西北内陆高原雷暴云电活动与微物理场特征的相关性

郭凤霞，张义军，言穆弘，王涛

(1.南京信息工程大学气象灾害省部共建教育部重点实验室，江苏南京210044;2.南京信息工程大学中国气象局大气物理与大气环境重点开放实验室，江苏南京210044;3.中国气象科学研究院雷电物理与防护工程实验室，北京100081;4.中国科学院寒区旱区环境与工程研究所西部气候环境与灾害实验室，甘肃兰州730000)

0 引言

雷暴云内的电场探空研究(Krehbiel and Roble，1986;Stolzenburg et al.，1998a，1998b，1998c)发现，上升气流区通常存在上下两个正电荷区，上部正电荷区是正电荷的主要累积区域，位于－20℃高度附近，下部正电荷区位于0℃高度附近，尺度和电荷量都较小，在两个正电荷区之间，－10～－20℃高度上有一个负电荷区。这种典型结构被称为偶极性(只有主正电荷区和中部负电荷区)或三极性(出现底部正电荷区)电荷结构(Williams，1989)。

20世纪80年代以来，有一些研究在观测资料的基础上，通过点电荷模式、地面电场的极性和闪电电场变化的多站地面观测，拟合了闪电源的位置，推断了云中电荷分布。研究发现，在我国西北内陆高原地区，雷暴云底部的正电荷区比常规三极性电荷结构雷暴内的正电荷电荷量大、分布范围广(Liu et al.，1989)。这种独特的电荷结构使雷暴云呈现出特殊的电特性:雷暴云当顶时，地面电场多为正极性;云地闪比例大(郄秀书和郭昌明，1990)，具有较高的正地闪发生比例(Qie，1991);云内放电过程的K变化起始于负电荷区，并向下部正电荷区传播(郄秀书等，1998);几乎所有的云内放电都发生于云的下部，并中和云中部的主负电荷和下部的正电荷(Qie et al.，2000);所有的人工引发雷电都为正极性闪电，并仅有连续电流阶段(Liu et al.，1994)。

为了对该地区电荷结构特征及其形成原因做进一步探讨，2005年和2007年夏季在甘肃平凉地区利用国内第一部可移动式X波段全相参多普勒双偏振天气雷达714XDP(马学谦，2007;王致君和楚荣忠，2007)、大气平均电场仪、闪电快慢电场变化仪和雨量计等仪器，对雷暴云进行了动力、微物理和闪电过程的同步观测。本文根据714XDP提供的雷达参量和高度(相对高度，下同)，利用分层决策法识别了雷暴云内的水凝物粒子类型，并分析了雷暴云内微物理和电过程之间的关系。

1 观测概况

平凉雷电与雹暴试验站(106°41'E、35°34'N，海拔1 599.9 m)位于甘肃省平凉市北塬。距该站以西40 km、最高点海拔2 940 m的六盘山沿南北向将这一区域分为西高东低的两部分，所以这个地方气流容易受地形的扰动、抬升，当冷锋天气系统过境时，常有积雨云和强风暴产生。

该基地安装了一套由虹吸式雨量筒，大气平均电场仪，闪电快慢电场变化测量仪和GPS系统构成的闪电综合观测平台。714XDP天气雷达放置在距该基地北面约500 m处的开阔区域。714XDP是2004年由中国科学院寒区旱区环境与工程研究所与国营第784厂雷达研究所合作研制的国内第一部车载可移动式X波段双偏振多普勒天气雷达。它能交替或同时发射和接收水平与垂直的偏振波，不仅能得到目标对两种不同偏振状态电磁波的后向散射信号强度的变化信息(水平反射率因子ZH)和相位(平均径向速度V、谱宽W)，还能得到目标相对两种不同偏振状态电磁波后向散射回波的差异信息(差分反射率因子ZDR、双程传播相位差φDP、差分传播相移KDP和零滞后互相关系数ρHV)。综合这些参量能够反映云内流场特征及水凝物的相态、大小和取向等信息，更有助于全面了解云和降水，特别是灾害性天气的形成机理及其微物理的变化过程。主要性能指标见马学谦(2007)。

