴天大氣電阻：定義為地球表面與電離層下界之間全球大氣的總電阻，它與整層氣柱電阻的關(guān)系為上式表明，若已知式中兩個全球大氣電學(xué)量，便可求出第三個全球大氣電學(xué)量。j(z)=λ(z)E(z)(10.14)式代入(10.10)式，得晴天大氣電位差的另一種表示式為V(h)=jdz若將晴天氣柱電阻的表達式（10.14）式代入到（10.7）式，便可得晴天大氣電位差與晴天大氣電流密度和晴天大氣電阻之間的關(guān)系為上式表明，晴天大氣電位差隨高度的分布特征與晴天氣柱電阻隨高度的分布特征是相根據(jù)整層晴天大氣電位差和整層晴天氣柱電阻的定義，由（10.16）式可得另一種晴天大氣電位差的另一種表達式V=jRcPDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep荷密度rc(h)與高度為z的晴天大氣體電荷密度r(z)之間有積分關(guān)系式rc(h)=r(z)dz(10.18)整層晴氣柱電荷密度rc，定義為從地面至電離層下界的晴天氣柱電荷密度，單位為2rc=(z)dz(10.19)由靜電學(xué)可知，晴天大氣體電荷密度與晴天大氣電場梯度之間有關(guān)系r(z)=(10.20)式中晴天大氣電場E(z)的方向向下為正，向上為負。將（10.20）式代入（rc(h)=8、全球表面面電荷密度由于晴天大氣電場的方向向下為正，高上為負，則可得全球表面面電荷密度σ與全球σ=rc(10.23)為對全球大氣電學(xué)量有一個基本了解，可由晴天大氣電學(xué)量的全球平均值，用上面各式可面積S=5.1x1018cm2，代入到（10.9）式，可得全球晴天大氣電流強度為I=1500A。利用晴天大氣總電導(dǎo)率隨高度分布的典型結(jié)果，由（10.11）式可得整層晴天大氣柱電阻PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep5.6x105C。由此得全球大氣電荷Qa表10.2全球大氣電學(xué)量全球表面晴天大氣電場全球表面晴天大氣電流密度全球表面晴天大氣總電導(dǎo)率全球表面晴天大氣體電荷密度整層晴天大氣電位差3x105V全球表面晴天大氣電流強度整層晴天大氣電阻2全球表面晴天大氣電阻整層晴天氣柱電荷密度全球表面面電荷密度-1.1x1013Ccm-2-5.6x105C全球大氣電荷5.6x105C晴天大氣柱電荷密度；又根據(jù)晴天大氣電導(dǎo)率廓線，可得整層晴天氣柱的電阻等。結(jié)果表表10.3一些地方整層晴天大氣電位差平均值變化范圍PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finepV(t)/VV(t)/V;E(t)/E基輔（烏克蘭）塔什干（烏茲別克）沃洛普斯島（美國）謝弗維爾（加拿大）魏森瑙（德）浦那（印度）烏普薩拉（瑞典）40~290240~710230~290260~360200~270ИмянитовИмянитовИмянитовMarkosonMarkosonMühleisenHuddarМазинИмянитов于大氣垂直電場的日變化。由于影響晴天大氣電位的因子有局地性和全球性變化兩因子，1601401201008006121824世界時（時）地整層大氣電位差和海平面大氣（3）整層晴天大氣電位差年變化：整層晴天大氣電位差年變化因地而異，具有雙峰雙夏初，年較差（峰值、谷值之差與年平均值之比）為1理位置而變，且有日變化和年變化。整層大氣柱電阻與氣溶膠的含量有關(guān)，如若低層大氣中的氣溶膠含量較低，大氣電導(dǎo)率就高，從PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finepa度的日變化特征。