1 引言
在雷暴云中， 闪电活动很大程度上受云内的电荷结构影响， 电荷结构又取决于与云的微物理和动力过程密切相关的起电过程， 因此， 对雷暴云电荷结构的认识一直是大气电学领域内的一个重要研究内容。不同地区的雷暴云受当地气候和地形等因素影响， 动力和微物理特征有较大差异， 因此电荷结构也有较大差异（Williams， 1989）。中国西北内陆高原平均海拔较高， 其特殊的地形和热力条件让内陆高原地区的雷暴电荷结构具有一定的特殊性， 主要表现为： 雷暴当顶时地面电场常表现为正极性（刘欣生等， 1987； 王才伟等， 1987）（约定： 当地面电场受雷暴内正电荷控制时， 地面电场为正）； 几乎所有的云闪都发生在中部负电荷区和底部次正电荷区（Lower positive charge center， LPCC）之间（王才伟等， 1987； 邵选民和刘欣生， 1987； 李国平， 2002； 郭凤霞等， 2004， 2007a， 2007b； Qie et al， 2005a； Pawar and Kamra， 2004）； 所有的火箭人工触发闪电都是在地面电场为正的情况下成功的， 只有连续电流， 无回击， 电流峰值和中和电荷量较小（Liu et al， 1989）。这些结果均表明， 雷暴云下部存在范围和强度都较大的正电荷区。郄秀书等 （1998， 2004）在甘肃中川、 青海东部和西藏那曲等地观测发现， 雷暴云当顶时地面电场既可受云内负电荷控制， 也可能受正电荷控制， 根据过顶雷暴引起的地面电场变化情况将其分为一般型雷暴和特殊型雷暴， 前者雷暴当顶阶段地面电场主要呈负极性， 后者主要呈正极性， 推断前者的电荷结构是偶极性或典型的三极性， 而后者对应的电荷结构为LPCC范围和强度明显较大的三极性， 海拔越高， 特殊型雷暴所占比例越大（张廷龙等， 2009）。
内陆高原雷暴LPCC偏大的原因， 不同研究者给出了各自的解释。Qie et al （2005b）认为LPCC和雹粒子密切相关， 大范围降雹时LPCC迅速减小。郭凤霞等（2018）利用三维强风暴动力电耦合数值模式模拟了青藏高原那曲地区2003年8月13日的雷暴过程， 发现这次雷暴的成熟阶段电荷结构呈三极性且LPCC偏大， 主要是云内冰相粒子通过非感应起电机制作用形成。暖云区厚度（Warm cloud depth， WCD）较小， 混合相区域内有效液态水含量较高， 对流层顶较低， 导致冰晶、 雪所在的高度更低， 与霰、 雹这样的大粒子重合的区域更大， 形成了下部范围较大持续时间较长的LPCC。Wang et al （2019）利用Tan et al （2006）的三维起放电模式模拟青藏高原雷暴个例认为青藏高原雷暴偏大的LPCC主要来自通过非感应起电机制而带正电荷的霰粒子， 感应起电机制在其中起增强LPCC作用， 并且通过敏感性试验发现反转温度的改变会影响LPCC的上边界， 感应起电机制的存在会增强LPCC， 削弱顶部正电荷区， 且采用不同非感应起电机制参数化方案对LPCC的形成没有影响。
张廷龙等（2009）分析了2002 -2006年西藏那曲、 青海大通、 甘肃中川和平凉地区的共63个雷暴观测个例对应的地面电场和气象观测资料及探空层结资料， 发现WCD决定了雷暴云LPCC 的强弱， WCD越薄， LPCC越大， 并给出推断， 薄的WCD抑制了暖云降水过程， 向混合相态区输送更多的水汽， 使混合相态区的有效液水含量增加， 不仅有利于混合相态区大粒子浓度的增多， 而且使反转温度层高度抬升， 所以易于形成范围更大强度更强的LPCC。
WCD和云底高度（Cloud base height， CBH）密切相关， Williams et al （2004）认为， CBH 反映有效位能向对流动能的有效转化， 较高的云底高度有利于垂直气流的发展， 产生较大的垂直上升气流速度， 雷暴的上升速度和CBH相关， CBH越大， 上升速度越大， 更有利于云中冰相粒子的生长， 因此CBH 可以在一定程度上反映闪电活动的强弱， WCD对雷暴对流强度的改变也影响了雷暴云的LPCC。Pawar et al （2017）对印度北部和东北部沙尘雷暴过程的分析发现沙尘雷暴过程和LPCC偏大的高原雷暴类似， 雷暴云底部都具有较大的正电荷区（Smith et al， 2000）， 形成原因可能和较高的冰核浓度有关， WCD对雷暴冰相粒子浓度的改变影响了雷暴云LPCC。
