2. 海南省气象灾害防御技术中心, 海南海口 570203;
3. 青海省气象灾害防御技术中心, 西宁 810001
2. Meteorological Disaster Defense Technology Center of Hainan Province, Hainan Haikou 570203, China;
3. Meteorological Disaster Defense Technology Center of Qinghai Province, Xining 810001, China
雷暴云内电荷结构的研究一直是大气电学领域的一个重要方向,国内外学者利用多种探测手段,对雷暴云的电荷结构进行了大量的观测研究(Simpson and Scrase, 1937; Simpson and Robinson, 1941; Winn et al., 1981; Weber et al., 1983; Byrne et al., 1989; Williams, 1989; Marshall and Rust, 1991; Marshall et al., 1995),并取得了一系列重要进展.Stolzenburg等(1998a, 1998b, 1998c),Stolzenburg和Marshall(1998d)通过多次电场探空对不同尺度的雷暴云电荷结构做了深入的研究,其中包括中尺度对流系统、孤立雷暴及新墨西哥山地雷暴,结果表明这三种对流雷暴的电荷结构基本一致,即在雷暴上升气流区存在4个电荷区,最下部为正电荷区,往上依次改变极性,而在上升气流区外部至少有6个以上的电荷区存在,最下部也为正电荷区,这一模型得到学术界的广泛认同和接受.但受下垫面及环境要素的影响,不同地区的雷暴的电学特征也存在一定的差异,这种差异除了与雷暴的电荷结构有关外,也与云内电荷区的强度密切相关.
青藏高原平均海拔在4000 m以上,由于受大范围热、动力作用的影响,使得青藏高原及其毗邻地区的夏季雷暴及闪电活动表现出独特的一面.自20世纪80年代以来,中国学者对青藏高原及周边地区的雷暴及闪电活动进行了长期的观测和研究,并取得了一系列的研究进展和许多有意义的结果.研究发现,青藏高原及其毗邻地区的大部分雷暴除了尺度小、移动速度快、发生频繁外,大部分雷暴云下部存在范围和强度都较大的正电荷区,使得雷暴当顶时地面电场由下部正电荷区所控制,且云内闪电多发生于中部主负电荷区与下部正电荷区之间(刘欣生等,1987;王才伟等,1987;李荣和王才伟,2001;邵选民和刘欣生,1987;Liu et al., 1994;赵阳等,2004;Qie et al., 2005a, 2005b),另外,闪电频数也较低,这些特征都明显有别于低海拔地区的夏季雷暴.Qie等(2005a)对青藏高原那曲地区雷暴的分析指出,下部正电荷区的存在对雷暴的闪电活动有一定的影响,在雷暴成熟阶段,较强的下部正电荷区不利于负地闪的发生,而在雷暴后期,减弱后的下部正电荷区更有利于诱发负地闪.另外,青藏高原地区具有较强下部正电荷区的雷暴,其闪电活动也存在显著的差异,即大部分雷暴发生的地闪主要为负地闪,部分雷暴无地闪发生,还有一些发生的地闪主要以正地闪为主(Qie et al., 2009).利用闪电多站同步观测资料对闪电发生位置及中和电荷量的反演结果显示,内陆高原雷暴云内参与放电的电荷区呈三极性结构特征(郄秀书等,1998; Cui et al., 2009; Zhang et al., 2009; Zhao et al., 2009),Li等(2013)利用三维闪电定位系统对青海地区一次雷暴过程的研究发现,在雷暴进入消散阶段之前,云内主要电荷区为主负电荷区与下部的正电荷区,进入消散阶段后,由于不同对流单体之间的合并,云内共有四个电荷区存在,最下部为负电荷区.Zhao等(2009)利用电晕探针探空仪对平凉地区一次雷暴过程成熟期的穿云观测进一步证实了雷暴云下部存在强度较大的正电荷区,且云内及其下边界存在4个垂直排列、极性交错的电荷区.Zhang等(2015)利用电场探空观测了平凉一次雷暴过程,发现其进入消散阶段后,云内电荷结构呈三极性,且随着雷暴的发展,下部正电荷区最早消散.
受探测手段的限制以及开展探空观测较少的原因,目前,内陆高原地区雷暴云内电荷结构的研究主要依赖于地面闪电电场的多站同步观测,通过反演闪电放电的空间位置,实现对雷暴在闪电活动期间参与放电电荷区的认识.由闪电反演得到的电荷结构为雷暴云内的主要电荷区,而对于那些强度较弱、不参与放电的电荷区以及屏蔽电荷区则无法获知,从而制约了对该研究区域雷暴云电荷结构的深入认识.本文利用2016年夏季在青海大通地区一次雷暴过程的云内电场探空资料,详细地分析了该雷暴云内的电荷结构,这对进一步了解青藏高原及毗邻地区雷暴的电荷结构具有重要的科学意义.
