2017, Vol. 36
在全球范围来看, 雷暴中负地闪发生的比例通常可以达到总地闪数的90%以上, 而正地闪的发生次数不到总地闪数的10%(Martin et al, 1987)。正地闪回击的峰值电流和脉冲宽度都较负地闪要大, 其回击电流波形的上升沿时间平均值和单次闪击的持续时间是相应负地闪的几倍(Berger et al, 1975)。虽然正、负地闪的回击电流平均值相近, 分别为35 kA和30 kA, 但是正地闪产生大电流的概率较负地闪要大得多, 其回击电流大于250 kA的概率为5%, 而负地闪回击电流大于80 kA的概率为5%(Berger et al, 1975)。90%的正地闪只有一次回击(张义军等, 2006), 回击之后可能存在持续几十至几百毫秒的连续电流过程, 通常这个连续电流也比负地闪要大一个数量级(Martin et al, 1987)。正地闪的这些特征都意味着正地闪具有更强的破坏性, 因此对正地闪产生原因的研究可以为正地闪危害的防护提供理论依据。
在日本, 冬季常有雷暴发生, 虽然强度相对较弱, 但它产生的正地闪数占总地闪数的比例较高, 平均是33%(Suzuki, 1992)。此外, Qie et al(2002, 2010)通过分析中国内陆高原地区雷暴的地闪特征, 得出了当地夏季雷暴的正地闪数占总地闪数的比例平均为16%, 介于美国夏季雷暴和日本冬季雷暴之间的结论, 并通过和雷达回波的比较发现, 在雷暴单体中, 正地闪发生的比例较高。
也有一些研究表明, 正地闪的产生通常和超级单体等强雷暴有关, 在具有降雹和龙卷等的强风暴中, 一般会有较高的正地闪发生比例(MacGorman et al, 1998; 张义军等, 2004)。此外, 正地闪和固态水凝物粒子之间存在一定的关系, 正地闪发生的同时常伴随着冰雹等降水过程(张义军等, 2003)。如Carey et al(2003a)的研究发现, 正地闪的出现和冰雹等降水粒子的下落时间有很好的一致性。冯桂力等(2007)分析了河南省在20022004年发生的10次强雷暴事件的地闪特点也发现, 发生降雹等天气过程时, 正地闪数占总地闪数的比例较高, 平均为45.5%。印证了正地闪可以作为强雷暴指示器(Branick et al, 1992)的这一观点。由此可见, 正地闪在相对较弱的单体雷暴中和强雷暴中发生的比例都比较大, 其发生条件的复杂性可见一斑。
正地闪的发生与雷暴云中特殊的电荷分布结构有关, 目前对于产生正地闪的电荷结构, 研究者提出了多种假设。Brook et al(1982)最早提出, 正地闪的发生可能和雷暴云的电荷结构产生的倾斜相关。高空中较强的水平风切变会使正常的偶极性电荷结构产生倾斜, 导致上部正电荷区裸露出来, 直接对地放电产生正地闪。Curran et al(1992)通过观测发现, 强雷暴中的确存在倾斜的电荷结构。王昊亮(2014)建立了一个理想的三极性雷暴电荷分布数值模型, 经过模拟发现, 电荷结构的倾斜并不能使雷暴云更容易产生正地闪, 只有当上部正电荷区的范围和电荷密度足够大时, 才容易形成正地闪。
张义军等(2014)通过对以往研究者研究成果的回顾, 认为反极性电荷结构是强风暴系统中一种常见的电荷结构配置, 而强风暴中出现较多的正地闪正是由于其中存在的反极性电荷结构导致的。郭凤霞等(2016)模拟了一次正地闪频发的超级单体雷暴过程, 也证实在强雷暴中, 当上升气流非常强并有强降雹出现时, 上升气流中的液水会被输送到更高的高度, 导致非感应起电机制中霰粒带正电荷的区域抬升, 反转温度更低, 上升气流区中正常的三极性电荷结构的各电荷层被抬升, 中部的负电荷区抬升到原来的上部正电荷区的位置, 底部次正电荷区被抬升到原来中部负电荷区的位置, 且范围和电荷密度均增加, 导致云内出现反极性电荷结构, 此时作为强降水下沉的霰和雹粒子会因感应起电机制在近地面形成一个负电荷区, 当被抬升的下正电荷区与其底部的负电荷区之间的电场增强到一定程度, 就会触发正地闪。
