高原气象  2018, Vol. 37 Issue (4): 911-922  DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00002
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郭凤霞, 王曼霏, 黄兆楚, 等. 2018. 青藏高原雷暴电荷结构特征及成因的数值模拟研究[J]. 高原气象, 37(4): 911-922. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00002
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Guo Fengxia, Wang Manfei, Huang Zhaochu, et al. 2018. The Model Analysis of Lightning Charge Structure Characters and Attributions over Qinghai-Tibetan Plateau[J]. Plateau Meteorology, 37(4): 911-922. DOI: 10.7522/j.issn.1000-0534.2018.00002.
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资助项目

国家重点研发计划资助(2017YFC1501503);中国气象科学研究院基本科研业务费专项(2016Z002);国家自然科学基金项目(91537209,91644224)

作者简介

郭凤霞(1977-), 女, 甘肃平凉人, 教授, 主要从事雷暴电学研究.E-mail:guofx@nuist.edu.cn

文章历史

收稿日期: 2017-09-12
定稿日期: 2018-01-02
青藏高原雷暴电荷结构特征及成因的数值模拟研究
郭凤霞, 王曼霏, 黄兆楚, 李扬, 穆奕君, 廉纯皓, 曾凡辉     
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
摘要: 利用三维雷暴云动力-电耦合数值模式,通过对青藏高原地区2003年8月13日一次雷暴过程进行模拟,分析了高原雷暴的电荷结构特征并从微物理角度讨论了其主要形成原因。结果表明,高原雷暴以三极性结构为主,在消散阶段电荷结构转变为偶极性,结构整体电荷密度较小,主正电荷区与主负电荷区深厚,下部次正电荷区范围较大,持续时间较长。其中三极性结构主要是由于云内冰相粒子通过非感应起电机制作用形成;后期偶极性构是由霰粒子下落固态降水的增强导致。云内暖云区厚度较小,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正电荷区。
关键词: 青藏高原    电荷结构    水凝物    
1 引言

雷暴云电荷结构一直是大气电学领域的一个重要研究内容, 也是人们认识和了解雷暴的重要组成部分。最初偶极性和三极性电荷结构长期以来得到学术界的广泛认同和接受, 随着认识的不断深入, Stolzenburg et al(1998b)发现雷暴云的电荷结构远比偶极性和三极性结构复杂得多, 甚至会出现4~6个主要电荷区。Marshall et al(1995)通过电场探空观测第一次发现了反三极性电荷结构的存在, 即在电荷结构中, 下部为负电荷区, 中部为正电荷区, 上部为负电荷区, 这与典型的三极性电荷结构刚好相反。不同地区的雷暴系统、同一雷暴系统的不同发展阶段, 甚至在同一雷暴系统的不同区域, 雷暴云的电荷结构都会出现较大差异。

