风暴中电荷结构受到动力和微物理条件的共同影响，而闪电活动特征很大程度上又与电荷结构相关，因此电荷结构是风暴中电活动与动力和微物理条件之间的一个桥梁。反极性电荷结构是常见于强风暴中的一种特殊电荷结构，近年来受到越来越多的关注。

人们对雷暴云内电荷结构的认识经历了一个从简单到复杂的过程。很早的时候人们就意识到雷暴云内应该是正、负电荷共存的，但直到1920年，Wilson^[1]才利用地面电场的观测建立起对云内总体电荷结构的认识，即认为云内存在上部正电荷区、下部负电荷区的正偶极性电荷结构。此后Simpson等^[2-3]利用探空观测进一步证实云内的正偶极性电荷结构是一种经典且常见的情形，但在负电荷区之下，还会有一个小的正电荷区存在，初次描绘了云内三极性电荷结构的模型。云上部的电荷区会在云的上边界感应出相反极性的电荷层，称之为屏蔽层^[4-5]。这种三极性或者偶极性的总体电荷结构以及屏蔽层电荷，成为对雷暴云内电荷层分布的一种经典认识。

随着探测手段的进步，越来越多的研究表明，雷暴中的电荷结构复杂，并不是简单地呈偶极性或者三极性分布^[6]。Marshall等^[7-8]及Stolzenburg等^[9-11]分析了美国不同地区垂直电场的探空曲线，认为雷暴云内的电荷为多层分布，呈4~9层的电荷结构，且雷暴内的不同区域电荷结构的分布也不同，弱上升气流区的电结构比强上升气流区复杂，上升气流外部比上升气流区复杂。电荷结构的分布不仅在雷暴的不同区域有差别，不同地域的雷暴电荷结构也存在差别^[12-13]。

尽管雷暴云内实际的电荷结构复杂^[14]，但三极性的电荷结构仍被认为是合理的^[15-16]，足够来描述云内主要的放电区^[13]，在东亚地区最新的云内电荷观测研究也支持三极性电荷结构模型^[17]。为了研究问题方便，偶极性或者三极性的简单概念模型一直到今天仍然被广泛应用。一般认为在-25 ℃~-10 ℃是负电荷聚集区，在其上下各有一个正电荷区^[6,18]，这就是通常认为的正常三极性电荷结构。

2000年在美国的STEPS (Severe Thunderstorm Electrification and Precipitation Study) 试验中，基于LMA (lightning mapping array) 以及电场探空等多种观测手段，通过大量的个例研究，进一步明确了强风暴中电荷结构可以呈现出与正常的三极性电荷结构相反的分布^[19]，即在本应存在正电荷区的高度上 (或温度区) 聚集了负电荷，而在本应存在负电荷区的高度上 (或温度区) 聚集了正电荷，称之为反极性电荷结构。

本文将从电荷结构的探测手段、人们对反极性电荷结构认识的发展、反极性电荷结构与强风暴的关系、反极性电荷结构的形成以及相关模拟研究5个方面对反极性电荷结构研究进行回顾。

人们对云内电荷结构的认识是随着探测手段的发展而深入的，因此有必要对云内电荷结构的探测手段和方式进行介绍。总体来说，云内电荷的探测可以分为探空观测 (直接测量) 和地面观测 (间接测量) 两类，每一类别中，又衍生出多种不同的电荷结构反演方式。同时也应该注意到，有一些探测手段关注的是雷暴云内准稳态情况下的电荷分布，而有些观测方式关注的则是闪电发生时参与放电的电荷区的情形。

利用大气电场仪测得的地面垂直电场可粗略推测云内电荷的分布。假如云内是两层或者多层的电荷分布，由于正负电荷区距地面的高度不同，地面垂直电场在距离电荷区中心不同距离上会表现出明显的正负极性变化。Wilson^[1]正是通过这种方式推断云内电荷的偶极性分布, 该方式可定性判别云内电荷的准稳态情形。

后来人们使用多站的地面电场变化仪测量闪电引起的电场变化，以此计算参与放电的电荷源的位置^[18]，并给出雷暴内的电荷分布。我国在西北内陆地区和东北大兴安岭地区都曾开展利用多站闪电电场的同步观测资料反演云内电荷的研究工作^[20-23]，并取得一定成果。

