天气雷达弱回波区_天气雷达回波怎么看

1.多普勒天气雷达的产品应用

2.如何通过雷达回波来确定是否降雹

3.对流层大气流动起电现象

多普勒天气雷达的产品应用

新一代多普勒天气雷达的产品包括基本产品和导出产品。基本产品有三个：反射率因子、平均径向速度、谱宽。反射率因子描绘了一个完整的360º方位扫描的回波强度数据，数据等级用dBZ表示。雷达操作者可依靠反射率因子产品确定回波的强度，确定风暴的强弱和结构以及强降雨（雪）带，还可根据反射率因子随时间的变化确定降水回波的移动以及未来的趋势等。平均径向速度表示整个360º方位扫描径向速度数据，径向速度即物体运动速度平行与雷达径向的分量。径向速度有许多直接的应用，可以导出大气结构，风暴结构，可以帮助产生、调整和更新高空分析图等。平均径向速度产品有两点局限性：一是垂直于雷达波束的风的径向速度被表示为0；二是距离折叠和不正确的速度退模糊。谱宽数据实际上指的是速度谱宽数据，它是一个对速度离散量的度量。它可提供由于风切变、湍流和速度样本质量引起的平均径向速度变化的观测，也可用来确定边界（密度不连续面）位置、估计湍流大小及检查径向速度是否可靠。导出产品是雷达产品生成系统（RPG）根据基本数据资料通过气象算法处理后得到的产品，比较重要的有相对于风暴的平均径向速度图、相对于风暴的平均径向速度区、强天气分析、组合反射率因子、回波顶、剖面产品等。到目前为止，最常用的还是基本产品，导出产品只能起到提示和参考作用。

如何通过雷达回波来确定是否降雹

大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些

　下文是关于大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些相关内容，希望对你有一定的帮助：

大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些(一)

一次冰雹过程的雷达回波特征分析

邵东灵官殿镇地区位于湖南省衡邵盆地中部，属于亚热带季风湿润气候区，每年4—5月极易发生强对流天气，而强对流天气中的冰雹给农业生产带来的危害最严重。近年来，湖南省邵阳市新一代多普勒天气雷达已经建成并正式投入运行，在灾害性天气监测和预警方面发挥了重要作用。

近年来，国内对超级单体风暴也进行了一些研究。吴春霞等[1]对一次超级单体风暴特征进行了研究，吴春英等[2]认为逆风区是冰雹出现的强信号，江敦双等[3]认为超级单体风暴是降雹发生的一个直接影响系统，袁鹏飞等[4]对一次大冰雹天气进行了分析，认为强度>55 dBz的回波高度高于-20 ℃层高度，VIL值>60 kg/m2，回波顶高>12 km，有中气旋出现等，是降雹的可靠信号。

2012年4月30日16：30左右，湖南省邵阳市邵东县灵官殿镇、堡面前乡、石株桥乡突降大冰雹，冰雹直径10～20 mm。稻田里处处可见被砸成碗口大的洞，油菜、玉米、葡萄、蔬菜等各类农作物受损严重，受灾面积达2 118 hm2。此次冰雹共造成直接经济损失1 376.1万元。该文应用NCEP1°×1°再分析资料及邵阳新一代多普勒天气雷达资料，对此次过程从大尺度环流形势、物理量特征、雷达回波演变特征等方面进行综合分析，得出一些结论，以提高对冰雹等强对流天气的监测、预报和预警能力。

1 天气背景分析

2012年4月30日8：00，500 hPa甘肃东部至贵州东北部有一短波槽快速东移（图1），短波槽后为东北风，槽前西南风，邵东县灵官殿镇地区处于槽前西南气流中，西南风速达到20 m/s，700 hPa邵阳地区上空西南急流达到18 m/s，西南急流为此次冰雹输送了丰沛水汽和不稳定能量，850 hPa重庆—贵州—湖南西部有一西南涡生成，邵阳处在西南涡东部。

4月30日14：00，500 hPa短波槽发展东移至重庆至贵州一带，灵官殿镇处于槽前西南气流中，风速加大到24 m/s，地面图上灵官殿镇地区为热低压控制，说明低层西南涡切变线配合地面热低压，加强了辐合上升运动，触发对流不稳定能量释放，产生了有利于冰雹发生的超级单体，超级单体在高空偏西风引导下东移。

2 物理量分析

2.1 对流有效位能

对流有效位能（CAPE）是一个从自由对流高度到平衡高度测量自由对流层的累积浮力能得垂直积分指数，对流有效位能越大，越有利于强对流及冰雹天气的产生。

从图2可以看出，4月30日8：00，灵官殿镇地区CAPE指数为200 J/kg，14：00灵官殿镇地区CAPE指数上升为1 000 J/kg，增幅为800 J/kg。而29日

大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些(二)

一次冰雹天气的雷达回波特征分析

作者：杨群超

0 引言

2007年成都“4.14冰雹灾害”发生于4月14日21时30分至23时，蒲江、彭州、郫县、眉山等地区出现了一次强对流天气过程，并出现大风冰雹灾害，持续时间45分钟，冰雹最大直径5cm，过程最大风速达10级，4个区（县、市）直接经济损失14 025万元。

1 环流背景分析

2007年4月14日08时500hPa，四川地区基本受西北气流控制，川西高原上存在小波动。到20时500hPa，成都站转为西风，700hPa成都西部地区出现弱切变，水汽充沛，850hPa和地面图上均出现辐合区。

2 不稳定能量分析

14日08点沙氏指数SI为-1.3℃，气团指数K 为25℃，到20时，SI为-3.6℃，K指数也逐渐增大至38.0℃，说明有强雷暴的可能。同时不稳定能量Ek由负转正，由稳定状态转入不稳定状态。

从20时温度—对数压力图得到，成都站存在明显的垂直风切变，有利对流性天气的发生。在650hPa附近有个逆温层，有利于不稳定能量的积累。而0℃层在600hPa等压面附近，对应高度3.7km，-20℃层在450hPa等压面附近，对应高度6.5km，有利于冰雹的生成。

大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些(三)

雷达试题及答案

1、当波源和观测者做相对运动时，观测者接受到的频率和波源的频率不同，其（频率变化量）和（相对运动速度大小）有关，这种现象就叫做多普勒效应。

2、判断大冰雹最有效的方法是检查强回波(≥45dBZ)能否发展到（0°C）,特别是 （-20°C）等温线高度以上。

5、新一代天气雷达近距离目标物的探测能力受限的主要原因是（静锥区）的存在 。

6、天气雷达主要雷达参数有 （雷达波长）、（脉冲重复频率PRF）、脉冲持续时间（τ）和脉冲宽度（h）、（峰值功率）、（波束宽度）。

9、电磁波在降水粒子上的散射，是（天气雷达探测降水）的基础。

11、超级单体最本质的特征是具有一个（深厚持久的中气旋）。大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些

