一次暖云降水主导的暴雨过程中电荷结构特征及其成因的模拟研究

张坤，郭凤霞，谭涌波，蔡彬彬，刘泽，张志伟，初雨，邹迪可，吴泽怡

(南京信息工程大学气象灾害教育部重点实验室/气候与环境变化国际合作联合实验室/气象灾害预报预警与评估协同创新中心/中国气象局气溶胶与云降水重点开放实验室，江苏南京210044)

1 引言

广东省属于东亚季风区，地处低纬，面临南海，是暴雨多发地区。强降水、闪电、大风、冰雹和龙卷都是对流天气伴随发生的灾害性天气现象，暴雨主要来源于云内粒子的增长、下落，而云内粒子，特别是混合相态区域的大小冰相粒子又是电荷的载体，因此对流过程中的强降水和电荷结构之间有着紧密联系，研究暴雨过程中的电荷结构演变特征，有助于进一步认识对流天气过程中灾害性天气现象之间的关系。

2017年5月7 日（北京时间，下同），广东发生了一次低质心暖云降水的特大暴雨过程[1]。此次暴雨是局地暖区突发性特大暴雨，环境条件和动力强迫较弱，天气尺度的动力、热力和水汽条件极端性不显著[1-3]。有学者[2-4]认为低层切变系统的东移和北方高压系统的入海提供了南风辐合背景，喇叭口地区特殊的地形又使南风辐合进一步加强，持续地输送偏南气流，气流在地形抬升和地形辐射降温导致的高温度梯度作用下向上传输，导致对流最终爆发。对于此次过程的研究大多是分析其微物理特征和触发维持机制等，鲜有涉及电荷结构。

Liu等[5]利用三维全闪观测资料分析了2017年5月7日广东特大暴雨过程，得出上行负先导和下行负先导峰值分别位于不同的高度位置，而负先导是始于正负电荷区之间，因此推断出此次暴雨过程云内电荷结构为三极性。

上世纪八九十年代观测[6]发现，我国南北方雷暴电荷结构差异明显，北方雷暴电荷结构呈独特的三极性，底部正电荷区水平扩展范围可达数千米，电荷量超过数十库仑，这个正电荷区与降水相联系[7]，其电荷量和范围均比国外观测到的雷暴云下部正电荷区的大[8]。而南方雷暴电荷结构呈经典偶极型，即使云底部存在正电荷区，其电荷量和范围也较小。由于雷暴电荷结构的不同导致了地面电场特性和人工触发闪电电场特性的差异，在雷暴活动期，北方地面为较强的正电场（规定头顶为正电荷地面电场为正极性），南方为负电场。北方的人工触发闪电是负先导向上传播的慢型放电过程，中和了云下部正电荷区的正电荷，放电过程只有连续电流，没有回击，电流峰值和中和电荷量较小，南方的人工触发闪电是正先导向上发展和传播，中和了云中部负电荷区的负电荷，放电过程由连续电流和回击过程组成，电流峰值和中和电荷量较大，是经典型放电过程。自2006年开始，中国气象科学研究院和广东省气象局在广州野外雷电试验基地持续合作开展了雷电野外综合观测试验，在最初十年期间，共成功触发闪电94次，除在地面为正电场的条件下获得一次仅有初始连续电流过程的由上行负先导起始的触发闪电外，其余均是地面电场为负极性情况下由上行正先导起始的负极性触发闪电[9]，2019年夏季广州从化人工引雷试验共记录的7次触发闪电均为中和云中负极性电荷的负极性闪电[10]，这些都再次表明了广东地区雷暴电荷结构主要表现为偶极性。此外，近20年来，一些利用闪电定位技术的观测分析也同样表明广东地区雷暴云内电荷结构呈偶极性[11-14]。这些推论虽然具有一定参考价值，但由于观测手段的局限性，给出的是总体上南北方雷暴的主要电荷结构，准确性还有待进一步验证。