青藏高原(下称高原)是世界上海拔最高的高原, 平均海拔在4 000 m以上。在其特珠的地形以及热力条件的作用下, 对流活动频繁并显现出一定的特殊性。与中国南方地区相较而言, 高原地区的雷暴多集中在夏季, 且强度不大、水平尺度较小, 高度可伸展到100 hPa, 并常伴随冰雹(栾澜等, 2017)。大部分研究表明, 高原雷暴电荷结构呈三极性结构, 且下部正电荷区的强度和范围较大。Liu et al(1989)发现, 在高原夏季雷暴云呈现出特殊的电学特征, 即雷暴云下部存在范围和强度都较大的正电荷区LPCC(Lower Positive Charge Center)。郄秀书等(2003)在青海东部地区首次通过高速摄像观测发现, 在一次云内正电荷控制地面电场的雷暴条件下, 云内放电过程从上部负电荷区和下部正电荷之间激发, 然后上、下同时发展, 之后放电在下部正电荷区以多分叉的形式水平扩展, 从而证实了高原雷暴电荷结构中LPCC的存在。大部分研究表明高原雷暴呈特殊的电特征, 即雷暴云存在范围较大的LPCC。赵阳等(2004)通过对2002年夏季青藏高原那曲地区闪电观测资料分析, 根据地面电场的不同将其分为三类: (1)整个雷暴过程地面电场主要为正电场(规定头顶是正电荷地面为正电场); (2)地面电场主要为负电场; (3)雷暴当顶时地面电场为正电场, 之后转变为负电场, 这三种地面电场分别占14%, 29%和57%。高原雷暴的闪电特征也说明其电荷结构中存在较大LPCC, 成熟阶段的云闪大多为发生于下部偶极子的反极性放电, 大范围的LPCC与降雹联系密切(Qie et al, 2005)。张廷龙等(2007, 2009)对2003—2004年夏季青藏高原那曲地区30次雷暴过程的地面电场及闪电电场变化分析表明, 高原雷暴在成熟阶段都具有三极性电荷结构特征。同时对西藏那曲、青海大通、甘肃中川和平凉4个不同海拔的高原雷暴进行分析, 根据过顶雷暴的地面电场演变特征, 将高原雷暴分两类:一类为特殊型, 雷暴当顶阶段两次闪电之间的地面电场呈正极性, 即此时主要由云内底部正电荷控制; 另一类为常规型, 即雷暴在当顶阶段地面电场主要由云内负电荷区控制, 其中特殊型雷暴占62.5%。结合4个地区的地面气象要素以及探空资料分析发现, 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, LPCC的强度及范围都较小。其中特殊型雷暴地气温差(即地表与距地表处2 m的气温差值)更大, 对流活动更强且有利于云内水汽的增加; 云底更高使得暖云区厚度变薄, 降水形成减少, 从而使混合相区域内(-40~0 ℃)液态水含量增加, 使非感应起电增强, 从而导致雷暴云LPCC范围较大(Qie et al, 2009)。

现阶段对于雷暴电荷结构的研究主要分为观测和模拟两种方法。最为直接的研究方法是通过穿云观测来获取探空路径上电场分布特征, 对云内电荷结构进行推测。另一种常见的方法主要是通过闪电放电的多站同步观测资料来拟合闪电所中和的电荷源位置, 以对雷暴云电荷结构进行反演。由于高原地域广阔, 地形复杂, 气象观测站稀少, 但强对流天气系统局地性强, 因此对高原雷暴的探测还有一定局限与困难。而反演理论利用假设对云内电荷结构进行反推, 无法对其演变过程及其中的物理机制进行讨论, 导致对高原雷暴天气的发生发展机制还缺乏应有的了解。因此, 本文将利用数值模式模拟的方法, 对高原雷暴电荷结构进行模拟研究, 同时与其他地区雷暴进行对比分析, 以探究其特殊性及内在的微物理成因, 从而进一步了解高原雷暴电荷结构和其内在物理机制。

2 天气过程和模式介绍

中国科学院寒区旱区环境与工程研究所2002年和2003年夏季在藏北那曲地区(31°29′N, 92°04′E), 海拔4 508 m进行了野外雷电综合观测试验, 以探究高原雷暴的特殊热动特征。选取了此次观测试验中2003年8月13日的雷暴过程(张廷龙等, 2007; 郭凤霞等, 2007)。这次过程开始于20:10(北京时, 下同)左右。该雷暴持续时间长达2 h, 是观测试验中持续时间最长的一次雷暴, 伴有降雹和频繁的闪电活动, 其中降雹发生在21:00, 持续时间为8 min, 在此期间闪电频数达到最大值。由2003年8月13日那曲地面电场、闪电频数随时间的演变(图 1)可见, 在雷暴开始阶段(20:45之前)电场以正极性为主(规定头顶是正电荷地面为正电场), 发生闪电较少。雷暴进入测站上空时(20:56—21:25), 此时正电场相对比较稳定且持续时间长, 闪电活动一直处于活跃状态, 引起的地面电场负极性变化也很大。雷暴后期地面电场极性发生了两次改变, 最终于22:40恢复到晴天电场。期间探测到共发生闪电236次, 其中正地闪47次, 负地闪1次, 地闪率为20.3%。

