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雷暴云的电荷结构

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WTUT-WT88Y-W8BBGB-BWYTT-19998

雷暴云的电荷结构

雷暴云的电荷结构

嵇菊颂

南京信息工程大学雷电防护科学与技术系，南京210044

摘要：

关键词：

0引言电荷结构研究的重要性

雷暴主要集中在夏半年。

一年中,夏季最多,冬季最少。

雷暴出现的开始月份一般从南往北,由东向西逐渐推迟,而终止月份大多在9、10月份,与我国冬、夏季风进退的季节性变化基本一致。

南方极少数地区隆冬季节也能听到雷声。

雷暴是热力对流的产物,因此大陆上雷暴多出现在白天,集中期在午后到傍晚之间。

而沿海和西部山区的许多河谷地区,由于夜间云顶辐射冷却,云层内不稳定性加大，易在夜间出现雷暴。

雷暴出现后,持续时间也有所差异，有的只有几分钟，有的可持续数小时之久,一般而言,持续时间多在1h～2h,而且是南方地区比北方地区持续时间要长。

雷暴是人类生存的客观自然界中的一种天气现象,常伴有大风、暴雨、以及冰雹和龙卷等灾害性天气。

它影响飞机、导弹等安全飞行,干扰无线电通讯,击毁建筑物、输电和通讯线路的支架、电杆、电气机车,损坏设备引起火灾、击伤击毙人畜等。

雷暴和其它灾害性天气相比有它的特殊性：

①瞬时性。

由于放电本身一般延续不到1s,所以绝大多数雷暴灾害是在放电瞬间产生的,而且往往没有先兆,使人防不胜防。

②遍及范围广,但仅局地受害,在82°N～55°S之间的地区都可以找到它的足迹。

但就其造成的灾害而言,除雷暴引起森林大火外,大多都是局地的孤立的。

③发生的频率高。

据统计,地球上每秒钟就有近100次雷电奔驰落地,发生频率之高也是其他气象灾害无法比拟的。

④立体性强。

天空中飞行的飞机、升空的火箭及地面上的建筑物、人畜和高架的输电线路等都可以遭受雷暴的危害,这是一般的气象灾害所不具备的特点。

虽然雷暴对人类生活的危害非常大,但是我们可以利用雷电来进行一些研究,制造专门的仪器——雷电定位仪，利用它可以把接收到的雷电信号转换、放大,最后在示波器的荧光屏上显示雷暴的方向,监视雷暴活动时也就看到了锋面的移动。

雷电观测和气象雷达观测相结合,还可以监视台风的移动,及时向人们发出灾害天气警报。

1雷暴云的起电机制

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的阶段。

实际上，目前已经有多种关于云中起电机制的假设。

这些假设大多是以两个基本概念为基础：

一是以降水为机车的感应过程和非感应过程；另外一种机制则与降水无直接的关系。

1.1感应起电机制

感应起电是在一定的电场内，尺度不同的水成物粒子表面被极化后，碰撞并反弹时产生电荷分离的起电机制。

最初感应起电主要是指云滴和雨滴之间的碰撞，当云滴与降落速度较大的雨滴碰撞时，由于气流及电场的作用，云滴在反弹的同时带走雨滴下部的一部分极化电荷，而今年对云滴与霰之间的感应起电研究较多。

感应起电机制与环境电场有关，虽然这种机制较容易从物理意义上给出合理的解释，但是该机制对云内电场发展的贡献仍存在争议。

根据本文的计算结果，若模式中仅引入非感应起电机制，电场达到击穿闽值的时间及总的电荷分布无明显变化。

因此，感应起电对云内主要电荷累积区的贡献很小。

感应起电率比非感应起电率小1一2个数量级，因此感应起电对云内早期起电贡献不大。

1.2非感应起电机制

非感应起电是在过冷水存在的条件下，霰（雹）与冰晶（雪晶）碰撞时，由于碰撞界面的表面特性和生长速度的不同，从而使大小粒子间产生电荷转移的起点机制，这是一种不依赖电场的起电机制。

1.3对流起电机制

对流起电机制假定云中电荷不是来自水成物的起电和重力沉降，二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。