利用探空气球探测电场强度的垂直分量E_z，再利用E_z随着高度的变化特征，根据一维高斯定理估计风暴中的电荷浓度^[24]。这种探测方法首先假定雷暴云内的电荷是水平均一分布的，且垂直分层，但在雷暴的对流区，这种假定往往并不恰当。同时实际雷暴云中闪电的发生会引起电场强度的剧烈变化，在利用垂直电场探空反演电荷结构时需要排除闪电引起电场变化的干扰。在一般的垂直电场探空分析中，往往只强调关注电荷区的极性和中心高度的分布，这可以在一定程度上避开上述因素的影响^[9]。图 1为正常与反转的三极性电荷结构垂直电场探空示意图，这仅是概念模型，实际的状况更为复杂。

图 1

图 1. 正常 (a) 与反转 (b) 的三极性电荷结构垂直电场探空示意图[19] Fig 1. Stylized profile of Ez in the normal (a) and inverted (b) tripole charge structure (from Reference [19])

事实上电场仪可以探测三维电场强度，其中的电场强度水平分量也是有价值的。利用气球探空，可以探测电场强度矢量在气球上升路径中的变化，通过分析场强矢量的方向及其辐合或者辐散的变化，可以推断气球经过的路径上电荷区分布^[25]。而场强矢量辐合或者辐散的出现也说明，电荷区并非像一维高斯假定那样为水平分层。三维电场的探空既可以定性又可以定量地分析电荷区，图 2为一次三维电场的探空结果^[25]，图中标出的正负号即利用探空数据推断的云内电荷结构的分布。对于探空气球中所使用的电场仪设备，详见文献[26]。

图 2

图 2. 三维电场的探空结果 (填色为雷达回波强度，黑色线为探空气球的移动路径，黑线上暗红色线段的长短和方向代表了探测点上场强的大小和方向)[25] Fig 2. The electric field vectors (dark red line) along the path of sounding balloon (black line) (the shaded represents the radar reflectivity)(from Reference [25])

甚高频/超高频 (VHF/UHF) 闪电定位系统可以探测闪电通道在击穿形成过程中产生的辐射源位置，进而较为细致地描绘闪电的发展通道。云内闪电起始后，流光通道会从起始点双向传播^[27]，负极性击穿的通道在雷暴的正电荷区发展，而正极性击穿通道在负电荷区发展，由于云内的负极性击穿的强度要高于正极性击穿，所以更容易探测^[28]。因此，利用观测到的三维闪电辐射源的分布特征可以大致判别参与放电的主电荷区，特别是主正电荷区所在的位置，这也成为推断雷暴云内电荷结构的一种有效方式。

在STEPS试验中闪电探测的主要手段LMA系统是一种基于时差法的VHF闪电辐射源定位系统^[29-30]。图 3为利用LMA探测的正极性和负极性云闪的辐射点分布^[25]，由图 3还可以看到参与放电的正负极性电荷区。我国也发展了时差法的VHF闪电定位系统^[31-32]，在青藏高原和山东地区的雷暴研究中被用来揭示电荷结构的演变^[33-34]。

图 3

图 3. LMA探测的闪电辐射源[25] (a) 正极性云闪，(b) 负极性云闪 Fig 3. Classification of the lightning radiation sources mapped by the LMA in terms of the parent storm charge for the positive-polarity (a) and negative-polarity cloud flashes (b)(from Reference [25])

还有一类VHF闪电定位系统使用干涉法对闪电产生的辐射源进行定位^[35-36]，其单站一般由多个规则布局的探头组成，通过干涉法定位闪电辐射源的方位角和仰角，如果多站同步观测，则可反演辐射点的三维位置。根据带宽的差别，该系统分为宽带干涉仪和窄带干涉仪。法国的SAFIR (Systeme d’Alerte Fondre par Interferometrie Radioelecctrique) 系统是一套窄带的干涉仪系统，在我国京津冀地区、上海及武汉架设，Zheng等^[37-38]和刘冬霞等^[39-40]都曾利用该系统的辐射点分布来判断云内的电荷结构分布以及演变特征。需要注意的是，VHF闪电辐射源定位系统观测到的仅是参与放电的电荷区，利用垂直电场的探空观测与VHF的观测结合来分析雷暴电结构是一种更为全面的方法。