图 1 2003年8月13日那曲地面电场、闪电频数随时间的演变 Figure 1 The evolution of surface electric field and lightning frequency of Naqu on 13 August 2003

由2003年8月13日20:00那曲地区T-lnp图(图 2)可见, 20:00, 地面气温为17.2 ℃, 气压为588 hPa, 0 ℃层和-20 ℃层分别位于550 hPa和400 hPa左右, 相对应的高度约为1.7 km(相对高度, 下同)和4.5 km, 中层(500~300 hPa)相对湿度约为54%, 高层(300~100 hPa)相对湿度约为25%, 湿度较大, 风向随着高度由南向西发生顺时针旋转, 环境水平风速和风向均有很强的切变, 有利于强雷暴的发展。表 1给出了8月13日20:00的探空层结参数。其中对流有效位能CAPE为2 018.81 J·kg-1, CAPE表征对流潜能的大小。云厚度是衡量对流强弱的一个重要因子, 本次雷暴过程的云厚为7.25 km, 而厚度小于3 km左右的积状云中很少发生闪电。-20 ℃层和0 ℃层所在的高度之差也可以表征对流的强弱, 两者高度越低, 差值越小, 对流和起电活动越强。此次过程-20 ℃层和0 ℃层所在的高度之差为2.78 km。每年夏半年, 印度洋西南季风控制的湿润气流会给高原带来大量的降水, 因此总体平均湿度较大, 这也是形成高原对流性天气的一个重要因素(周晓霞等, 2008)。由此可见, 相较我国其他地区而言, 高原地区具有其特殊的层结特征, 即地表气温气压均较低, 发生对流天气时尽管湿度和CAPE值较大, 但远不及南方地区。一般云底高度会随着地表相对湿度的降低和地面气温升高而升高, 高原地面湿度大且地表气温低, 导致发生在高原的雷暴云云底高度较低。而云底高度较低也是高原雷暴的特殊性之一。

图 2 2003年8月13日20:00那曲地区T-lnp 绿色实线:露点层结曲线, 黑色实线:状态曲线, 红色实线:层结曲线 Figure 2 The T-Inp of Naqu on 13 August 2003.Green solid line is dew point stratification curve, black solid line is state curve, red solid line is temperature stratification curve
表 1 那曲地区雷暴日层结参数 Table 1 The parameters of atmospheric stratification of thunderstorm days in Naqu

采用的三维雷暴云动力-电耦合数值模式是在言穆弘等(1996a, 1996b)建立的国内第一个二维轴对称积云起电模式的起电参数化方案的基础上发展起来的。之后, 孙安平等(2002a, 2002b), 郭凤霞等(2003, 2007, 2010)梁梦雪等(2016)在三维冰雹云模式(孔凡铀等, 1990, 1991)的基础上, 加入了详细的起电和放电参数化方案。其中感应起电机制采用的是Ziegler et al(1991)研究中的参数化方案, 同时本文还加入Mansell et al(2005)假设, 即由于冰-冰粒子之间传导率低且接触时间短, 碰撞对于感应电荷转移无效, 因此只考虑了霰粒子和云滴的感应碰撞。非感应起电机制是根据Saunders et al(1991)的实验结果得到的参数化方案(简称S91方案)。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(2015a)在闪电通道上的感应电荷重新分配的过程中改进后的方案。本次模拟中, 模式的模拟区域为36 km×36 km×18.5 km, 水平和垂直方向上的网格距分别为1 km和0。对流云采用热泡扰动方式启动。其中心区域水平方向的扰动半径为8 km×8 km, 垂直方向的扰动厚度为2 km。模式的大、小时步分别为10 s和1 s, 模拟总时间为120 min。扰动位温为1.2 ℃。