12、在层状云或混合云降水反射率因子回波中，出现了（反射率因子较高的环形）区域，称之为零度层亮带。

13、可能导致谱宽增加的非气象条件有(天线转速)（距离）（雷达的

信噪比)

15、产生强降水的中尺度对流回波的多普勒速度特征是（强的风切变）、（ 强的辐合和形变）、（深厚的积云对流）、（旋转环流 ）

21、在径向速度图中，气流中的小尺度气旋（或反气旋）表现为一个（最大和最小的径向速度对），但两个极值中心的连线和雷达的射线（相垂直）。

23、边界层辐合线在新一代天气雷达反射率因子图上呈现为（窄带回波），强度从几个dBZ到十几个dBZ。

24、在比较大的环境垂直风切变条件下，产生地面直线型大风的系统有多单体风暴、飑线和超级单体风暴，它们的一个共同预警指标是

（中层气流辐合）。

28、单位体积中云雨粒子后向散射截面的总和，称为气象目标的（反射率）。

29、对于相同的脉冲重复频率，C波段雷达的测速范围大约是S波段雷达测速范围的（1/2）。

31、新一代天气雷达回波顶高产品中的回波顶高度（小于云顶高度） 。

33、垂直风廓线产品VWP对分析（高低空急流、垂直风切变、热力平流类型 ）是有用的。

34、中气旋是风暴尺度环流，它能由（切变尺度 、持续时间尺度、 垂

直方向伸展厚度）来衡量。

35、湿下击暴流的预警指标是（云底以上的气流辐合、反射率因子核心的下降） 。

36、相比雨量计估计降水，雷达估计降水量的优点为（空间分辨率高）、

（范围大）。

38、飑线的（断裂处）往往是强天气容易发生的地方。

39、相对风暴螺旋度是衡量（风暴旋转）潜势的物理量

41、飑线是呈（线性排列）的对流单体族，其长和宽之比大于（5：1）

42、（稳定性和持续性）是超级单体与其他强风暴的主要区别。

43、强降水超级单体风暴通常在低层具有丰富水汽、较低LFC（自由

对流高度）和弱的对流前逆温层顶盖的环境中得以发展和维持。

44、中气旋是与强对流风暴的（上升气流）和后侧（下沉气流）紧密

相连的小尺度涡旋，该涡旋满足一定的（切变、垂直伸展和持续性）判据。

46、大冰雹的产生与（风暴上升气流的强度和尺度）以及跨越上升气

流的（相对风暴气流）有关。大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些

47、雷电是由积雨云中冰晶（温差起电）以及其它起电作用所造成的

云与地之间或云与云之间的放电现象。一般当云顶发展到（ -20 ℃）等温线高度以上时，云中便有了足够多的冰晶，因此，就会出现闪电和雷鸣。

49、在强台风雷达回波模式中，总是存在的回波带是（螺旋雨带）。

1、 图上标出每条电磁波属于哪种折射

2、 后向散射截面σ定义

答案：理想散射体，其截面为σ ，它能全部接收射到其上的电

磁波，并全部均匀散射出去，其散射到雷达天线的电磁能

流密度恰好等于等距离上实际散射体返回雷达天线的能

流密度，则截面σ为后向散射截面

3、 什么是天线增益：

答案：天线方向上某一距离上单位面积的能流密度与均匀散射时

同等距离上的能流密度之比

4、 什么是脉冲重复频率

答案：每秒产生的触发脉冲的数目

5、 0 dBZ代表多少反射率因子单位？ －10dBZ、30dBZ和40dBZ分别代表多少反射率因子单位？

答案：0.1、1000、10000（mm6/m3）

6、 目前雷达采用哪几种体积扫描模式

答案：VCP11 --- VCP11（scan strategy #1，version 1）规定

5分钟内对14个具体仰角的扫描方式。

VCP21 --- VCP21 （scan strategy #2，version 1）规定

6分钟内对9个具体仰角的扫描方式。

VCP31 --- VCP31 （scan strategy #3，version 1）规定

10分钟内对5个具体仰角的扫描方式。

VCP32 --- VCP32（scan strategy #3，version 2）确定的

10分钟完成的5个具体仰角与VCP31相同。不同之处在于VCP31使用长雷达脉冲而VCP32使用短脉冲。

WSR-98D未定义VCP32。

10、普通地物杂波特点：

答案：指有高塔或山脉等地物在雷达波束正常传播情况下造成的

杂波，一般发生在距雷达较近的地方，对于任一特定的仰角，典型的固定地物杂波污染从一个体扫描到下一个体扫描很少有变化，并且大多数时间都会出现。一般都有较高的反射率，其径向速度接近零。

11、杂波信号与气象信号的区别：

答案：一个杂波信号的特征是具有较高的回波功率，径向速度以

零为中心分布，谱宽很窄。一个气象信号具有变化的回波功率，径向速度很少以零为中心分布

13、 雷达速度图上“紫色”的意义

答案：在多程回波出现叠加的情况下，对于出现回波叠加的库，

如果功率比超过阈值，较小回波对应目标位置将标为紫色，若果功率比不超过阈值，则所有叠加的回波对应的目标距离处将标为紫色

14、简述右图展示的雷达站附近上空风场

特征

答案：风向随高度顺时针旋转

风速不随高度变化

15、简述右图展示的雷达站附近上

空风场特征

答案：风向不随高度变化

风速随高度先增后减

有低空急流

16、简述右图展示的天气系统位置

和雷达站附近上空风场特征

答案：冷锋移过雷达站

冷锋后部为西北风，风向随

高度逆时针旋转，冷锋前为西南风。

大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些(四)

一次冰雹天气过程的综合分析

摘 要：本文主要使用常规天气资料、卫星云图和雷达回波资料分析1998年8月12日主要发生在巴彦淖尔市及包头和呼市的降雹天气，分析得出：（1）这次降雹天气发生在08时500 hPa大风轴强中心、沙氏指数SI负值中心及850 hPa与500 hPaθse差值正中心的下风方，对应各中心低层的湿比有效位能为高能舌；（2）卫星云图上是一个边缘整齐光滑的对流积雨云团；（3）雷达回波有明显的V型缺口和悬挂回波特征。关键词：影响系统 物理量 卫星云图 雷达回波中图分类号：P4