这是不依赖于降水的起电机制。

目前可在实验室研究的起电机制为感应和非感应起电，以对非感应起电的研究为主。

ReynofdS等首次在云室内做了有关冰相粒子间非感应起电的实验，其实验结果表明在-25℃左右的环境温度下，霰与冰晶碰撞并反弹后，霰荷负电而冰晶荷正电。

他们提出液态水的存在是产生电荷转移的必要条件，该实验结果为此后对雷暴云起电理论的研究奠定了基础。

Takahashi利用含有过冷云水和冰相粒子的云室做了一系列的实验，发现转移电荷的极性和数量与云温和液态水含量有关。

当云温高于-10℃时，均荷正电，与液态水含量无关；反之，当云温低于-10℃时，霰在液态水含量很低（<0.1gm-3）或很高（>4.0gm-3）的情况下仍荷正电，而当液态水含量介于0.1gm-3一4.0gm-3时霰荷负电。

该实验中得出的转移电荷的极性反转区域在此后的云模式中得出广泛的应用，但是没有考虑冰晶尺度及降落末速差对转移电荷的影响。

其他学者如Gaskell和Illingworth也得出与Takahashi类似的结果，他们认为冰相粒子间碰撞时转移电荷的数量级为30fc，与几Takahashi的33fc较为接近。

Jayaratne等的实验结果表明，转移电荷的数量是云温、冰晶直径、降落末速差及液态水含量等的函数，而转移电荷的极性与云温、液态水含量等因素有关。

他们提出，雷暴云中较常见的偶极性电荷分布主要形成于云体中上部荷正电的冰晶和荷负电的霹，而低层的正电荷则来自于荷正电的霰，并指出液态水的存在是霰一冰晶间产生大量电荷转移的必要条件。

Jayaratne等的观点得到当今很多学者的认可，其定性化的结论为此后的实验室研究提供了依据。

而Saunders正是在此基础上，通过改变冰晶尺度和液态水含量，分析云室内粒子间电荷转移的情况，并对其结果进行参数化以应用于数值模式。

Saunders首先提出了有效液态水含量（EffectiveLiquidWaterContent，简称EW）的概念，EW主要是指被霰淞附的过冷云水，因而EW与粒子直径和降落末速差有关。

Brooks等采用与Saunders相同的实验装置，通过进一步对实验资料的分析发现，不仅仅转移电荷的数量与降落末速有关，转移电荷的极性也与降落末速有关。

因而，增加EW或大粒子的降落末速对转移电荷极性有同样的影响。

综上所述，对影响非感应起电机制中转移电荷的因素，有两种观点，一种观点认为转移的电荷取决于云温和液态水含量（liquidWaterContent，简称UWC），而另一种观点则认为转移的电荷与有效液态水含量（EffectiveLiquidWaterContent，简称EW）有关。

而以上观点均被应用于不同的数值模式中，以分析其可适用性。

对感应起电机制的实验室研究较少，Brooks等同样采用有过冷水存在的云室，计算荷电粒子在有外界电场影响时所转移的电荷，其结果表明平均电荷转移量不超过理论上所提出的4fc，而且感应起电有可能在云内起电的后期才起作用。

2雷暴云电荷结构模型

雷暴云发展过程中，云内不同降水物粒子在一些起电机制作用下会带上不同极性的电荷，从而形成一定的空间电荷结构。

以下的四个模型是按发现的时间先后顺序介绍的。

2.1双（偶）极型模型

该模型首先由Wilson（1916,1920,1925）和Simpson（1909,1927）提出，是根据雷暴区内地面测量的电场和降水电荷分析得出的。

他们最早提出雷暴云内空间电荷结构是垂直偶极性的，在雷暴云上部存在一个主正电荷区，在它的垂直下方有一个主负电荷区域。

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。

一般情况下，雷暴云上部-25～-60℃为正电荷区，-10～-25℃为负电荷区。

但是后来的研究发现，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，但是下部小正电荷区一般不参与放电。

2.2三极型模型

尽管双（偶）极型模型得到大量观测的支持，但仍有一些地面电场测量，尤其是一些正地闪的观测结果却与这种偶极性电荷结构不一致，气球探空及更多的地面测量还进一步揭示出在雷暴中部主负电荷区下部，有时还存在另一个小的正电荷区，称为LPCC（lowerpositivechargecenter）,这种电荷分布结构称为三极性电荷结构。