3 模拟结果及分析 3.1 对流强度和降水特征

图 34可知, 闪电和降水出现时上升和下沉的速度都达到一个较大的值, 说明此时云内对流较为强烈。整个模拟过程中共发生闪电447次, 云闪383次, 地闪64次, 其中正地闪57次, 地闪率为14%, 首次放电出现在第43 min时, 总闪数整体平稳, 云闪较地闪先出现, 但地闪数起伏变化较大, 与图 1中的实际观测结果较一致。郭凤霞等(2015b)对普通单体模拟发现, 液态降水较强, 而固态降水较弱。而从图 4中可知, 整个过程中, 固态降水强度高于液态降水, 正地闪频发时段正是固态降水最强时期。由此可以看出, 固态降水偏多是高原雷暴过程的独特之处, 这是高原海拔较高导致地表温度较低造成的。MacGorman et al(1994)Carey et al(2005)Lang et al(2002)指出, 正地闪与强降雹总是同时出现, 说明了固态降水对闪电极性的影响。这也正说明本次过程中正地闪频发与固态降水有着密不可分的关系。

图 3 模拟的2003年8月13日那曲地区雷暴上升速度和下沉速度(各高度上的水平最大值)等值线图(单位: m·s-1) 灰色短实线是等温线所在位置 Figure 3 Time-height sections of updraft speeds and downdraft speeds in simulated storm. Unit: m·s-1. The gray solid lines indicate isotherms
图 4 模拟的2003年8月13日那曲地区雷暴闪电频次和上升、下沉速度及降水强度随时间的演变 Figure 4 The time series of simulated lightning、updraft and downdraft speeds and precipitation intensity of Naqu on 13 August 2003
3.2 电荷结构

从各高度上的电荷密度(各高度上的水平最大值)随时间的分布(图 5)中可以看出, 整个模拟过程中电荷结构主要为三极性结构, 在消散阶段电荷结构由三极性转变为偶极性结构。雷暴云发展的初始阶段(30~45 min)就出现了三极性结构, 整体上, 电荷密度较小, 其中4~7 km存在一个主负电荷区(-10~0 ℃); 2~3.5 km存在LPCC(-30~-10 ℃); 主正电荷区位于7~9 km高度(-40~-30 ℃)。初始阶段雷暴云电荷结构中底部次正电荷区较强, 所在高度较低; 主负电荷区较弱且范围较小。从图 4可以看出, 在雷暴云发展的初始阶段上升速度迅速增大, 而在此段时间内, 随着雷暴云的发展, 各电荷区均不断向上抬升。在随后较短时间内, 主负电荷区的高度稳定在6~7 km, 主正电荷区高度保持不变, 但电荷密度逐渐增加, LPCC范围增大, 从3 km高度一直延伸至6 km, 电荷密度较主正电荷区弱。后期(95~115 min)电荷结构由三极性转变为偶极性结构, LPCC消失, 但上部正、负电荷区依然深厚, 直至逐渐消失。此时风速与降水也逐渐减弱, 闪电发生较少。此可以看出, 高原雷暴电荷结构总体呈现上部主电荷区深厚, 下部次正电荷区弱的三极性结构特征, 且由于高原高海拔的特点, 各电荷区所在的区域温度比其他地区低, 相对高度也较低。

图 5 各高度上的电荷密度(各高度上的水平最大值)随时间的分布(单位: nC·m-3) 紫色虚线为等温线; 蓝色实线为云廓线 Figure 5 Time-height contour plots of maximum charge per level. Unit: nC·m-3.Purple dotted lines indicate isotherms.Blue solid lines indicate the evolution of the cloud profile with time

通过图 1地面电场的可以看出, 地面电场以正极性为主, 特别是雷暴当顶时, 正电场稳定且持续时间较长, 闪电引起的负变化较大, 这与本文模拟的电荷结构中底部有持续时间较长范围较大的正电荷区的结果一致, 而后期地面电场转变为负极性, 可能由于雷暴云距测站较远, 地面电场转由上部电荷区控制造成极性改变(赵阳等, 2004), 也可能是由于文中得到的模拟结果所显示的后期LPCC消失, 电荷结构转变为偶极性而由中部负电荷区控制地面电场造成的。

