第一部分雷電基礎知識
雷電是雷雨雲之間或在雲地之間產生的放電現象，雷雨雲是產生雷電的先決條件。那麼雷雨雲是怎樣形成的？
一、雷雨雲的形成
（一）雷雨雲的巨集觀結構
雷雨雲是對流雲發展的成熟階段，它往往是從積雲發展起來的。發展完整的對流雲，其生命史可以分為以下三個階段：
1．形成階段：這一階段主要是從淡積雲向濃積雲發展。雲的垂直尺度有較大的增長，雲頂輪廓逐漸清楚，呈圓孤狀或菜花形，雲體聳立成塔狀。
這樣的雲我們在盛夏常常看到。在形成階段中，雲中全部為比較規則的上公升氣流，在雲的中、上部為最大上公升氣流區。上公升氣流的垂直廓線呈拋物線型。
在形成階段，一般不會產生雷電。
2．成熟階段：從濃積雲發展成積雨雲，就伴隨雷電活動和降水，這是成熟階段的徵象。在成熟階段，雲除了有規則的上公升氣流外，同時也有系統性的下沉氣流。
上公升氣流通常在雲的移動方向的前部。往往在雲的右前側觀測到最強的上公升氣流。上公升氣流一般在雲的中、上部達到最大值，可以超過25—30公尺／秒(見圖1)。
3、消散階段：一陣電閃雷鳴、狂風暴雨之後，雷雨雲就進入了消散階段。這時，雲中已為有規則的下沉氣流所控制。
雲體逐漸崩潰，雲上部很快演變成中、高雲系，雲底有時還有一些碎積雲或碎層雲。
（二）雷雨雲的微物理結構：
一塊成熟的雷雨雲，其頂部可以伸展到－40℃的高度(約l萬公尺以上)，而雲底部的溫度卻在10℃以上。由於雲體在垂直方向上跨過了這麼寬的溫度範圍，因而雲中水汽凝結物的相態就很不一樣。在雲中有水滴，過冷卻水滴、雪晶、冰晶等(見圖2)。
我們把雷雨雲按溫度高低來分層，便可以看：在溫度高於0℃的「暖層」的雲中，全部是水滴(包括雲滴)，在溫度0至－8℃的雲層中，即有較多的過冷卻水滴(溫度低於0℃的水滴)，也有一些雪晶、冰晶；在溫度低於－20℃的雲層中，由於過冷卻水滴自然凍結的概率大為增加，雲中冰晶的天然成冰核作用更為顯著，故雲中基本上都是雪晶和冰晶了。在成熟階段的雷雨雲中，發生著非常複雜的微物理過程，在雲的「暖層」，有水滴之間由於大小不同而發生的重力碰撞，也有湍流碰撞和電、聲碰撞過程。
同時，有大水滴在氣流作用下發生變形，破碎而產生「連鎖反應」；還有由雲的「冷層」中掉到「暖層」中來的大雪花、霰等的融化等。在溫度0℃至－20℃的雲層中，水汽由液態往固態轉移十分活躍，冰、雪晶的粘連，大冰晶破碎等也很頻繁。在低於－20℃的雲層中，也還有冰晶之間的粘連和大冰晶的破碎過程發生。
在雷雨雲中發生的所有這此微物理過程，都可以導致雲中水汽凝結物電學狀態的改變，對於雷雨雲的起電有十分重要的貢獻。
（三）雷雨雲起電機理
雷雨雲起電的機理目前主要有四種理論：
（1）水滴破裂效應：雲中水滴在高速氣流中作激烈運動，**成一些帶負電的較大顆粒和帶正電的較小顆粒，後者同時被上公升氣流攜帶到高空，前者落在低空，這樣正負兩種電荷便在雲層中被分離，這也就是造成90％的雲層下部帶負電的原因。
（2）吸電荷效應：由於宇宙射線或其它電離作用，大氣中存在正負離子，又因為空間存在電場，在電場力的作用下正負離子在雲的上下層分別積累，從而使雷雨雲帶電，又稱感應起電。
（3）水滴凍冰效應：水滴在結冰過程中會產生電荷，冰晶帶正電荷，水帶負電荷，當上公升氣流把冰晶上的水分帶走時，就會導致電荷的分離，而使雷雨雲帶電。
（4）溫差起電效應：實驗證明在冰塊中存在著正離子（h+）和負離子（oh-），在溫度發生變化時，離子發生擴散運動並相互分離。積雨雲中的冰晶和雹粒在對流的碰撞和摩擦運動中會造成溫度差異，並因溫差起電，帶電的離子又因重力和氣候作用而分離擴散，最後達到一定的動態平衡。
綜上所述，雷雨雲起電可能是某一機理也可能是多種機理的效應而產生的。
二、閃電