数值模拟的研究[15-16]则表明，广东地区雷暴云的成熟期，电荷结构是由三极性演变为偶极性的，这与以往研究结果有一定差异。在单体成熟阶段初期，大小冰粒子重合区域大，非感应碰撞起电强，因此在有效液态水含量适中且温度较高的云底区域，霰粒子带正电荷，形成底部正电荷区，主要分布在0℃左右。携带正电荷的霰粒子在下落时融化成雨滴降落到地面，因此底部正电荷区的范围一直延伸到近地面。单体继续发展，大量的水汽向云体输送，上升气流区丰富的过冷水使冰粒子的凇附程度高，霰不断增多，冰晶和雪花被快速消耗，与霰共存的区域急剧减少，非感应起电减弱，下部的霰粒子不能再携带正电荷，底部正电荷区也随之基本消失。

2017年5月7 日广东地区以暖云降水为主的特大暴雨过程，云内对流、粒子的类型及分布和同地区典型雷暴过程之间存在差异，这必然会导致其电荷结构的不同，为了深入认识这次特大暴雨过程的电荷结构的特征及其形成原因，本文对其进行了模拟研究。

2 天气背景及模式介绍

2.1 天气背景

2017年5月7 日在广东广州北部发生了一次特大暴雨过程，降雨强度极大，强降雨持续时间长，主要强降水时段发生在02—07时。增城永宁街录得05—08时3小时雨量为382.6 mm，打破广州3小时雨量历史极值215.2 mm，黄浦区录得日雨量(542.7 mm)打破了广州日雨量的历史极值(477.4 mm)。多地出现城市内涝、山体滑坡、洪水和泥石流等灾害，房屋倒塌450间，造成经济损失多达1.77亿。本次特大暴雨历史罕见，局地性很强，没有明显的天气尺度背景前兆信号[17]。

此次过程发生在弱的天气系统强迫条件下，无明显低空急流、锋面等天气系统配合。由图1探空曲线可知，地面气温为29.4℃。抬升凝结高度(PLC)约为893.8 hPa，自由对流高度(LFC)为836.1 hPa，较低的抬升凝结高度和自由对流高度使得不需要很强的动力强迫抬升即可触发对流。对流抑制能量(CIN)为55.62 J/kg，对流有效位能(CAPE)约为858 J/kg，表明对流发展的不稳定能量不大。边界层低层（900 hPa以下高度）为暖干气团，中低层(850～650 hPa)为湿层，中高层(650～400 hPa)为干冷气团[4]。水平风速和风向具有较强的切变，风速随高度明显增加，风向也随着高度由东南方向向西南方向发生了顺转。这些条件较有利于高强度降水的发生。

图1 2017年5月6日20时清远探空站探空曲线

2.2 模式介绍

本文模拟使用的中尺度数值模式WRF是一种三维完全可压缩、非静力平衡模式，采用Helsdon等[18]基于Saunders等[19]云室实验结果改进的非感应起电以及Ziegler等[20]提出的感应起电两种起电机制。该模式中非感应起电主要考虑是霰/雹-冰晶/雪的碰撞分离，感应起电主要是霰与云滴的碰撞分离。放电模式采用的是MacGorman等[21]改进的整体放电参数化方案。采用欧洲中期天气预报中心(ECMWF)提供的ERA-Interim再分析资料作为初始背景场驱动模式，时间间隔6小时。模拟时间为2017年5月6日14时—5月7日14时，共模拟24小时。模拟区域采用两层嵌套（图2），d01、d02水平分辨率分别为9 km、3 km，垂直层数为29层，模式顶高为50 hPa（约20 km）。采用Mansell等[22]在Ziegler等[23]基础上改进的NSSL 2-mom微物理参数化方案以及YSU边界层方案。