由于大多数仪器探测范围有限，本文仅选择了距雷达站较近的三次典型雷暴过程，分别发生在2005年6月30日、7月30日和2007年7月24日。这三次过程对流不稳定能量基本处在临界不稳定范围内(0～1 000 J/kg)，中层平均相对湿度适中，对流较弱。

2 水凝物粒子识别

2.1 资料预处理

为了减少天气扰动对观测资料产生的误差，所有资料都必须经过预处理，对于ZH、ZDR和ρHV分别采用3、5和5点大小进行径向数据滤波。对双程传播相位差φDP使用两种滤波方式，一种是窗口大小为9点，对原始数据轻微的滤波，另外一种是窗口大小为25点的，对第一种滤过的数据再滤波。在计算差分传播相移KDP时，对φDP采用以上两种过滤方式，目的是对不同的降水强度提高雷达分辨率，一般情况下，轻微降水的雷达分辨率经过滤波后分辨率在6 km左右，而强降水的雷达分辨率经过滤波后分辨率可控制在2 km内。ρHV以0.85为起始值，可以滤除非气象因子产生的值，但为了保持原始数据的完整性，仍然保留观测数据，不剔除ρHV小于0.85的值。由于降雨会对短波段雷达的ZH和ZDR造成明显的衰减，甚至会严重影响雷达探测的精度，因此必须对其进行衰减订正，以获取更精确的雷达观测信息。就双偏振多普勒雷达而言，差分传播相移常数KDP对雷达标校、波束阻塞、传播距离影响和系统噪声不太敏感，在中到大雨的定量估测、衰减订正和雷达硬件标校等方面具有潜在优势。本文参考马学谦(2007)的方法，采用其通过714XDP实测的降雨资料与R—KDP关系和Z—R关系的对比，并利用KDP对ZH和ZDR进行衰减订正得到的公式(1)、(2)。

其中:ZH和ZDR表示真值;Z'H和Z'DR是观测值;α、β是温度影响因子，通过散射模拟表明α、β在0～30℃之间可近似为常数，α=0.84，β=0.045;b、d是滴谱影响因子，b=1.05、d=1.15。

2.2 粒子识别算法

本文参考董振贤和李妙英(2004)的分层决策方法及Straka et al.(2000)提出的针对S波段不同粒子对应的偏振参量和温度(高度)的阈值，依据雷达参量ZH、ZDR、KDP、ρHV和高度H，将水凝物粒子分为10类:小雨(LR)、中雨(MR)、大雨(HR)、雨/雹(R/H)、湿软雹(WG)、大湿雹(WH)、干雹(DH)、湿雪(WS)、干雪(DS1)、实雪(DS2)。识别流程见图1。

3 资料分析

3.1 近距离雷暴

2005年6月30日和7月30日的两次过程的回波中心距测站较近，在10 km左右，测站都出现了降雨。

3.1.1 地面电场、闪电及回波的关系

6月30日07:05(北京时间，下同)，回波主要分布在距测站直径20 km内东偏南及东北面。08:00左右，强回波区移至观测站的东、北及东北方向。降雨倾泻(rain gush)指突然的或强烈的降水，降水过程中，地面电场极性常会发生改变，这被称为FEAWP(field excursion associated with precipitation)(Moore and Vonnegut，1977)。这次过程中，降雨倾泻发生在07:30—08:00之间，降雨倾泻期间，地面电场呈倒“V”字型(规定头顶为正电荷时地面电场为正)(图2a)。

7月30日的雷暴过程，强回波区主要集中在测站东南、南及西南15 km的范围内，并沿东北—西南的方向从测站的东南面经过。13:55—15:15距测站最近，对应着降雨倾泻，且该期间地面电场与6月30日的正好相反，呈“V”字型(图2b1)。