以上探究LPCC和WCD之间的关系的工作主要针对的是有限雷暴个例的层结参数分析及推断， 雷暴观测个例获取难度较大， 因此样本有限， 使结果的普适性受到限制。在雷暴云数值模式中， 可以灵活调节初始场的各个参数， 得到不同特征的探空层结， 来充分讨论探空层结特征和雷暴云电荷结构之间的关系， 这种研究方法不仅可弥补雷暴观测个例不足的这一局限， 而且可以从动力、 微物理和起电之间的密切联系来揭示电荷结构的形成原因。因此， 围绕着WCD是否是决定青藏高原雷暴云LPCC特征的主要原因这一问题， 本文通过三种途径， 改变一次雷暴个例的探空初始场， 得到不同的WCD， 利用数值模拟， 基于敏感性试验， 进一步分析讨论青藏高原雷暴云的WCD和LPCC之间的可能关系。
2 模式介绍及方案设置
本文采用的三维雷暴云动力—电耦合数值模式是在一个三维冰雹云模式（孔凡铀等， 1990， 1991）的基础上发展起来的， 孙安平等（2002a， 2002b， 2004）和郭凤霞等（2010， 2015）对模式进一步发展完善， 加入了详细的起放电参数化方案。其中起电参数化方案考虑了感应和非感应起电机制， 感应起电机制采用的是Ziegler et al （1991）试验的参数化方案， 非感应起电机制采用的是基于Saunders et al （1991）试验的参数化方案Mansell et al （2005）。放电参数化方案采用的是在（Mansell et al， 2002）方案的基础上， 郭凤霞等（2015）基于闪电通道上感应电荷重新分配原理改进后的方案。模式的框架详见孙安平等（2000）。
本文模拟区域为36 km×36 km×18.5 km， 对流云采用热泡扰动方式启动。模式的大、 小时步分别为10 s和1 s， 模拟总时间为120 min， 扰动温度为0.8 ℃。
中国科学家（Zhang et al， 2004； Qie et al， 2009）于2002年和2003年夏季在西藏那曲地区（31°29′N， 92°04′E， 海拔4508 m）进行了野外雷电综合观测试验。青藏高原地区雷暴过程频繁， 但大多强度和尺度较小， 生命期短（赵阳等， 2004）， 但2003年8月13日的雷暴过程是高原地区一次对流相对强的雷暴过程（Qie et al， 2005b）， 其对流有效位能CAPE值达到2019 J·kg-1， 从20:00（北京时， 下同）持续到22:40， 是观测中持续时间最长的一次雷暴过程。闪电活动频繁， 期间共探测到总闪236次， 其中正地闪47次， 负地闪1次， 地闪率为20.3%， 较当地其他雷暴过程偏高， 正地闪在地闪中所占比例偏大。雷暴进入测站上空时（20:56 -21:25）， 地面电场维持正极性， 且较为稳定， 闪电活动频繁， 同时引起地面电场的负极性变化很大， 这说明这次雷暴过程的LPCC较大， 是一次特殊型的雷暴。降雹发生在21:00， 持续约8 min， 期间闪电频数达到最大值（张廷龙等， 2007a； 郭凤霞等， 2007b）。这些特点使得这次过程具有很大的研究价值， 其T-lnp图如图1 。
WCD 是一个重要的大气层结参数， 是0 ℃层高度和抬升凝结高度（Lifting Condensation Level， LCL）之差， 即云体温度大于0 ℃的部分。WCD计算中涉及到的LCL即为经验云底CBH， 其正比于地面温度露点差T–T d， 见式（1）
式中： T是地表空气干球温度； T d是地表空气露点温度。由WCD的定义和式（1） 可知， 在0 ℃层高度不变的情况下， 地面温度或是地面露点温度的改变， 可以导致LCL的改变， 进而导致WCD的改变， 或在LCL不变的情况下， 0 ℃层高度的改变也会引起WCD的改变。