新墨西哥马格达莱纳山脉(海拔3 287 km)多发生以雷暴单体为主的山地雷暴, 其对流特征与高原雷暴类似, 生命期较短, 一般为60~90 min, 雷达回波顶高大多数不超过10 km, 且常发生粒子尺度较小的降雹, 上升气流一般不超过20 m·s-1(Raymond et al, 1991; Ziegler et al, 1991)。Stolzenburg et al(1998a)通过对发生新墨西哥马格达莱纳山脉的山地雷暴中成熟期的电场探空观测, 发现其上升气流区电荷结构为一个典型的三极性电荷结构加一个额外的顶部负屏蔽电荷层构成, 随着上升气流增强, 各电荷区的高度有所抬升。其中次正电荷区主要存在于5 km左右(-10~0 ℃), 主负电荷区主要存在于6~8 km高度(-20~-10 ℃), 尽管在一些较强的对流过程中8~10 km会出现一些电荷密度极小的电荷区, 但电荷密度更大的主正电荷区存在于最高层, 高度为10~12 km(-20 ℃以上)。模拟结果中电荷区的高度与Stolzenburg et al(1998a)的观测结果较为一致。

3.3 水凝物粒子分布与电荷结构的关系

水凝物粒子是电荷的载体, 与电荷结构关系密切。由粒子比含水量(各高度上的水平最大值)随时间的分布(图 6)可见, 云滴分布范围较广, 从1 km一直延伸至8 km高度。冰晶主要分布在-40 ℃等温线附近, 比含水量中心约在8 km高度。霰粒子总体范围较大, 可从近地面一直延伸到-40 ℃以上的高层。雪粒子是冰晶的聚合体, 因此比含水量分布总体与冰晶类似, 但所在高度较低, 在4~8 km(-40~-20 ℃)之间。雨滴主要分布在0 ℃线以下, 高度在0~3 km处, 量级较霰等固态粒子更小。霰粒子的比含水量中心主要集中70~100 min, 高度在约8 km。雹粒子比含水量范围较大而量级却很小, 说明模拟过程中形成的雹粒子较少, 主要可能是由于高原地区形成的对流较为浅薄不易形成大粒子; 其次本次模拟所取扰动温度较低, 对流不够强烈, 因此形成的雹粒子极少。Takahashi et al(1984)认为冰相水成物的分布是影响电结构分布的最直接原因。由图 7可见, 不同时刻中冰相粒子分布的范围随对流的逐渐剧烈不断增大, 最终在消散期减弱, 粒子的数浓度重合区域较比含水量更大。三个时刻中冰晶主要分布在-20 ℃层以上的高度, 雪粒子主要分布在-20 ℃等温线附近, 霰粒子分布范围比较广, 可从近地面一直延伸到-40 ℃层以上, 同时在后期可以明显看到下沉气流区中霰的下落。

图 6 各高度上粒子比含水量(各高度上的水平最大值)随时间的分布(单位: g·kg-1) 灰色短实线为等温线(单位: ℃) Figure 6 Time-height contour plots of maximum particle mixing ratio per level. Unit: g·kg-1. Thin gray solid lines indicate isotherms (unit: ℃)
图 7 不同时刻冰晶、雪、霰粒子比含水量(左, 单位: g·kg-1)和数浓度(右, 单位: ×10i·m-3)剖面分布 灰色区域代表冰晶, 蓝色区域代表霰, 棕色区域代表雪, 矢量为风场 Figure 7 Vertical cross sections of mixing ratio (left, unit: g·kg-1) and particle number concentration (right, unit: ×10i·m-3) for ice crystal (gray area), snowflake (brown arae) and graupel (blue area). The vector is wind field