对比图2a、2c和2e可见，降雨期间地面电场极性和强回波(30～48 dBZ)顶高度有较好的反相关性。降雨倾泻前期对应着较多的闪电，此时，大于30 dBZ的各强度回波顶高等值线相对密集，表明各相态的水凝物粒子共存的几率增加，更有利于互相碰撞，转移更多的电荷量，使云内电场增加，放电发生。随着降水的持续，总闪减少，但是地闪的比例增加，降水结束时，闪电数最少。

图1 水凝物粒子识别流程Fig.1 The flowchart of hydrometeor type classification

图2 地面电场和降水量(a，b)、闪电数(c，d)及各强度回波最大顶高(e，f)随时间的变化a，c，e.2005年6月30日;b，d，f.2005年7月30日Fig.2 The time variations of(a，b)Egndand rainfall，(c，d)lightning flash rate and(e，f)the height of reflectivity top a，c，e.30 June 2005;b，d，f.30 July 2005

对比图2b、2d和2f可见，强回波顶高较低，尤其大于40 dBZ的回波顶高基本在4.5 km以下。降水期间，强回波顶高度越高，地面负极性电场越大。降雨结束后，大于45 dBZ的强回波不存在，大于30 dBZ的强回波顶高也只有4 km左右，地面电场为弱的正极性。闪电发生期间也基本对应于回波强度大于30 dBZ的回波顶高等值线相对密集之处。

3.1.2 粒子分布与地面电场和闪电的关系

6月30日的雷暴过程中，强回波中心和测站之间的水平距离基本稳定在10～15 km。07:34为雷暴云成熟阶段，40 dBZ的回波顶高达7 km，强回波中心对应湿软雹、中雨及少量冰雹的混合区。湿软雹范围较大，顶高延伸到近8 km高度。强回波外围主要是小雨，观测站附近降中雨，云中上部是冰相粒子干雪和实雪(图3a)。

降雨倾泻中期(图3b)与07:34(图3a)比较可知，中雨和湿软雹的区域大大减小，湿软雹顶高降落到4 km。降雨倾泻后期，雷暴云下部主要的水凝物粒子为中雨和小雨，此外有少量湿软雹。湿软雹顶高达到6 km(图3c)。

7月30日雷暴过程中降雨倾泻前期湿软雹的面积很小，顶高仅4 km，粒子的分布与图3b相似，强回波距离测站更近，在2～14 km之间(图3d)。降雨倾泻中期，强回波区顶高5 km，面积小，仅分布着极少量湿软雹和雹/雨，与图3c相似。中心距离测站水平距离约15 km(图3e)。降雨结束时，在测站上空4 km的高度上，仅有极小片范围的湿软雹(图3f)。

对比两次过程，虽然降雨期间地面电场有倒“V”和正“V”字型两种特征，但地面电场的变化和软雹粒子的分布有很好的相关性，地面电场在软雹粒子顶高大于约6 km时为负，在4.5～6 km之间时为正，低于4.5 km时为负。

图3 水凝物粒子及回波强度随时间的变化(等值线表示回波强度)a，b，c.2005年6月30日;d，e，f.2005年7月30日Fig.3 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)a，b，c.30 June 2005;d，e，f.30 July 2005

Jayaratne and Saunders(1984)指出位于温度高于反转温度(约－10℃)的软雹带正电荷，对应于底部正电荷中心的形成。Marshall and Stolzenburg(1998)和Bateman et al.(1999)发现，对于新墨西哥雷暴，底部的正电荷中心主要由携带电荷的降水形成。由此可以粗略推断位于雷暴云底部(＞0℃)的湿软雹粒子(固态粒子)带正电荷。