图2 模拟区域示意图（d01为最外层，d02为最内层）

3 模拟结果分析

3.1 模拟效果检验

图3给出了2017年5月7日广州番禺区的S波段双偏振雷达实测的部分时刻组合反射率因子演变过程。00时，单体在花都区中部偏东区域开始生成，且向东北移动缓慢，基本维持在初生地，回波区域范围较小，但已有反射率因子超过55 dBZ的区域。02时，对流加强，不断有新生对流产生，并向东北方向缓慢移动，形成“列车效应”（即不断有对流单体经过同一点），最大反射率因子仍超过55 dBZ，6分钟内雨强已经超过了50 mm/h（图略）。05时相比于02时强回波范围进一步扩大，并向东北方向延伸，最大反射率因子一直维持在55 dBZ以上，小时降水超过50 mm的区域增大（图略）。此时“列车效应”不再显著，强对流系统维持在原地。07时，强回波区与弱回波区范围均明显有所扩大，但强回波区与强降水区位置与前05时相比均未有较大的移动，最强反射率因子仍超过55 dBZ。回波移动缓慢加上“列车效应”，使得强回波基本稳定地维持在局地，强降水系统长时间影响同一局地区域，从而导致了此次极端降水过程的产生[1,3-4]。

图3 广州雷达实测组合回波反射率

由图4可知，模拟得到的此次过程由西南向东北方向缓慢发展，伴随着多个单体的合并分离，最大反射率一直维持在55 dBZ以上，比雷达实测的组合回波强度相当。模拟中未做数据同化，模拟和实测回波在时空上有所偏差，时间上，模拟与实测相比，对流提前发生；空间上，模拟回波位置有所偏差，强回波区偏东，范围比实测大。和雷达实测回波一样，模拟得到的强回波也是基本维持在局地，且不断有对流单体经过同一地区导致局地强降水。模拟与用实测雷达回波反演得到的最大雨强[5]基本一致，均达到120 mm/h。

图4 模拟得到的雷达组合回波反射率

图5给出了实测（02:00）与模拟（01:40）中处于成熟阶段的单体的反射率因子剖面图，模拟的回波顶高及强回波垂直位置也与实测较一致，顶高均为11 km左右，强回波中心位置较低，主要分布在0℃温度层以下，实测约在2～4 km高度之间，而模拟的（1～3 km之间）比实测的要低。50 dBZ的回波顶高均在0℃层附近，最大反射率因子均超过55 dBZ。总体上，观测和模拟的对流单体成熟回波垂直结构上均呈现出低质心暖云降水的特点。本文着重于对云内的微物理、动力和起放电特征的分析，鉴于模拟与真实的对流特征有较好的一致性，因此，认为模拟结果能够很好地再现真实对流发展中的微物理和动力的主要特征。

图5 实测和模拟的反射率因子剖面图（a为图3b黑线处剖面，b为图4b黑线处剖面）黑色虚线为等温线（从下往上分别为0℃，-10℃，-20℃，-30℃，-40℃）

郑栋等[24]分析的一次雹暴过程，回波顶高达15 km，强回波区位于3～13 km高度，最大回波超过65 dBZ，其顶高达到-30℃温度层。与雹暴过程相比，此次暴雨过程的最大回波强度较小，且回波中心高度低得多。

3.2 水凝物粒子分布特征

云内水成物粒子是电荷的主要载体，以图4b黑线所示的剖面为例分析单体成熟阶段的粒子分布及其带电特征。从图6可见，强回波区存在一个下沉气流区，最大风速约1 m/s，强回波区上部5～8 km高度有一个上升气流区，最大风速在-10℃层附近，约为6 m/s。上升与下沉气流都不强，表明对流较弱。

云水在-30℃层以下都有分布，但主要分布在-20℃层以下，中心在强回波顶上方的0℃层附近，最大值为1.2 g/kg，约为广东飑线过程[16]单体成熟阶段最大值（2.15 g/kg）的1/2。雨滴数浓度最大值位于地面到0℃层之间的强回波中心后侧，而比含水量最大值正对应着强回波中心，最大值达4.1 g/kg，说明此区域雨滴的尺寸较大。同地区飑线过程[16]中的雨滴比含水量最大值（11.02 g/kg）比此次暴雨过程的大，但此次暴雨过程由于回波少移动，造成局地降水多，而飑线过程虽然整体降水较强，但移动迅速，因此局地降水比前者少。由于大雨滴下落过程中的拖曳作用产生了下沉气流，因此，雨滴比含水量中心位于下沉气流区。