1 设备及观测2016年夏季,项目组在青海省大通县西北岔村(37.1184°N, 101.4493°E, 海拔3087 m)开展了雷暴云内强电场的探空穿云观测.探空穿云观测采用自行研制的雷暴云内电场探空系统.为了准确获知雷暴的发展情况以及雷暴地闪活动的时空分布特征,探讨雷暴的电荷结构与地闪活动之间的关系,本文利用青海省气象局C波段业务探测雷达资料和青海省地闪定位网同步观测资料对电场探空雷暴个例进行了回波及地闪活动的详细分析.
青海省气象局C波段业务探测雷达(36.6056°N, 101.7703°E, 海拔2445 m)主要用于监测对流性天气过程,探空点位于雷达东南方向约63 km处.青海省地闪定位网可对探测范围内的地闪回击进行实时监测,该定位网由33个子站组成,如图 1所示.该系统为中国科学院空间中心研制的ADTD型地闪定位仪,由中国气象局统一装备.每个子站系统共有四个天线组成,包括GPS天线、平板电场天线、南北向和东西向磁场环状天线.每个单站都将测到的闪电发生时间、方位、电场和磁场信号实时传输给中心站,进行实时定位处理.定位系统经过优化处理后提供每个闪电发生的时间、位置、强度、极性等.ADTD获取的地闪定位资料被广泛用于业务和科研工作(冯桂力等, 2002, 2008;Zhang et al., 2017).
探空系统分为两部分:云内探空仪部分和地面跟踪和数据接收部分,如图 2所示.探空仪部分的封装尺寸为30 cm×20 cm×12 cm,重量约1.5 kg.探针传感器的模拟信号经A/D后由单片机发送至网络端口;温湿度传感器、GPS模块和摄像头的输出的数字信号直接发送到网端,各路信号由功率为1.5 W、工作频段为2.4 G的路由器向地面发送.地面接收部分主要由高增益自动跟踪天线和数据接收平台构成.根据探空仪回传的GPS位置信息,控制软件自动调整接收天线的俯仰参数,保证高增益天线对探空仪的实时跟踪,实现数据的传输和存储.其中,图像信号以25 f/s的速率单独采集,其他数据的采样率均为1 Hz.在野外实际观测中,由于系统故障,没有获取到云内水成物粒子的图像信息.
强电场探空仪根据电晕放电的原理设计制作而成,电晕电流测量范围为±16 μA.赵中阔等(2008)通过室内实验和野外观测得到电场与电晕电流的拟合关系如公式(1)所示.其中,电晕电流I的单位为μA,大气电场E、放电阈值电场E0的单位为kV·m-1.在考虑气压的情况下,电场与电晕电流的关系可表述为式(2),其中P0为地面气压,P为探空所在高度的气压,由GPS高度信息和大气压高公式计算得到.严格的讲,用尖端导线作传感器的电场探空仪,电场测量值仅是电场总矢量在导线方向的分量.若忽略水平电场的贡献,那么反演得到的电场只为垂直电场Ez,由此可利用一维高斯近似计算探空路径上的电荷密度ρ(单位:nC·m-3),如式(3),其中,ε为空气的介电常数(8.86×10-12 F·m-1),这里定义向下的电晕电流为正,产生正电晕电流时的空中电场也定义为正.更为详细的介绍请参见文献(赵中阔等,2008;Zhao et al., 2009).
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2016年8月22日凌晨05:00(北京时),在雷达站以西80 km外有大范围的层云降水区存在,该雷暴在降水区边缘发展起来.在06:00,有明显的小范围强回波区,强度达到40 dBZ;06:30时,强回波区的水平范围进一步增大,但并无显著的移动趋势.07:00时,层云降水区基本消失,该雷暴成孤立状态,并向北缓慢移动,雷暴云尺度得到进一步扩展,但强回波中心强度仍维持在40dB;08:00时,雷暴强回波中心强度增强到45 dBZ,强回波面积也进一步增大,雷暴进入成熟阶段且整体往东北方向移动,逐渐靠近探空位置;08:50时,雷暴强回波区域的面积达到最大,云体边缘到达探空点.09:00时,雷暴云到达探空位置上空,雷暴整体呈孤立的单体,09:12时,雷暴强回波中心覆盖探空点并继续向东北方向移动,强度有所减弱;09:15左右移出探空位置上空,强回波中心面积也开始减小;10:11时,强回波中心消失,以层云的形式继续向东北移动,最终于12:00后彻底消散.从回波特征来看,该雷暴强回波中心强度及面积都较小,但在整个生命史中,只有一个对流单体,这有利于对电荷结构的观测研究.图 3a-3c分别给出了初始阶段、成熟阶段和消散阶段的回波特征.
