基于雷达和闪电定位仪对冰雹云的识别预警研究

2021-06-18颜海前张玉欣康晓燕王启花张博越

青海农林科技 2021年2期

颜海前，张玉欣，康晓燕，王启花，张博越

(青海省人工影响天气办公室，青海西宁 810000)

近年来，探测技术的发展，多普勒雷达是强对流天气监测预警不可缺少的工具，闪电定位仪能连续实时记录探测范围内地闪的位置、强度等，在冰雹云发展、成熟、消亡各个阶段都会产生地闪，在强单体回波出现或出行前，地闪已经出现，移动过程的强回波带，少量地闪出现在强回波移动方向的前方，地闪能很好地预示强回波未来的移动方向，地闪发生的数目和变化与雷达回波有较好的对应关系。因此二者数据相结合进行对比研究得出的特征参数值，可以对冰雹云的提前识别预警提供相关的数据。

冰雹云即存在强盛的上升气流，又有冰相粒子参与的复杂的物理过程，因此冰雹云中的起电过程非常剧烈，放电现象也非常活跃。近年来闪电作为强对流过程的“指示器”已被用于识别发展中的对流云[1-2]。青海省地处青藏高原东北部，境内地形、地貌复杂，高山、谷地、盆地交错，多年积雪、冰川、戈壁、沙漠、草原等广有分布，由于青藏高原强烈的隆升和复杂的地形作用，使青海具有独特的气候条件和频繁发生的气象灾害。青藏高原是我国雹日最多、范围最广的地区，青海省冰雹频繁、雹灾严重，是影响经济发展的重要因素之一[3]，因此，利用雷达和闪电定位仪分析冰雹云发生前后各参量的变化，可为人工防雹消雹提供有价值的参考依据。

1 资料与方法

1.1 资料的选取

青海省西宁市南山多普勒天气雷达站，海拔2447m，最大可测距离150km，其所探测范围基本覆盖了西宁及海东地区，闪电定位仪是由ADTD闪电定位仪系统及闪电定位中心站组成，对每次闪电回击过程时间、强度、位置、极性进行监测和定位。本研究选取2016-2017年青海省西宁市及海东地区30次降雹过程中雷达和闪电定位仪所产生的数据，对冰雹天气的雷达回波演变和闪电特征进行分析，以西宁雷达站位中心在150km范围内对发生的地闪进行统计，重点分析正、负地闪的数量、频次、极性和强度的变化规律，对闪电发生前后冰雹云雷达参数变化进行分析。

1.2 冰雹等级划分

一般情况下，冰雹强度分为强冰雹云、中等强度和弱冰雹云，根据赵仕雄[4]等在青海高原冰雹研究中提出回波强度与降雹的这一关系，(Z为雹云反射率因子)判断时可以分为如下几档来考虑：

30dBz≤Z<35dBz 弱冰雹云

35dBz≤Z<40dBz 中等强度冰雹云

40dBz≤Z<45dBz 强冰雹云

陈渭民[5]编著《雷电学原理》中提到地闪分为正地闪和负地闪，正地闪：闪电电流为正(向下)的称正地电；通常云底电荷为正电荷，地面为负电荷。负地闪：闪电电流为负(向上)的为负地闪；通常云底电荷负电荷，地面为正电荷。

2 结果与讨论

2.1 冰雹过程地闪统计特征分析

强对流云系尺度较小，移动速度较快，强对流云的强回波区水平尺度一般不超过50km，因此取冰雹发生时前后120min，以回波中心为中心，半径50-100km范围内发生的地闪进行统计，重点分析正、负地闪的变化规律。根据冰雹特征筛选出6次强冰雹天气个例。强冰雹天气过程的地闪特征见表1。

表1 强冰雹天气过程的地闪特征

从表1中可以看出，降雹地点附近在降雹前120min有地闪发生；6个个例中在降雹前正地闪数全部小于15次，所占比例均未达到30%，正地闪强度均未达到100kA,降雹后正地闪变化不大。而负地闪数则是正地闪数的数倍，负地闪所占比例均达到85%以上，最大强度也略有增加。

分析表明西宁及海东地区强冰雹天气发生时，无论降雹前后正地闪数都很少且频次很低，没有发现冰雹发生前后正地闪频次明显增大现象，正地闪占比均未达到30%强度也较弱，负地闪数及出现的频次均高于正地闪，负地闪占比不低于70%，强度要高于正地闪。这与北方地区强冰雹天气过程中正地闪比例平均为57%存在明显的不同[6]。

30次冰雹天气过程中，根据冰雹特征筛选出19次中等强度冰雹天气个例，中等强度冰雹天气地闪特征见表2。

表2 中等强度冰雹天气地闪特征

由表2可知2016年7月7日19:10、2016年7月26日16:40、2016年7月27日17:00、2016年8月9日18:00、2017年6月4日19:35、2017年9月20日21：00六个个例在降雹前后没有地闪发生。13个个例在降雹前后均有地闪发生，2016年6月20日在第二次降雹时正地闪为39次外，其余个例正地闪均未超过15次，正地闪占有比例没有超过30%的，频次、强度也较弱。负地闪数出现的频次、数次、强度均高于正地闪，负地闪占有比例不低于80%，这与青海省西宁及海东地区强冰雹天气过程负地闪占主导地位相符合。