觀測表明整層晴天氣柱電荷密度與大氣電場子一樣，具有雙峰和雙谷的a地球荷等到量的負電荷，由于大氣離子的存在，大氣有弱的導(dǎo)電性，于是在大氣電場的作用下，形成方向向下的晴天大氣電流，將大氣中的正電荷輸送給地球，不要十幾分鐘即能把大氣中的電荷全部輸送到地面，大氣電場即刻消失電離層大氣層地球地球σ喻偽可以把地球表面看成球形電容器的一個電極，流動的電流，稱漏泄電流。的有效放電電流為I~1350安培。電容器的總電荷Q為149=5.553/3t=εR(Rt=式中R是地球半徑，λ是大氣電導(dǎo)率，ε是大氣介電常數(shù)。表10.4是對不同表10.4不同高度大氣電的弛豫時間Z（km）011)52.75x10一 4.59τ 2.2年對整個地球而言，由于整層晴天大氣電勢差的存在，形成大氣電場，產(chǎn)生全球晴天大氣電流，即全球泄放電流，全球泄放電流使球形電容器正、負極攜帶的電荷，通過晴天大機的作用，在雷暴云的上空為一正電荷區(qū)，下部為一負電荷區(qū)，于是在積雨云上方形成一向上的電場，在全球范圍內(nèi)產(chǎn)生電流強度Ic的充電云下方是垂直平分線向上的電場，從而產(chǎn)生尖端放電電流，而地閃形成閃電充電電流，降水產(chǎn)生降水泄漏電流，其總效果為全球范圍內(nèi)的充電電流Ic，將負電荷輸送到地面。雷暴產(chǎn)生的全球充電電流可補償全球泄放電流，使大氣與地球間的電荷輸送達到平衡。電離層電離層V內(nèi)部泄漏電流0雷雨云發(fā)電機充電地球IH直流發(fā)電機R地球強，從而使球形電容器攜帶的電荷增加，導(dǎo)致晴天大氣電勢和電場加強，隨晴天大氣電場子加強，全球泄放電流加大，導(dǎo)致球形電容器攜帶的電荷減小，直至達到新的動態(tài)平衡。閃電產(chǎn)生的巨大的瞬變電磁場，來自這種源側(cè)向伸展的徑向?qū)拵щ姶艌雒}沖進入球形電容器的腔體內(nèi)。其電磁場脈沖的最低頻率分量在衰減之前可繞全球傳播幾次。在脈沖波PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep環(huán)繞全球幾次傳播中，沿多重路徑中因波的相位的相加和相消產(chǎn)生一共振線譜，譜的主要特性可以用地球-電離層腔體的準橫向電磁標準模式精確地描述?？偟墓舱褡V是由全球閃電地方觀測到，但是由于共振的電磁場振幅很弱，容易為鄰近的閃電和無關(guān)的人造電磁噪聲fm=[m（m+1）]1/21/2m，f1=10.6Hz；實際上地球有限的電導(dǎo)率產(chǎn)生損耗，電離層也是如此，所以f1~7.9Hz。功率編碼是根據(jù)右邊的灰度標尺。頻率分辨率約為0.47Hz，在這圖中清楚表示有6個期的模，圖的上方以尖頭表示。場資料的6天時間間隔的水平磁場每日功率譜圖。圖中清楚地顯示出電場和磁場分量的5或6條共振譜線，可見電場和磁場顯示出類似的頻率共振和日強度廓線。在電場底部處偶表10.5Schumann共振的主要特征垂直電場水平磁場特征頻率fnfn的日變化振幅的日變化基本干擾源-1Hz-1/2-1Hz-1/22000-2200UT線性（垂直）輸電線,聲噪聲,吹塵,雨~0.5-1pTHz-1/22000-2200UT線性（橢圓）PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep頻率，Hz頻率，Hz3456功率pT2/Hzn=12頻率,Hz頻率,Hz日最大40Schumann共振300.1200891011線譜日（89年9月）圖10.13Schumann共振水平分量0.014040300.1200.01040磁場300.1200.0108101240302004030200磁場日（89年9月）日(89年日（89年9月）Wilson指出，全球雷暴活動是維持大氣與地球間電荷輸送平衡的基本原因，他認為每一次雷暴云是一臺發(fā)電機，以補償大氣正電荷不斷向地面泄漏，如圖中，可以看到電荷的輸送有以下幾種過程1）雷暴云具有將正、負電荷分離的機制，在云的上部荷正電荷、下部荷負電荷，這種電荷分離相當于形成向上的充電電流，而云內(nèi)的電導(dǎo)率決定了云內(nèi)的泄漏電流。