文献标识码：A

文章编号：1672-3791（2013）07（b）-0237-011998年8月12日下午16时至20时左右，在我市及包头和呼市部分地区出现了一次强降雹天气，造成了不同程度的雹灾。这次降雹集中在东经106°E至11l°E之间，黄河以北大青山以南的一狭长地带内，基本上呈东西走向，并每隔几十公里出现“蛤蟆跳”现象。16～17时雹云从巴市乌后旗西乌盖沟至乌中旗两狼山口之间向东南方向移动，出山后入侵河套农区，并开始出现降雹。最大雹粒直径2.5～3.0公分，最长持续时间20分钟以上，使乌中旗、临河市、五原县九个乡镇苏木造成灾害，总成灾面积91168亩，死羊50只，伤一人。19时30分左右包头地区的国庆、东园降雹，最大有鸡蛋大，12000亩农作物受灾，严重的甚至绝收。20时呼市地区降黄豆大冰雹，无灾。1 大尺度环境场及影响系统分析8月12日08时300hPa天气图上，黄河中段向北到蒙古国，然后一直向东至我国东北的大部分地区（42°N以北，98～130°E）为宽广的低槽区，对应500 hPa天气图上该区域也为低槽区，从贝加尔湖到哈密一线有一槽存在，在蒙古国至我区阿盟的巴彦毛道（40～45°N，105°E）有一零下16℃的冷中心，在包头至成都还有另一短波槽。河套地区处在阶梯槽中，北部槽区前部，受西北偏西气流控制。配合贝加尔湖到哈密的低槽在700 hPa和850 hPa图上都有相对前倾的槽与其相配。同时从低槽区的西侧到南面在300 hPa到700 hPa均有一条明显的比较窄的先西北后偏西的大风轴，风向转变基本集中在河套地区，在大风轴上，500 hPa位于河套西北附近有强风速中心。另外700 hPa图上，沿黄河中段一线（40°N附近）有明显的风速切变，850 hPa这一带则有西南或偏南气流存在，起到输送暖湿空气的作用。地面图上在中蒙边境（105°E，42°N）附近有一低压区，配合有平直的冷暖锋。以上分析看出，在降雹区低层为西南暖湿气流，而中高层则存在冷平流，符合上干冷、下暖湿的天气条件。2 物理量条件分析2.1 沙氏指数SI沙氏指数SI是表示对流层中下层稳定度的定量指标。8月12日08时沙氏指数分布图（图略）上，在河套的西北角有范围比较大的为-4 ℃的低值中心，表示中低层存在不稳定。这次降雹就出现在这一低中心的下游，从平流的观点看，这个区域是不稳定和将要变得不稳定的区域。2.2 500 hPa风场和湿比有效位能场分析500 hPa风场和低层能量场，在河套的西北角500 hPa大风轴上有16 m/s的强风速中心。湿比有效位能垂直剖面图（图略）上，在强风速中心的低层有一高能舌，降雹就发生在风速中心及高能舌的下风方。2.3 假相当位温θse从850 hPa与500 hPaθse差值的分布图（图略）可以看山，在河套西北角有一正值中心，说明此处中层有不稳定层存在，而且具备了上干冷、下暖湿的条件，降雹也出现在此中心的下风方。3 卫星云图分析从8月12日每隔一小时发送的GMS卫星云图看出，影响这次降雹天气过程主要是对流积雨云团。14时，在河套北部到西北附近已有一条由小云团或单体组成的不连续的云带，其中靠近河套西北附近的小云团Cl发展很快。15时发展成比较大的云团，呈东西走向，到了16时云团的范围扩大，在高空风的影响下，云团的上风方边缘清楚，结构紧密，下风方边缘模糊，有云向东伸展，云顶温度在-30 ℃以下，说明云层深厚，对流强烈，此时在云团C1的右后侧出现积雨云团C2。根据有关资料，16时左右，在巴市的五原、乌中旗出现降雹。17时云团C2并入Cl（图略），C1云团向东南方向发展，范围更大，西到西北部，云团的边缘更加光滑整齐，此时临河正处在云团的上风边缘处，17时左右开始降雹。18时云团C1继续向偏东方向移动，云顶温度约-39 ℃。19时云团Cl东移并处在包头市的上空，云团西南部的云顶温度略有下降，云团结构紧密。19时30分左右，包头开始降雹。到了20时，云团的西北部分结构开始松散，而西南到南部的部分边缘清楚，结构紧密，东部似有云砧向东伸展，云体范围开始减小，此时云团已进入呼市上空，呼市有降雹，但无灾。21时，云团明显减弱，降雹天气结束。对流云团从14时到21时，持续时间8个小时。4 雷达回波分析对流云团C1位于包头市上空时，位于包头市市区的711三公分波长数字化雷达在降雹前后观测到—系列回波图。其中最有雹云回波特点的是19时10分和19时25分。19时10分PPI图（图略）上，在测站东北部10～40公里之间有复合单体，最强的回波中心位于复合单休的西南，距测站东北方向12～18公里之间，中心强度60～65 dbz，主体面积约30×10平方公里，在其后部有十分明显的V型缺口。RHI图（图略）上，主体回波高度11.5公里，回波强度60～65 dbz，强度50 dbz的回波高度8公里。19时25分PPI图上，主要回波分布在测站东到东北部20～55公里之间，强中心位于测站东部21～30公里之间，强度60～65 dbz，面积约25×20平方公里。RHl图上，主体回波高度12公里，强度60～65 dbz，有明显的悬挂体回波结构。这些都是雹云的典型特征。5 结语（1）这次降雹发生在08时500 hPa大风轴强风中心、SI负值中心及850 hPa与500 hPaθse差值正中心以及低层湿比有效位能高能舌的下风方，在黄河以北、大青山以南的狭长地带内。（2）这次降雹产生在边缘整齐光滑的对流积雨云团中，此云团14时在上述三个中心的下风方附近生成，在向偏东方向的移动中发展，21时以后减弱消亡，持续时间8小时。（3）这次降雹的雷达回波是一个复合单休，中心强度60～65 dbz，高度11～12公里，有明显的V型和悬挂回波特征。参考文献[1] 白肇烨，徐国昌，等.中国西北天气[M].北京：气象出版社，1991，3.[2] 顾润源.内蒙古自治区天气预报手册[M].北京：气象出版社，2012，7.