异常的电荷结构分布常常被作为假说来解释雷暴中正地闪的发生^[15,41]，而很多时候人们对于新事物的认识往往从假说开始，逐渐认识其真实面貌。

最早有关反极性电荷结构的报道来自于1953英国曼彻斯特地区的一个龙卷风暴，Vonnegut等^[42]观测认为, 云上部是负电荷区而非正电荷区。Marshall等^[8]在分析气球探空观测的垂直场强分布中, 最早给出了反极性电荷结构的观测个例，数据显示电荷垂直方向有4个分层，电荷极性同经典的电结构相反。图 4为Marshall等^[8]观测到的反极性电荷结构中的垂直场强气球探空。在此之后，反极性结构未受到太多关注，直到STEPS试验的开展。

图 4

图 4. 1988年5月31日反极性结构垂直场强气球探空[8] Fig 4. The Ez profile of inverted charge structure on 31 May 1988 (from Reference [8])

2000年春季在美国堪萨斯州和俄克拉荷马州边界进行了STEPS试验，其核心目的之一是为了更好地理解强风暴中正地闪发生的原因，试验中采用电场气球探空和LMA闪电定位系统以及雷达等多种观测手段，其中大量的观测数据结果表明，强风暴中可以形成同普通雷暴电结构相反的反极性电荷分布^[43]。

Rust等^[19]利用STEPS试验中的垂直电场探空发现了雷暴中的电荷结构呈反极性，但分析仅使用了探空资料，还不能确认反极性电荷结构的存在。他们认为还需要更多的探索来明确这种异常电荷结构的存在，如果存在，更需明确风暴中对反极性电荷结构形成起作用的因子。Zhang等^[44]利用LMA的观测资料发现，雷暴云有时会发生负极性 (反极性) 的云闪，即发生在云上部负电荷与中部正电荷区之间，参与放电的上部负电荷区位于11 km高度，而中间正电荷区位于7~8 km高度，进一步揭示了反极性电荷结构的存在。

2005年，Rust等^[25]利用一维和三维电场的探空结果以及LMA等资料进行了合成分析，进一步提供了反极性电荷结构存在的证据。利用STEPS试验数据开展的一系列关于强风暴电荷结构的研究^[45-49]均逐步证实，在美国中部平原地区，反极性电荷结构应当是一种强风暴中常见的电荷结构形式。对反极性电荷结构的研究中，人们也逐渐认识到，强风暴中的反极性电荷结构并不是始终存在的，开始是一种正常极性的电荷结构，随着风暴的演变形成了反转的电荷结构^[50]。其他一些研究也有类似的发现，Zheng等^[37]观测发现，在一次雹暴过程中降雹阶段是反转的电荷结构，降雹结束后又维持了很长一段时间的正常电荷结构。Emersic等^[51]利用相控阵雷达和LMA的资料研究了一次冰雹过程，同样证实了这一点，风暴的垂直电荷结构开始是正常的三极性结构，后来出现了一个负电荷区在中间深厚的正电荷区之上 (图 5)。

图 5

图 5. 利用LMA的推断的一次雹暴过程的电荷结构演变[51] Fig 5. Summary of the vertical charge structure of the developing storm inferred from OK-LMA data during each analyzed period of its lifetime (from Reference [51])

强风暴 (severe storm) 是一种广泛而通俗的用法，是指非常强的风暴，这个词经常同风暴所引发的危险性天气相联系。美国国家天气局 (National Weather Service) 认为达到以下标准中的任何一个就认为是一个强风暴：龙卷、风速达到26 m/s或者冰雹直径不小于19 mm^[26]。中国气象局中央气象台提出强对流天气是指伴随雷暴现象的对流性大风 (风速不低于17.2 m/s)、冰雹、短时强降水 (降水强度不低于20 mm/h)。由于多数文献是引自国外研究者，因此文中的强风暴主要是根据美国国家天气局的定义。