Stolzenburg et al.(1998a，1998b，1998c)指出主负电荷区中心的平均温度依赖于上升速度，上升速度越大，主负电荷中心高度越高，温度越低。Krehbiel and Roble(1986)观测发现，有云闪及地闪产生的中部负电荷区中心基本停留在海拔7 km高度上(－15℃)。Krehbiel et al.(1979)发现大多数云闪和地闪的负电荷中心接近于雷达反射中心，且通常在最大反射之上。在这两次过程中，－10℃基本位于5.8 km相对高度上，－20℃基本位于7.7 km相对高度上，上升气流区－10℃和－20℃之间正好处在最大反射中心之上，与以上结论一致。因此，推断此区域的粒子带负电荷。这里一般分布着软雹、过冷水及冰晶粒子(湿雪和实雪)。

Rutledge and MacGorman(1988)指出，尾部层状云区域正闪的出现是由对流体上部荷正电的冰粒子向后的水平输送引起的。08:45处于雷暴云的消亡后期，出现了几次正地闪，这可能是云砧处的正电荷区域对地放电引起的，由此可以推断，云上部的干雪和实雪粒子携带正电荷。

以上的推断与前面地面电场极性和软雹顶高之间的关系一致。两次过程中，测站与强回波中心的水平距离约为10 km，地面电场主要受底部电荷区和中部电荷区的控制，此外，上部电荷区也会对其产生较弱的影响。当软雹顶高达到6 km以上时，中层的软雹多，负电荷区强，地面电场为负极性;当软雹顶高在4.5～6 km之间时，中层的软雹减少，负电荷区减弱，地面电场在底部的湿软雹控制下为正极性;当软雹顶高低于4.5 km时，软雹所在的体积也大大减小，底层的正电荷区减弱，中层其他带负电荷的粒子(过冷水、湿雪、实雪)形成的负电荷区使地面电场为负极性。

6月30日，降雨倾泻之前云闪较多(图2c)，表明云上部和中部的电荷区较高，范围及电荷密度较大，云闪发生在两者之间。闪电多使地面电场产生瞬时的正极性变化，表明云底部的电荷为正极性。降雨倾泻前期总闪较多，但云闪减少，负地闪增加。这与Rutledge and MacGorman(1988)的结论一致:在对流降水密度最大时期负地闪率达到最大。这至少说明中部负电荷区较强，而且其底部存在激发负地闪产生的正电荷区。降雨倾泻后期，总闪大幅减少，只有1次正地闪和1次云闪发生，地面电场由正极性向负极性转变，正地闪的发生使地面电场产生瞬时的负极性变化。这些表明随着降雨，中部的负电荷和底部的正电荷大量消耗，但相比较而言，底部的正电荷消耗更大，中层的负电荷区相对明显，地面电场主要受其控制，正地闪则很可能起始于云砧。降雨结束后云闪又开始增加，地闪很少，表明云中部的负电荷区有所恢复。07:57地面电场达到负的最大值，表明此时云底部的正电荷最弱。雷暴结束时出现几次正地闪，表明云砧处的正电荷较多。

7月30日的雷暴过程比较弱，降雨之前基本没有闪电发生，降雨倾泻前期地面电场为正极性，发生了2次负地闪和2次正地闪，均使地面电场发生了正极性的变化，表明云底部分布着正电荷区，而且中上层的电荷区较低，降雨中后期，地面电场为负极性，发生了4次云闪，而且云闪使地面电场发生负极性的变化，表明控制地面电场的电荷区主要是上部正电荷区和中部的负电荷区，而且中部负电荷区很弱，底部的正电荷区基本消失。

这些特征与前面对粒子携带电荷的推断结果一致。而且对于不同粒子所带电荷极性的推测与非感应冰—冰碰撞分离起电机制的实验室结果一致(Takahashi，1978;Jayaratne et al.，1983;Saunders et al.，1991)。

3.2 远距离雷暴

2007年7月24日发生了2次对流过程，分别发生在12:00—13:50和14:40—17:20期间，强回波中心基本都在距测站15 km以外。两次过程快慢天线共采集到47次闪电，绝大多数是云闪，只能听到隐约雷声，没有清晰的声光差记录，说明闪电发生的地点较远。