（2）由于雷暴頂部的正電荷作用，在云之上大氣的電場方向與晴天大氣電場相的電場與晴天電場方向相反，電流是由電場作用下的傳導(dǎo)電流，也可以強對流產(chǎn)生的對流觀測表明，全球表面晴天大氣電場數(shù)值是相當穩(wěn)定的，即地球荷負電荷，晴天大氣電流將大氣中的正電荷輸送給地面，晴天大氣電流的輸送的電荷通量密度為35~PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep2地閃閃電電流的電荷輸送過程是指地閃閃電流將云中的電荷輸送給地球大氣電過程，在多數(shù)懷念況下，地閃為發(fā)生在積雨云下部的負電荷與大氣之間的放電過1左右。在中高緯度地區(qū)，地閃占整個放電40%，而低緯雷暴頻繁，衡全球晴天電流1800A,全球?qū)⒂?600在積雨云強電場的作用下，各自然和人造的尖端物產(chǎn)生的尖端放電電流將大氣中的電荷進行輸送，尖端放電電流可正可負，但是平均而言尖端放電電流密度為負，即尖端放電電流密度的方向是垂直向上，說是尖端放電電流將大氣中的負電荷輸送給地球，尖端放電電荷，將補償因晴天大氣電流和降水電流所中和的負電荷，維持地球攜帶負電荷。降水攜帶不同極性和大小的電荷量向下形成降水電流，將電荷輸送給地球，觀測得出降水有時帶正電荷，有時帶負電荷，帶正電的和負電的降水元是充分混合的，即使在短暫的時間間隔內(nèi)，也只是偶然才出現(xiàn)所有降水元帶一種符號的電荷的情況，在各種類型的降水中，帶正電的雨量大于帶負電的雨量，形成一凈的正電荷向地面輸送；低壓的穩(wěn)定性降水主要帶正電荷，雷暴的強降水中心處的降水荷正電。雖然云底附近負電荷占優(yōu)勢，而雷暴下的地面為負電場，實際輸送給地面的是正電荷。降水電荷的觀測通常是使雨滴相繼通過兩個絕緣的金屬環(huán)的方法測量電荷，這時在金屬環(huán)中感生的脈沖振幅就是雨滴電荷的度量，而兩脈沖的時間間隔就可得出降水雨滴的降另一種方法是用平板電容器作為高頻振蕩器的一部分，當雨滴下落至垂直放置的兩平板組成的電容器之間時，將引起電容量的突變，于是高頻振蕩器的振蕩頻率發(fā)生變化，從而出現(xiàn)指示雨滴的大小、荷電量和降落速度以及雨滴質(zhì)變化相差很大，但對一定大小的的雨滴上的平均電荷量卻表現(xiàn)有系統(tǒng)性，小滴上的電荷符PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep度絕對值比其它各類降水電流密度的絕對值大得多。此外各類降水的降水電流密度時正、時負，平均而言，降水電流密度為正，即降水電流密度方向垂直向下，這表明降水電流將水電流輸送的電荷過程與晴天大氣電流輸送的電荷過程相同，都使地球攜帶的正電荷迅速），與尖端放電電流I（靜電單位/秒）之間的關(guān)系為i=-2′10-8I（p）0.57i=2.76′10-5Qp表10.6為降水向大地輸送的電量(T表示總降雨,R表示雷雨,NR表示非雷雨)觀測者靜電單位穩(wěn)定連續(xù)攜帶的正電量與負電量之比3.2R一般<5′10-4Baldit+2.494.0平均值3~5′10-4RSchindelhauer+0.520.98R最大值>′10-3RHerathMcClelland和Nolan+0.210.080.720.844.5T一般<5′10-5最大值6.6′10-3NRMcClelland和+0.210.080.720.844.8T+1.6′10-5-5′10-6+1.6′10-5-5′10-6Marwick+0.470.660.770.28Banerji和lele+0.69RBanerji+0.080.40R+0.43+5′10-4-2′10-3TChalmers和Little平均值+2′10-5NRChalmers4?