对流层大气流动起电现象
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发布时间：2022-05-29 12:58
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时间：2023-10-18 23:52
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，*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*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。
