云贵高原台地一次雷暴过程电学特征及降水粒子分布观测分析

2021-01-05张小娟邹书平黄海迅

防灾科技学院学报 2020年4期

曾勇，张小娟，李皓，邹书平，黄海迅，黄钰

(1.贵州省人工影响天气办公室，贵州贵阳 550001； 2.中国气象局云雾物理环境重点实验室北京 100081；3.成都信息工程大学大气科学学院高原大气与环境四川省重点实验室，四川成都 610225)

0 引言

雷暴是中小尺度天气系统经常伴随的天气现象，具有历时短、能量大和破坏力强的特点，给人民的生产和生活带来影响。闪电是雷暴发展演变过程中强烈的放电现象，研究闪电的放电特征有利于了解雷暴的活动规律。雷暴的起电、放电以及电荷结构的研究一直以来是大气电学的一个重要研究方向。国内外针对这一科学问题开展了大量观测试验与数值模拟研究，取得了一定进展。但受限于探测手段的限制以及自然雷暴的复杂性，关于雷暴云电荷结构的形成机制仍然缺乏更加深入的认识。

1 国内外研究现状

国内外基于数值模式与实验室模拟试验，对雷暴云起电机制及雷暴云电荷结构的形成开展大量研究，获得了一些有意义的结果。通过研究发现引起雷暴云起电的机制可能有多种，但感应起电机制与非感应起电机制是目前国际上公认度最高的两种起电机制。Elester等[1]最早提出了非感应起电机制，认为云内极化云滴与雨滴之间的相互碰撞会起电，云滴与雨滴带不同极性电荷。Mason[2]考虑水成物粒子影响，利用非定常一维云模式模拟计算了水成物粒子浓度、尺度、荷电量以及电场的时空演变，发现在含有冰相粒子极为丰富的完全冻结云区内，感应起电机制很强，足以产生引发闪电的强电场。Illingworth与Latham[3]利用二维柱体模式计算了不同水成物粒子之间碰撞的感应起电率，发现固态粒子之间的碰撞起电率高于液态水滴，可以产生强电场引发闪电。Sartor[4]和Ziegler[5]利用二维和三维模式在同时考虑感应起电和非感应起电机制下对雷暴云的电化结构进行模拟，结果指出，雷暴发展过程不是单一起电机制所作用，在雷暴发展前期，云内环境电场较弱，不足以达到产生闪电的电场强度，主要是非感应起电机制作用，在雷暴发展后期，云内电场增长达到空气击穿的电场便引发闪电。

非感应起电机制主要发生在冰水共存区，是过冷水较为丰富的区域，软雹(霰粒子)在碰冻过冷水滴增长过程中，其表面总存在相对较暖的结霜暖液面，当软雹与冰晶粒子之间发生碰撞时，在两者的碰撞接触表面之间会产生温度差[6]，此温度差将导致不同极性电荷在接触表面上的移动，一旦碰撞结束产生分离，软雹和冰晶会携带不同极性的电荷。软雹(霰)与冰晶之间碰撞起电作为非感应起电机制中的一种，可以对雷暴云内存在的强电场特征进行解释[7-8]。从非感应起电机制过程可知，环境温度与液态含水量是起电过程关键影响因素，因此，大量的实验开始研究这种关系。Jayaratne[9]和Takahashi[10]通过云室实验研究提出非感应起电机制中反转温度(Tr)的概念，即当温度达到某一值(通常为-10 ℃到-15 ℃)，不同的环境液态含水量将使得软雹(霰)和冰晶粒子碰撞，将携带不同极性的电荷。在适中的液态含水量时，在高于-10 ℃区域，软雹带正电荷，冰晶带负电荷，低于-10 ℃区域，软雹带负电荷，冰晶带正电荷。当液态含水量极高(大于4 g·m-3) 或极低(小于0.1 g·m-3)时，软雹和冰晶粒子携带的电荷极性相反。