30个个例中筛选出5个弱冰雹云个例，弱冰雹云天气过程的地闪特征见表3。

表3 弱冰雹云天气过程的地闪特征

由表3分析表明，2016年6月14日17:40、2017年6月4日19:35在降雹前后均没有地闪发生，其余个例中的正地闪无论在数次、频次、强度均低于负地闪，负地闪在地闪总数中占主导地位。

2.2 个例分析

以往的分析往往是统计冰雹云天气过程发生区域内很大范围的闪电数据，而实际情况是降雹只发生在某个小区域，因此分析结果往往与实际情况存在一定程度的误差，为了避免这种不足，以降雹中心为参考点，统计其周围半径50km区域内的闪电数据，另外考虑降雹时间通常很短，多发生在20min甚至10min以内，因此选取5min间隔的闪电频数来讨论降雹前后的闪电变化特征及空间分布。

2016年8月3日16:39，其发源于海北门源地区的对流云系形成，云系初生强度并不强，组合反射率强度为30-35dBz之间(图1a)。云体沿大阪山南麓向大通县和互助县一带移动，期间在云体移动的路线上并没有闪电发生，16:50第一次负地闪出现在互助县，随后负地闪缓慢的增加。至17:20最强组合反射率出现高度在8km左右，强度在45-50dBz之间，负地闪集中出现在强回波中心的后方。17:25回波范围有所扩大，17:31第一次正地闪出现强回波中心的前侧方。从17:20-17:50的30min地闪分布叠加图可以看出(图1b)负地闪以明显的方式增加，负地闪密集区域并未完全和强回波中心重合。18:02组合反射率强度最大处开始降雹，18:09回波仍具有明显冰雹回波特征(图1c)，负地闪密集区域在雹云的后方出现，18:30基本反射率因子减弱，负地闪频数略有减少，18:51雹云已移出大通、互助一线，负地闪随着雹云的消退逐渐减少或转移。虽然闪电密集区位于雷达组合反射率强度较大的区域附近，但闪电密集区域并未与强回波中心完全重叠，反射率强度较大的区域是固态粒子(冰晶、雹粒)和过冷水滴大量聚集区域，固态粒子之间的碰撞感应起电、冰晶与雹粒碰撞摩擦的温差起电该区域形成明显的闪电源区，雹云随着风向或山的走势移动，因此就会出现负地闪密集区域在雹云的后方，正地闪出现在雹云的侧前方。

图1 雹云初始阶段和降雹开始时雷达回波强度垂直剖面与负地闪叠加图

从5min的闪电频数时间分布图上(图2)可以看出17:10开始负地闪在逐渐增加，17:30至17:55略有摆浮在小幅下降后再次增加，18:05达到峰值62次，峰值较降雹时间(18:02)晚了3min，而后负地闪数逐渐减少，18:20开始负地闪数急剧减少由前一时段34次减少为7次随后逐渐或转移。正地闪仅出现过一次，正地闪出现时间是在降雹前32min，地点在雹云的前侧方与降雹地点无明显的对应关系。结合雷达组合反射率强度演变和地闪分布图来看，闪电出现连续增幅的时间较降雹时间提前了5-8min,在一定程度上可以作为冰雹的预警指标。

图2 2016年8月3日闪电频数时间分布图

2017年7月9日14:04雷达回波演变图显示对流回波至湟源县初生，由西北向西南方向移动，移动过程中不断生消，期间回波强度低于30dbz，此时闪电活动不明显(图3a)。14:38进入湟中回波强度有所加强，在云体的前方出现正地闪4次，但同时回波中心也在逐渐减弱。15:14回波强度有所加强，负地闪出现但并不活跃，15:37回波中心分裂成多个小单体，负地闪在此次过程中并不活跃，未出现负地闪密集区域(图3b)。此次过程从云体发展到消亡时间较短，在前期出现4次正地闪，均处于云体减弱阶段。

图3 14:04与15:37雷达回波与闪电叠加图

2017年8月8日14:43在湟中县与化隆县之间生成超级单体，同时负地闪也已出现在强回波中心附近但是量级不大，单体移动迅速。14:56单体强回波中心开始分裂(图4a)，强中心分裂为两个，左方强中心高度在7.5km左右，强度为50dbz，右方强中心高度在7.4km左右，强度为50dbz。闪电活动并不活跃，正地闪未出现，负地闪出现在侧后方的平安县境内。15:08负地闪突然活跃，呈继续增加趋势(图4b)。

图4 14:56与15:08雷达回波与闪电叠加图

15:15随着地面降雹的开始，强中心开始消退，闪电以负地闪占绝大多数。总的来看，初期负地闪为缓慢增加，明显“跃增”从15:08开始，峰值时间为15:10-15:15达到27次(图5)，比地面提前了大约5min，降雹开始后地闪活动进入减弱阶段，15:21再次进入负地闪增加阶段，说明这段时间对流活动表现活跃，仍有降雹的可能，15:21从单体分裂出去另一强回波也在逐渐减弱，向南尖扎县方向移动。15:40强回波中心消散，此时闪电活动也趋于平静。因此，闪电频次的跃增可以作为冰雹发生的参考指标。