为深入认识WCD对LPCC的影响， 本文将2003年8月13日20:00那曲地区的探空资料作为对照组（ctrl）， 在此基础上， 设置三组敏感性试验， 第一、 二和三组分别改变地面温度、 地面露点温度和0 ℃层高度。每组实验中， 除对照组外， 对被改变的参数取三个不同的值， 对应三个不同的WCD。实际上三组实验都是对雷暴背景大气条件的微调整： 第一组改变地面温度， 改变了雷暴云发展初期热泡的初始能量， 进而改变了雷暴云的对流强度； 第二组主要是通过改变初始大气湿度进而改变了雷暴过程的对流强度， 第三组通过改变0 ℃层的高度， 也改变了CAPE值， 进而改变了对流的强度。青藏高原地区雷暴个例的统计结果表明， 当地雷暴云WCD大部分在200~500 m的范围内（张廷龙， 2007； 曾钰婷等， 2020）， 因此本文三组敏感性试验的WCD取值均控制在此范围内。为了便于比较， 改变地面温度和改变0 ℃层高度试验组中， 均对WCD分别取150 m、 250 m、 328 m（ctrl）和360 m四个值， 值得注意的是， 地面露点温度太低时， 模拟雷暴云没有闪电发生， 因此WCD分别取250 m、 328 m（ctrl）、 360 m和500 m四个值。利用三维雷暴云动力-电耦合数值模式， 分别对三个不同试验组中共10个算例进行模拟计算， 并分析了这些实验组中WCD的改变对雷暴动力、 微物理和电过程的影响。
3 暖云区厚度对对流强度和电荷结构的影响
3.1 暖云区厚度对对流强度的影响
由表1 可知当地面温度升高， WCD减小， 最大气流速度增大， 且出现时间提前； 由表2 可知地面露点温度升高， WCD增大， 最大气流速度增大且出现时间滞后； 由表3 可知0 ℃层高度升高， WCD增大， 最大气流速度减小且出现时间滞后。
表1 改变地面温度 T 的模拟结果Table 1 Simulation results of changing ground temperature T |
| 算例 | T/℃ | WCD/m | 最大气流速度 | 主正电荷区 | 主负电荷区 | LPCC | ||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 上升/（m·s-1） | 下沉/（m·s-1） | 时间/min | ρ max /（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | ρ max /（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | ρ max/（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | |||
| 1 | 18.6 | 150 | 24.8 | 5.9 | 38 | 42.8 | 32~120 | 6.8~9.7 | 30.0 | 32~120 | 3.3~6.8 | 1.5 | 40~104 | 2.0~6.0 |
| 2 | 17.8 | 250 | 20.8 | 5.6 | 42 | 70.5 | 50~120 | 6.9~9.0 | 96.5 | 50~120 | 3.3~7.2 | 0.7 | 32~120 | 2.0~5.5 |
| 3 | 17.0 | 328 | 17.6 | 3.4 | 58 | 3.3 | 44~108 | 7.1~8.8 | 3.2 | 40~100 | 3.2~7.0 | 0.3 | 40~90 | 2.0~5.0 |
| 4 | 16.9 | 360 | 14.7 | 3.5 | 60 | 2.0 | 50~100 | 7.0~8.7 | 2.6 | 50~95 | 3.2~6.7 | 0.4 | 40~76 | 2.2~4.0 |
电荷密度用ρ表示； 表中加粗部分为对照组， 其中最大上升速度项中的时间表示最大上升速度出现在第几分钟 |
表2 改变地面露点温度 T d 的模拟结果Table 2 Simulation results of changing ground dew point temperature T d |