该模型最初是由Simpson和Scrase（1937）、Simpson和Robinson（1941）提出，作为双（偶）极型帆布的改进和综合考虑。

他们是利用气球探空，根据进入雷暴云内69个气球的27词电晕电流测量分析得出的三极性电荷结构模型，即雷暴云上部为主正电荷区；中部存在一个主负电荷区；同时下部还存在一个较弱的正电荷区（见图1）。

图1Simpson和Scrase（1937）观测到的三极性电荷结构

后来的很多观测结果都证实了偶极性与三极性电荷结构是雷暴云中普遍的电荷结。

与双（偶）极型结构所不同的是，雷暴云电荷分布的三极结构中的下部小正电荷区较强，并参与放电过程，如我国甘肃、青藏高原地区的雷暴云。

2.3多极性模型

近年来越来越多的研究结果也表明，实际雷暴云中，电荷结构远比上述垂直分布的偶极型或三极性电荷结构复杂得多。

例如：

Marshall和Rust（1991）报道了通过雷暴的12个气球的探测结果，至少有4个电荷区，某些达10个之多；Marshall和Rust（1996）发现，69次探测中有许多次有3个以上电荷区。

根据上述资料，Marshall和Rust（1996）指出，双（偶）极型或三极型电荷垂直分布模型过于简化，需要给出一个新的雷暴电荷垂直分布方面的模型。

图2给出的是Stolzenburg等找到的在三类风暴对流区中基本电荷的分布情况。

这张经过简化的示意性的云是用以代表在MCS对流区（或多雷暴单体中）内孤立雷暴或一块对流云的情况，且包含了通过对MCS对流区、超级单体与新墨西哥风暴探空中的电荷分析得出的相似性。

虽然三极型模型在雷暴电结构中是最主要的，但他们相信，三极模型显然在对流区内电结构方面是一个不完整的描述，并且他们强调指出，他们提供的概念模型可以作为雷暴电结构的一个改进模型。

图2雷暴云对流区内基本电荷分布示意图

Stolzenburg等通过比较MCS（中尺度对流系统）、美国南部大平原的超单体雷暴及NewMexican山地雷暴，发现超单体雷暴中主负电荷区的高度更高，温度更冷。

统计中3种雷暴的电荷高度和上升速度之间有约为0.3km/（1m·s-1）的比例关系。

温度廓线并不像主负电荷一样抬升，有可能对应于主负电荷的起电机制在不同的雷暴中存在差异，或是与某个特殊的温度无关。

上升气流中的电荷区高度被抬升，呈4层结构，非上升区呈6层结构，除主负，上正，最上层负的屏蔽电荷层与上升区类似外，在地面和主负区之间还有正负正交替的三层电荷，所以有可能非上升区是上升气流发展的后期阶段，或是伴随上升气流同时发生的顺风气流。

Stolzenburg等认为雷暴电结构方面经典的三极模型是发现的在对流区上升气流中4个电荷区的最低层的3个。

但是如果想从上升气流外对流区中6个电荷区中辨认出哪3个是属于三极模型并不容易。

2.4反极性模型

Krehbiel等通过对闪电VHF辐射源时空分布的三维观测资料的分析，揭示了某些雷暴云中或雷暴云发展的某些阶段可以呈现出与正常极性相反的电荷结构，即在雷暴云中部是主正电荷区，而上部为负电荷区,它们之间有反极性放电过程发生。

通过对闪电辐射源高时空分辨率的三维观测资料的分析，揭示了在具有正常三极性电荷结构的雷暴云中，云内放电不仅发生于上部正电荷区与中部主负电荷区之间，还存在着反极性放电过程它起始于中部负电荷区,向下传输到下部正电荷区后水平发展除极性相反外，其特性与发生在上部正电荷区与中部主负电荷区的闪电一致，进一步证实雷暴下部正电荷区的存在,并且这一正电荷区参与放电过程同时还发现，某些雷暴云中或雷暴云发展的某些阶段可以呈现出与正常极性相反的电荷结构,即在雷暴云中部是主正电荷区,而上部为负电荷区，在它们之间有反极性放电过程发生,表明雷暴云中存在反极性起电机制以及雷暴电荷结构的复杂性。