分3.8′10-6NRChalmers(1960)3.5′10-6NRPDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep根據(jù)實際測量到的晴天大氣電流、地閃電流、尖端放電電流和降水電流向大地輸送的電荷量，可以估算各地表的電荷收支。表10.7給出了英國三個地點測量到的各種電流和電荷收支，從表中可看到，地閃閃電流向大地輸送的電荷通量密度最小，平均值為2表10.7全球一些地方的電流和電收支a)地閃電流尖端電流丘丘202035545620209030030304025852490MansonChalmersLittleetalRevisedChalmersRevisedWait端電流在大氣和地球海洋間電荷平衡作用，從而獲得全球表面電荷收支差額為正的結(jié)果，同時較電離層的電導(dǎo)率小10~12數(shù)量級，因此可以把電離層下界面和地球表面氣電過程球形電容器的兩極，這當局部地區(qū)發(fā)生的大氣電過程可通過電離層和大地的電傳導(dǎo)作用迅速傳播全球，達到全球大氣電平衡。太陽活動影響大氣高層的電過程，還影響對流層的電過改變，導(dǎo)致大氣電導(dǎo)率也發(fā)生改變，由此對晴天大氣電場和晴天大氣電流密度發(fā)生變化，為色球?qū)优c日冕。光球?qū)拥暮穸葍H約為500公里，它構(gòu)成了太陽可見光輻射的源地，其溫度由低層的8000K變化到高層的4000K，平PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep太陽黑子數(shù)太陽黑子數(shù)太陽黑子數(shù)太陽黑子數(shù)較冷氣體構(gòu)成，在太陽中各種原子的特征波長上，這些較冷氣體吸收光球?qū)影l(fā)射的連續(xù)輻射，形成太陽吸收光譜。這時原子吸收輻射后激發(fā)到新的高能級上，于是受激原子要向低能態(tài)躍遷，發(fā)射出輻射，形成色球?qū)拥陌l(fā)射光譜。發(fā)射光譜線與吸收光譜線具有同樣的頻色球?qū)右陨系拇髿鈪^(qū)稱為日冕。日冕層由日盤邊緣向外延伸數(shù)百公里，在全日食期間可看到它象一個微弱發(fā)白色的暈圈。日冕沒有外邊界，它不斷向太陽系發(fā)射一股股由等離子體組成的氣流，這種氣流稱之為太陽風(fēng)。太陽黑子是光球?qū)由陷^暗的區(qū)域，平均大小約為10,000公里，但從肉眼見3603603202802402001610120804001800181018201830184018501860187018801890190036032028024020016101208040019001910192019301940195019601970198019902000年份太陽自轉(zhuǎn)方向上跟隨黑子可以持續(xù)幾天或幾乎完全限制在太陽的光球?qū)訙囟纫偷亩鹊停员憩F(xiàn)為黑是表示了太陽活動的的時期很多，有的時期卻幾乎完全不出現(xiàn)，把這種時期稱之為太陽黑子極大和極小。太陽黑子數(shù)的周期變化稱為太陽黑子周期。