雷暴闪电活动特征研究进展

郑栋，张文娟，姚雯，徐良韬，王飞

（中国气象科学研究院灾害天气国家重点实验室，北京100081）

1 引言

雷暴是闪电活动的母体，闪电活动特征与雷暴自身强度、结构等特征息息相关。经典的闪电活动特征通常指闪电活动的频次、类型（云闪、地闪）、极性（正、负）等；近年来，随着闪电通道三维形态探测能力的提升，闪电通道延展特征（如持续时间、空间延展等闪电尺度量）也被关注。雷暴的动力、微物理过程决定雷暴内部起电的强弱以及不同冰相粒子的带电极性。在气流和带电粒子自身属性的作用下，在云内形成不同极性电荷区的分布，被称为电荷结构。闪电在正、负电荷区之间的强电场中始发，以双向先导方式朝与先导击穿极性相反的电荷区发展，并在其内传播，特别是倾向于在高电荷密度区域传播。因此电荷结构影响闪电的起始和通道发展特征，而这些特征最终表现为前述的闪电活动特征。雷暴闪电活动特征研究为开展雷电预警、预报、闪电资料同化和应用等提供理论基础。

本文中，我们基于已有研究，对一般雷暴、灾害性雷暴和台风的闪电活动特征以及雷暴闪电尺度特征进行介绍和梳理，以增强对闪电活动特征的概念性认识。

2 一般雷暴闪电活动

一般雷暴是相对于灾害性雷暴而言的，它们属于强对流过程，产生较为频繁的闪电活动，但对流强度通常弱于灾害性雷暴，不产生冰雹、龙卷、灾害性大风等现象。

一般雷暴中，云闪通常占总闪的大部分。从全球来讲，云/地闪比例随纬度的增大呈减小趋势。Mackerras等[1]报道云/地闪比例在南北纬度0～20°为3.96，20～40°为3.18，40～60°为1.92，全球平均值为3.53。一般雷暴中正地闪在所有地闪中占比10%左右[2]。雷暴演变过程中，正地闪比例可能有较大变化。Zheng等[3]分析的一次中尺度对流系统消亡阶段前的正地闪比例仅3.52%，但消亡阶段正地闪比例达21.25%，某些时段甚至超过50%（图1）。

图1 2007年5月30（13时12分起）—31日（02时01分止）发生在湖北的一次雷暴过程中地闪（CG Flashes）、正地闪（PCG Flashes）和负地闪（NCG Flashes）以及正地闪占比随时间演变

地闪接地位置通常对应雷达低仰角反射率廓线大于20或30 dBZ的区域，但分布位置可能有较大变化[4-5]。Wang等[6]发现79.1%的地闪位置对应0℃层垂直气流在-5 m/s和5 m/s之间的弱上升和弱下沉气流区。雷暴中不同极性的地闪可能在空间存在分离现象。Zheng等[3]发现负地闪倾向集中发生在对流区，而正地闪则分散于层云区。

一般雷暴通常具有上正-中负-下正的三级性电荷结构。由于闪电双向先导传播的特征，地闪极性通常由始发地闪的两层电荷区的上部电荷区极性决定[7]。地闪更容易由下部两个电荷区贡献，因此三极性电荷结构往往产生更多负地闪。雷暴消亡阶段，正、负地闪频次均呈下降趋势，但负地闪频次下降更快，这可能是由于原负地闪集中的对流区动力过程的减弱程度更为显著，从而导致正地闪比例在消亡阶段反而增加[3]。

3 灾害性雷暴闪电活动

灾害性雷暴具有极强的动力和微物理过程，伴随龙卷、灾害性大风、冰雹等现象，在闪电活动特征上往往表现出不同于一般雷暴的特征。

灾害性雷暴通常产生非常活跃的闪电活动。Shackford[8]发现60%的雹暴闪电频次超过100 fl/h。Zheng等[9]分析的超级单体聚合体峰值闪电频次超过600 fl/min。灾害性雷暴中地闪占比可能低于普通雷暴。徐爽[10]分析16次北京雹暴的地闪比例平均为4.43%。Zheng等[9]研究的超级单体聚合体中地闪比例只有约1.07%。灾害性雷暴还倾向产生较高的正地闪比例，甚至超过50%[9-11]。超级单体雷暴对应主上升气流区位置可能存在一个较弱的闪电活动区，被称为“闪电洞”（lightning hole）[12]。在雹暴中，一些研究发现地闪较少出现在降雹阶段和降雹区域[11，13]。