国内观测研究表明：我国内陆高原大多数雷暴呈现出特殊的电荷结构特征，即雷暴云下部被大范围的正电荷区所占据，此正电荷区称为LPCC区[11-12]。利用多站地面电场同步观测推断分析雷暴云呈现三极电荷结构分布，且云内闪电主要发生在中部主负电荷区与下部LPCC之间[13-19]。言穆弘[20-21]利用三维强风暴动力电耦合模式分别对南方、北方和高原地区雷暴云电荷结构进行模拟试验，发现南方地区因对流有效位能大，云体容易被抬升到更高的高度，主正、负电荷区中心高度高，偶极性电荷结构明显。高原地区层结不稳定较低，云顶高度低，容易出现准反偶极性电荷结构，而北方地区层结不稳定介于两者之间，雷暴云多呈三极性电荷结构。中国区域跨度范围大，不同区域受地形地貌和天气系统的影响差异大，因此雷暴的发生及电学特征必然存在差异，再加之自然雷暴具有复杂性，因此开展不同区域雷暴电学特征研究具有重要意义。

云贵高原台地位于云贵高原东部地区，继续往东延伸为云贵高原斜坡过渡带，具有独特的地形地貌特征，该区域是云贵准静止锋、西南低涡、冷锋等主要天气系统的摆动区域，中短期天气预报比较困难。目前，关于青藏高原和北方地区雷暴电学特征研究较多，还没有针对云贵高原台地雷暴云电学特征研究，且过往研究主要基于多普勒天气雷达分析雷暴云回波特征，利用能够区分水成物粒子的偏振雷达开展研究尚少。为了深入探讨云贵高原台地雷暴电学特征及其成因，基于X波段双线偏振雷达资料、大气电场仪资料和VLF/LF三维闪电定位资料，对发生在云贵高原台地威宁一次雷暴过程的电学特征进行细致分析，利用模糊逻辑法对云内降水离子进行反演，探讨了雷暴电荷结构与降水粒子之间关系。

2 资料与方法

2.1 资料

研究过程大气电场数据采用威宁县气象局测站内1部场磨式大气电场仪，该电场仪有效探测范围为15～20 km，探测分辨率为10 V/m，量程动态范围为-300～+300 kV/m，可全天候无人自动观测。闪电定位资料采用覆盖贵州全省VLF/LF三维闪电定位系统探测资料，系统由VLF/LF三维闪电探测站、数据处理中心、数据库和三维图形显示与产品制作系统三个部分组成，贵州省共建设有17台VLF/LF三维闪电探测站，其中威宁县气象局内布设有1个站点，该系统采用TOA定位方法，实现闪电VLF/LF辐射源的时间、位置、高度、强度、极性等主要参数的三维定位，可以获取云闪发生信息。探空资料采用威宁本站(56691)当日08时探空资料，雨量数据由威宁80个雨量站点提供。图1为大气电场仪、闪电定位仪、双偏振天气雷达以及雨量站点分布。

雷达资料采用威宁雪山观测站X波段全固态双线偏振雷达，该雷达于2017年7月建成并开始观测，在提供新一代多普勒天气雷达基本产品基础上，能够提供云体内粒子相态识别的偏振参量产品，为云内粒子微物理变化特征观测提供有力支撑。

图1 探测设备分布(黑色箭头线表示研究雷暴移动方向)Fig.1 Distribution of detection equipment (the black arrow line indicates the movement direction of thunderstorm)

2.2 分析方法

针对雷暴云电荷结构的分析，主要采用数理统计分析方法，利用大气电场、闪电定位数据和雷达回波演变综合分析雷暴云发展演变电荷结构特征。首先对大气电场数据进行滑动平均处理，消除个别噪点数据的干扰，对三维闪电定位资料进行分类产品筛选，以获取研究过程闪电类型、闪电强度和高度等信息。在有效获取大气电场数据和三维闪电数据的基础上，结合雷达探测雷暴云移动发展和云闪极性、高度特征以及大气电场曲线的抖动对雷暴云电荷结构特征进行分析，雷暴云电荷结构分析流程如图2所示。

图2 雷暴云电荷结构分析流程图Fig.2 The flow chart of thunderstorm cloud charge structure analysis