人们研究反极性电荷结构，最早源自对正地闪发生的兴趣。自然界的闪电中，向地面传输负电荷的负地闪所占比例最大，但有时也会发生正地闪，向地面传输正电荷^[52]。

1981年，Rust等^[53-54]首次介绍了一次以正地闪为主的强风暴，认为正地闪的发生有可能预示着风暴是强风暴。而正地闪大量发生或者占优的情形下，往往伴随着灾害性天气^[41,55]，如冰雹、龙卷等。尽管许多强风暴可能并不产生以正极性地闪为主的放电，但在美国大平原的暖季风暴的气候学研究中，随着强风暴产生正地闪密度的增加，产生灾害性天气的可能性也迅速增加^[56]。

MacGorman等^[41]对风暴的观测中发现，在频繁出现正地闪且确信出现了冰雹的区域里，大的冰雹在正地闪占优的时段内出现。如果这种极性的占优随后变成负的，报道的冰雹直径和频率往往会减少。这种关系同Reap等^[56]得出的风暴中灾害性天气特别是大的冰雹在正地闪活动高密度区更易出现的论断相一致。然而仍有许多雹暴是负地闪占优^[41]，因为负地闪占优的暖季风暴数量要远远多于正地闪占优的风暴数。因此，正地闪占优的风暴预示着更有可能产生大的冰雹 (这一点仍需要更多的证据)，而负地闪占优的风暴并不预示着风暴将不产生冰雹。

需要注意的是，正地闪同样发生在其他类型的暖季风暴中，包括浅的雷暴，小的孤立雷暴的消散期，范围广大、包含有弱降水的大风暴系统。一般来说，这些其他类型的风暴相比强风暴仅产生很少的正地闪频次和密度^[26]。

综上所述，并非所有强风暴都是正地闪占优，但正地闪占优的风暴更易成为强风暴。

Nag等^[57]总结了发生正地闪的6种电结构分布。Brook等^[58]以倾斜的正常偶极性结构来解释日本冬季雷暴中的正地闪，认为强的风切变使得上部正电荷暴露出来从而形成对地的放电，Kitagawa等^[59]利用正的单极性电荷结构解释正地闪的形成。而在中国西北地区的观测中发现，虽然电荷结构呈现了正常的三极性结构，但下部正电荷区异常偏大，这也被认为是一种容易产生正地闪的情形^[60-61]。Gilmore等^[62]和Carey等^[63]同样推测风暴中上升气流区独特的高液态水含量将会使下部的正电荷区足够大而产生正地闪。

前面提到的几种正地闪发生的情形并不是在强风暴中的观测，而强风暴中大量正地闪的发生被认为是由于风暴中形成了反极性的电荷结构^[25]。MacGorman等^[45]认为如果需要一个负电荷区在正电荷区下部产生正地闪，那么正电荷区的简单增强并不能产生正地闪。Zheng等^[37]在雹暴的研究中也指出，反三极性的电荷结构是强风暴系统正地闪多发的原因。Wiens等^[50]利用LMA的观测资料分析发现，正地闪的初始击穿是由下部负电荷区向中部正电荷区发展的，Zhang等^[64]的观测分析和Mansell等^[65]的模拟研究都指出，三极性电荷结构中下部小电荷区的存在对中间电荷区对地放电有重要作用。因此，反三极性电荷结构是一种非常容易导致正地闪发生的电荷结构配置，虽然其他的电结构配置也能产生正地闪，但是正地闪的数量较少。反极性电荷结构应当是强风暴中正地闪大量发生的主要原因。STEPS试验中的大量观测显示，正地闪大量发生期对应了反极性的电荷结构。

强风暴中正地闪大量发生时往往是冰雹、龙卷等灾害性天气发生的时候，而大量发生的正地闪对应了反极性的电荷结构。可以看到，反极性电荷结构其实是一种与灾害天气相联系的电结构特征。反极性电荷结构的形成也应当是与灾害性天气的形成有关，强风暴中的动力和微物理条件在一定的配置下形成了灾害性天气，同时也形成了反极性的电荷结构。

研究已经逐渐证实，反极性电荷结构是一种真实存在的电荷结构，并且常常伴随有灾害性天气现象，但这种电荷结构如何形成，与灾害性天气的发生有何联系，美国多所研究机构和大学的研究人员于2003年和2004年夏季在俄克拉荷马中部地区进行了一次大规模的观测试验TELEX (The Thunderstorm Electrification and Lightning Experiment)，试验目的之一就是研究反极性电结构风暴的特点，并试图认识强风暴中反极性电荷结构是如何形成的^[66]。