王晨曦等[13]、郑栋等[14]和Xu等[15]发现部分雹暴产生了两个闪电活跃阶段：第一个对应降雹前后，闪电峰值往往出现在降雹前；降雹发生后，闪电频次快速降低；降雹结束后，闪电频次再次增强，并达到第二个峰值。第一阶段正地闪比例较一般雷暴偏高，第二个阶段正地闪比例接近一般雷暴，同时，第二个闪电活跃阶段的峰值闪电频次甚至可以强于降雹阶段。郑栋等[14]和王晨曦等[13]分别分析的北京和广东雹暴个例以及Xu等[15]分析中的一次北京雹暴个例在动力特征上均表现为降雹结束后，雷暴对流再次增强，从而贡献第二个闪电活跃阶段。但对应第二个闪电活跃阶段的对流强度弱于降雹阶段的对流强度，至于为什么相对较弱的对流反而产生了更强的闪电活动，我们在后面讨论。Xu等[15]还报道了另一例降雹直径较小、持续时间较短的天津雹暴，其第二个闪电活跃阶段是在对流持续减弱过程中形成的，他们认为，降雹结束后云内较小的冰粒子在中低层聚集形成电荷高密度区，贡献了活跃的闪电活动。

闪电活动与灾害天气事件之间可能存在关联。有研究指出冰雹出现和正地闪频次增加相对应[16]，正地闪比例与冰雹直径之间存在正相关[10，17]，具有高正地闪比例的雹暴，降雹持续时间倾向更长[17]。闪电频次在灾害性天气现象出现前可能快速增加，被称为“闪电跃增”（lightning jump）[18-19]。综合Goodman等[20]和Gatlin等[21]的研究，闪电跃增超前龙卷10～28 min，超前灾害性大风约9 min。Gatlin等[22]在90%的灾害性雷暴中发现了闪电跃增现象，平均超前灾害性天气出现约27 min。Yao等[17]在北京雹暴中发现，地闪（总闪）跃增平均超前降雹25.4（32.2）min，图2给出了他们分析中一次个例的情况。

图2 2007年7月10日北京一次雹暴个例中基于2σ闪电跃变算法得到的闪电跃变信号

MacGorman等[23]提出“抬升电荷机制”解释灾害性雷暴中地闪比例偏低的原因。认为强上升气流把中部主负电荷层向上抬升，使得主负电荷区与地面的距离增大，从而地闪频次减少；而主负电荷区与上部正电荷区距离减小，使得云闪更为频繁。Wang等[6]提供了另外一种观点，认为强对流雷暴中，电荷结构可能呈现小电荷区交错分布的形态，不利于大电势形成，从而抑制了地闪发生。

灾害性雷暴具有较高正地闪比例的现象可能与反极性电荷结构有关。强烈的对流和充足的水汽供应使得混合相态区域具有较高的液态含水量，导致霰粒子获得正电荷，冰晶获得负电荷[24]，形成了上负-中正-下负的反极性电荷结构，利于正地闪由下部两层电荷区贡献[9，14，25]。Xu等[26]在模拟中还发现一种动力夹卷作用，将带负电的霰粒子输送到带正电的冰晶粒子上部形成局部反极性电荷结构的情况。需要说明的是，电荷结构在雷暴演变过程中是有可能变化的，反极性电荷结构也可能只是存在于雷暴的局部区域或其演变的某些时段。