因此, 高原雷暴具有其特殊的微物理特征, 雷暴云云底和云顶均较低, 暖云区厚度较小, 固态小粒子(冰晶、雪)高度较低, 固态大粒子(霰、雹)范围较大并接地, 这也使固态降水明显多于液态, 而这样的特征直接对电荷结构产生影响。张廷龙等(2007)指出, 暖云区厚度较小、上升气流强的高原雷暴中只有小部分云水在快速增长的过程中长大为雨滴, 大部分云水仍然停留在暖云区内。在雷暴发展的初始阶段, 云水随着上升气流被携带到混合相区域(-40~0 ℃), 使得该域内过冷水含量增大, 而高原地区由于海拔较高, 整体环境温度很低, 等温线相较于其他地区所在高度更低, 对流层顶更低, 暖云区厚度较低且薄弱, 这使得高原雷暴中混合相区域内较其他地区而言云水含量更高, 这使得有效液水含量ELWC(Effective Liquid Water Content)也更高, 而ELWC是非感应起电过程中的重要参量, 这导致高原雷暴中起电过程更加剧烈。在环境温度较低的冬季雷暴与极地雷暴中也会出现类似情况。因此, 冰晶、雪这样的小粒子所在的高度更低而霰、雹这样的大粒子分布的区域高度与其他地区相同, 小粒子与大粒子重合的区域更大, 电荷结构底部也更容易形成范围较大的正极性电荷区。在雷暴后期(95 min以后), 结合图 4可知, 此时降水强度达到最大值, 说明底部大部分霰粒子下落, 起电逐渐消失, 因此LPCC也消失。相较而言, 平原地区海拔较低, 地面温度及相对湿度更高, 使得雷暴云范云底更高; 暖云区较厚, 混合相区域更高, 与起电相关的冰相粒子分布在较高高度, 这样的微物理特征的差异使高原地区与平原地区的电荷结构产生了差异。

3.4 起电率与电荷结构的关系

电荷起电率是在粒子碰撞起电过程中, 霰粒子每分钟携带的电荷密度, 而小粒子(如冰晶等)则与霰粒子携带极性相反的电荷(陆干沂, 2016)。根据Saunders et al(1991)的非感应起电参数化方案, 霰粒子在较高的温度、较高的ELWC条件下会携带正电。MacGorman et al(2005)通过模拟强雷暴发现, 在上升气流区中, 电荷产生以霰和冰晶之间的非感应起电为主导。从图 8中可以看出, 有效液态水均分布在上升气流区中, 同时在此区域发生较强的非感应起电。在ELWC较高的区域即大于非感应起电机制的有效液态水含量的阈值(在-10~0 ℃区域内, ELWC大于0.2 g·kg-1; 在-25~-10 ℃区域内, ELWC>-0.49-0.066 4T, T为温度)时非感应起电率为正, 使得霰粒子在-20~0 ℃区域内获得了正电荷, 结合图 7, 霰粒子下部的正起电区域围扩大, 起电增强, 上部的负起电区域高度明显抬升。从图 8中可以看出, 在第37 min时ELWC就已经达到较大值, 即大于0.2 g·kg-1, 且持续较长时间。在随后强上升气流的携带下, 云水随着上升气流被携带到混合相区域, 使起电不断增强。在第65 min时正、负起电率的范围均增大。

图 8 不同时刻有效液态水含量(紫色, 单位: g·kg-1)和电荷非感应起电率剖面分布(单位: pCm-3·s-1) 矢量为风场 Figure 8 Vertical cross sections of effective liquid water content (ELWC) (purple, unit: g·kg-1) and non-inductive charging rate (unit: pCm-3·s-1). The vector is wind field
3.5 不同水凝物粒子电荷密度与电荷结构的关系

水凝物粒子电荷密度直接影响到雷暴云内总电荷结构的构成。从图 9中可以看出, 在第37 min时, 冰晶、雪粒子呈现上正(-40~-20 ℃)下负(-20~0 ℃)的结构, 霰粒子所带电荷主要分布在上升气流区, 呈现上负(-40~-20 ℃)下正(-20~0 ℃)的结构, 但可以看出冰晶下部负电荷区明显小于霰粒子下部的正电荷区; 第65 min时, 冰晶、霰粒子带电情况位置分布与37 min时相似, 但上部电荷密度增大, 下部电荷密度减小, 雪粒子下部负电荷区消失。在第95 min时, 冰晶、雪基本只在-40~-20 ℃之间带正电荷, 霰粒子主要带负电荷, 电荷结构也由三极性转变为偶极性, LPCC消失。