冰晶主要分布在云体中上部、-10℃层以上的高度，数浓度中心位于比含水量中心的后侧，在-40℃层附近，比含水量中心高度比广东飑线过程[16]低，且前者最大值（0.22 g/kg）还不到后者（1.90 g/kg）的1/8。雪花由冰晶碰连形成，因此其分布与冰晶相似，但其尺寸比冰晶大，因此所在高度较冰晶低。雪花比含水量中心略低于数浓度中心，在-20℃层附近，最大值为2.33 g/kg，比霰、冰晶含量都大，与Liu等[5]用雷达数据反演得到的此次过程冰相粒子中雪粒子含量最多的结论一致，比模拟得到的同地区飑线过程[16]中雪粒子含量的最大值（3.73 g/kg）及中心位置所在温度层（-30℃）低。这次特大暴雨过程的雪粒子比分别发生在中国内陆高原兰州地区和那曲地区的两次雹暴过程[25-26]（后面分别简称兰州雹暴过程和那曲雹暴过程）中的雪粒子的最大值所在温度层低，但前者的含量约是后两者的5倍。兰州雹暴和那曲雹暴过程中混合相态区的云水含量更丰富，最大值分别约为此次暴雨中的2倍和3倍。而此次暴雨由于对流较弱，云水含量主要分布在-20℃层以下，向上输送的云水较少，减少了高层冰晶和雪花与过冷水滴的碰冻，进而减弱了向霰的转化过程，因此，此次暴雨过程中的雪花的比含水量相对雹暴中的大的多。

霰粒子主要分布在2～10 km高度范围内，中心在上升气流区下部的0～-10℃层之间，含量较少，最大值为1.95 g/kg，与王鹏云等[27]分析的华南一次冷锋前的暖区暴雨过程中的霰粒最大值（1.08 g/kg）及分布范围（0～-10℃层）相近，仅是甘明骏等[16]模拟的一次广东飑线过程中单体成熟阶段霰最大值（7.07 g/kg）的约1/4，但中心位置高度基本一致。霰数浓度中心靠近云水含量中心，说明云水含量中心的凇附过程最强。霰比含水量中心在数浓度中心后侧，对应着上升气流区中心中下部，这里较强的上升气流可使霰继续通过凇附过程长大。霰继续凇附增长到一定程度就会转化形成雹，由于霰含量少，所以雹含量也相应很少，主要分布在2～8 km高度范围内，中心对应着霰比含水量的中心，最大值为0.16 g/kg，仅约为同地区模拟飑线过程[16]雹比含水量最大值（1.52 g/kg）的1/9。兰州雹暴和那曲雹暴过程中的雹粒子比含水量都较高，最大值分别为0.5 g/kg和0.29 g/kg，分别是此次暴雨的3倍与2倍左右，霰粒子比含水量最大值也分别比此次暴雨过程约大3倍与2倍左右，中心位置也更高，分别位于-20℃与-40℃层附近。这是由于两次雹暴过程对流很强烈，上升气流较大，因此能将霰粒子托举得更高。广东飑线过程的霰和冰雹的比含水量比兰州雹暴和那曲雹暴过程的还要大，说明广东飑线的对流更强，但由于前者的0℃层距地面较高（相对高度约4 km），后两者的0℃层距地面较低（相对高度均约为2 km），所以前者的霰和冰雹在降落的过程中基本都融化蒸发了，地面无固态降水。霰和冰雹均主要分布在强回波区的斜上方，进一步说明在此次暴雨过程中两者含量很少，不足以形成较强回波。

此外，从图6也可见，由于云上部较强的水平风的作用，冰晶粒子被向远离对流区的方向输送，因此对流区的上方仅是冰晶比含水量的次中心，而冰晶的比含水量最大中心在对流区的斜上方，相应的，雪的比含水量的最大中心也偏离了对流区，位于冰晶最大比含水量中心的正下方。由于雪的最大比含水量中心区正下方2～3 km的区域对应着一定的过冷云滴，有利于凇附过程，因此，在这个区域出现了霰比含水量次中心。相应地，在其正下方约1 km，出现了雹粒的比含水量次中心。