关于部分雹暴过程中的两次闪电活跃阶段，郑栋等[14]和Xu等[15]都发现第一个阶段（与降雹对应）的电荷结构为反极性，使得正地闪比例偏高。在第二个阶段，郑栋等[14]和Xu等[15]分析的两个北京雹暴均形成正常的三级性结构，使得负地闪比例更大。而Xu等[15]分析的天津雹暴，第二个闪电活跃阶段是在对流持续减弱过程中形成的。在电荷区下降过程中，原有下部负电荷区减弱或消失，主要电荷结构表现上负-下正的反偶极性，这种情况导致了负地闪的增加。综合郑栋等[14]、王晨曦等[13]和Xu等[15]的研究，图3给出了两种情形下雹暴闪电两次活跃阶段特征和形成机制的概念图。

图3 综合郑栋等[14]、王晨曦等[13]和Xu等[15]的研究绘制的两种情形下雹暴闪电两次活跃阶段特征和形成机制的概念图

闪电洞的形成被认为是由于强上升气流导致粒子难以在该区域停留，不足以使粒子携带足够的电荷并聚集[27]。另一方面，强对流所形成的有界弱回波区内很少有冰相粒子存在，闪电通道也难以发展到该区域。

灾害性雷暴中大雹粒子的存在可能对闪电活动有抑制作用。冰雹由于其数浓度较低而具有较小的集合表面积，在冰-冰碰撞中电荷转移总量小。所以在大尺度雹粒子主导的区域电荷浓度低，不利于闪电活动。另一方面，冰雹降落过程中不断融化形成液态水膜，不利于冰-冰碰撞和分离而产生电荷分离[13，15，28]。

灾害性雷暴强烈的动力和微物理过程导致闪电频次快速增长，但当大尺度冰粒子（如冰雹粒子）增加时，起电过程反而减弱，闪电频次则会出现下降。大冰粒子继续增长导致降雹等灾害性天气现象，增强云内下沉气流，使得闪电活动持续减弱，因此闪电活动峰值超前灾害性天气现象出现。降雹结束后，如果外界的动力条件能够继续支持对流系统发展，则有可能出现第二次闪电活跃期。该阶段的动力和微物理过程弱于降雹前的阶段，但此时丰富的小尺度冰粒子却可以引起更强的起电，使得闪电活动强于降雹阶段。

4 台风闪电活动

Black等[29]最早在飓风Diana（1984）中观测到闪电活动。目前人们认识到台风闪电活动的三圈分布特征：内核（或眼壁）闪电频次较低；内雨带闪电活动稀少；外雨带闪电频次最高[30-31]。

闪电活动与台风强度变化和对流结构演变密切相关。闪电频次与台风中心最大维持风速正相关，闪电频次峰值可能超前台风强度峰值出现[32-33]。眼壁闪电爆发可能预示气旋强度的快速增强以及台风路径的转折[30，34]（图4）。眼壁闪电爆发对台风对流结构也具有指示作用。当垂直风切变＞5 m/s时，眼壁闪电产生较强的下风向偏左的非对称结构，切变越强，眼壁对流和闪电分布越集中[35]。飓风增强过程中，眼壁正地闪分布在负地闪的外侧，能表征倾斜的眼壁结构[36]。眼壁闪电爆发时，上升气流迅速增强，眼壁迅速收缩并呈现出最强的对流垂直结构[37]。也有一些研究指出外雨带闪电活动相比眼壁闪电对台风强度变化具有更好的指示作用[38]。

图4 台风“百合”（2001）近海和登陆期间眼壁闪电频次和台风强度变化图（a）和路径转向图（b）

研究发现，台风只有出现强上升气流（＞10 m/s）时，才能产生闪电活动[39]。台风闪电易发生在极化修正亮温低于225 K的深对流系统中[40]。台风眼壁闪电频次与混合相态区的上升气流量、霰粒子体积和质量、液态水含量、水平风等因素有关[41]。内雨带区域是眼壁向外排出的冰粒子的沉降作用而形成，这种沉降过程减少了过冷水含量，融化和蒸发造成的冷却作用抑制了上升气流，因此很少产生闪电[42-43]。外雨带受台风内部涡旋动力的影响较小，其起电过程被认为类似于陆地雷暴[44]。