| 算例 | Td /℃ | WCD /m | 最大气流速度 | 主正电荷区 | 主负电荷区 | LPCC | ||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 上升/（m·s-1） | 下沉/（m·s-1） | 时间/min | ρ max/（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | ρ max/（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | ρ max /（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | |||
| 1 | 5.8 | 250 | 15.0 | 2.7 | 46 | 1.6 | 44~96 | 7.0~8.7 | 1.3 | 43~95 | 3.2~6.8 | 0.04 | 42~73 | 2.0~3.0 |
| 2 | 6.2 | 328 | 17.6 | 3.4 | 58 | 3.3 | 44~108 | 7.1~8.8 | 3.2 | 40~100 | 3.2~7.0 | 0.3 | 40~90 | 2.0~5.0 |
| 3 | 6.5 | 360 | 18.5 | 3.2 | 58 | 17.8 | 45~107 | 6.7~9.0 | 6.4 | 32~100 | 3.0~7.2 | 0.5 | 33~94 | 2.0~5.8 |
| 4 | 7.6 | 500 | 23.5 | 5.0 | 68 | 27.0 | 37~112 | 6.0~9.3 | 14.2 | 30~100 | 2.8~7.2 | 3.4 | 30~95 | 1.5~6.2 |
电荷密度用ρ表示； 表中加粗部分为对照组， 其中最大上升速度项中的时间表示最大上升速度出现在第几分钟 |
表3 改变0 ℃层高度的模拟结果Table 3 Simulation results of changing 0 ℃ layer height |
| 算例 | 0 ℃层高度/m | WCD/m | 最大气流速度 | 主正电荷区 | 主负电荷区 | LPCC | ||||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 上升/（m·s-1） | 下沉/（m·s-1） | 时间/min | ρ max/（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | ρ max /（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | ρ max/（nC·m-3） | 时间/min | 高度/km | |||
| 1 | 6022 | 150 | 18.3 | 5.8 | 38 | 10.7 | 30~120 | 6.0~9.0 | 21.0 | 28~120 | 3.0~7.2 | 19.0 | 28~106 | 1.0~6.0 |
| 2 | 6122 | 250 | 18.0 | 4.9 | 44 | 14.6 | 35~120 | 6.0~8.8 | 7.1 | 30~120 | 3.0~7.0 | 4.6 | 30~97 | 1.5~6.0 |
| 3 | 6200 | 328 | 17.6 | 3.4 | 58 | 3.3 | 44~108 | 7.1~8.8 | 3.2 | 40~100 | 3.2~7.0 | 0.3 | 40~90 | 2.0~5.0 |
| 4 | 6232 | 360 | 15.8 | 3.4 | 64 | 4.2 | 50~104 | 6.5~8.6 | 1.6 | 40~98 | 3.2~7.0 | 0.06 | 40~80 | 2.0~4.3 |
电荷密度用ρ表示； 表中加粗部分为对照组， 其中最大上升速度项中的时间表示最大上升速度出现在第几分钟 |