大冰雹在雷达图上的回波特征有哪些(五)

卫星云图、雷达回波在暴雨分析预报中的应用

摘要 针对1995年7月到2009年6月每年出现的暴雨和大暴雨的天气，对每一次暴雨天气过程的预报都充分利用卫星云图及暴雨预报中所积累的实践经验，摸索出了利用卫星云图、云系特征及雷达回波与天气形势相结合预报强降水的做法，归纳出了特大暴雨前的云场模式，提高了暴雨预报的准确率。

关键词 卫星云图；雷达回波；暴雨；应用

中图分类号 P457.6 文献标识码 A 文章编号 1007-5739（2016）04-0226-02

暴雨突发性强，预报难度大，能够准确预报强降水过程，对提高气象部门的知名度和降低人们生命财产的损失具有重要作用。在预报实践中，充分利用卫星云图分析及暴雨研究预报中所积累的实践经验，摸索出了利用卫星云图、云系特征及雷达回波与天气形势相结合预报强降水的做法，归纳出了特大暴雨前的云场模式，提高了对暴雨预报的准确率。1995年7月到2009年5月本站共发生5次暴雨、1次大暴雨天气过程，都予以准确预报。现针对卫星云图、雷达回波在暴雨分析预报中的应用进行探讨。

1 利用卫星云图与天气形势结合预报强降水

1.1 利用红外及可见光云图上云带中特别白亮的云团预报未来24 h暴雨中心区

这对于单一变化不快的天气系统预报效果非常好。由增强显示云图或亮云团中的测站在当时自动站中的1 h雨量实况可以估计暴雨的中心强度[1-2]。例如：2005年7月11日的大暴雨天气过程具有局地性降水过程开始急、结束快、雨强大、强降水持续时间短的特点，朝阳出现了雷雨大风冰雹的强对流天气，强降水时间是15：50―17：52，降水量为124.7 mm，根据降水量自记显示16：00―17：00降水量达104.5 mm，16：19风速可达19 m/s，16：27―16：29降雹，冰雹直径为8 mm。

卫星云图显示：副热带高压边缘西南暖湿气流中的不稳定云系与短波槽前阻塞高压后的南北向稳定云系相遇，构成大拐弯状态的云系。在拐角点处有新的白亮云团发展，其位置在朝阳南部，即暴雨区的发生范围。冷空气南下过程比较复杂，利用云图分析高低空急流的配置做暴雨预报，不同的地区经历了锋生与锋消的过程，冷锋中段出现了3次冷空气的分股扩散，激发了对流性降水的出现。

1.2 利用卫星云图[1]的急流云系特征确定高低空急流轴的位置

由700 hPa或850 hPa上的风场定出低空急流轴的位置，再根据高低空急流轴的配置（平行或交叉）的模式可以做暴雨预报。例如：2008年7月14日的局地暴雨，实况雨量本站23.3 mm，四合当和沟门子镇雨量分别为70.5 mm和75.0 mm。红外云图上西南-东北走向的副热带急流卷云线的出现并向北伸展到华北西北部，这是急流加强的表示，这条急流卷云线即代表高空急流轴，当它和低空急流轴趋于平行时，这是暴雨可能出现的征兆。根据红外云图和可见光云图相重的白亮云区，配合天气图上700 hPa（或850 hPa）低空急流轴的位置可以确定暴雨区的大致位置、走向和路径。暴雨区位于低空急流轴的左侧，走向与低空急流轴一致，且位于低空急流中心的前方和高空急流中心的右方高低空急流轴的区域。暴雨区的未来路径沿着高空急流轴即云图上急流卷云线的方向。这次暴雨在其副高边缘的积云带就是东南水汽输送带的形象反映，它在云图上非常清楚，高低空的急流配置对于暴雨区的预报也有着一定的参考价值。

1.3 从中低纬系统的相互作用分析大暴雨的产生

朝阳大暴雨主要与中低纬系统[2]的相互作用有关，而参与中低纬系统主要是台风与低压。这在卫星云图上反映清楚，故云图是分析中低纬系统相互作用的有力工具。但由于相互作用的过程比较复杂，故又不能单纯地依靠云图，最好是卫星云图、天气图和物理量分布图综合使用，以达到更好的暴雨预报效果。例如，1996年6月19日降水量52.8 mm，个别乡镇洪水成灾（因为当时无雨量点），台风减弱成低压后往往与北方冷锋云带相结合，这时减弱的台风云系加强。在台风附近或它的北侧，气流辐合最明显，垂直运动也最强，加之有冷暖空气的温度对比，而且与冷锋相联系的高空西风急流正好位于台风的北方，为暴雨区提供了有利的辐散条件。因此在冷锋云系与台风云系相交的地方，产生强烈的降水，主要降水区位于台风的北侧或东北侧[3-4]。

2 利用云系特征与天气形势结合预报强降水

（1）当天气图上出现大的降水的可能形势时，用局地云系特征以及其他形势场的发展演变，以确定未来24 h内本地有无强降水系统影响

（2）当降水系统已向本区移来，局地已由高云发展为中云，根据云系的宏观物理特征，诊断云系的降水能力，做出未来24 h的雨量趋势预报。受冷空气和副热带高压的共同影响，朝阳市在7月5日出现了入汛以来影响区域最广、强度较大的一场区域性大到暴雨天气过程。各乡镇的降水量都超过了50 mm，其中四官营子镇降水67.3 mm。4日下午，从1次/h的卫星云图及本地的云系发现自西南向东北方向有一降水云团缓缓移来，因此就报出了未来24 h将有一次比较大的降水过程。4日21：00大到暴雨的踪迹显露无疑，于是进一步明确了大到暴雨的准确落区。5日2：00大到暴雨的“先头部队”抵达了朝阳市的边缘，西部地区开始降雨，紧接着本站降水开始。部分雨量站出现大雨，其中5个地方的降水量已经超过了50 mm，6：48，根据云系的宏观物理特征，诊断云系的降水能力，作出未来6 h内还将出现20～30 mm的降水，并发布预警信号。

（3）条件允许时，用本区的常规云状、云量资料分析云场强度，据此做出未来6～12 h暴雨落区预报（用于发布暴雨预警信号）。2003年6月9日的暴雨，实况雨量50.7 mm，就是根据（1）与（2）2点监视一个华北气旋的活动发布了朝阳暴雨预报，2008年7月14日用本方法做了一次局地暴雨预报，均取得良好的效果。