5 闪电尺度特征与雷暴结构关系

此处闪电尺度指闪电持续时间、空间扩展等特征，属于闪电放电的自身属性。一次闪电的平均持续时间约0.3 s，通道的水平扩展距离平均约10 km。从气候特征和个例统计看，闪电持续时间、通道空间扩展的数值一般呈现对数正态分布[45-47]。闪电的时空尺度在不同时间、下垫面、雷暴类型中可能存在较大差异。比如冬季雷暴中的闪电尺度可能大于夏季[45,48]；下午闪电的尺度小于上午闪电的尺度[49]；海洋闪电相比陆地闪电具有更大水平扩展[46，50]；超级单体的闪电空间扩展尺度显著小于普通雷暴和冬季雷暴[47-48，51]。上述现象似乎指向这样的特征：发生在对流较强的雷暴（比如夏季雷暴、下午雷暴、陆地雷暴、超级单体雷暴）中的闪电相比对流较弱的雷暴（比如冬季雷暴、上午雷暴、海洋雷暴、普通雷暴）倾向于具有更小的空间尺度。闪电持续时间在不同情况下的对比更为复杂，似乎没有空间尺度差异特征那么明显，且闪电持续时间与空间尺度的相关性并不强[46]。

一些针对超级单体的研究发现，闪电空间扩展尺度与所在位置处或演变阶段对应的对流强度和闪电频次之间存在宏观上的反向对应关系，即在接近强上升气流的区域，闪电活动频繁、闪电尺度较小，而在远离强上升气流的区域，闪电活动少、闪电尺度大[9，47，51-53]。比如，Zhang等[51]发现在超级单体演变过程中，从对流区附近到前侧云砧区，平均闪电尺度由小到大变化，平均闪电尺度最小值所在区域通常与闪电起始密度、闪电扩展密度和雷达反射率的大值中心区相对应（图5）。Zheng等[47]还注意到，在超级单体聚合体整体增强且面积扩大的过程中，闪电的平均空间扩展尺度和频次都随之增大（慢速变化），但两者在相邻雷达体扫时间的变化上（快速变化）则表现出相反的特征，即当闪电频次增加时，平均闪电空间扩展尺度减小。

图5 2004年10月5日美国新墨西哥州一次超级单体过程三个连续体扫对应的闪电活动和雷暴结构

Bruning等[52]提出在雷暴弱对流或平流主导的区域，电荷区倾向水平扩展和垂直分层，闪电频次低但空间扩展大；在雷暴强对流区域，受强烈的湍流、气流切变、夹卷等影响，电荷分布形态以异种小尺度电荷区交错分布为主，闪电频次高，但受“破碎”的小尺度电荷区限制，闪电空间扩展小。上述模型也可以对前述不同时间、下垫面和类型雷暴的闪电尺度对比关系进行解释。对流较强的雷暴中，电荷区可能相对较为“破碎”，则闪电频次高但空间尺度小；相对地，对流较弱的雷暴电荷区水平扩展大，分层特征更为明显，则闪电频次可能相对较低但平均闪电尺度更大。但是，该模型可能只适用于一定强度区间范围内的雷暴，近期研究也发现了对流极弱和极强情况下的一些例外的情况[46-47]。关于闪电尺度的研究还有待继续深化。

6 总 结

本文从一般雷暴、灾害性雷暴和台风的闪电活动特征以及雷暴闪电尺度四个方面对已有研究进行了概念性梳理。过去几十年，人们对雷暴闪电活动特征和机理的认识不断深入，但对雷暴闪电活动的一些本质性问题仍然缺乏足够的了解。比如在自然条件下起电、电荷分布究竟是如何发生和形成的，闪电发生的时机和位置选择是怎样的，多维度闪电信息如何在闪电参数化中得到应用等。云和闪电探测技术以及更精细的数值模式的进步是推进相关研究向前发展的关键手段。另一方面，利用已有研究成果，发展和提升雷电预警预报技术，推进闪电资料在灾害天气监测和预警预报中的应用也是当前紧迫需求。