图3美国Florida,NewMexico夏季雷暴和日本冬季雷暴电荷分布经典模式。

虽然已发现的雷暴云的四种电荷结构模型各不相同，但是它们在电荷分布上还有一些共同的特征。

图3是利用多站同步观测通过拟合闪电放电源的得到的美国FloridaNewMexico夏季雷暴和日本冬季雷暴电荷分布经典模式。

利用这种方法可得到与闪电放电有关的云内电荷分布，即一般认为雷暴云电荷的垂直分布是双（偶）极结构或三极结构。

在三个雷暴中，雷雨云中下部负电荷中心的温度区域为-10℃～-20℃，云上部的正电荷中心低于-20℃，云底部的次正电荷中心在0℃左右。

不同学者对正、负电荷量及其所在高度的估计差别很大,但还是有一些共同的特征,即无论偶极性还是三极性电荷结构,其主要的负电荷区处于雷暴中部-10～25℃环境温度之间,云的边界处一般有屏蔽电荷层存在等，Krebhie分析发现在美国和以及日本冬季雷暴中,尽管主负电荷区所处的高度不同,甚至相差很大,但它们均处于同一温度区。

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，都较常规偶极性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）。

而且不同季节、地区的雷暴特征也不完全一样。

郭凤霞等指出我国南方地区多观测到正偶极电荷结构，北方地区多观测到三极性电荷结构，青海高原地区多反偶极结构，但也有正常结构。

即说明在同一纬度，但不同地区、不同季节、不同的环流形式及不同扰动温度形成的雷暴云也各不相同，雷暴云云内电结构不能以简单双极性和三极性电荷结构或固定模型的多极性电荷结构来分析模拟雷暴云内真实电场。

2雷暴云内主要的起电机制及其易形成的电荷结构

3不同雷暴云电荷结构成因的数值模拟研究

郄秀书等先后发展和完善了一个三维强风暴动力2微物理2电耦合模式,并理论研究了雷暴云电荷结构的时空演变特征和成因。

雷暴云动力-电耦合数值模式逐渐成为云降水物理学和大气电学领域内最重要的俺就手段之一，其最大的优势在与能够将云内微物理过程和起电过程及制约云体发展演变的宏观动力过程有机的结合起来，揭示三者的相互作用特征。

3.1模式简介

三维强风暴动力电耦合数值模式是一个三维时变积云动力和电过程数值模式。

由大气运动方程、热力学能量方程、水成物质量连续方程和水成物电荷方程等构成的闭合方程组。

考虑了云水、冰晶、雨、雪、和雹等水成物之间的26种微物理转换过程，5种水成物电荷产生过程，即5种目前发展较成熟的雷暴云起电机制：

正负离子扩散、电导起电、感应和非感应及次生冰晶起电机制。

3.2模式中的主要参数及其对雷暴云电荷结构的影响

影响雷暴云电荷结构的因素很多，但是郭凤霞等着重在模式中考虑了三个优势因素：

转温度Tr、中心最大扰动位温值Δθc和扰动区域。

3.2.1反转温度Tr

模式主要考虑了感应和非感应起电机制,一般认为这两种机制是主要的起电机制。

非感应机制相对更重要,能解释观测到的雷暴云电荷结构,而非感应期待你机制是基于冰的热电效应，当冰雹（san）与云滴（冰晶或雪）相碰时，由于碰撞界面的温差引起的表面接触电位差使大小粒子间发生10-14-10-15C不同极性的电荷转移，粒子电荷极性取决于环境温度、液态含水量。

在非感应起电机制中，雷暴云在某一特定的温度层高度以上小粒子带正电荷,大粒子带负电荷,以下大粒子带正电荷,小粒子带负电荷,当液态水含量（LWC）大于4g/m3,或小于m3时,上述极性相反。

这一特定的温度层被称为反转温度层（Tr）。

由此可见，反转温度和液态含水量是非感应起电机制决定云内电结构的重要因子。

显然不同反转温度的选取会得到不同的电荷结构。

文章中指出反转温度对于各类水成物粒子所带电荷的浓度影响不大,但改变了电荷区的高度和范围,对于主正电荷区主要是冰晶和云滴,反转温度对冰晶无影响,但较低的Tr使云滴电荷中心高度升高,范围缩小;次正区主要是软雹,但较低的Tr使电荷中心高度略有增加,范围扩大;主负区主要是软雹和云滴,但较低的Tr使软雹电荷区范围缩小,而云滴电荷区增大。