由於雷雨雲中不同部位聚集著不同極性的電荷，當電荷積累到一定程度時，在雲團之中，雲團與雲團之間，雲團與地面之間會產生很強的電場，當電場強度達到空氣擊穿強度時，便會發生正負電荷之間的放電現象，這種瞬間的強火花放電就是閃電。
閃電的雷擊過程中產生了強大的雷電流（目前觀測到的最大雷電電流幅值為430ka）和高電壓（雷電通道兩端電位差可達上萬伏），因此按功率為電壓與電流之積計算，雷電具有極強大的功率，從而構成一次**過程。雷電直擊到地面的建築物和各種生物上，因其電效應，熱效應和機械力會造成嚴重的破壞和災害。雷電的強大的破壞力，主要是由於它把雷雲蘊藏的能量在極短促的幾十微秒中釋放出來，它的功率巨大，但是由於放電時間太短，以功率乘以時間得出功的數值卻很小，只有幾十千瓦小時。
這裡主要講的是直擊雷，對雷擊電磁脈衝將在後邊章節著重介紹。
（一）閃電的分類
閃電可以按其形狀分為：線狀閃電、帶狀閃電、片狀閃電，聯球狀閃電和球型閃電。
線狀閃電：最常見的一種閃電，我們常常看到這種閃電呈倒置的樹枝狀，其實是若干次線狀閃電的組合，由於幾次發生閃電之間的時間極短，用肉眼很難分辨出。
帶狀閃電：仍是線狀閃電的一種，只不過是在閃電過程中恰巧有水平大風吹經閃電通道的空間，將幾次線狀閃電放電的通道吹的分開，用肉眼看去閃電通道變寬了。
片狀閃電：線狀閃電被雲體遮住了，閃電的光照亮了上部的雲或反射的光映入人眼中，閃電呈片狀的亮光。
球狀閃電：又稱球型雷、滾地雷，不但出現在雷雨天氣中，在晴天時也偶有出現。其形狀大多是球形，直徑可達幾十厘公尺，多呈橙色和紅色，有些還帶有硫磺或臭氧的味道。
球型雷多順風或沿著物體移動，但也發現過垂直運動或逆風而動的情況。對它的起因有許多不同的假設，至今未探明其奧秘。
聯珠狀閃電：很少見的一種閃電，有人認為它是一串球型雷組成的。
閃電也可按其發生的空間位置而分成：雲內閃電、雲際閃電（云閃）、雲地閃電（地閃）等。其中地閃又稱直擊雷、落地雷，是防雷研究的主要物件。
（二）地閃的結構
在雷雲對地的放電中，90%左右的地閃是在負極性的雷雲和正極性的大地（含地面建築物等）之間發生的，一般稱為負極性雷擊。相反，約有10%的雷擊呈正極性。因此，且以負極性雷擊為例說明地閃的結構和過程。
在負極性雷雲的感應下，地面呈現正極性電荷，並且隨電場分布的變化可以迅速集中到某個地點。然而，雷雲與大地電場之間的空氣仍然是絕緣的，必須形成導電通道，地閃才能發生。於是，在大氣電場強度達到一定程度時，大氣中的電子有足夠大的動能撞擊空氣分子，使其電離並加入撞擊，這種現象如同雪崩，為形成雷電通道起開路先鋒的作用。
雷電隨著雷電通道的開闢而向地面探索著前進。這種梯級先導稱為流柱，流柱在尋找一條電阻最小的通道，有時遇到阻力，便另闢通道，於是空中便出現了不同形狀的枝叉。在經過多次放電，消失，再放電，再消失之後，梯級先導的通道前端已到達離地面很近的距離（10m~100m），這時它的趨向開始受到地面物體的影響。
可以這樣理解，從通道前端伸出一支長10m~100m的長臂向四周探索著，這個臂長叫做「擊距」在標準中叫做「滾球半徑」其長短與雷電流幅值大小成正比。一旦接觸到地面物體或與地面提前先導相會便發生了閃擊，從地面物上衝出一股明亮的光柱，沿放電主通道達到雷雲，完成一次回擊放電或主放電。幾十毫秒之後，由雷雲中伸出一條較暗的光柱，沿已開闢的主放電通道衝向地面，這就是第二次回擊放電，以及第
三、四次，最多達26次放電。這種多次放電只見於負極性雷擊，正極性雷擊只有一次放電。另有一種叫長時間放電雷擊。雷擊的三種形式見圖6、圖7和圖12。
常見地閃的結構見圖3，地閃全過程見圖4。
（三）地閃的型別
地閃型別分類辦法：
1．負極性雷擊與正極性雷擊之分。（圖1a、1b、2a、2b與3、4之分）
2．有回擊和無回擊之分（圖b與a之分）