Williams(2001)则提出, 三极性电荷结构中下部正电荷区域的增强对于正地闪的发生有利。Gilmore et al(2002)和Carey et al(2003b)也曾指出, 在风暴的上升气流区通常存在较高的液水含量, 它会导致下正电荷区的电荷密度增大, 从而形成正地闪。但MacGorman et al(2005)认为仅仅增强下正电荷区并不会形成正地闪。谭涌波等(2015)通过数值模拟也证实下正电荷区的增强会触发反极性云闪而不是正地闪。
Carey et al(2003b)认为正地闪的发生与降水的退屏蔽作用有关系, 即雷暴中存在偶极性或三极性的电荷结构时, 在雷暴的消散期, 随着固、液态水凝物粒子的降落, 中部负电荷区被削弱, 因此对上部正电荷区的屏蔽作用也削弱, 从而使上部正电荷区可以对地直接放电。
综合以上分析可知, 研究者对触发正地闪的电荷结构主要有四种假设, 前三种已由相应的数值模拟工作进行了验证, 而对于降水退屏蔽作用和正地闪之间的关系, 目前尚无数值模式工作进行验证。因此, 本文在一个给定的三维空间中假设雷暴单体内的电荷结构具有典型的三极性特征, 并结合随机放电参数化方案, 进行了放电数值模拟实验, 定性地探讨了雷暴单体中降水过程的退屏蔽作用对于放电类型的可能影响, 尤其是降水退屏蔽作用是否有利于正地闪的产生。
2 模拟方法介绍根据20世纪40年代美国“雷暴”探测计划对孤立积云的观测研究, 认为单个气团雷暴的生命期为1~2 h, 一般可以分成形成、成熟和消散三大阶段, 这被称为Byers-Braham雷暴单体模式(Byers et al, 1949)。在云的形成和成熟阶段, 云内上升气流占据优势, 它提供的丰富水汽随着温度降低发生凝结并释放潜热, 潜热会转化成动能促使积云进一步发展。当云中出现雨、雪、霰、雹等粒子, 且粒子不断增大以后, 这些水凝物就会下落, 同时拖曳周围的空气一起下沉, 导致云中出现下沉气流。由于雷暴单体的风切变较弱, 云体基本垂直发展, 所以降水连带下沉气流是穿过上升气流区下沉的。一旦下沉气流占据主导地位, 上升的暖湿气流会被切断, 没有了水汽来源, 积云发展的动力消失, 进入消散阶段。雷暴云内的电荷主要由水凝物粒子通过感应和非感应碰撞分离获得.并携带, 因此降水粒子的下落可使云内电荷区所在高度、范围及电荷密度发生改变, 进而导致放电类型的变化。
有研究表明雷暴云内电荷结构的实际分布十分复杂(Rust et al, 1996), 由于观测手段的限制, 研究者对此还没有足够清楚的认识, 但是大多研究成果显示, 雷暴云的电荷结构基本上表现为三极性特征(Williams, 1989)。比如Stolzenburg et al(1998a, 1998b, 1998c)通过电场反演的方法得出电场的三极性电荷结构。其电场探空结果显示, 雷暴云电场有三个峰值, 分别是在8 km附近的一个正峰值, 10.5 km附近的一个负峰值, 以及12 km附近的一个正峰值, 这正是典型的三极性电荷结构。因此, 三极性电荷结构可以用来表示云内的主要电荷区域的分布。在东亚地区得到的最新的云内电荷分布观测结果也支持三极性电荷结构模型(Takahashi, 2012)。因此, 在一个36 km×36 km×19 km的三维模拟域中, 假设具有弱的风切变的雷暴云单体成熟期的电荷结构为垂直三极性, 它由上部正电荷区(P), 中部负电荷区(N)和下部次正电荷区(LP)组成(图 1), 未考虑云体顶部的屏蔽电荷层。各电荷区呈椭球体分布, 水平中心均位于模拟域的水平中心, 其电荷密度按照公式(1)从中心点向外围以指数递减。
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图 1 雷暴云三极性电荷结构模型 Figure 1 Charge structure model of three dimensional thunderstorm |
| $ \rho = {\rho _0}\exp \left\{ { - \left[ {\frac{{{{(x - {x_0})}^2}}}{{r_x^2}} + \frac{{{{(y - {y_0})}^2}}}{{r_y^2}} + \frac{{{{(z - {z_0})}^2}}}{{r_z^2}}} \right]} \right\}, $ | (1) |