而且，反转温度对雷暴云下部的正电荷区形成也有影响，即由于负电荷区主要由反转高度以上冰-冰相碰的带负电荷的大粒子和反转高度以下冰-水相碰带负电荷的小粒子共同组成,Tr取得越低,反转高度越高,反转高度以下的起电区域越大,云滴和软雹碰撞的区域扩大,带正电荷的软雹区域扩大,带负电荷的软雹区域减小,所以使主负区净电荷浓度减小,范围扩大。

大粒子下落速度比小粒子快,有一部分大粒子降落到底层形成了次正区,

3.2.2中心最大扰动位温值Δθc

郭凤霞等在文章中指出,在相同的层结条件下，不同的中心最大扰动位温Δθc会形成不同强度及不同电荷结构的雷暴云。

扰动较强时，对流旺盛,云顶也高,云体温度低,云砧处冰晶浓度大,反转温度层高度以上的起电区域大,起电活动强于以下的起电区域。

主要的起电由冰晶和软雹的碰撞引起,因为冰-冰相碰比冰-水相碰每次转移的电荷量大一个量级,所以相应整个过程中转移的电荷量也多,冰晶带正电荷,软雹带负电荷,雷暴云中形成一标准的偶极性电荷结构。

相反,扰动弱时,对流活动较弱,云伸展的高度比较低,云体主要由液态水滴组成,反转温度层高度以下的起电区域远大于以上的区域,主要以云滴和软雹、霰碰撞非感应起电为主,因为大多粒子是冰-水相碰,所以相应起电区域的电荷浓度也较小。

碰撞过程中小粒子带负电,大粒子带正电,大粒子比小粒子下落速度快,所以上层形成负电荷区,下层形成正电荷区,这与上正下负的偶极性电荷结构刚好相反。

我们称之为“准反极性结构”,加入“准”字,是因为电荷区的温度范围并不对应标准反极性结构,标准反极性结构应该“正”电荷区温度范围和标准偶极性结构的“负”电荷区温度范围相对应。

当中心最大扰动位温值Δθc介于强和弱之间时（1.50℃）,反转高度以上和以下的起电区域相当,云体上部由荷正电的冰晶和过冷水滴组成主正电荷区,中部主要由荷负电的软雹和过冷雨滴共同组成负电荷区,云下部由降落的软雹形成次正电荷区,于是出现了典型的三极性电荷结构。

可见在相同的环境层结条件下,因为扰动位温的不同,雷暴云会出现不同的空间电荷结构。

综上所述，低的Δθc对应较弱的雷暴云和下正上负的准反极性电荷结构;较高的Δθc对应较强的雷暴云和上正下负的偶极性电荷结构;当Δθc介于强和弱之间时,形成典型的三极性电荷结构。

3.2.3扰动区域

在其他条件相同的情况下，增加扰动的水平和垂直区域可以较大地减弱反转温度以上的起电活动，但是对反转温度层以下的区域影响不大。

4雷暴云的电荷结构与空间电场之间的关系

4.1雷暴云电结构的探测方法及一些结果分析

雷暴云由于其自身的电荷结构，在周围空间形成电场，而我们无法直接探测出雷暴云内的电荷结构只能通过间接的探测出雷暴云在周围形成的电场来推测雷暴云内空间电荷分布情况。

雷暴云的实际探测方法一般有以下三种：

⑴利用闪电电场变化的多站地面观测来拟合闪电源的位置，从而推断云中与闪电放电有关的云电荷分布（JacobonandKrider，1976；Krehbieletal．，1979；Brooketal．，1982；ReynoldsandNeil，1985；MaierandKrider，1986；Krider，1989；KoshakandKrider，1989；Murphyetal．，1998；郄秀书，1998）。

目前我们采用的方法多为通过各测站点的实测电场波形变化特征来反演雷暴云的电荷结构，即利用高斯定理

来犯腿雷暴云中的电荷分布：

①具有双（偶）极型结构的雷暴云产生的电场图如下：

图4

②具有三极型结构的雷暴云产生的电场的图如下：

图5

⑵火箭或气球携带电场仪穿云观测（Winnetal．，1974，1981；Byrneetal．，1983；MarshallandRust，1991；Mashalletal．，1995a，b；Weberetal．，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。