图6 沿图4b黑线所示的剖面上各水成物粒子比含水量（彩色阴影）、反射率因子（黑色等值线，由外到内数值分别为35、40、45、50、55、60 dBZ）、风速（水平与垂直风速的叠加，矢量箭头）、黑色虚线为等温线（从下往上分别为0、-10、-20、-40℃）、数浓度（蓝色等值线；霰：103·kg-1，冰晶：107·kg-1，雪：105·kg-1，雹：101·kg-1，云水：108·kg-1，雨：104·kg-1）a.霰；b.冰晶；c.雪；d.雹；e.云水；f.雨。

综上所述，与典型的强对流过程相比，此次特大暴雨过程的对流较弱，云雨滴主要通过碰并增长，向0℃层以上输送的过冷水较少，导致冰相粒子其含量很少，其中含量最多的冰相粒子为雪花，其次依次为霰、冰晶、冰雹。强回波区主要由大雨滴形成，云砧处主要是冰晶、雪花及少量小的霰粒子。以暖云降水为主，通过霰和雹融化产生的冷云降水较少。雨滴比含水量并不比同地区的强对流过程的大，之所以形成特大暴雨，主要是由于对流在局地不断生成，且少移动。

3.3 空间电荷结构特征

结合图6和图7可见，对流区中空间净电荷呈三极性结构，中部负电荷区主要分布在-5～-20℃层之间，最大值在-10℃层附近，在-20～-40℃层之间分布着上部正电荷区，中心在-20℃层附近。底部正电荷区主要分布在-5℃层以下直到地面的强回波区，中心在0℃层附近。其中中部负电荷区和底部正电荷区中心电荷密度及电荷区范围相当，上部正电荷区相对较弱，范围较小。对流区外围仅有三极性结构的中部负电荷区和底部正电荷区，两者中心电荷密度较弱，高度略低，且中部负电荷区从-5℃层一直延伸到-40℃层，没有上部正电荷区。这与一些学者以往反推得到的广东地区雷暴电荷结构为偶极性的结论[6,9-14]不同，但与同地区模拟的一次飑线过程[16]中单体成熟时段云内电荷结构成三极性的结论一致。与飑线过程相比，三个电荷区中心值所处高度以及温度范围相一致，底部正电荷区都延伸到地面，中间负电荷区厚度要比飑线过程的小2 km左右。这种典型的三极性结构，易于产生负极性地闪，这也与其他学者们得出的暴雨过程中负地闪比例要高于正地闪的结论[28-29]相吻合。Liu等[5]分析此次暴雨时，利用三维全闪观测正负先导峰值位置也给出云内电荷结构呈三极性的相同结论。

图7 沿图4b黑线所示的剖面上各水成物粒子空间电荷混合比(彩色阴影）与净电荷垂直分布（黑色等值线，单位为nC·m3，实线为正，虚线为负）、黑色虚线为等温线（从下往上分别为0℃，-10℃，-20℃，-40℃）a.霰；b.冰晶；c.雪；d.雹；e.云水；f.雨。

非感应起电率和感应起电率分别表示霰粒子在单位时间内通过非感应起电机制和感应起电机制在单位时间内获得的电荷量。由图8a可见，云内起电以非感应起电为主，非感应起电主要分布在0～-30℃之间的对流区，霰粒子以获得正极性电荷为主。非感应起电率在对流区呈现上负下正的结构特征，极性反转温度约在-15℃层，在对流区外围，只有弱的正的起电率区域。本文采用的Saunders等[19]非感应起电机制参数化方案中，在高液水含量区，霰粒子与冰晶/雪碰撞分离带上正电荷，在低液水含量区，霰粒子与冰晶/雪碰撞分离后携带负电荷。由图7可见，霰粒子带电区域较大，比含水量大于0.1 g/kg的区域几乎都带电，且以正电荷为主。霰的主要起电区域在对流区内，对应着相对高的液水含量区和霰粒子比含水量及数浓度中心。在对流区，霰所带电荷呈上负下正的结构，极性反转温度约在-15℃层。在-15℃层以上，霰和小冰相粒子的含量均少，共存区域小，因此霰仅在较小的局部区域通过非感应起电机制带少量负电荷。在对流区外围，霰在较大范围上基本只带少量正电荷，中心位于霰的次比含水量中心，无负电荷区域，这是因为在-15℃层以上，霰粒极少，与小的冰相粒子碰撞很少，霰粒很难通过非感应起电机制带上负电荷。雹与霰都属于大冰粒子，两者电荷分布特征大致相当，由于雹粒子数浓度更小，因此所带电荷量极少。在对流区，上部荷负电区的电荷密度仅为下部正电荷区电荷密度的十分之一，在对流区外围，雹由于含量很少，基本不带电。