尽管雷暴云内可能存在多种起电机制，但非感应起电机制被认为在雷暴云的起电中起核心作用^[67]。实验室观测已证明，霰粒子同冰晶碰撞时荷电的极性受到温度、液态水含量、粒子尺寸和霰粒子结淞率等影响^[67-69]。在雷暴中起电的大多数区域里，霰粒子一般是获得负电荷，冰晶获得正电荷。经过粒子的沉降之后，形成了一般所观测到的偶极性电荷分布。实验室研究一般认为霰粒子在较高的温度、较高的液态水含量或者较高的结淞率条件下会荷正电。而正常三极性结构下，云下部的小正电荷区被认为部分来自于较高温度条件下霰粒子受非感应起电机制作用荷正电的贡献。

MacGorman等^[45]指出，云内反转的电荷结构是由于云内霰粒子荷正电占了主导地位，主要的负电荷区被正电荷区所替代，冰晶粒子荷负电存在于风暴的上部。Saunders等^[70]发现在具有很高的霰粒子结淞率的区域，霰粒子将荷正电而不论其所处的温度区。有研究认为，反极性电结构的形成是由于在混合相态区域有足够高的液态水含量，使得霰粒子在低温下也获得了正电荷^[66,71-72]。MacGorman等^[73]利用偏振雷达在一个超级单体的观测中发现，正地闪的发生伴随了增加的液态水质量，支持了这种观点。

风暴的一些特征也被认为是在上升气流区产生大的液态水含量的原因。高的云底意味着风暴中暖云过程较少，这使得液态水含量不会被大量消耗，从而在混合相态区使液态水含量达到较高值。但MacGorman等^[73]在美国西南部的观测发现，虽然风暴的云底较高，仍不能发生正地闪。因此，反转的电结构被认为除了云底高之外，还需要结合很强的上升气流^[71]。MacGorman等^[74]认为，云凝结核 (cloud condensation nuclei, CNN) 含量增高等因素也可以导致液态水含量偏高。

之所强风暴中以能够形成灾害性的天气，如冰雹、龙卷等，均与强烈的上升气流运动有关，强的上升不仅造就了高的液态水含量等容易发生冰雹的条件，当然也可能是容易产生反极性电荷结构的条件^[71]。Emersic等^[51]发现反极性电结构和正地闪的发生均始于有新的上升气流进入一个非旋转的强风暴并在混合相态区域产生大的湿雹。作为与反极性电荷结构直接相关的正地闪活动明显表现出了与动力条件的相关性。Baker等^[75]研究发现，正地闪的比例随着风切变的增加而增加，特别是与-25~0 ℃层的风切变有很好的相关性^[76]，大范围的上升气流是正地闪占优的风暴的一个重要特征^[77]。

强风暴中强烈的上升气流等动力条件会影响到云内的微物理条件，从而影响大小粒子碰撞的起电物理过程，使得在混合相态区霰粒子主要荷正电，导致电结构的反转。然而强风暴中独特的动力特点，也有可能以其他形式影响风暴电荷结构的形成。

有研究指出，反极性电结构也有可能并不是由于在低温霰粒子主要荷正电引起的，风暴气流对于荷电粒子的输送也可以影响电荷结构的分布^[50]，在正常极性起电的情况下，即在云的中层和上层主要起电区仍然是霰粒子荷负电，由于动力的原因也可能产生反极性的电荷结构^[78-79]。但动力条件究竟如何对电荷进行输送，从而在正常极性起电情况下形成反极性结构，目前相关研究仍缺少深入的探讨。

利用数值模式在较真实的风暴背景下再现反极性风暴中的电荷结构，有利于人们更进一步认识云内起电同风暴动力和微物理之间的相互关系，并能通过实际的个例模拟研究云内反极性电结构形成的原因。