对流层大气流动起电现象

对流层位于大气圈的底层，从地表至上12km ( 赤道地区可达18km，极地约8km) 的空间内，因太阳辐射温度一般随高度的增加而递减，大气对流强烈，常产生许多云朵和各种天气现象。在云朵随大气移动过程中，经常出现电闪雷鸣现象。

对流层大气中的水成物种类有水汽、云水、雨水、冰晶和冰雹 5 类，其微物理过程主要有凝结、凝华、云雨自动转化、雨滴对云滴的碰并、雨滴的蒸发、冰雹碰冻冰晶、冰雹碰冻云滴、雨滴的冻结、冰雹的融化和冰晶繁生等微物理过程。人们期望掌握天气变化，因而其电荷结构和起电机理一直是主要的研究课题之一。

( 一) 大气带电现象

关于对流层大气带电现象，国内外业界学者不断地进行了广泛研究，尽管对其起电机制认识尚不统一，但关于对流层大气流动带电的认识却是一致的。

1. 晴天大气电场

1752 年 6 月，美国人本杰明·富兰克林 ( Benjamin Franklin) 用风筝在费城进行了著名的风筝探测雷电实验，探明雷击的本质就是电，证明了大气中存在着电荷; 前苏联M. B. 罗蒙诺索夫和 Γ. Β. 里赫曼用自制测雷器探测到雷暴过境所引起的电火花，后者还为此付出了生命代价。18 世纪末，人们发现了大气具有微弱的导电性，通过观测研究，又逐渐发现了大气电场。按天气状况，大气电场可分为晴天电场和扰动天气电场。

晴天电场是指晴天条件下的大气电场。如果把地表面视为下极板、电离层下界面视为上极板，组成巨大球形电容器，其间充满着微弱导电性能的大气介质，地表面为负极，电离层下界面为正极，两者之间的电势差为 U，则 U 引起了晴天大气电场 E( 图 5 － 9) 。大气电场的方向指向地面，强度随时间、地点、天气状况和离地面的高度而变。晴天大气电场具有日变化和年变化，在海洋和两极地区，电场日变化和地方时无关，全球的晴天大气电场日变化约在世界时 18:00 时出现极大值，04:00 时出现极小值，年变化是约 1 ～3 月高，7 ～9 月低。

图 5 －9 大气电场模型Q 为电荷

已有的研究结果表明: 全球平均晴天电场强度在陆地上为 120V/m，在海洋上为130V / m。大气强度的值随高度的增加而递减，大气的电势随高度的增加而增大。低空处增加很快，高空处增加很慢，到 20km 以上就几乎保持恒值，对地的电势差约为 30 ×104V。在工业区由于空气中存在高浓度的气溶胶，电场强度会增至每米数百伏。晴天电场随纬度增高而增大，称为纬度效应。

大气电场的存在说明了大气圈中大气粒子本身是具有电荷结构特性的。

大气电场的形成无疑是由于电离层下的大气中形成了剩余的正电荷。晴天大气剩余电荷的形成可能起源于太阳光和宇宙线的电离作用和大气的对流作用，起电过程可能涉及电离、扩散、电导、感应、非感应等几种起电机制。

作为探索地球磁场起源的理论应用，本书不做大气电学或天气理论有关方面的探讨，仅重点引用那些对流动起电、辐射电离有益的部分。

2. 雷暴云闪电

当带不同性质电荷的两种物质如积雨云、地物、云外大气发生相遇或接近时，就会产生闪电。闪电的实质是荷电物质间的放电过程。

在大气层中，经常出现各种各样的闪电，大多数的闪电都存在两次连接。第一次叫前导闪接，是一股看不见的空气，一直下到接近地面的地方，这一股带电的空气就像一条电线，为第二次放电建立一条通道。第二次叫回击，在前导闪接接近地面的一刹那，一道回接电流沿着通道跳上来，产生的闪光就是我们通常所能看到的闪电。

前已述及，在火山爆发时，人们也时常观察到在火山灰爆发处伴生有强大的闪电。

大气层中的闪电现象，表明大气粒子带有电荷。

( 二) 大气电荷分布

刘欣生 ( 1998) 在研究了我国南、北方雷暴电结构的差异后，认为不同地区所引发的闪电其放电特性存在很大的差异: 北方地区 ( 甘肃和北京) 雷暴是由于云下部经常存在大范围正电荷区，而南方地区 ( 南昌和上海) 雷暴下部一般是以负电荷为主。这种差异证实了不同纬度地区雷暴云电结构的不同。

郄秀书等 ( 2005) 在研究青藏高原雷暴和闪电特征后发现: 高原雷暴频繁，但闪电频数较低，平均为 1 次/min，比较低海拔地区的强雷暴闪电频数要少 10 倍多，具有明显的特殊性。大部分情况下，在雷暴云当顶时，雷暴电场都为正电场，即由云中的正电荷所控制，负地闪发生于雷暴云发展的后期，云内放电过程绝大部分发生于云内下部正、负电荷区之间，是一种反极性的云内放电过程，只有个别云闪发生于上部正、负电荷区之间。观测表明，青藏高原大多数雷暴具有三极性的电荷结构，即下部和上部为正电荷区，中部为负电荷区，但高原雷暴下部的正电荷区比较低海拔地区常规雷暴的三极性电荷结构要大得多，并活跃地参与云内放电和云对地的放电过程。

言穆弘等 ( 1996) 进行了雷暴非感应起电机制的云内因子影响模拟研究，研究中涉及了云的早期起电特征，研究认为: 在较强上升气流处在 － 20℃ 温度层 ( 高度相当于8. 8km) 以下时，起电很弱，电荷浓度很低; 强上升气流进入 － 20℃ 温度层以上后，起电迅速增强。说明只有强对流云体，上升气流才能冲破 －20℃温度层，产生强起电; 弱对流云系则起电很弱。由于非感应起电主要发生在冰、水共存区，所以要求有足够的过冷水滴和冰晶，强上升气流才能把大量的冰晶、过冷水滴输送到很冷处 ( －20℃以上) ，从而能产生更多的冰晶。而仅依靠软雹粒子缺乏足够的冰晶，则起电不强。上升气流的上述配置，保证了在 －20℃温度层以上可以产生较多的冰晶和软雹 ( 通过与过冷水滴碰冻) 。很多对强积云的观测证实在 －20℃温度层以上的云顶附近是冰晶聚集区，起电很强。强电荷区出现时间滞后于强上升气流，且此时云内已出现较强下沉气流的特点，说明降水粒子的重力下沉也是起电的一个条件，但不是主要的。即起电对降水的依赖较弱，强降水并不与强起电相对应，强电荷区与上升气流区并不重合。通常位于上升气流区的边缘附近以及下沉气流区中，而下部次正电荷区的持续时间和区域大小在很大程度上依赖于强上升气流区开始减弱以后的持续时间的长短，若较强上升气流能维持相对较长时间，则次正电荷区持续时间相应也能延长。