与霰和雹相反，冰晶和雪花主要带负电荷，最大电荷密度相当，其中冰晶基本只带负电荷，雪花电荷结构为下负上正的分布，但负电荷中心密度比正电荷中心密度大几乎一个量级，在对流区外围，雪花所带正电荷极少。对比图6和图7可见，对流区上部-15℃层以上，霰主要是和雪花通过非感应起电机制产生电荷的分离，因为此处是雪花的数浓度和比含水量中心，而低于冰晶的数浓度中心和比含水量中心。

这些特征与同地区飑线过程[16]中得到在单体成熟时期霰粒子带电呈现出上负下正、冰晶/雪粒子带电成上正下负的结果略有不同。两次过程中粒子所带电荷极性的反转温度均为约-15℃层，区别是飑线过程在反转温度层以上的区域起电较强，与反转温度层以下的区域起电强度相当，而暴雨过程在反转温度层以上的区域起电很弱。这是由于飑线过程对流强于此次以暖云降水为主的暴雨过程，其云中上部大小冰相粒子更多而导致的。

云滴通过与霰粒的感应碰撞分离而带上电荷。结合图6和图8a可见，感应起电率以负极性为主，负极性主要分布在对流区中，与主要的非感应起电区域重合，正感应起电率主要分布在对流区外围霰粒的次比含水量中心区域。因此，云滴在对流区所带电荷呈上正下负的结构，以正电荷为主，在对流区外围只在-10℃层以下带弱的负电荷。模拟中未考虑雨滴的直接起电过程，但云中部带正电荷的霰粒、带负电荷的冰晶和雪花在下落过程中都会融化成雨，此外带负电荷的云滴也会通过碰并或自动转化生成雨滴，这都会导致雨滴带电。但总的效果是在对流区0℃层附近的雨滴带弱的负电荷，近地面的雨滴带弱的正电荷，而对流区外围0℃层以下直到地面之间的雨滴带上弱的正电荷。

综上所述，霰、雪花以及冰晶均是主要的荷电粒子，其中霰荷电最多，其次为雪。与Liu等[5]分析得出此次暴雨过程中主要的带电粒子是干雪的结论有所不同。

由图7可知，中部负电荷区由带负电荷的冰晶和雪花共同主导，上部正电荷区由带正电荷的雪花主导，底部正电荷区主要是由带正电荷的霰粒子及带正电荷的雨滴主导。由于雨滴的降落，底部正电荷区一直延伸到地面。

3.4 起电区与放电区位置关系

Liu等[5]通过分析此次暴雨过程闪电脉冲放电事件和闪电起始点与雷达回波的对应关系后推测，较弱的对流导致起电较弱，同时由于带电粒子被向外输送，使得在主要的起电区难以形成能有效支撑频繁闪电放电的高密度电荷区。而带电粒子在起电区外围弱对流区域的聚集反而更有利于形成高密度电荷区，支撑更多的闪电放电活动，因此在这次弱对流的暴雨过程中，闪电放电区与起电区是分离的。图8b将两分钟内剖面附近1 km发生的闪电起始点进行统计，有4个云闪发生，放电起始点位于上部正与中部负电荷区之间，由图8a可见，这里对应着相对强的非感应起电区域，是大小冰相粒子的主要共存区。所以，此时放电区域与非感应起电区域重合，即放电位置位于上升气流区中部的强起电区。起电区和放电区对应着35～50 dBZ的回波区。结合图7可见，空间电荷密度在强起电区最大，空间电荷并不存在在起电区外围弱对流区域聚集的情况，而对流区外围弱的电荷，也是由于这个区域存在弱的非感应起电和感应起电过程导致的，这与Liu等[5]的结论不同。