图 9 不同时刻霰粒子(左)、冰晶(中)、雪粒子(右)电荷密度剖面分布(单位: nC·m-3) 矢量为风场 Figure 9 Vertical cross sections of net charge density for ice crystal (left), snowflake (middle) and graupel (right). Unit: nC·m-3. The vector is wind field

结合图 5可知, 前两个时刻, 雷暴内电荷呈三极性结构, 在此结构下, 通过非感应起电机制作用使冰晶荷正电形成了云上部的正电荷区。而不同的是, 在第37 min, 云内冰相粒子重合区域偏低, 因此霰粒子和冰晶下部电荷区电荷密度较强, 雪粒子下部存在负电荷区。此时温度、ELWC较低, 霰和雪粒子通过非感应起电机制作用荷负电, 形成了云中部的负电荷区, 其中雪荷负电的区域低(-20~-10 ℃), 霰粒子荷负电的区域高(-40~-20 ℃), 所以中部的负电荷区范围在-40~-10 ℃之间。在非感应起电机制作用下霰粒子与雪粒子荷正电形成了云下部的正电荷区。随后, 上升气流使小粒子抬升, 而霰由于其自身重力逐渐下落, 在第65 min, 霰粒子和冰晶下部电荷区电荷密度减弱, 雪粒子下部负电荷区消失。因此, 此时云中部的负电荷区仅由霰粒子通过非感应起电机制作用荷负电形成的, 而在非感应起电机制作用下霰粒子与雪粒子共同荷正电形成云下部的正电荷区。随着雷暴云的不断发展, 固态降水达到峰值。在第95 min时, 冰相粒子下部的电荷区均消失。此时云内正、负电荷区分别是由于云中的冰晶通过非感应起电机制作用荷正电、霰粒子通过非感应起电机制作用荷负电形成。

结合图 6图 7可知, 冰晶存在于8~11 km主要带正电, 形成上部正电荷区; 霰粒子从8 km一直延伸至地面, 其中6~8 km主要带负电, 形成中部负电荷区; 下部的霰粒子与分布在4~6 km的雪粒子共同构成了次正电荷区。这也与Stolzenburg et al(1998a)对新墨西哥山地雷暴的探空观测结果相一致, 说明冰相粒子的分布及其带电情况直接对电荷结构产生重要影响。

4 结论与讨论

利用三维雷暴云动力-电耦合数值模式, 通过模拟青藏高原强对流雷暴天气过程, 对高原地区雷暴云电荷结构进行了讨论, 主要得到以下结论:

(1) 高原雷暴具有特有的特征:其生命期较短, 地闪频发, 上升和下沉气流较小, 固态降水明显多于液态降水; 雷暴云云底和云顶均较低, 暖云区厚度小, 固态小粒子(冰晶、雪)所在高度较低, 固态大粒子(霰、雹)分布较广并接地。

(2) 高原雷暴云电荷结构主要为三极性结构, 在消散阶段转变为偶极性, 结构整体电荷密度较小, 主正电荷区与主负电荷区深厚, LPCC范围较大且持续时间长, 电荷密度较主正电荷区弱。

(3) 云中上部的正电荷区主要是在非感应起电机制作用下云中的冰晶荷正电形成; 雷暴云电荷结构为三极性结构时, 在较低温度、ELWC条件下, 霰和雪粒子通过非感应起电机制作用荷负电形成云中部的负电荷区, 霰粒子与雪粒子在非感应起电机制作用下共同荷正电形成云下部的正电荷区; 雷暴云电荷结构为偶极性时, 云内下部负电荷区是由霰粒子通过非感应起电机制作用荷负电形成。