式中: ρ0是电荷区中心电荷密度; x0、y0和z0分别为电荷区中心点坐标; rx、ry和rz分别是椭球体电荷区在X、Y和Z坐标轴上的半径, 表示电荷区域的范围大小; ρ是模拟域内格点(x, y, z)处的电荷密度, 水平格距为1 km, 垂直格距为0.5 km。
随着雷暴云内电荷区的电荷密度增大, 不同电荷区之间的电场增强, 达到一定的程度则可能导致空气击穿, 产生闪电。为了模拟电荷区之间放电的发生, 在以上的雷暴云典型三极性电荷结构的假设基础上, 加入放电参数化方案。采用Mansell et al(2002)的方法, 在雷暴云放电过程的三维模拟之中加入了随机介质击穿模式(Niemeyer et al, 1984)和双向先导概念(Kasemir, 1960)。闪电的击穿采用逃逸击穿电场阈值理论, 且沿着双向传播。闪电通道每完成一次扩展都要考虑闪电通道对周围环境电场的作用, 并重新计算空间电位分布, 然后从周围可能的扩展点随机选取下一个闪电通道点并最终模拟出闪电发展过程中的分叉状态。此外, 对Mansell et al(2002)提出的放电参数化方案进行改进, 加入水凝物粒子自身所带的电荷, 当闪电结束后, 按照水凝物粒子的表面积对通道上的感应电荷进行分配。具体方法见王昊亮(2014)的文献。
3 模拟实验设置及结果 3.1 模拟实验设置雷暴云内发生降水时, 地面电场的极性常会随着降水演变而发生改变, 这被称为电场随降水的漂移现象(FEAWP)。Moore et al(1997)认为FEAWP和较大的固态降水粒子在下落时把负极性电荷带到地面相关。Takahashi(1983)提出FEAWP是由于雷暴云暖区携带正电荷的软雹粒子的下落过程导致的。郭凤霞等(2007)通过模拟发现, 固态降水和液态降水在影响地面电场极性变化方面所起作用不相同, 固态降水粒子大多携带正电荷, 而液态降水粒子大多携带负电荷。各种带有不同极性不同电荷量的降水粒子常常同时存在于雷暴云中。地面电场主要受到携带电荷总量占主导地位的降水粒子的影响。而地面电场的变化反映的正是雷暴云中电荷情况的变化。云内电荷区所在高度、范围及电荷密度也会由于水凝物粒子的降落而发生改变, 进而导致放电类型的变化。所以可以根据降水对地面电场影响的观测情况合理假设云内电荷的相应变化并在模式中通过改变相关参数来模拟降水对于雷暴云放电情况的影响。
根据美国STEPS(Severe Thunderstorm Electrification and Precipitation Study—2000)计划在2000年6月29日观测到的雷暴数据(Wiens et al, 2003), 在假定的典型雷暴云三极性电荷结构模型中, 参考Stolzenburg et al(1998a, 1998b, 1998c)通过电场探空得到的数据, 设上正、中负和下正电荷区的中心电荷密度分别为+2.2, -3.0和+1.0 nC·m-3, 对应的高度分别为9.5, 6.5和3.5 km。
随着降水的出现, 上升气流不断减弱, 下沉气流不断加强, 电荷区会不断地下降, 密度也会减小。上正电荷区的电荷主要由冰晶携带, 受降水粒子下落的影响很小, 所以保持上正电荷区中心位置、范围及电荷密度不变, 而改变中负和下正电荷区的中心高度和电荷密度, 模拟雷暴单体从成熟阶段到消亡阶段, 由降水过程引起的电荷结构变化, 进而对放电类型产生影响。首先在不改变中负和下正电荷区中心高度的条件下, 将它们的电荷密度分别从-3.0 nC·m-3和1.0 nC·m-3减小到-1.4 nC·m-3和0.2 nC·m-3, 每次分别减小0.2 nC·m-3和0.1 nC·m-3, 共得到9组实验。然后在每组实验中, 将它们的中心高度分别由6.5 km和3.5 km逐渐降至4.0 km和1.0 km, 每次均降低0.5 km, 共得到六次实验, 总共得到54种不同的电荷分布情况, 具体实验设置的参数见表 1。
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表 1 模拟实验设置的参数取值 Table 1 Parameter values of simulation tests |
本次模拟共得到54次实验结果。其中产生正地闪的个例是20次, 占37%, 其他个例均产生的是云闪。每组实验的具体情况记录如表 2。图 2给出了随着中负和下正电荷区电荷密度的下降, 每组实验发生正地闪的次数的直方图。