图8 沿图4b黑线所示的剖面上感应起电率（等值线，实线为正，虚线为负）与非感应起电率（彩色阴影图）叠加图(a)和净电荷垂直分布（彩色阴影图）、闪电起始点（黑色圆点）与反射率因子（蓝色等值线）叠加图(b)黑色虚线为等温线，从下往上分别为0℃，-10℃，-20℃。

综上所述，并基于甘明骏等[16]的模拟结果，得到图9所示的概念模型图，以暖云降水为主导的暴雨过程对流较弱，单体水平尺度小，成熟阶段强对流区表现为低质心特征，主要由大雨滴形成，大部分电荷在起电区有效堆积，致使电场强度达到阈值，在起电区始发放电。同地区典型对流过程[16]对流较强，单体水平尺度更大，冰相粒子丰富，起电更强，强回波区顶更高，主要由霰粒子及雨滴组成。暴雨过程云顶高度比典型对流过程的低，起电区都位于上升气流中的混合相态区，电荷结构均为三极性，底部正电荷区是由于带正电荷的霰下落融化成雨滴形成，均接地。且各电荷区中心值所处温度层一致，但典型对流过程比暴雨过程各电荷区分布范围大，各电荷区中心电荷密度更大，尤其上部正电荷区较之要大的多。暴雨的起电区集中在上升气流区对应的35～50 dBZ的回波区，典型对流的主要起电区对应35～60 dBZ的回波区。

图9 暖云降水主导的暴雨过程(a)与典型对流过程(b)单体成熟阶段云内起电与放电区位置概念图

4 结论

本文利用加入了起放电参数化方案的WRF模式，模拟分析了2017年5月7日以暖云降水主导的广东极端暴雨过程中单体成熟阶段的空间电荷结构及形成原因，主要得出以下结论。

（1）此次特大暴雨过程的对流较弱，云顶高度低于同地区典型对流过程。强回波中心范围较小，顶较低，表现出明显的低质心特征，主要由大雨滴形成，雨滴比含水量并不比同地区的强对流过程的大，之所以形成特大暴雨，主要是由于对流在局地不断生成，且少移动。

（2）云水含量主要分布在-20℃层以下，向上输送的云水较少，不利于冰相粒子的形成，此外，混合相态区的低云水含量减弱了冰晶和雪花与过冷水滴的碰冻，因此，此次暴雨过程中大小冰相粒子含量均较少，其中含量最多的冰相粒子为雪花，其次依次为霰、冰晶、冰雹。

（3）单体发展成熟阶段，对流区中空间净电荷呈三极性结构，其中中部负电荷区和底部正电荷区中心电荷密度及电荷区范围相当，上部正电荷区相对较弱，范围较小。对流区外围仅有弱的中部负电荷区和底部正电荷区。中部负电荷区由带负电荷的冰晶和雪花共同主导，上部正电荷区由带正电荷的雪花主导，底部正电荷区主要是由带正电荷的霰粒子及带正电荷的雨滴主导。

（4）云内起电较弱，以非感应起电为主，非感应起电主要位于0～-30℃之间的对流区，呈现上负下正的结构特征，极性反转温度约在-15℃层，且主要以-15℃层以下正的起电率为主，在对流区外围，只有弱的正的起电率区域。感应起电率以负极性为主，主要分布在对流区中，与主要的非感应起电区域重合，正感应起电率主要分布在对流区外围霰粒的次比含水量中心区域。

（5）放电位置位于上升气流区中部的强起电区，均对应着35～50 dBZ的回波区。空间电荷密度在强起电区最大，空间电荷并不存在在起电区外围弱对流区域聚集的情况，而对流区外围弱的电荷，也是由于这个区域存在弱的非感应起电和感应起电过程导致的。

致谢：感谢南京信息工程大学高性能计算中心对本次研究的支持。