数值模拟是一种可以深入研究反极性电荷结构形成的有效方法。Mansell等^[65]对一个理想的陆地多单体风暴进行了模拟，当使用基于霰粒子结淞率的非感应起电机制，如SP98机制^[70]和RR机制^[80]时，易形成反极性电荷结构，而使用另一些非感应起电机制，如TAK78机制^[67]、GZ机制^[81-82]、S91机制^[80]时，都产生了正常极性的电荷结构。较早的一些模拟研究同样表明，一些起电机制容易形成反极性电荷结构，而另一些则不能^[83]。Mansell等^[65]在文章中对不同非感应起电机制进行了详细介绍，并对相应的模拟试验结果进行了对比分析。

Kulman等^[84]对STEPS试验中的一次反极性雷暴过程进行了模拟研究，使用TAK78方案和GZ方案时模拟出的均为正常极性的电荷结构，而只有使用基于霰粒子结淞率的RAR (rime accretion rate) 方案和SP98方案时能够模拟出观测到的反极性结构，同时也能模拟出与观测最为相近的闪电活动特征，即正地闪占优的特点。

该次过程观测中共出现140次正地闪，19次负地闪，但RR方案和SP98方案却不能模拟出观测到的负地闪活动，因为这两种方案给出的电荷结构从一开始就是反极性电荷结构，没有形成适合负地闪发生的电荷结构条件。事实上，这次过程中的反极性电荷结构并不是始终存在的，最初为一种正常极性的电荷结构，随着风暴的演变形成了反转的电荷结构^[50]。

基于RAR的非感应起电机制虽然容易模拟出反极性的电荷结构，但不能完全解释强风暴中电荷结构的形成，不能给出一个反极性强风暴发展过程中电荷结构的真实演变。基于RAR的起电机制很可能只能解释风暴起电过程中的一部分机理，尚不足以解释整个过程。TAK78方案或者GZ方案虽然在模拟中容易得到正常极性的电荷结构，但从理论上说，在液态水含量丰富的区域，都可以产生反极性电荷结构的。因此，RAR机制是否在强风暴的强烈上升气流中产生反极性结构时起到了核心作用还需要更多的验证，这种情形下，依然很难解释反三极性电荷结构形成的原因。

虽然有一些利用云模式针对于反极性风暴的模拟研究，但这些模拟均未给出一个反极性雷暴发展过程中电荷结构的真实演变，同时也缺少利用中尺度模式对于反极性电荷结构风暴的模拟。当然，雷暴的起电过程非常复杂，是多种起电机制共同作用的结果，而数值模拟不可能包含所有起电机制，且目前人们对雷暴起电机制的认识也还不是非常清楚，因此，数值模拟手段只能给出在雷暴电荷结构形成中起主要作用的起电机制。

无论是雷暴具有正常三极性还是反三极性电荷结构，正负电荷区之间都可能发生云内放电，Zhang等^[85]在1999年通过数值模式研究发现，如果雷暴具有正常三极性电荷结构，云内闪电不仅发生在云中部负电荷区与上部正电荷区之间，也可以发生在云中部负电荷区与下部正电荷之间。起初，人们将发生在上负下正电荷区之间的云闪称为反极性云闪。Burning等^[86]在讨论反极性电荷结构的文章中指出，对于云闪可以不用正常极性云闪和反极性云闪的概念，而用正极性云闪和负极性云闪的说法，即发生在上正下负两个电荷区之间的云闪称为正极性云闪，反之称为负极性云闪。在三极性的电荷结构之外，经常会讨论偶极性电荷结构的问题。借鉴类似的概念，如果出现了正常三极性电荷结构的上面两个电荷区或者是反三极性电荷结构中的下面两个电荷区 (图 6)，不妨将之称为正的偶极性结构，另外的两种情形可以称为负的偶极性结构。在正常极性电结构下的偶极性结构 (图 6a)，不论“上正下负”还是“上负下正”，均为正常电结构下的偶极性结构。

图 6

图 6. 正常 (a) 与反转 (b) 的三极性电荷结构中正、负偶极性概念 Fig 6. The concept of positive dipole and negative dipole in the normal (a) and inverted (b) tripole structures

Takahashi等^[87]在研究梅雨锋的中尺度对流系统层云区的电荷结构时，对于中部的负电荷区和下部的正电荷区使用了负偶极性的概念。之所以使用负偶极性的概念而不使用反偶极性的概念，是因为这并非是一种反极性的电荷结构。这种电荷结构同正常的电荷结构是一样的，仅出现了正常三极性电荷结构中下面的两个电荷区，这仍然是一种正常的电荷结构。