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图 2 各实验组正地闪发生次数 Figure 2 The frequency of positive Cloud-to-ground lightning flashes in 54 experiments of nine groups |
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表 2 9组共54次实验中负电荷区和下正电荷区的中心电荷密度和高度 Table 2 The charge densities and heights of the middle negative and lower positive charge region in 54 experiments of nine groups |
由表 2和图 2可以发现, 中负和下正电荷区在相同电荷密度下, 高度愈低, 愈容易产生正地闪。而当中负和下正电荷区高度相同时, 电荷密度愈小, 愈容易产生正地闪。由此可以得出, 中负和下正电荷区高度愈低、电荷密度愈小, 愈利于正地闪的发生。这和Carey et al(2003b)提出的由于降水退屏蔽作用而引起正地闪发生的理论相一致。
4 模拟结果讨论 4.1 中负和下正电荷区高度下降对放电类型的影响在表 2中, 选取第一组, 即中负和下正电荷区的电荷密度分别是-3.0 nC·m-3和+1.0 nC·m-3时, 通过改变它们的高度来研究中负和下正电荷区高度下降对放电类型的影响。由表中实验数据可见, 第一组前五次实验都发生的是云闪, 第六次实验, 即中负和下正电荷区的高度分别为4.0 km和1.0 km时发生了正地闪。图 3选取了第一组实验中中负和下正电荷区在不同高度时的三种放电情况。
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图 3 中负、下正电荷密度分别为-3.0 nC·m-3和+1.0 nC·m-3时, 不同电荷高度对应的放电类型 Figure 3 Discharge types corresponding to different heights of middle negative and lower positive charge region at charge density of middle negative region of -3.0 nC·m-3 and low positive charge region of +1.0 nC·m-3 |
由图 3可见, 当中负和下正电荷区中心高度分别是6.5 km和3.5 km的时候, 上正电荷区和中负电荷区之间会发生云闪, 且强度较弱。当中负和下正电荷区中心高度分别下降到5.0 km和2.0 km时, 仍然只会在上正和中负之间发生云闪, 正先导在负电荷区的延伸范围有增大趋势, 负先导在上正电荷区的延伸范围有减少趋势。当中负和下正电荷区中心高度分别下降到4.0 km和1.0 km时, 闪电依然在上正和中负之间始发, 正先导从闪电始发点开始传播至中部的负电荷区, 在负电荷区水平发展至负电荷区的外围, 继而绕过下正电荷区继续向下发展到达地面, 产生了正地闪。
通过中负和下正电荷区高度下降过程中模拟域内最大场强以及最大场强格点上的电势变化(图 4)可以看出, 随着中负和下正电荷区高度的降低, 模拟域内的最大电场逐渐减小, 而最大场强格点处电势逐渐增大。雷暴云内最大场强降低, 是由于上正电荷区和中负电荷区之间的距离增加, 使它们之间的电场强度降低。但是最大场强仍然大于电场起始击穿阈值Einit, 可以引发闪电。最大场强格点处的电势的不断增大, 由电势的定义可知, 以地面为零电势时, 远离负电荷, 电势增加, 电势以距离的一次方递增。所以当中负电荷区下降时, 最大场强处电势增强, 它和地面之间电势差增大, 使正先导更容易发展到地面形成正地闪。