(4) 高原雷暴暖云区厚度较小, 混合相区域内有效液态水含量较高, 而对流层顶较低, 因此冰晶、雪所在的高度更低, 与霰、雹这重合的区域更大, 因此云内LPCC范围较大, 且持续时间更长。

对于高原雷暴, 许多研究结果表明, 多数情况下雷暴云存在范围较大的LPCC, 而本文的模拟结果也证明了该结论。Qie et al(2002)对高原地区的地闪发生情况进行统计, 其中正地闪比例在15%~20%之间, 并随海拔升高正地闪比例也随之增加。Lweis et al(2013)也得出相同结论, 即正地闪发生比例随海拔升高而增加。文中模拟的雷暴过程的中, 模拟结果与实际观测中正地闪的数量均占地闪总数的89%。由此可以看出, 高原雷暴电荷结构底部存在较大范围的正极性结构, 同时正地闪频发。而实际上, 雷暴云下部的正电荷区并不利于正地闪的发生。因此, 进一步探究高原雷暴中正地闪频发的成因仍是重要的研究课题。此外, 通过本文的研究, 对高原雷暴的电荷结构虽然有了整体且系统的认识, 并通过云内水凝物粒子的特征对其成因进行了解释。但是, 本文只对一次雷暴过程进行了模拟分析, 由于雷暴云内部电荷结构的复杂性与高原雷暴的特殊性, 高原雷暴电荷结构的真实情况还有待进一步的模拟与观测。

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The Model Analysis of Lightning Charge Structure Characters and Attributions over Qinghai-Tibetan Plateau
GUO Fengxia , WANG Manfei , HUANG Zhaochu , LI Yang , MU Yijun , LIAN Chunhao , ZENG Fanhui     
Key Laboratory of Meteorological Disaster, Ministry of Education(KLME)/Joint International Research Laboratory of Climate and Environment Change(ILCEC)/Collaborative Innovation Center on Forecast and Evaluation of Meteorological Disasters(CIC-FEMD)/Key Laboratory for Aerosol-Cloud-Precipitation of China Meteorological Administration, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210044, Jiangsu, China
Abstract: To further recognize the particularity of thunderstorm over Qinghai-Tibetan Plateau (QTP), this paper has analyzed the primary attribution of charge distribution, and also predicted the microphysics and electrification occurring on 13 August 2003 in QTP, using a three-dimensional dynamics-electrification coupled model. The charging parameterization included both the graupel/hail-cloud/ice inductive charging mechanism and the graupel/hail-ice non-inductive charging mechanism. The charging processes between other large and small particles are small, so they were ignored in this study. The results indicated that the characteristics of thunderstorms in QTP are unique. The life period of the thouderstorm is short, and the positive cloud-to-ground flashes occur frequently. The updraft and downdraft are weaker, and solid precipitation is more than liquid precipitation. Cloud top of thunderstorms are low and warm cloud area is small. Meanwhile, the height of solid small particles (ice crystals, snow) is low. The solid large particles (gravel, hail) distributed widely and mainly grounded. The thunderstorms in QTP displays a vertical tripole charge structure, then transforms into dipole distribution during dissipate stage. total charge density shrinks, while the peaks of charge center is higher. The main positive charge center is located at 7~9 km (-40~-30℃), and the main negative charge center is located at 4~7 km (-10~0℃). The lower positive charge center is located at 2~3.5 km. And all the charge areas are uplifted with convection. The lower positive charge center occupies widely and it lasts a long time. The tripole distribution is referred to as non-inductive collisional separation between ice-phase microphysics. The main positive charge center is mainly formed by ice crystals, the main negative charge center and lower positive charge center are mainly formed by snow and graupel. The weakening of the non-inductive collisional charging mechanism between graupel and ice makes the lower positive charge center dissipate. The dipole one results from the precipitation of graupel particles. Because of the smaller warm cloud thickness, high effective liquid water content in mixed area, and lower the tropical tropopause, the overlap area of graupel and hail distribution is larger, so the lower positive charge is wide and last for a long time.
Key words: Qinghai-Tibetan Plateau    charge structure    precipitation