针对雷暴云粒子分布的分析，首先对X波段双偏振雷达数据进行数据质量控制，主要对差分传播相移进行退折叠，采用自适应衰减订正方法对反射率因子进行衰减订正。最终基于质量控制后的数据(水平反射率因子ZH、差分反射率因子ZDR、差分传播相移KDP、零滞后相关系数ρHV)采用模糊逻辑算法进行雷暴云内粒子的识别[22]，本文采用不对称T形函数，最大集成法进行水成物粒子识别。将粒子分为7类：毛毛雨(DZ)、雨(RN)、冰晶聚合物(AG)、冰晶(CR)、低密度霰(LDG)、高密度霰(HDG)、雨夹雹(RH)。粒子相态识别处理流程如图3所示。

图3 粒子相态识别资料处理流程Fig.3 The data processing flow of particle phase state identification

(1)

式中X1、X2、X3、X4为函数阈值，其设定如表1所示，x为雷达观测值。根据雷达数据质量高低，分别将偏振参数ZH、ZDR、KDP、ρHV以及温度参数的权重设为0.3、0.2、0.1、0.1、0.3。

表1 不同粒子偏振参量阈值

图4 雷暴云发展移动过程主要时次1.45°仰角反射率因子(红色椭圆指示雷暴云)Fig.4 The reflectivity factor at 1.45 ° elevation angle during the development and movement of thunderstorm cloud (red ellipse indicates thunderstorm cloud)

3 研究过程概况

2018年8月3日15∶00—18∶00，贵州威宁测站观测到一次过顶雷暴过程。雷达探测资料显示(图4)，该雷暴于14∶38生成于距威宁县气象局观测站65 km处，主要由两块单体构成，两块单体在空间上呈上下分布(图4a)。雷暴云初始最大中心回波强度为45 dBz，水平尺度(相对于雷暴云移动方向)为4～5 km，生成后向西往测站方向移动；15∶48上下两个雷暴单体开始合并连接(图4b、4c)，此时整个雷暴云水平尺度为12～15 km，雷暴云边缘离测站14.07 km，中心距离测站21.372km，雷暴云开始进入大气电场仪探测范围内。之后雷暴云继续向西移动，于16∶28移动到测站顶部(图4d)，并于16∶51继续向西移出测站。雪山双偏振雷达在17∶20左右出现断电故障，因此在17∶15后缺少观测数据，但从雷达回波演变及闪电发生情况可知雷暴在测站过顶时处于发展阶段，在离开测站后进入成熟阶段，可以从闪电定位监测到17∶00以后在雷暴云过境区域闪电发生频次高。

4 雷暴云电荷结构分析

静电场是由电荷建立的，雷暴的发生来源于雷雨云内部的电荷累积，这意味着只要能够准确检测空间静电场的变化，就可以间接了解雷雨云电荷累积的情况。大气电场仪探测到的雷暴云地面电场数据是雷暴云内不同极性电荷区共同作用的结果，由于雷暴云在靠近测站、过顶和远离测站时雷暴云内不同高度上的电荷区距离测站的距离不同，因此雷暴云内不同高度的电荷区对地面产生的电场贡献量存在明显差异。在雷暴云距离测站较远时，测站地面电场主要由雷暴云中上部电荷所贡献，当雷暴云距离测站较近或过顶时，雷暴云下部电荷区对测站观测电场贡献量较大。因此，根据雷暴云与测站距离关系所探测到的地面电场极性的演变可以大致表征雷暴云的电荷结构的垂直方向分布特征。对大气电场数据进行滑动平均处理，得到雷暴云发展演变过程大气电场的时序变化(图5)。