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图 4 中负和下正电荷密度不变, 高度逐渐降低时模拟域内最大场强以及最大场强格点上的电势的变化 Figure 4 The change of the maximum electric field strength and corresponding electric potential in simulation domain, when the charge densities of the middle negative and lower positive charge region remain unchanged but the heights of them gradually decrease |
综上, 随着中负和下正电荷区高度的下降, 正先导距离地面越来越近, 正地闪发生的可能性越来越大。证实了Carey et al(2003b)提出的降水退屏蔽假设的正确性。
4.2 中负和下正电荷区电荷密度减小对放电类型的影响选取表 2中中负和下正电荷区中心高度分别为4.5 km和1.5 km时, 不同电荷密度下的9次实验结果来分析伴随中负和下正电荷区电荷密度的变小, 对放电类型产生的影响。由表中实验数据可见, 随着中负和下正电荷密度的减小, 前四次实验没有正地闪发生, 后五次实验发生了正地闪。选取三组不同电荷密度下的实验给出放电图形如图 5所示, 中负和下正电荷密度分别为-3.0 nC·m-3, +1.0 nC·m-3时, 只发生云闪。当中负和下正电荷密度分别增加到-2.2 nC·m-3, +0.6 nC·m-3和-1.4 nC·m-3, +0.2 nC·m-3均有正地闪发生。
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图 5 中负、下正中心高度分别为4.5 km和1.5 km时, 不同电荷密度对应的放电类型 Figure 5 Discharge types corresponding to different charge densities of middle negative and lower positive charge region at height of middle negative charge region of 4.5 km and low positive charge region of 1.5 km |
从中负和下正电荷区电荷密度逐渐减小过程中模拟域内最大电场强度以及最大电场强度格点上对应的电势变化(图 6)可以发现, 当中负和下正电荷区的高度不改变, 减小其电荷密度时, 模拟域内最大电场强度逐渐减小, 最大电场强度格点处电势绝对值先减小后增大。最大电场强度的减小是由于中负电荷区的电荷密度减小引起的, 且最大电场强度仍然大于电场起始击穿阈值Einit, 可能引发闪电。同时, 最大电场强度格点处电势的绝对值先减小后增大, 结合电势的物理意义, 当以地面为零电势时, 保持各个电荷区高度不变, 此时由于中负电荷区电荷密度最大, 最大电场强度处电势方向向下, 为负值, 因此不可能产生正地闪。当减小中负和下正电荷区电荷密度时, 此时中负电荷区电荷密度仍然大于上正电荷区和下正电荷区方向向上的电势之和, 最大电场强度处电势仍然为负值, 方向向下, 但是会随着中负电荷区电荷密度的下降而减小。结合实验结果, 当中负和下正中心高度分别是4.5 km和1.5 km时, 减小其电荷密度过程中, 前四次实验由于最大电场强度处的电势为负值, 确实没有产生正地闪。当中负和下正电荷区的电荷密度减小到一定程度时, 上正电荷区和下正电荷区产生的电势大于中负电荷区, 此时电势会变成正值, 方向向上, 并随着中负电荷区电荷密度的减小而增大。实验中, 中负和下正高度分别是4.5 km和1.5 km时, 其电荷密度降到-2.2 nC·m-3和0.6 nC·m-3时, 最大电场强度处的电势变为正值, 且随着中负和下正的电荷密度继续减小, 最大电场强度处电势不断增大, 它和地面之间电势差不断增大, 正先导更容易发展到地面形成正地闪。