3．提前先導的上行和下行之分（圖2、4與1、3之分）
具體可參見圖5。需要說明的是：2a和2b型：多發生在高層建築上，因雷雲感應的尖端物體上聚集了大量的異性電荷，可能會主動迎合雷雲的流柱面發生閃擊，常被稱為「上行雷」。
在8種地閃中，1a和3a實質上是雲閃，真正地閃只有6種，以負極性下行雷（1b）為最常見，但特高層建築物的逐步增加，使負極性上行雷（2b）也有增加的趨勢。
在《建築物防雷設計規範》gb50057-94區域性修訂條文（徵求意見稿）中對平原和低建築物典型的向下閃擊，確定為圖6（a、b、c、d）四種組合；對高度約為100m的高層建築物典型的向上閃擊，確定為圖7（a、b、c、d、e）五種組合。
三、雷電活動的氣候特徵
（一）我國年平均雷暴日數的地理分布
我國年平均雷暴日數的地理分布示於圖6，根據此圖，可將我國的雷暴活動劃分為四個區域。第一區域大致位於長江以北，東經105°以東地區；第二區域大致位於長江以南，東經105°以東地區；第三區域大致位於北緯36°以北，東經105°以西地區，但其東南角劃歸第四區域；第四區域大致位於北緯36°以南，東經105°以西地區。
第一區域主要包括黑龍江省、吉林省、湖北省大部、陝西省、四川省東半部、寧夏回族自治區和甘肅省東南角等地區。這一地區年平均雷暴日數為20——50天左右，年平均雷暴日數隨緯度的變化不大顯著。
第二區域主要包括浙江省、福建省、廣東省、廣西壯族自治區、安徽省東南角、江西省、湖南省、貴州省，以及四川、湖北和江蘇三省位於長江兩岸的地區。這一地區的年平均雷暴日數隨緯度的減低而明顯遞增。如長江兩岸的年平均雷暴日數為40—50天左右，到了兩廣南部地區的年平均雷暴日數已遞增到90——120天以上。
第三區域主要包括內蒙古自治西南角、甘肅省中部和西北部、青海省西北部、新疆維吾爾自治區等地區。這一地區除新疆西北角外，主要由沙漠、戈壁灘和盆地等乾旱地區組成，因此，年平均雷暴日數較少，一般只有20天。其中甘肅和內蒙古的巴丹吉林沙漠和騰格里沙漠地區，年平均雷暴日數不到10天。
如內蒙古老東廟為8天，甘肅民勤為12天。新疆準葛爾盆地的古爾班通古物沙漠，塔里木盆地的塔克拉瑪干沙漠，以及青海省柴達木盆地的塔完拉瑪幹沙漠，以及青海省柴達木盆地等廣大地區。新疆西北部山區的年平均雷暴日數明顯增大，一般可達20一50天。
其中，巴音布魯克一帶年平均雷暴日數約大於50天，而昭蘇一帶則可達80—90天。
第四區域主要包括甘肅省東南部、青海省大部、**自治區、四川省西半部和雲南省中部和本部等地區，該地區由於多為高原和山丘，地勢較高，地形起伏較大，因此，年平均雷暴日數偏高於同緯度其他地區，一般為50—80天。
綜上所述，我國年平均雷暴日數約地理分布特徵大致可歸納為以下規律。
1．東經105°以東地區的年平均雷暴日數隨緯度的減低而遞增。但長江以北地區這一變化規律趨勢不明顯。而長江以南地區這一變化規律較為明顯。
例如，我國東北地區的年平均雷暴日數約為30—40天，長江兩岸地區的年平均雷暴日數略有增如，約為40—50天，而兩廣地區的年平均雷暴日數則遞增至70一100天以上。其中，海南省中部地區的年平均雷暴日數超過120天，近期資料達130多天，這是我國年平均雷暴日數最多的地區。
2．東南沿海地區的年平均雷暴日數，低於同緯度離海岸稍遠地區的數值；而小島嶼的年平均雷暴日數，又低於同緯度沿海地區的數值。此外，江湖流域、河谷平原和河谷盆地的年平均雷暴日數，往往也低於同緯度其他地區的數值。這是由於上述地區受水面影響，使下半年近地層氣溫偏低，不利於形成可產生強烈對流運動的不穩定層結，從而使年平均雷暴日數偏少。
雷電基本知識
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