1. 电荷分布类型

对流层大气电荷分布大致分可为 6 种类型 ( 陈渭民，2003) 。

1) 无规则电荷分布: 大气中带正、负电粒子分布较为混乱，电荷密度较小，随高度变化也不大，电场弱且随高度变化较小。

2) 正的单极性电荷分布: 云中电荷为正值，云中电场随高度单调递减。

3) 负的单极性电荷分布: 云中电荷为负值，云中电场随高度单调递增。

4) 正的双极性电荷分布: 云中正、负电粒子有所分离，云体上部形成荷正电中心，下部形成荷负电中心，云中电场随高度先增加，到某一高度达极大值，以后随高度减小。

5) 负的双极性电荷分布: 云中正、负电粒子有所分离，云体上部形成荷负电中心，下部形成荷正电中心，在这种电荷分布下，云中电场随高度先减小，到某一高度达极小值，以后随高度增加。

6) 多极性电荷分布: 云中有两个以上的荷正、负电中心，形成较为复杂的电荷分布。大气电场具有多个极值分布特征。

以上类型 2) 与 4) 出现最多，占 50% ，其次为类型 3) 与 5) ; 而类型 1) 和 6) 出现最少，仅占 10% 。层状云中的电场与云的厚度有关，云层越厚，大气电场越强。

2. 电荷分布模式

强对流天气过程一般都伴随有强烈的雷电活动，雷暴的电场分布具有哪些特征?

叶宗秀等 ( 1987) 对 1977 ～1978 年发生在甘肃省平凉地区的过顶雷暴的电场特征及天气现象研究后，得到了以下的观测事实和有关雷暴电结构方面的某些定性认识:

1) 当回波中心远离测站 10 ～ 20km，而云砧已接近或伸展至测站时，那么所测得的正电场云顶带有正电荷。它是造成测站的正电场往往比负电场持续时间要长的原因之一。正电场持续时间一般为 1h 左右或更长些。

2) 云底 30dBz 回波区移近测站时正电场加大，而当移过测站时正电场迅速减小或反号，正、负电场的翻转速度很快，一般为 1 ～2min 或更短。同时，在雷暴云移经测站的过程中，电场大小与降水强弱成正相关，表明降雨柱带有正电荷，且雨柱与云底正电荷区一致，显然 30dBz 回波区与雨区相对应。在平凉地区，30dBz 回波区的宽度一般在 15 ～20km 或更大，表明云底的正电荷分布是相当宽广的。

3) 在地面很强的正电场下，闪电引起的电场瞬时变化为负值，目测表明这些闪电大多数是云闪 ( 如为地闪，由于大多数是将云中负电荷释放到地面，从而引起的地面电场应为正变化) 。根据声光差估计，放电位置最近的只有1 ～2km，说明放电是在云下部正电荷和其上的负电荷之间进行的。

雨区移过测站后，电场很快转为负值，表明云中有分布范围很宽的负电荷区，因而雷暴的电结构可认为顶部是正电荷区、中部是负电荷区、下部是另一正电荷区。其中，上部正电荷区在雷暴较远时就对地面电场起作用，中、下部电荷的影响只是在雷暴移近时才变得明显，而在雷暴当顶时，只是中心高度离地面很低的下部正电荷区起主要作用。根据Krehbiel ( 1979) 等的工作，云中负电荷区的高度在 － 10℃ ～ － 20℃ 温度层，在平凉地区离地高度为 4 ～6km。简单计算表明，它和下部正电荷区构成的偶极子所产生的地面电场的反号距离不会超过 5km。

积雨云中电场分布复杂，多数观测结果表明，积雨云上部带正电荷，下部带负电荷，云中基本为正双极性电荷分布 ( 图 5 －10) ，有时在积雨云低底部有一个或多个局部弱正电荷区。不同地区电荷分布的高度不同，英国宼乌地区积雨云的正电荷分布高度在 7km以上、温度低于 －20℃的区域，负电荷在 2 ～7km 高度范围、温度低于 －10℃的区域，云中次正电荷区大致位于 2km 高度以下、温度低于 0℃。

图 5 －10 积雨云电荷分布模式( 引自陈渭民，2003)

( 三) 气流起电机制

我们承认大气中存在着带电粒子，因而存在着不同带电粒子之间的放电现象，但是，为什么大气中的带电粒子在放电之后好像并没有被中和而消失，而是不停地产生、放电?在人们的印象中普遍存在着某个连续几小时雷电交加的夜晚或白天。事实上，地球上无时无刻不存在大气中的放电现象，这说明大气中具有某种机制在不停地制造着带电粒子并使这些被制造出来的带电粒子放电，即存在着大气的起电机制。迄今为止，人们为了探索这种机制，付出了艰苦卓绝的努力。

1. 业界解释模式

在以往关于云粒子起电的原因分析中，人们曾经提出过几十种看法，但由于缺乏严密的逻辑推理或实验分析验证，各种看法都不能很好地解释所有云粒荷电的实际观测结果。所以至今有关云粒起电的认识一般分成云雾粒子起电与雷雨云起电两类。现在一般认为，当云内上升气流很弱时，云雾粒子起电主要是通过大气内云雾的离子扩散与云滴选择性吸附离子两种方式而引起; 当云内上升气流很强时，易形成雷雨云，雷雨云起电主要是通过非感应起电、感应起电、对流起电等多种方式实现。

( 1) 感应起电

感应起电理论认为，云中的云粒子 ( 雾滴和冰晶) 在大气电场中感生电荷，上负下正。云粒子下降过程中，一方面，吸引上升气流中的大气负离子，使云粒子下端的正电荷中和; 另一方面，上升气流中的中性粒子与云粒子下部碰撞，一部分被捕获增大云粒子，另一部分被弹开而带走正电荷，使云粒子整体显现负电性。上升气流中的大气正离子和带正电荷的粒子相对云粒子来说体积小，整体呈上升趋势，造成云体上负下正的电荷分布特性。另有极少量带正电粒子在云体本身电场作用下保持在云体底部。