霰与冰晶是雷暴云内主要的荷电粒子^[88]，在雷暴发展较弱阶段，粒子之间碰撞起电位置温度较高，往往是在霰粒子的正起电区。大小粒子碰撞后，较大的霰粒子荷正电，而小的冰晶粒子荷负电，经过沉降后，会形成负的偶极性电荷结构^[89]。热带气旋眼壁区的电荷结构也常被称作“上负下正”的反偶极性结构^[90]，事实上，这仍是正常三极性电荷结构中的负偶极性结构^[91]。

本文对反极性电荷结构的相关研究进行了回顾，在简要介绍电荷结构探测手段的基础上，详述了反极性电荷结构发现的过程，并对其形成以及相关的数值模拟研究进行了探讨。反极性电荷结构往往在强风暴中出现，是正地闪大量发生的重要原因之一，同时也是一种与灾害性天气相关联的风暴电荷结构特征。反极性结构并非在风暴的起始阶段就出现，而是存在一个演变的过程，出现在风暴发展的特定阶段。

反极性电荷结构是强风暴系统中容易出现的一种电荷结构配置，其形成过程一般认为是风暴中宽广强烈的上升气流等因素使上升气流区液态水含量等微物理条件发生改变，进而影响了大小粒子碰撞的起电过程，使得在低温下霰粒子荷正电，冰晶等粒子荷负电，从而形成上部的负电荷区和中间正电荷区的反极性电荷结构。这种观点认为是微物理条件影响了大小冰相粒子碰撞时电荷的转移，可以称为微物理-反极性。反极性电荷结构也可以由另外的原因形成，在主要起电区霰粒子仍然荷负电的情况下，由于强风暴中动力输送、风切变等原因同样可以形成反极性电荷结构。这种反极性电荷结构的形成，可以称之为动力-反极性。相比于微物理-反极性，动力-反极性观点的相关研究仍然欠缺。

目前不论是观测还是模拟结果，虽然对于反极性电荷结构成因有一定认识，但并不能明确反极性电荷结构的成因。对于强风暴中长时间稳定存在的反极性电荷结构，很可能是由于微物理-反极性的原因形成的，因为仅凭动力原因较难在很长一段时间内维持反极性的电荷结构。如果风暴中反极性电结构只是短暂的发生，如在雹云系统中，正地闪占优的时段只在降雹阶段出现，对应的短暂出现的反极性电荷结构可能就是动力-反极性。

强风暴中反极性电荷结构的研究大多针对美国中部平原地区的风暴，到目前为止，我国还缺少关注正地闪大量发生强风暴的大规模外场观测试验，而根据强风暴的特点，利用云内电荷结构和常规气象的多种探测手段进行有针对性的观测，将有利于理解强风暴中电荷结构的形成及其与闪电活动特征的关系。在分析电荷结构的演变时，还需要更多的结合强风暴发生的天气尺度和中尺度背景条件^[92-93]。

人们对反极性电荷结构的认识是随着探测手段的不断进步而加深的，综合利用多种观测手段有利于分析风暴中的电荷结构。在发展现有探测手段的同时，一些并不成熟的电荷结构推断方式也值得参考，如有研究者利用正负极性NBE (双极性窄脉冲) 发生位置的差别判断云内电荷结构分布^[94-95]。风暴的正地闪特征已用来预警龙卷、冰雹等灾害天气^[96]，而作为直接产生正地闪、与灾害性天气相伴随的反极性电荷结构，利用多种探测手段进行监测，在预警灾害性天气方面也有着潜在的应用价值。

强风暴电荷结构形成的研究，还有赖于发展精细的中尺度起电放电模式。数值模式可以模拟云内水成物粒子的荷电情况，还可以检验起电的物理机制，是雷电研究的一个重要方向^[97]。利用数值模式，在真实的气象背景场下再现强风暴的反极性电荷结构演变特征和闪电活动特征，也是一种研究反极性结构形成的有效途径。然而，发展适合于中尺度数值模式的放电参数化方案将是模式研究中的一项挑战。