3.2.1 回波与地面电场及闪电的关系

12:00—13:02闪电很少，地面电场主要为正极性。13:02—13:41地面电场为较大的负值，闪电频繁，且一般引起地面电场的正极性变化。13:12测站出现短时毛毛雨。15:35—16:35约发生20多次闪电，地面电场在15:47—16:11期间为正，其余时间基本为负，闪电一般引起地面电场正极性的变化。15:47开始出现毛毛雨，期间地面电场由正极性转变为负极性，几分钟后降水结束，地面电场又恢复为正极性(图4)。

对比两组人员糖化血红蛋白检测（HbAlc）、空腹血糖水平（FPG）以及口服葡萄糖50 g筛选测试糖耐受量水平（GCT）；同时对比不同检测方式在妊娠期糖尿病中的诊断情况[3]。

3.2.2 0℃与－10℃层高度回波对比

第一次过程之初，雷达西南方向有一尺度为十几千米的回波单体A，西北面有两个尺度为几千米的回波单体B和C，移动方向均为西北至东南。12:52之前，回波单体A距离测站最近，而B和C距测站较远，尺度小，回波强度弱，所以地面电场主要受单体A的控制，主要为正极性。多数时间，单体A的－10℃层高度(约在5.8 km高度)的强回波面积及中心回波强度小于0℃层高度(约在4 km高度)的。在12:30—12:40之间，－10℃和0℃层高度之间的强回波面积之差最大，对应负极性的地面电场。12:52回波单体B消散，单体A强度减弱并远离测站，C移近测站，且强度增强，地面电场主要受单体C的控制。这一时段，单体C的0℃层的强回波面积远大于－10℃层的强回波面积，在13:10—13:35两者相差达到最大，介于6～15 km2之间，此时也正好是回波单体距测站最近的时候，闪电频繁，地面电场为较强的负极性(图5a，c，e)。

图4 2007年7月24日雷暴过程地面电场(a)和每10 min的总闪电数(b)随时间的变化Fig.4 The time variations of(a)Egndand(b)lightning numbers per 10 min on 24 July 2007

第二次过程仅有一个距测站相对较远的回波体，但尺度较大，强度较强，强回波面积较大，最初位于雷达的西北方向，不断向西南方移动。－10℃层和0℃层高度上的强回波面积差别不大。15:42回波中心距测站最近，15:40—16:20期间－10℃层高度上的强回波面积小于0℃层高度上的，这段时间地面电场主要表现为正极性，此后雷暴云逐渐远离测站，两个高度上的强回波面积相当，地面电场主要表现为负极性。16:50以后，回波中心继续远离距测站，而且0℃层高度的回波强度明显的大于－10℃层的，地面电场为正极性(图5b，d，f)。

由此可见，对于距测站距离较远的雷暴，当－10℃层高度上的强回波面积比0℃层高度上的强回波面积大，或者两者相当时，测站地面电场为负极性;当前者小于后者时，地面电场开始向正极性变化;当前者远远小于后者时，地面电场开始出现负极性。

3.2.3 粒子的分布与地面电场之间的关系

选取3个典型时刻12:54、15:31和16:42的体扫资料中两个仰角12.5°和20°进行水凝物粒子的识别(图6)。12:54属于第一次过程，15:31和16:42两个时刻属于第二次过程。

12:54时，在仰角为12.5°的PPI(plane position indicator，平面位置显示)扫描中，单体A已消亡，单体B(西南)和C(西北)仍然存在，两者中心距测站均约为15 km，对应高度为3.3 km。强回波中心主要是湿软雹，外围主要分布着中雨和小雨。回波中心B处在降水消亡阶段，湿雹所在的高度较低，而回波中心C处于发展阶段，大湿雹所在的高度较高，地面电场表现为负极性。

15:31仰角为12.5°时，回波中心距离测站约25 km，对应高度5.5 km。16:42时，回波中心远离雷达，当仰角为12.5°时，回波中心距雷达约40 km，对应高度为9.1 km，可见虽然回波中心远离了雷达，但是中层的软雹粒子依然很多。