根據(jù)二百年來每天黑子數(shù)目和它們在日面上出現(xiàn)的PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep太陽太陽在一個給定的太陽黑子周期內(nèi)，對一定的半球而言，先導(dǎo)黑子的極性總是相同的，當每一由于地球存在有磁場，宇宙粒子進入地球大氣系統(tǒng)，要受到地球磁場的作用而發(fā)生偏轉(zhuǎn)，粒子所受的力垂直于磁場方向和粒子軌跡方向，寫為作用是使離開地球的粒子返轉(zhuǎn)，產(chǎn)生一個對磁場的反作用，使地球磁場分布發(fā)生改變，在層頂以內(nèi)全部區(qū)域為磁層。在背太陽一側(cè)，磁層伸至很遠距離，稱之地球磁尾。一般磁層限制宇宙粒子的進入，但也可能宇宙粒子被地球磁場俘獲，這時粒子以磁力線為軸圍繞磁力線作螺旋運動，即是以磁力線為軸呈螺絲狀軌時間周期約為1秒鐘。同時圍繞地球自西向東偏移（負粒子），或自東向西緩慢偏移（正太陽風(fēng)磁層電離層開放的磁力線磁層殼會切點弓形沖波高能粒子流進入地球地球磁力線PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep電離率q(cm3sec-1)粒子）。在路徑的每一端，粒子落入高密度區(qū)，與原子和分子發(fā)生較多的碰撞，因粒子每形成兩個稱之范阿侖輻射帶，其中靠內(nèi)側(cè)的一條帶稱為內(nèi)范阿侖輻射帶（地球上空800~電離率q(cm3sec-1)太陽黑子數(shù)的多寡反映太陽活動的強弱，太陽黑子數(shù)多時，表示太陽活動強烈，由此產(chǎn)生高能粒子流、輻射等宇宙射線也強，雖太陽發(fā)出的宇宙射線較銀河發(fā)出的宇宙射線弱度陡增，等離子體構(gòu)成的太陽風(fēng)劇增和星際磁場中出現(xiàn)尺度不等的強磁場區(qū)，這些強磁場區(qū)稱為磁云。大量磁云出現(xiàn)，干擾銀河系宇宙射線的軌跡，使進入地球大氣的銀河宇宙射線強度明顯減弱。由于太陽宇宙射線粒子能量比銀河宇宙射線低很多，雖然太陽活動加強導(dǎo)致的太陽宇宙射線加強，太陽宇宙射線粒子不易穿過中低緯度的大氣層，在平流層下部和對流層的銀河宇宙射線強度減弱，其總的結(jié)果是宇宙射線的強度與太陽黑子數(shù)呈負相關(guān)。因此當太陽黑子數(shù)增加，大氣電離率下降，導(dǎo)致大氣離子濃度減小，從而影響晴天大氣電大氣電離率與太陽黑子間存在相關(guān)性，當太陽黑子數(shù)為極小值時，大氣電離率偏高，達373s-1左右，峰值高度位于13km關(guān)系,圖中實線是太陽黑子數(shù)時間變化曲線，虛線表示大氣電離率時間變化曲線，黑子數(shù)與Rz200可見太陽黑子數(shù)與大200q氣電離率的周期變化150100的變化導(dǎo)致晴天大氣40050中離子的濃度發(fā)生改0位差和晴天大氣電流1940195019601970年密度等晴天大氣電學(xué)圖10.17太陽黑子數(shù)與大氣電離率量發(fā)生關(guān)系。觀測發(fā)現(xiàn)，地面晴天大氣電場的年平均值、日振幅和年振幅與太陽黑子的長期變化呈正相關(guān)，具圖10.17太陽黑子數(shù)與大氣電離率雷暴活動與太陽黑子活動存在一定關(guān)系，根據(jù)多年雷暴觀測資料的統(tǒng)計分析表明，年太陽磁場是行星際磁場的源，太陽磁場具有較為復(fù)雜的結(jié)構(gòu)，并隨時間變化，隨太陽PDF文件使用"pdfFactoryPro"試用版本創(chuàng)建www.finep相鄰兩磁扇區(qū)形區(qū)具有相反的極性磁場，其中磁力線方向背離太陽的磁場定義為正，向著太陽的磁力線方向定義為負，相鄰兩磁扇形之間有明顯的邊界，稱之為太陽磁扇形邊界，圖10.18是IMP-1空間飛行器（1963）通過27天的030003000300磁扇邊界磁扇形區(qū)磁扇邊界太陽負極性磁場2100負極性磁場正極性磁場12月21日1200中等地磁之間連接和中等地磁活在太陽活動期間Ha耀斑爆發(fā)