结合表1 ~3 和图2 可知， 仅改变地面温度或地面露点温度或0 ℃层高度时， 不仅可以改变雷暴云的WCD， 还可以改变雷暴云的对流强度， 但在三组模拟试验中， WCD和对流强度的关系是不同的。第一组和第三组模拟实验中， 地面温度越高或0 ℃层高度越低， WCD越薄， 对流越强， 启动越早。第二组实验中， 地面露点温度越高， WCD越厚， 对流越强， 启动越晚。这是因为， 改变地面温度或地面露点温度或0 ℃层高度， 通过T-lnp的热力学图解分析， 都相当于改变了状态曲线和温度层结曲线之间的正面积， 即相当于改变了CAPE值， 因此对流强度发生变化。
地面温度的大小决定着状态曲线的起始点， 进而决定着状态曲线， 而CAPE是状态曲线和温度层结曲线之间夹的正面积。即使地面温度的微小改变， 也会很明显地改变CAPE值， 所以对对流强度影响较大。
第二组试验本质上是调整了大气的湿度， 当大气湿度降低（WCD变薄）时， 意味着向云内输送水汽物质的减少， 因此在这三组模拟中， 在WCD一样的情况下， 第二组是最不利于云内水成物粒子的生长的， 因为不光上升气流要小于第一组的， 而且水汽条件还差于第三组的。这组试验中， 当WCD取为150 m时， 就已经模拟不出闪电了。因此本文改变露点温度组的WCD值分别为250 m、 328 m、 360 m和500 m， 没有其他组的150 m， 多了其他组没有的500 m。
改变0 ℃层高度时， 其实改变了局部的温度层结曲线， 导致CAPE值发生了一些变化， 但总体变化不大， 没有改变地面温度时能量变化大。
因此， 第一、 二组， WCD的改变， 会导致最大上升速度明显地改变， 第三组中， WCD的改变， 对于最大上升速度的改变不是很明显。
3.2 暖云区厚度对电荷结构的影响
由表1 可知， 地面温度越高， WCD越薄， 雷暴上升气流速度越大， 即对流强度越强， 雷暴云各电荷区都得到了增强， 主正和主负电荷区最大电荷密度在WCD为250 m时达到最大， 之后随着WCD变薄和对流的增强而减小。LPCC的最大电荷密度随着WCD变薄和对流强度的增加而增大。第一组试验的四个算例中， 整体上， LPCC和主正主负电荷区的比值较小， 均小于0.2， 且随着WCD变薄趋于减小， 主正和主负电荷区最大电荷密度相当， 其比值随着WCD变薄趋于增加［图3 （a）］， 一般型电荷结构特征会更明显。
由表2 可见， T d越低， 说明抬升气块的湿度越小， LCL越高， WCD越薄， 对流不稳定能量越小， 对流越弱， 上升速度越小， 起电越弱， 主正、 主负电荷区和LPCC的最大电荷密度和其垂直延伸范围越小。由3.1的分析， 可知第二组试验是最不利于云内水成物粒子的生长的， 使得云内的起电效率和电荷储备应该是最不好的一个。四个算例中， 各电荷区的电荷密度均较小， 主正电荷区最大电荷密度基本是主负电荷区的1~2倍， LPCC最大电荷密度相对于主负和主正的比值总体较小， 都小于0.24， 随着WCD变薄和对流的减弱， 正主负电荷区最大电荷密度的比值及LPCC与主正和主负的最大电荷密度的比值均趋于减小［图3 （b）］， 不能形成明显的LPCC， 不利于形成特殊型雷暴。
由表3 可见， 0 ℃层高度越低， WCD越薄， 上升速度越大。随着WCD减小， 主正电荷区最大电荷密度先增大后减小， 主负电荷区和LPCC的最大电荷密度都逐渐增大， 主正和主负电荷区最大电荷密度的比值趋于减小， LPCC的最大电荷密度相对于主负和主正电荷区的比值不断增大， 当WCD为150 m时， LPCC的最大电荷密度基本与主负电荷区最大电荷密度相当， 且约是主正电荷区的最大电荷密度的两倍， 特殊型的雷暴特征表现更明显［图3 （c）］。