图5 2007年7月24日两次过程0℃与－10℃层高度回波中心距测站距离(a，b)、回波强度大于45 dBZ的面积(c，d)和最大回波强度(e，f)随时间的变化Fig.5 The time variations of(a，b)the horizontal distance between the strongest reflectivity center and the observation station，(c，d)area with echo strength of more than 45 dBZ and(e，f)the strongest echo strength at 0℃and－10℃on 24 July 2007

图6 2007年7月24日仰角12.5°(a，b，c)及仰角20°(d，e，f)粒子的分布和回波强度(等值线)随时间的演变a，d.12:54;b，e.15:31;c，f.16:42Fig.6 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)at(a，b，c)12.5°elevation and(d，e，f)20°elevationa，d.12:54 BST;b，e.15:31 BST;c，f.16:42 BST

图7是12:54和15:26强回波中心的RHI(range-height indicator，距离高度显示)回波强度及水凝物粒子分布。12:54方位角218°对应着回波中心B，强回波顶高为7 km，回波中心距离测站的水平距离在地面附近约为15～20 km，在4 km高度处约为23 km，相应的湿软雹的顶高约为7.6 km，且在底层距地面较近，在高层距地面较远。15:26强回波顶高快达到10 km，强回波呈纺锤状，表明对流云内对流比较强。强回波中心分布着湿软雹、湿雹和雹/雨混合粒子，2 km以下这些粒子较少，且离雷达较远，约为28 km;2 km以上，在水平方向18～33 km都有这些粒子的分布，顶高也达到了10 km。

由此可见，湿软雹粒子的分布和地面电场之间的关系与前面分析的强回波面积与地面电场的分布一致，这同样证实了前述对于不同水凝物粒子荷电极性推测的正确性。

图7 2007年7月24日水凝物粒子及回波强度随时间的变化(等值线表示回波强度)a.12:54;b.15:26Fig.7 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)on 24 July 2007a.12:54 BST;b.15:26 BST

4 结论

本文将双偏振多普勒雷达引入了雷电的综合观测中，通过分析两次距离测站较近(中心距测站水平距离约10 km)的雷暴和一次较远距离(中心距离测站水平距离约14～50 km)的雷暴过程中，微物理和电过程之间的相关性，得出了以下主要结论:

1)根据地面电场的变化极性、放电类型和水凝物粒子分布之间的关系，可以推断位于雷暴云底部(＞0℃)的湿软雹粒子(固态粒子)带正电荷;处于上升气流区－10℃和－20℃之间、最大反射中心之上的粒子(软雹、过冷水及湿雪和实雪)带负电荷;云上部的干雪和实雪粒子携带正电荷。

2)对于距测站较近的雷暴，地面电场的变化和软雹粒的顶高有很好的相关性:当软雹的顶高达到6 km以上时，中层的软雹多，负电荷区强，地面电场为负极性;当软雹顶高在4.5～6 km之间时，中层的软雹减少，负电荷区减弱，地面电场受底部的湿软雹控制下为正极性;当软雹顶高低于4.5 km时，软雹所在的体积也大大减小，底层的正电荷区减弱，中层其他带负电荷的粒子(过冷水、湿雪、实雪)形成的负电荷区使地面电场为负极性。

3)降水期间(对流云距观测站很近时)，大于30 dBZ的各强度回波最大顶高梯度越大，闪电越多。

4)对于距测站较远的雷暴，当－10℃层高度上的强回波面积比0℃层高度上的强回波面积大，或者两者相当时，地面电场为负极性。当前者小于后者时，地面电场开始向正极性变化，如果前者远远小于后者，地面电场呈现负极性。

综上所述，由于此地区的雷暴多是地形扰动作用形成，强度一般较弱，在雷暴的整个过程中，强回波顶高及软雹的高度较高的情况较少，所以相对的中层的负电荷没有南方地区的强，而底部的正电荷较强，因此当雷暴当顶或靠近观测站时地面电场多为正极性。

董振贤，李妙英.2004.双偏振多普勒天气雷达的偏参量及其应用［J］.解放军理工大学学报:自然科学版，5(3):98-102.

