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（闪电）的阶段。关于雷暴云起电机制的研究有很多书涉及（Mason, 1971；Moore and Vonnegut，1977），本书只给出有关起电机制的一些基本知识，详细可参考Mason（1971）和Mason（1980）的著作。实际上，到目前为止，已经有多种关于云中起电机制的假设，有些是在实验室的基础上提出的（Gunn，1954，1956；Hallett and Mossop，1974；Takahashi，1978；Hallett，1979；Latham and Dye，1989；Latham，1980；Norville et al，1991；Williams and Zhang，1996；Saunders and Peck，1988；Jayaratne，1998a），有些是根据一些物理现象或概念在数值模拟的基础上提出的（Paluch and Sartor，1973；Chiu，1978；Kuetter et al，1982；Rawling，1982；Takahashi，1984；言穆弘和葛正谟，1985；Heldson and Farley，1987；Ziegler et al，1989；言弘谟等，1991；Scavuzzo et al，1998）。这些假设大多以两个基本概念之一为基础：即以降水为基础的感应过程和非感应过程。另外还有一种机制则与降水无直接的关系。本节将给出几种典型起电机制的基本概念。
感应起电机制
在感应起电机制中，外部电场引起降水粒子的电极化，极化强度取决于所涉及粒子的介电常数。在晴天电场下，电场方向自上而下。在垂直电场中下落的降水粒子被极化后，上部带负电荷，下部带正电荷。同这些较大的降水粒子相碰撞后的小冰晶或小水滴就获得正电荷，随上升气流向上，从而发生了电荷的转移过程，使得云粒子带正电荷、降水粒子带负电荷。图2-9给出了在垂直电场中极化的云粒子和冰粒之间经弹性碰撞而产生电荷分离过程的示意图。带负电荷的雨滴或冰粒由于具有较大的重量而下降，并加强原来的电场。大、小粒子之间电荷交换的数量随电场的增强而增加，该效应由正反馈维持，正反馈使原电场增强，直至增强到水滴所携带最大电荷的极限值，并伴有闪电，或者重力被电力所抵消，才使大颗粒停止下降。
实验室的实验表明，感应过程只有当环境电场高于10kV/m时才有显著作用（Aufdermauer and Johnson，1972）
非感应起电机制
除感应起电外，非感应起电过程也是很重要的。非感应起电包括温差起电、结霜起电、大水滴和冰晶的破碎起电、水的冻结和融化起电等。这里介绍两种被认为是比较重要的起电机制。
（1）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。
（2）结霜起电：Takahashi（1978）通过实验室实验提出了结霜起电机制。结霜起电是由于在冰、水共存区，软雹暖结霜表面与冰晶冷结霜表面之间产生温度差，从而导致了电荷的转移，结霜软雹与冰晶之间相对扩散增长率以及它们之间的相互作用是决定电荷转移的重要因子，而增长率取决于温度、局地过饱和度、液态水含量和冰晶尺度。这些因子的不同配置将引起不同极性的电荷转移，所以存在一个反转温度实验室实验结果发现：①主要的电荷传输与冰晶和软雹之间的碰撞过程紧密相关，起电作用区主要发生在过冷水滴浓度较高的区域；②每次碰撞的电荷传输量与冰晶的尺度有很强的依赖性，对直径为100 μm的冰晶，碰撞时电荷的转移量为1～5 fC；③对1 g/m3的液态水含量反转温度在-10～ -20℃之间。这些实验室试验结果与野外实际观测结果具有很好的一致性。
对流起电机制
Vonnegut（1953，1963）发展了早期Grenet（1947）的概念，提出了不依赖于降水的电荷分离对流起电机制。该机制假定云中电荷不是来自于水成物的起电和重力沉降，而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。图2-10给出了对流起电机制的示意图。存在于晴天区域的正空间电荷由上升气流带入云内并附着于云粒子上，形成一个净正电荷区域。该电荷的电场可使这块云的周围或电离层中的负离子流向云的表面，使得云的外围部分带上负电荷。云内部猛烈的上升气流和云外部相应的下沉气流运动，将正电荷运送至云的顶部，而负电荷则被运送至云的较低层。