结合以上的分析说明， 太强的上升气流会使各电荷区都增强， 但相对于主正主负电荷区， LPCC增加得太少， 反而显得有所削弱， 即使WCD很薄， 也是容易形成主正和主负电荷区非常强， 主正电荷区延伸高度更高的一般型雷暴， 不利于特殊型雷暴的形成。而青藏高原地区雷暴大多强度较小（赵阳等， 2004）， 这种情况很少出现。太弱的上升气流， 会使各电荷区都减弱， LPCC相对主正和主负电荷区而言， 减弱程度更大， 即使WCD很薄， 也仅能形成主正和主负电荷区很弱， 主正电荷区延伸高度较低的一般型雷暴， 不利于特殊型雷暴的形成。而当上升气流较强， WCD越薄时， 相对于主正电荷区而言， 更利于主负和LPCC的增强， 越容易形成特殊型雷暴， 越厚越易形成一般型雷暴。由此可知， 在青藏高原， WCD并不是决定LPCC大小的唯一因素， 明显的LPCC的形成需要较薄的WCD和较强但不能太强的上升速度。
张廷龙等（2009）通过对内陆高原四个地区64次雷暴个例对应的探空参数的统计分析表明， 地气温差和暖云区厚度对雷暴云LPCC 的强弱有显著的指示意义， 当地气温差越大、 暖云区厚度越薄时， 雷暴云LPCC 的强度相对较大； 反之， 雷暴云LPCC 的强度及范围都较小。由于地气温差地气温差可表征雷暴形成时上升气流的强弱， 即地气温差越大， 对流活动越强， 所以这与本文的结论一致。Wang et al （2019）对青藏高原雷暴的模拟结果表明， 在气流上升速度较弱的情况下更易形成偏大的LPCC， 这和本文的结果较一致， 即要形成明显的LPCC， 上升气流不能太强。
4 暖云区厚度对云水含量的影响
由图4 可见， 第一组试验中， WCD越薄， 约2 km（接近0 ℃层）以下， 液水和总水比含水量越少， 而2 km以上， 越多。这说明随着地面温度T的增加， LCL升高， WCD变薄的同时对流增强， 更薄的WCD和更强的上升气流速度， 使水汽快速通过暖云区， 更易向上输送， 因此， 对暖云降水过程的抑制越强， 使混合相态区的过冷水更多， 更利于冰相粒子的增长。
图4 三组敏感性试验中各算例的最大上升速度出现时刻Y=18 km的X-Z剖面图上各高度的最大液水含量（左列）和总比含水量（右列）Fig.4 The maximum liquid water content （left column） and total mixing ratio （right column） per level on the X-Z cross section at Y =18 km in the three groups of sensitivity tests when the maximum updraft of each example appears |
改变地面露点温度组中， WCD越薄， 约2 km高度以下的暖云区和2 km高度以上的区域， 液水含量和总比含水量都更小， 这说明， 降低地面露点温度， 使WCD变薄的同时对流减弱， 暖云区越薄， 对暖雨降水的抑制越强， 液水和总水越少， 而由于暖云变薄的同时对流强度减弱了， 减弱了水汽向上的输送， 所以WCD越薄， 0 ℃层以上的液水和过冷水越少， 大值区所在高度越低。
改变0 ℃层高度时的情况与改变地面温度的情况相似， 随着0 ℃层的降低， WCD变薄的同时上升气流略有增加， 对暖云降水的抑制更明显， 向上输送的水汽更多， 导致0 ℃层以上出现更多的液水和总水， 但可能由碰并过程更频繁， 液滴长得更大， 液滴不断消耗， 供冰粒子成长， 所以最大液水含量和总水含量值更大， 但所在高度相对更低。
由以上的分析可知， 三组试验中WCD的改变都影响了云水含量的分布。增加地面温度和降低0 ℃层高度， 都使WCD变薄， 抑制暖云降水过程， 向0 ℃层以上输送更多的水汽， 这些水汽可以通过相变的潜热释放， 使对流加强。而增加地面露点温度， 可以增加上升气块中的水汽含量， 使WCD变厚， 有利于暖云过程， 但由于其有更多的水汽， 所以， 可以向上输送的水汽也不会少， 且潜热释放也可以使对流进一步加强。综合所有算例来看， 总体上， 上升气流速度越大， 最大总比含水量和液水含量越高， 这表明上升气流速度的大小对于水汽的输送和水凝物粒子的形成起着非常重要的作用。
5 暖云区厚度对降水粒子源汇的影响