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图 6 中负和下正电荷高度不变, 电荷密度逐渐降低时模拟域内最大电场强度以及最大电场强度格点上的电势变化 Figure 6 The change of the maximum electric field strength and corresponding electric potential in simulation domain, when the heights of the middle negative and lower positive charge region remain unchanged but the charge densities of them gradually decrease |
这说明中负和下正电荷区的电荷密度也是影响正地闪形成的因素之一, 当中负和下正电荷区电荷密度逐渐减小时, 越来越倾向于产生正地闪。再次证实Carey et al(2003b)提出的降水退屏蔽假设的正确性。
5 雷暴单体中产生正地闪的概念模型根据前面的分析结果可知, 雷暴单体中发生降水时, 引起的雷暴云中负和下正电荷区高度下降以及电荷密度的减小会使雷暴云中电场和电势的分布发生变化, 最大场强处电势增强, 它和地面之间电势差增大, 使正先导更容易发展到地面形成正地闪, 由此可以得出雷暴单体中产生正地闪的概念模型(图 7)。
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图 7 雷暴单体中产生正地闪的概念模型 Figure 7 The concept model of positive Cloud-to-ground lightning flashes in thunderstorm cell |
降水发生以前, 雷暴云内垂直方向上的上升气流占优势, 雷暴云中中负和下正电荷区高度较高, 此时云内主要发生的是上正电荷区和中负电荷区之间的云闪。当降水发生时, 云内电荷会随着降水粒子下落, 使中负和下正电荷区高度降低, 电荷密度减小, 此时, 上正电荷区和中负电荷区之间仍会触发闪电, 一部分是云闪, 另一部分闪电的正先导在负电荷区扩展范围更广, 往往会绕过底部的下正电荷区直达地面, 产生正地闪。
6 结论与讨论通过在三维随机放电参数化方案的基础上, 建立三维电荷区模型, 模拟研究了雷暴单体中正地闪的产生和降水退屏蔽作用之间的关系。得出以下结论:
(1) 三极性电荷结构下, 当中负和下正电荷区的高度降低时, 模拟域内最大电场强度降低, 同时最大电场强度处电势增强, 最大电场强度处和地面之间电势差增大, 使正先导更容易发展到地面形成正地闪。
(2) 同样的三极性电荷结构下, 当中负和下正电荷区的电荷密度降低时, 模拟域内最大电场强度降低, 最大电场强度处电势的绝对值先减小后增大, 在电势增大过程中最大电场强度处和地面之间电势差增大, 正先导更容易发展到达地面形成正地闪, 也会使发生正地闪的可能性增大。
(3) 由于降水粒子的降落, 使得中负和下正电荷区的高度以及电荷密度同时减小, 因此上述两个结论是同时进行的。这与观测到的, 降水后期, 尤其是冰雹发生以后, 产生正地闪的情形完全符合。因此, 可以说降水退屏蔽理论对于解释雷暴单体中正地闪的产生是合理的。但这只是针对雷暴单体中的情形, 强雷暴中产生正地闪的原因需要进一步讨论。
此外, 放电参数化方案的分辨率在三个方向上均为500 m, 这远大于闪电通道的实际半径, 因此模拟出的闪电通道长度可能会较短, 闪电发生频率可能会较高。这是由于计算机计算能力的限制, 高分辨率的三维数值模拟目前难以实现, 因此, 随着计算机的不断进步, 未来应该可以对闪电进行更加精细的模拟。
另外, 由于对雷暴云起放电过程的认识还不足, 雷暴云起电模式的研究还不成熟, 比如流光、反冲流光、后继回击等物理过程还不能实现参数化。因此, 数值模拟之外, 加强实验室实验以提高对这些物理过程的认识也非常重要。
本文主要验证的是雷暴单体中降水退屏蔽作用和正地闪的产生之间的关系, 对于强雷暴, 温度引起的冰相粒子相对增长的不同使电荷结构更加复杂多变(粱梦雪等, 2016), 产生正地闪的原因主要是雷暴云中存在反极性电荷结构, 想要通过模式验证的话必须设置更加复杂的电荷模型, 这也是下一步要进行的工作。
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