马学谦.2007.基于X波段双偏振多普勒天气雷达降水观测［D］.兰州:中国科学院寒区旱区环境与工程研究所.

郄秀书，郭昌明.1990.北京与兰州地区的地闪特征［J］.高原气象，9(4):388-394.

郄秀书，余晔，张广庶，等.1998.中川地区一次负地闪的起始过程研究［J］.高原气象，17(1):34-43.

王致君，楚荣忠.2007.X波段双通道同时收发式多普勒偏振天气雷达［J］.高原气象，26(1):135-140.

Bateman M G，Marshall T C，Stolzenburg M，et al.1999.Precipitation charge and size measurements inside a New Mexico mountain thunderstorm［J］.J Geophys Res，104:9643-9653.

Jayaratne E R，Saunders C P R，Hallett J.1983.Laboratory studies of the charging of soft-hail during ice crystal interactions［J］.Quart J Roy Meteor Soc，109(461):609-630.

Jayaratne E R，Saunders C P R.1984.The rain gush，lightning and the lower positive charge center in thunderstorms［J］.J Geophys Res，89:11816-11818.

Krehbiel E R，Roble R G.1986.The electrical structure of thunderstorms［M］.Washington:National Academy Press.

Krehbiel P R，Brook M，McCrory R A.1979.An analysis of the charge structure of lightning discharges to the ground［J］.J Geophys Res，84:2432-2456.

Liu X，Ye Z，Shao X.1989.Intracloud lightning in the lower part of thundercloud［J］.Acta Meteor Sinica，3:212-219.

Liu X，Wang C，Zhang Y，et al.1994.Experiment of artificially triggering lightning in China［J］.J Geophys Res，90:10727-10731.

Marshall T C，Stolzen burg M.1998.Estimates of cloud charge densities in thunderstorms［J］.J Geophys Res，103:19769-19775.

Moore C B，Vonnegut B.1977.The thundercloud，lightning［M］.San Diego:Academic Press.

Qie X.1991.The characteristrics of ground flashes in Beijing and Lanzhou regions［J］.Adv Atoms Sci，8(4):471-478.

Qie X，Yu Y，Liu X，et al.2000.Charge analysis on lightning discharges to the ground in Chinese Inland Plateau(Verge of Tibet)［J］.Annales Geophysicae，18(10):1340-1348.

Rutledge S A，MacGorman D R.1988.Cloud-to-ground lightning activity in the 10—11 June 1985 mesoscale convective system observed during the Oklahoma-Kansas PRE-STORM Project［J］.Mon Wea Rev，116:1393-1408.

Saunders C P R，Keith W D，Mitzeva R P.1991.The effect of liquid water on thunderstorm charging［J］.J Geophys Res，96(D6):11007-11017.

Stolzenburg M，David R W，Marshall T C.1998a.Electrical structure in thunderstorm convective regions:1.Mesoscale convective systems［J］.J Geophys Res，103:14059-14078.

Stolzenburg M，David R W，Marshall T C.1998b.Electrical structure in thunderstorm convective regions:2.Isolated storms［J］.J Geophys Res，103:14079-14096.

Stolzenburg M，David R W，Marshall T C.1998c.Electrical structure in thunderstorm convective regions:3.Synthesis［J］.J Geophys Res，103:14097-14108.

Straka J M，Zrnic D S，Ryzhkov A V.2000.Bulk hydrometeor classification and quantification using polarimetric radar data:Synthesis of relations［J］.J Appl Meteor，39:1341-1372.

Takahashi T.1978.Riming electrification as a charge generation mechanism in thunderstorms［J］.J Atmos Sci，35:1536-1548.

Williams E R.1989.The tripole structure of thunderstorm［J］.J Geophys Res，94:13151-13167.