三维雷暴云动力—电耦合数值模式中考虑了7种水物质的七大类微物理过程， 即凝结（华）（VD）、 碰并（CL）、 核化（NU）、 繁生（P）、 融化（ML）、 融化蒸发（MVD）和自动转换（CN）过程。代表各类过程符号的第1个小写字母表示消耗项， 第2个小写字母表示生成项或作用项， 如有第3个小写字母， 也表示生成项， 下标v、 c、 r、 i、 s、 g和h分别对应水汽、 云水、 雨水、 冰晶、 雪、 霰和雹。降水粒子有雨滴、 霰、 冰雹， 这些粒子的源项见表4 。
表4 雨滴、 霰及冰雹的源项的表示符号及其物理意义Table 4 Representation symbols and physical significance of sources of the raindrop， graupel and hail |
| 符号 | 物理意义 | 符号 | 物理意义 |
|---|---|---|---|
| CLcr | 雨滴通过重力碰并收集云水 | CLcg | 霰撞冻云水 |
| CNcr | 云水自动转化为雨水 | CLrg | 霰撞冻雨水 |
| MLir | 冰晶融化形成雨水 | CLig | 霰撞冻冰晶 |
| MLsr | 雪融化形成雨水 | CNig | 冰晶自动转化为霰 |
| MLgr | 霰融化形成雨水 | CNsg | 雪花自动转化为霰 |
| MLhr | 雹融化形成雨水 | VDvg | 霰的凝华过程 |
模拟发现雨滴的源项中， CLcr、 MLgr、 CNcr比其余源项在数值上大一到两个数量级， 且CLcr和MLgr数值最大， 也就是说雨滴通过重力碰并收集云水和霰融化形成雨水这两个微物理转换过程是雨水的主要源项。从图5 可见， 改变地面温度组和改变0 ℃层高度组， 虽然WCD越薄， 对暖云降水的抑制越强， 但由于对流更强， 向云内输送暖湿空气的能力更强， 整体的CLcr更大。由于对流更强， 向0 ℃层以上输送的水汽更多， 更利于冰相粒子的成长， 所以MLgr量级也更大。改变地面露点温度组， WCD越厚， 越利于暖云降水， 且WCD越厚， 对流越强， 两者共同作用导致了整个云中CLcr和MLgr的量也更大。所以， CLcr和MLgr的大小主要取决于对流强度， 而不是WCD。
对比了霰粒子的源项VDvg、 CLcg、 CLrg、 CLig、 CNig和CNsg后发现， CLcg的量级比其他源项数值上大两个量级， 因此CLcg是霰的主要源项。由图6 可见， 改变地面温度和改变0 ℃层高度时， CLcg的效率都随WCD的减小而增大； 改变地面露点温度时， CLcg随WCD增大而增大， 总体上， 依然体现出， CLcg和对流强度呈正相关。量级上， 改变地面温度时CLcg的效率最高， 可能和气流上升速度较大、 雷暴对流强度较强有关。
综上， 雨滴和霰粒的主要源项与对流强度呈明显正相关， 且对流越强， CLcr的峰值出现越早， 基本和上升气流的峰值时间相吻合， MLgr和CLcg的峰值出现时间越迟， 这是由于对流越强， 雷暴持续时间越长导致的。薄的WCD对暖云降水过程的抑制作用不及强的上升速度对暖云降水过程的增强作用。
6 暖云区厚度对冰粒子含量及带电的影响
由于改变0 ℃层高度组对雷暴气流上升速度改变较小， 可以更好地分析WCD对雷暴云冰粒子生成的影响， 因此仅选取了改变0 ℃层高度组的4个算例来讨论不同WCD对应的冰粒子（霰粒子和冰晶粒子）特征。由图7 可知， 四个算例之间， 冰晶在2~3 km处有一个次峰值， 表现为， WCD越薄， 含量越大的特征， 冰晶主峰值在约7 km高度， WCD越薄， 值越小。霰的分布特征和冰晶类似， 这主要因为WCD越薄， 向上输送的云滴尺寸越小， 数量越多， 冰晶在较低高度的数浓度越高， 过多地消耗过冷水， 不仅使低层的霰增加， 也使上层的冰晶粒子减少， 进而霰也减少。
由图8 、 9 可知， 冰晶主要在2.0~5.5 km带负电， 在5.5~9.5 km带正电， 相应地霰粒子在2.0~5.5 km带正电， 在5.5~8.0 km带负电荷。由于WCD越薄， 冰晶在3 km左右越多， 在7 km左右越少， 所以冰晶下部带负电荷越多， 上部带正电荷越少， 霰下部带正电荷越多， 上部带负电荷越少。