图5 地面电场演变特征Fig.5 Evolution characteristics of surface electric field

从地面电场演变可以看出，电场在整个过程中表现出抖动特征，16∶28—16∶58时段内是电场极性转变最为突出的时段，整个过程电场值不是很高。为了分析不同电荷对大气电场贡献，文中定义头顶为正电荷时，地面电场为正值，相反地面电场为负值。在雷暴生成(15∶00左右)向测站方向移动过程中，电场一直保持为负电场，地面电场被雷暴云内负电荷区所控制，但整个电场值不大。在16∶28地面电场首次转为正极性电场，地面电场转为由正电荷区所控制，此时雷暴云刚好靠近测站，正电场增长比较快，电场在16∶34出现最大值1.75 kV/m，此时雷暴正处于过顶阶段。在16∶58之前，地面电场主要以正极性电场为主，期间发生两次正极性到负极性的跳转(表1)，分别为16∶38∶07—16∶39∶33与16∶41∶46—16∶43∶13，但负极性电场维持时间较短，不超过3 min。结合图4雷达回波演变，在雷暴云过顶阶段雷暴云已经由开始的两块回波进行了合并，在空间尺度上形呈竖型长块回波，因此可以推断过顶时雷暴云内部距离测站较远的负电荷区对两次短时的负电场产生贡献，但是从过顶阶段电场整体演变特征看，电场是由距离测站最近的正电荷区所控制，这就是雷暴云LPCC区控制电场，说明此雷暴云底部存在局部的正电荷区。在16∶58以后，电场开始转为负电场，此时雷暴云开始远离测站，电场强度逐渐减小并回复到晴天大气电场。

表2 雷暴云发展演变过程地面电场观测特征

VLF/LF闪电定位系统不仅能够探测云地闪(CG)，还能探测云闪(IC)辐射源高度与云闪极性，云闪高度和极性的分布可以大致对雷暴云内电荷区极性与分布提供参考信息。对雷暴过程三维闪电定位系统数据提取得到：雷暴过顶阶段闪电主要发生在16∶30与16∶38两个时间点(表3)。雷暴过顶阶段共发生闪电10次，云闪5次(正云闪3次，负云闪2次)，地闪发生5次，全为负地闪。虽然闪电频次不多，但闪电强度较大，云闪强度最大达到64.5 kA，平均值(云闪绝对值)为36.58 kA，地闪强度最大值为51.3 kA(地闪绝对值)，平均闪电强度为31.8 kA。

从雷暴过顶阶段云闪发生高度看(图6a)，3次正云闪除一次发生高度较低在1.582 km处，另外两次云闪高度分别达到3.405 km和3.086 km，均在0 ℃层高度附近，说明在此高度层之上存在正电荷区的集聚(正云闪方向由正电荷区指向负电荷区，负云闪相反)，在此高度层附近有负电荷区的聚集；再从负云闪发生高度看，两次负

图6 雷暴云闪发生高度与极性分布Fig.6 Height and polarity distribution of thunderstorm cloud flash

表3 雷暴过顶阶段产生的云闪和地闪特征观测结果

云闪发生高度分别为2.475 km和2.792 km，对应此高度层附近有负电荷区及其下部存在一定区域的正电荷区的聚集。从地面电场的整体演变分析得知，在雷暴云底部存在一定区域的正电荷区(LPCC)，LPCC区之上存在负电荷区。因此，综合云闪的发生以及大气电场演变，初步可以推断此雷暴云为三极性电荷结构，即下部为正电荷区，中部为负电荷区，上部为正电荷区。从图6b雷暴云远离测站(成熟阶段)云闪极性及高度分布看，正云闪和负云闪极性与高度分布与三极性电荷结构是一致的，云闪放电主要发生在中部主负电荷区与下部LPCC区之间。正云闪发生高度在1.658～24.733 km，负云闪发生高度在1.001～17.12 km。

VLF/LF闪电定位系统探测到底层仍然有正云闪发生，说明雷暴云可能电荷结构还更加复杂，但从推断结果看，雷暴云总体是呈现三极性电荷结构，更为复杂的电荷结构还需要进一步研究。