感应起电机制对雷暴云的电活动起一定作用。强感应起电的雷暴云电活动较强，尤其是云地闪明显较多。无感应起电时，雷暴云多为偶极电荷结构; 感应起电时，雷暴云可能是三极结构; 感应起电对形成云下部的大电荷区起重要作用。负云地闪与云下部的正电荷区有关，而正云地闪则多发生在云下部的负电荷区。

( 2) 非感应起电

非感应起电包括温差起电、结霜起电、大云滴破碎起电、水的冻结和融化起电等。

张义军等 ( 2006) 在进行雷暴起电放电数值模拟 ( 图 5 －11) 研究后认为: 在雷暴云里，电荷中心的产生主要是由非感应起电机制引起的，也就是冰晶和霰之间的相互碰撞，使冰晶荷正电，霰荷负电。在垂直气流及重力的作用下，冰晶随上升气流向上，霰相对小粒子向下沉，从而造成电荷分离，室内实验观测证实了这种起电机制的存在。

图 5 －11 模拟偶极性电荷结构和一次正地闪( 据张义军等，2006)

张义军等观测发现，冰晶和霰发生碰撞所转移的电荷量及其极性是由环境温度和液态水含量决定的。Ma 等 ( 2006) 以中国气象科学研究院的对流云催化数值模式为主要框架，采用并改进了较新的起电、放电参数化方案，发展了三维雷暴云起电、放电数值模式 ( 雷电模式) 。这一雷电模式能较合理地模拟出雷暴云电结构的时空演变特征，模拟的云闪通道也呈现与观测一致的分叉通道、双层结构以及地闪发展特征。模拟结果表明: 强对流中心和冰相粒子高浓度区对应着强电荷中心，空间电荷结构与实际观测相一致。

非感应起电机制是影响雷暴云内电特征的重要因素，不同的非感应起电参数化方案的模拟结果差异较大。不同的结果可以分别表现为: 上正下负的偶极或上正中负下正的三极电荷结构，上负下正的反偶极或上负中正下负的反三极电荷结构。

A. 大云滴破碎起电

云滴起电发生在积雨云底部。据观察，雷暴云底部大雨滴富集，当有强气流上升时，大雨滴发生破碎变小并形成带电荷的小雨滴，往往在云中正、负电荷的重力分离过程中，带负电的小水滴随上升气流到达云底上部，而带正电的较大水滴因重力沉降而聚集于 0℃层以下的云底附近，使云底荷正电。这种现象被称为破碎起电 ( 图 5 －12) 。

破碎起电与水滴的化学组成、气流、水滴温度、周围电场强度及水滴破裂形式有关，起电量很不稳定。不同的周围电场使破碎的云滴起电后的电荷分布不同，如果电场自上而下，则形成的上部云滴荷负电，下部层次云滴荷正电，反之亦然。

实验表明，雨滴破碎强烈时，所形成的电荷较多，反之形成的电荷较少。一个半径为4mm 的纯水滴在强烈破碎时所生成的电荷平均为 1. 8 × 1012C / g，若破碎不很强烈，则产生的电荷仅为 5 × 1012C / g，对于积雨云中的大水滴，每次破碎产生的平均电荷为 6. 7 ×l012C / g，在强上升气流中破碎 3 次，则形成的电荷为 9 × l012C / km3，但这一数值比实际小两个数量级。

图 5 －12 大云滴破碎起电过程( 据陈渭民，2003)

B. 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 ( 图 5 －13) 。

图 5 －13 温差起电原理( 据陈渭民，2003)

C. 扩散起电

这一观点认为，云雾粒子在初始阶段一般都很小，所带有的电量不大，由于这时气流很弱，其带电不可能是由强上升流引起，只能是大气离子扩散造成。

这一论点区别于温差起电之处在于: 它不是由于温度的差异引起，而仅是由离子浓度差异引起，并且是云雾粒子表面附近大气正负轻离子浓度为零，稍远处大气正负轻离子浓度即达到平均值。

D. 碰并起电

这一观点认为，带电小云雾粒子由于气流使之与大云滴发生碰撞合并而使大云滴获取电荷。这一过程不仅使云滴带电，而且使之半径增大。

E. 选择捕获起电

这一观点认为在大气电场中感应起电后形成的上半部带正电荷、下半部带负电荷的极化降水粒子，在降落过程中能够不断捕获负离子，在中和下半部正电荷后，形成了带净负电荷的降水粒子。

F. 云滴降水起电

认为在热带雷雨云中的电荷是由于降水粒子间的相互碰撞引起的。

G. 其他

除上述观点外，还有雹块与冰晶摩擦温差起电、冻结起电、溅散起电等。

( 3) 对流起电

对流起电观点首先是针对热带地区的温暖性雷雨中没有大气的冰晶化过程而提出来的，所谓的对流不是指大气对流层中的 “大气对流”，而只是指垂向上带电粒子的对流。对流起电的概念最早由 Grenet ( 1947) 提出，1953 年，由 Vonnegut 加以发展。这一概念不依赖于降水的电荷分离的对流起电机制。它企图通过假定云中电荷由分别来自地面尖端放电产生的正电荷和电离层传导下来的负电荷经上、下对流的气流作用而形成局部不同性质电荷的富集，从而形成暖云对流模式 ( 图 5 －14) 。

图 5 －14 对流云起电机制( 据 Vonnegut，1953; 引自陈渭民，2003，有修改)

Vonnegut ( 1953) 认为: 云顶处的屏蔽负电荷层源源不断地向云中下部输送负电荷，而地面尖端放电所产生的电晕正离子由上升气流携带到云中上部。Gish ( 1950) 用飞机测量到雷暴顶上空存在一个稳定的向上电流，说明了屏蔽负电荷层稳定存在。多普勒雷达观测到雷暴中部有较强的水平入流，VHF ( 甚高频) 闪电源随云体垂直伸展而向上运动，说明起电与对流发展有关。此外，大陆雷暴的闪电频数比海洋雷暴大 2 ～4 倍，说明地面尖端放电存在着对起电的作用。因此，对流起电具有一定影响力。

言穆弘等 ( 1991) 通过一维模式分析指出，在雷暴发展阶段，对流起电过程较强，起电量和成熟的降水起电机制相当，甚至还大些。上升气流把地面尖端放电产生的正离子带向云中上部，而云顶边缘附近的下沉气流又把屏蔽负电荷带向云中下部，形成正反馈过程 ( 图 5 －15，图 5 －16) 。电荷层浓度与上述输送电流成正比。这一过程保证了雷暴能持续地向上输出充电电流以维持电离层电位，否则云顶屏蔽层中的电荷浓度会达到饱和，从而排斥云外负离子的电导运动使充电电流消失。这证实了对流起电过程的存在。