图8 改变0 ℃层高度时各算例的最大上升速度时刻冰晶电荷密度剖面Fig.8 Profile of charge density of ice crystal particles with different 0 ℃ layer height when the maximum updraft of each example appears |
综上所述， 冰晶粒子带电主要构成中部负电荷区和顶部正电荷区， 霰粒子带电主要构成了底部次正电荷区LPCC和中部负电荷区； 结合表3 、 图4 （c）可知， WCD主要影响了冰粒子分布高度， WCD越薄， 雷暴气流上升速度越快， 总比含水量和液水含量都在高度较高时偏低， 因此冰粒子趋向于分布在较低的高度， LPCC和主负电荷区越明显； WCD越厚， 雷暴气流上升速度较慢， 含水量在高度较高时偏高， 冰粒子可延伸到较高高度， LPCC趋于减弱， 而主负和主正电荷区趋于明显。
有研究发现， 在一些超级单体雷暴的强对流阶段， 会出现反极性电荷结构， 此阶段伴随着上升气流的突然增强、 强的降雹和频繁的正地闪， 研究认为这是由于强的上升气流将大量的液水输送到更高的高度， 降低了非感应起电机制中的反转温度（Sounders et al， 1991）， 使霰带正电荷的区域抬升， 本该是中部负电荷区的位置被抬升的底部正电荷区取代导致的（Carey and Rutledge， 1998； Williams et al， 1999； MacGorman et al， 1989； Ruchs et al， 2018）。青藏高原特殊型雷暴和其有共同点， 都是上升气流将过多的过冷水向0 ℃层以上输送导致， 不同的是， 强雷暴中反极性电荷的形成是由于非常强的上升气流将更多的过冷水向上输送， 而青藏高原， 则是由于在合适的上升气流条件下， WCD太薄， 对暖云降水过程的抑制， 使过多的过冷水向上输送所致。但由于高原雷暴的对流强度不能达到超级单体雷暴的强度， 无法使高液水含量区到达更高的高度（即使非感应起电机制中的反转温度层到达更高的高度）， 从而没有形成反极性电荷结构， 最终形成LPCC较大的三极性电荷结构。
7 结论
利用三维雷暴云动力-电耦合数值模式， 通过对比分析模拟一次雷暴个例的10个算例的动力、 微物理和起电等方面的特征， 得到以下主要结论：
（1） 在青藏高原， WCD并不是决定LPCC大小的唯一因素， 薄的WCD和较强但不能太强的上升速度配合， 易形成明显的LPCC。即使WCD很薄， 太强的上升气流也仅容易形成主正和主负电荷区非常强的一般型雷暴， 太弱的上升气流， 也仅能形成主正和主负电荷区很弱的一般型雷暴。
（2） WCD越薄， 对流越强时， 对暖云降水的抑制更明显， 向上输送的水汽更多， 导致暖云区的液水和总水越少， 0 ℃层以上的液水和总水更多， 大值区所在高度相对更低。WCD越薄， 对流越弱时， 对暖雨降水的抑制越强， 同时向上输送的水汽越少， 使暖云区和液水和总水越少， 0 ℃层以上的液水和过冷水也越少， 大值区所在高度越低。总体上， 上升气流速度越大， 最大总比含水量和液水含量越高， 这表明上升气流速度的大小对于水汽的输送和水凝物粒子的形成起着非常重要的作用。
（3） 雨滴通过重力碰并收集云水（CLcr）和霰融化形成雨水（Mlgr）这两个微物理转换过程是雨水的主要源项， 霰撞冻云水（Clcg）是霰粒的主要源项， 这三个微物理过程的效率与对流强度均呈明显正相关， 且对流越强， CLcr的峰值出现越早， MLgr和CLcg的峰值出现时间越迟。CLcr、 MLgr和Clcg的大小主要取决于对流强度， 而不是WCD。薄的WCD对暖云降水过程的抑制作用不及强的上升速度对暖云降水过程的增强作用。
（4） 冰晶粒子带电主要对应中部负电荷区和顶部正电荷区， 霰粒子带电主要对应LPCC和中部负电荷区。在对流强度变化不大的情况下， WCD主要影响着冰粒子的分布高度， WCD越薄， 向0 ℃层以上输送的云滴尺寸越小， 数目越多， 越利于低层冰粒子的生长， LPCC和主负电荷区越明显； WCD越厚， 越利于较高高度冰粒子的生长， LPCC趋于减弱， 而主负和主正电荷区趋于明显。