不同的雷暴电荷结构将产生的闪电特征存在明显差异。张义军等[23]对超级单体雷暴闪电特征进行研究，指出正地闪主要发生在雷暴主体电荷为反三极性电荷区(底部为负电荷区，其上部为正电荷区)的对流区域，而负地闪则发生在云砧区，云砧区是由三极性电荷结构倾斜而形成反偶极性电荷结构(底部为正电荷区，上部为负电荷区)，说明直接暴露于地面的底部电荷区并不是直接对地放电，闪电的极性与最底层电荷区之上的电荷区具有一致的极性，但底部电荷区的存在是其上部电荷区对地放电的一个必要条件。从目前国际上较为关注，也得到越来越多人认可的闪电双向先导传输模型看，正、负先导同时被击发，并分别向不同极性的电荷区发展延伸[24-25]。正先导向负电荷区发展，负先导向正电荷区发展。近年来有研究利用VHF辐射观测资料分析表明闪电双向先导传输的存在。此次雷暴过顶阶段和远离阶段地闪发生全部为负地闪，这与以上分析是吻合的，即雷暴呈现三极性电荷结构，中部负电荷区通过底部LPCC向下发展产生负地闪。

5 雷暴云粒子分布特征

基于模糊逻辑算法，对雷暴发展演变主要时次粒子进行识别，粒子分类主要基于Dolane and Rutledge研究提出的粒子分类及偏振参量阈值，加入温度限制，将粒子分为七类：毛毛雨(DZ)、雨(RN)、冰晶聚合物(AG)、冰晶(CR)、低密度霰(LDG)、高密度霰(HDG)、雨夹雹(RH)。

图7 主要时次沿雷暴中心粒子识别垂直剖面(1.45°仰角)Fig.7 Particle recognition vertical profile along the center of thunderstorm (1.45°elevation angle)

图7给出了主要时次雷暴中心粒子识别垂直剖面，图中纵坐标高度为离地高度。从图6可以观察到，从雷暴生成到过顶低层1～2 km高度主要为毛毛雨和雨，毛毛雨比例较大，结合该时段内降雨量观测结果较为吻合。在2～6 km高度内主要聚集为冰晶聚合物，主要分布在0 ℃层到-20 ℃层高度区域内，冰晶聚合物是由小冰晶聚合在一起形成。在-20 ℃层以上主要为冰晶粒子，从雷暴生成到过顶发展阶段，冰晶粒子的数量及高度发展迅速。可以看到，霰粒子是在雷暴过顶时出现(图7d～图7f)，对应雷暴的发展阶段，主要分布在2～3.2 km范围内，面积不大，主要为高密度霰粒子，此时雷暴开始产生闪电，但闪电发生频次不高，地面电场为正电场，是由靠近地面正电荷区所控制，这也表明霰粒子对雷暴云底部LPCC区形成的贡献。

根据Takahashi云室实验提出非感应起电机制[10]，本次雷暴过顶时对应雷暴的发展阶段，雷暴产生闪电但闪电频数不高，表明雷暴云内冰水混合区液态含水量不是很高，处于适中状态。对照非感应起电机制和雷暴云内不同粒子的垂直分布情况，霰粒子处于2～3.2 km，主要分布在0 ℃附近，冰晶聚合物分布在0 ℃层到-20 ℃层高度区域，而冰晶主要分布在-20 ℃层以上，因此可以推断在液态含水量适中情况下，霰粒子带正电荷聚集在底层，冰晶聚合物带负电荷聚集在中上部，重量最轻的冰晶粒子在上升气流作用下带到高层带上正电荷，形成了雷暴云三极性电荷结构分布。底部霰粒子聚集的正电荷区即LPCC区，控制雷暴过顶时地面正电场变化。

在雷暴远离测站，雷暴进入成熟阶段，此时雷暴云内霰粒子向上伸展高度更高，霰粒子分布更加明显，主要分布在2～6 km，靠近-20 ℃层为低密度霰粒子，低层为高密度霰粒子，在两者之间存在小范围雨夹雹，结合大气电场由正极性转为负极性，地闪在此后大量发生且均为负地闪，根据前述分析直接暴露于地面的底部电荷区并不是直接对地放电，闪电的极性与最底层电荷区之上的电荷区具有一致的极性，进而表明雷暴在远离测站仍然是三极性电荷结构，也间接表明雷暴云下部的LPCC区为大量负地闪的发生创造条件。