对流起电机制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。因此，对流起电机制的可能性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。不过，对流起电机制有可能对积雨云云底附近较弱正电荷区的形成起重要作用。
起电机制的数值模拟
提到雷暴云的起电有必要特别总结一下数值模拟方面的工作。由于雷暴内部结构十分复杂，使云内资料的观测受到很大限制，因此数值模拟成了起电机制研究的一个重要补充。许多人曾经对积雨云或雷暴的起电机制进行过数值模拟研究。雷暴的起电模式通常是在动力模式的基础上起电机制主要是感应起电。其中最具代表性的是Takahashi（1979）的工作，他在动力模式的基础上引入电场力和各种起电过程，从而建立了一个一维轴对称云模式，以研究浅对流暖云的电荷结构特征。Chiu（1978）将这一工作延伸，模拟了深对流暖云中空间电荷的分布特性。这些模拟结果发现强的电活动依赖于云中的强降水率，模拟还得到了电荷偶极分布和云下部较弱的正电荷区。
80年代以来，模拟更多地转向冷云，也更多地注意非感应起电机制的作用，在模式处理上也有了较大进展。Rawling（1982）最早在模式中引入了较为完整的非感应起电过程，由于该机制的很多参量尚未在实验室中得到证实，模拟结果与实际测量结果不能很好吻合。Takahashi（1984）利用二维轴对称模式分别对暖云和冷云进行了模拟，且考虑了大陆性和海洋性环境影响，对于水成物粒子作了较为仔细的尺度分档处理，模拟得到了三极性电荷结构，并指出最大电荷区和最大降水区吻合，这和实际观测也有出入。此外，对非感应机制中一些参量例如冰晶浓度的选用也需要进一步商榷。此后，Heldson（1987）、Ziegler (1989)和Norville（1991）进一步讨论了非感应机制在模式中的应用，为了计算稳定性，模式处理上采用运动学形式，即动力基本量值的选取采用成熟的动力模式结果，模式计算发现非感应起电率很依赖于液态含水量值和反转温度的选择。言穆弘和葛正谟（1982）曾讨论过冰晶浓度对非感应起电过程的敏感性问题，对于通常观测到的冰晶浓度，该机制起电率是较弱的，如果在云下产生二次冰晶繁生效应，通过气流循环增大冰晶浓度和尺度，则起电率将大大增加。
言穆弘（1996a，b）曾建立了一个模拟积云动力和电力发展的二维时变轴对称模式，来讨论形成雷暴电结构的物理原因。模式中考虑了10种主要微物理过程，包括凝结（凝华）、蒸发、自动转换、粒子间的碰撞、冰晶核化以及次生冰晶等。在起电过程中除了考虑常规的扩散和电导起电外，重点引入了感应和非感应起电，以及次生冰晶起电的作用。模拟结果发现，软雹碰撞冰晶的感应和非感应起电机制是形成雷暴三极性电荷结构和局地产生足以导致空气被击穿的强电场的主要物理过程。雷暴下部的次正电荷区主要由非感应起电机制形成，计算得到的下部正电荷区和中部负电荷区最大电荷浓度约为10-8 C/m3，而上部正电荷区约低一个量级。
张义军等（1999）在方穆弘等（1996a，b）发展的二维时变积云动力和电过程二维模式的基础上，引入了闪电放电过程，从而对雷暴中的放电过程进行了数值计算，结果表明随着雷暴动力和微物理结构的发展，雷暴的电活动逐渐增强，放电过程主要发生在模拟雷暴发展到30~45 min期间，且始发位置主要集中在温度约为-10℃和-25℃的两个度上。在三极性电荷结构的雷暴中，90%的放电发生在雷暴云中部分负电荷区与下部正电荷区之间。雷暴中放电活动主要依赖于上升气流，但也需要一定的云中降水粒子（对应于地面降雨率约≥5 mm/h）。由此看来，虽然云中起电依赖于大小水成物粒子的下落速度差，但依赖性不强，只需要一定的速度落差即可，但不同极性电荷的分离却对上升气流有很强的要求，否则云中强电场难以形成。
尽管对雷暴云起电机制的研究无论从雷暴云内的实际探测（Marsh and Marshall，1993；Marshall and Marsh，1993；Stolzenburg and Marshell，1998），还是实验室模拟（Jayaratne，1998a，1998b；Avila et al，1998；Saunders and Peck，1998）和数值模拟（Scavuzzo，1998；Marshall and Stolzenburg，1998）都有了相当的进展，但是要想真正把问题搞清楚可能还需要相当长的时间。