图 5 －16 中，雷暴为上正下负电偶极结构，云顶附近有一层屏蔽负电荷层。该模式把大气分成 4 个区域。区域 1 为主负电荷层以下区域，是地面尖端物电晕放电产生的正离子流。区域 2 是云内中心部分，云中起电过程所产生的正离子随上升气流而运动，是形成正、负电荷层的主要源泉。云顶附近屏蔽负电荷被下沉气流携带可形成电流。据多普勒雷达观测，云顶附近有较强的水平气流把屏蔽层中负电荷带出云外，蒸发降温而下沉，并在云中下部进入云内。区域 3 是正电荷层和负电荷层之间的区域，在云的上部，故忽略降水电流。区域 4 是雷暴以上区域，只存在传导和位移电流。

图 5 －15 典型雹线雷暴气流廓线( 据言穆弘等，1991)

图 5 － 16 雷暴电结构和气流结构示意( 据言穆弘等，1991)

越来越多的研究表明，这种对流起电机制还存在着许多不足之处，它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。从能量观点考虑，雷暴电能集中于云中上部，而降水的重力位能却集中于云中下部，仅是对流能量的 5% ～ 10% ，不足以产生雷暴的巨大电能。因此，大气中的对流起电机制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。

2. 辐射电离作用

地球大气所能接收到的辐射作用主要来自太阳和宇宙射线，其中，来自于太阳的辐射最强。地球所接受到的太阳辐射能量虽然仅为太阳向宇宙空间放射的总辐射能量的 20 亿分之一，但却是地球大气运动的主要能量源泉。太阳发射的电磁波和粒子流和宇宙线的电离作用可使局部大气分子发生电离，是大气起电的重要方式之一。其辐射电离作用形成的电子和离子在作用力的作用下发生运动而形成大气电场。大气电场随大气分子的电离或复合有涨落变化。

大气接收到的太阳辐射主要由两部分构成，即太阳直接辐射和太阳透过大气到达地表后形成的地面辐射。

太阳辐射通过大气，一部分到达地面，一部分被反射回宇宙，还有一部分被大气分子、大气中的微尘、水汽等吸收、散射、透射。被散射和透射的太阳辐射到达地面，形成地面辐射。

A. 地面辐射

地表在吸收太阳辐射的同时，又将其中的大部分能量以辐射的方式传送给大气。地表这种以其本身的热量日夜不停向外辐射的方式，称为地面辐射。地面辐射的能力主要取决于地表温度。辐射能力随辐射体温度的增高而增强，所以，白天地面温度较高，地面辐射较强; 夜间，地面温度较低，地面辐射较弱。

太阳辐射能在可见光线 ( 0. 4 ～0. 76μm) 、红外线 ( ＞0. 76μm) 和紫外线 ( ＜0. 4μm)中分别占 44% 、47% 和 9% ，最大能量在波长 0. 48μm 处。由于太阳辐射波长较地面和大气辐射波长 ( 约 3 ～120μm) 小得多，所以通常又称太阳辐射为短波辐射。由于地表温度比太阳低得多 ( 地表面平均温度约为 300K) ，因而，地面辐射的主要能量集中在 1 ～30μm 之间，其最大辐射的平均波长为 10μm，属红外区间，称为地面长波辐射。

B. 大气辐射

大气在吸收太阳辐射与地面长波辐射的同时，又以辐射的方式向外放射能量。大气这种向外放射能量的方式，称为大气辐射。由于大气本身的温度也低，放射的辐射能的波长较长，故也称为大气长波辐射。大气辐射中向下部分，由于与地面辐射的方向相反，所以称为大气逆辐射。大气逆辐射是地面获得热量的重要来源。由于大气逆辐射的存在，地面实际损失的热量比地面以长波辐射放出的热量少一些，大气的这种保温作用称为大气的温室效应。

C. 地面有效辐射

地面和大气之间以长波辐射的方式进行着热量的交换，大气对地面起着保温作用。这种作用可用地面有效辐射表示。地面有效辐射是指地面辐射和地面所吸收的大气逆辐射之间的差值。通常，地面温度高于大气温度，所以地面辐射要比大气逆辐射强。

地面有效辐射的强弱随地面温度、空气温度、空气湿度及云况的变化而变化。

太阳辐射通过大气后，强度和光谱能量分布都发生了变化，表明太阳辐射对大气产生了作用。

以地球大气上界考察太阳辐射量与地球位置的关系: 北半球夏至时，太阳日辐射总量最大，从极地到赤道分布比较均匀; 冬至时，北半球太阳日辐射总量最小，极圈内为零，南、北差异最大。南半球情况相反。春分和秋分时，太阳日辐射总量的分布与纬度的余弦成正比。南、北回归线之间的地区，一年内日辐射总量有两次最大，年变化小。纬度愈高，日辐射总量变化愈大。到达地表的全球年辐射总量的分布基本上成带状，只有在低纬度地区受到破坏。在赤道地区，由于多云，年辐射总量并不是最高。在南、北半球的副热带高压带，特别是在大陆荒漠地区，年辐射总量较大，最大值在非洲东北部。

3. 界面双电层结构模型解释

迄今为止，界面双电层结构模型仍然未被引入到气象学领域，用以解释大气的起电现象研究。本书是第一次。

无论是晴天还是其他天气条件，对流层中大气的对流是永恒存在的。

大气对流主要受地球的轨道运动与自转和运动定律控制，温度与地表形态及其他控制因素为辅。

对流层中的大气水成物以水汽、云水、雨水、冰晶和冰雹等形态呈现，不同形态物质间普遍存在着界面双电层结构，大气对流使各扩散层带电粒子产生相对流动而形成冲流电流或形成带电粒子的局部富集，当条件成熟时，放电现象产生。

发生在对流层的大气对流随时间、地点不同而有流速和方向的变化，因而存在着相对对流。大气对流形态包括空气 － 地表的气固二相流、大气 － 云朵的气气二相流、大气 － 带电离子的二相流等。

由于对流体物质存在相对运动、物质间各原子具有相对电离势，当一种物质吸收了足够的能量产生电离时，物质就起电了。

对流大气中广泛地存在着大气分子、水分子、固体粒子等物质间及其相互之间的相对运动，因而大气起电不可避免。