穿云电场探测所用载体一般有气球、火箭和飞机,所用电场传感器有电晕电极、场磨电场仪和双球电场仪。

场磨式和双球式电场仪相对电晕电极而言是比较精确的探空系统,但一般功耗、体积和重量较大,不便在综合探空系统中采用。

在利用GPS、湿度等数据消除了其主要误差来源项后，电晕电极可作为一种简单有效的电场传感器。

在定位仪器的配合下,通过电场探空能够得到接近真实的雷暴云内电场。

利用一维形式的高斯定理或将一维形式的高斯定理和电场矢量三维信息相结合，在以下两点假设下，从电场廓线可以推测探空路径上的电荷结构[6]：

（1）云中电荷水平均匀分布,即电荷层的水平延伸被看作是无限的；

（2）电荷分布在探空期间是不变的。

在实际电场观测结果的反演过程中，也会遇到与已有模型相差甚远的情况，此时我们就需要加以分析和判别。

以MaribethStolzenburg等在文献[7]中所做的研究为例：

如图6中所示，气球3探测出在5km到9km高度上的水平电场分量几乎与垂直电场分量一样大，通过对电场E的反演只能得到两个主要的电荷区域，与Stolzenburg等给出的山地雷暴的模型相差很大。

在Stolzenburg等后来的文章中表示，相对较大的水平电场分量可能是由于气球并没有通过负极性电荷的中心区域或者是由于负极性电荷还没有发展起来。

而在图7中，气球4探测出的电场E符合Stolzenburg等给出的山地雷暴的模型，电场E的峰值可达150KV/m，在7km高度以下呈现出多个正负电荷区域，而且水平电场分量相对于垂直电场分量较小。

图６　　　　　　　　　　　　　　　　　　　图７

⑶飞机穿云观测（KasemirandPerkins，1978；Imyanitovetal．，1972；Fitzgerald，1976；Raymond，1991；Moetal．，1998）。

4.2雷暴云的电荷分布模式

我们可以通过电场来反演雷暴云内的电荷分布模式，反过来，我们也可以通过已知的雷暴云电荷结构来推测出地面电场的分布情况，加之与实际探测出的地面分布情况作比较从而能得出更与实际情况相接近的雷暴云电荷分布模式。

4.2.1点或球对称模式

一般用偶极型电荷分布来描述雷暴云内电荷结构。

假定云内正负电荷分别集中分布在某一高度上,且上方正电荷中心的电荷值为+QP,中心高度为HP,下方负荷电中心的电量为-QN,中心高度为HN。

如果把大地看成是一平面导体,从物理上分析,在点电荷Q的电场作用下,导体板上出现感应电荷分布。

若Q为正的,则感应电荷为负的;若Q为负的,则感应电荷为正的。

空间中的电场是由给定的点电荷Q以及导体面上的感应电荷共同激发的。

利用镜像法,测站点处地面电场E为：

其中DP、DN分别是测站点与云中正、负电荷中心在地面的投影点之间的距离。

同理:

用三极型电荷分布来描述雷暴云内电荷结构时，测站处地面电场E为：

其中QP、HP分别为雷暴上部正电荷区的电荷量和距离地面的高度;QN、HN为中部负电荷区的电荷量和距离地面的高度;QSP、HSP为下部正电荷区的电荷量和距离地面的高度。

4.2.2圆盘和圆柱状的电荷分布模式

为简单起见，国外一般用点或球对称模式来描述云中的电荷分布。

但近来的观测表明，云中电荷分布的水平尺度远大于垂直尺度，这时用点电荷模式会产生较大的误差。

叶宗秀、邵选民等[3]提出了一种圆盘和圆柱状的电荷分布模式，并与观测结果进行了对比，二者基本一致，尤其是能解释当降水停止活雨区移过测站时电场由正向负的急剧转变现象[3]。

由于云砧水平偏离可以很大，中层负电荷区的水平分布尺度也远大于其垂直尺度，因而可用来代表其电荷分布，云下部的正电荷区主要与降水相对应，因而可用圆柱来代表。

但是有些观测表明