利用青海省地闪定位网资料,对该雷暴过程地闪回击频数进行了统计,结果显示,该雷暴的地闪回击频数随时间的演变特征具有明显的间歇性,如图 4所示.在07:24之前,回击频数有一个小活跃期且回击都为负极性,该阶段对应雷暴的发展阶段,在07:24~07:39期间没有地闪回击;07:50~09:09对应雷暴的成熟期,负地闪回击最为频繁,但于08:34也有一个短暂的间歇期,另外,正极性回击都发生于此阶段;09:04~09:14又出现一次间歇,虽然也有负极性回击发生,但相对要少得多.09:14~09:54时段对应雷暴的成熟阶段后期和消散阶段,在此期间也有一个负极性回击的活跃期,之后再无地闪发生.为了对地闪个数进行统计,这里将发生在1 s内、回击点位置在5 km范围内的回击确认为同一个地闪.结果表明负地闪频数与回击频数的演变趋势基本一致.其中,最大负地闪频数为14 fl/5 min,平均值为5.25 fl/5 min.地闪回击的位置在空间上表现为跳跃式分布,如图 5a中Ⅰ、Ⅱ、Ⅲ区所示,地闪回击主要集中于三个区域,且15次正回击全部发生于Ⅱ区,这15次回击对应15个正地闪.图 5b-5d分别给出了06:30、08:23和09:23时雷达回波与地闪回击的叠加,可见回击主要集中发生于强回波区.
分析认为,地闪回击的这种时空分布特征与探测网络的探测效率和定位误差关系不大.首先,从探测网络子站的分布情况来看,在雷暴系统途径区域内的子站分布较为均匀,出现阶段性探测效率降低的可能性不大;其次,从回击定位的子站数目来看,86%的回击都为三站以上的定位结果,阶段性出现回击定位误差偏大的可能性也较小.因此,本文推断地闪回击这种间歇式的演变与雷暴的发展有关,很有可能是雷暴云内电荷区的改变或调整引起的.
2.3 电场探空及电荷结构本次探空时段为09:07:41~09:28:57,整个探空过程时长约21 min,在09:24:20~09:28:10时段的探空数据中断,随后测到的电场值归为零值.图 6a-6b分别给出了探空时段内的雷达回波的反射率以及垂直探空路径与回波剖面的叠加.探空气球释放5 min后,雷暴云的强回波区边缘覆盖探空点,强回波中心强度为45 dBZ.从探空路径与回波剖面的叠加图 6b来看,这次探空并未进入雷暴最强中心,处于对流区外围.根据探空气球GPS返回的位置信息来看,探空仪在东-西方向的移动距离小于1 km,而整体向北飘移了约6 km,最后在雷暴的右侧边界上穿出.结合雷达回波的演变,可以确定,这次探空开始于雷暴成熟阶段后期,结束于雷暴消散阶段.
图 7给出了探空气球的上升速度、电晕电流、反演电场以及电荷区随高度的变化.可以看出,气球上升速度基本保持在2~3 m·s-1,无明显加速和减速的特征,这表明雷暴云内气流较弱且比较稳定.从电场廓线来看,最强负极性电场在海拔6.01~6.29 km的范围内达到饱和,电场强度为-47.5 kV·m-1.而最强正电场46 kV·m-1出现在海拔5.68 km处.由电场反演得到的电荷区分布来看,在距离地面600 m的高度处有一对厚度约为500 m的上正下负的电荷区.根据实验现场记录判断,探空气球入云高度处于距离地面700多米的高度范围内,因此这一对处于云外部的电荷区应该为近地面的电晕离子形成.在云内的垂直方向上,共探测到三个电荷区,其中,最下部为负电荷区,其上部为正电荷区,往上还有一个负电荷区.虽然在海拔6.65~7.46 km高度范围的探空数据出现中断,但7.46 km以上区域的电场值为零,而6.65 km处测到的电场为正极性,这表明正极性电场必然在数据中断的区域内(6.65~7.46 km)回归到零值,那么在此区域内必然存在一个正电荷区,只是由于数据缺失的缘故,无法准确判断该正电荷区的强度以及垂直范围.由此可知,探空气球共穿过四个电荷区,最下部为负电荷区,往上依次改变极性.
对各电荷区的位置及电荷密度的分析发现,最下部负电荷区所处的海拔高度在5.50~5.70 km(3.4~2.3 ℃)之间,电荷密度为-1.81 nC·m-3.处于5.70~6.60 km范围内的正、负电荷区由于电场值在6.01~6.29 km的范围内达到饱和,无法准确获知这一对电荷区的范围.若假设这一对电荷区内的电荷密度近似均匀,那么意味着电场廓线的斜率变化基本保持不变,那么就可以大致推算出这一对电荷区的所处区域.从实际观测到的电场廓线来看,这一对电荷区内的电场廓线的斜率变化都不大,且基本呈线性单调递增、减.由此可大致推算得到正、负电荷区的过渡位置在海拔6.24 km处,那么正电荷区所处的范围在海拔5.68~6.24 km(2.3~-0.4 ℃)之间,电荷密度为2.47 nC·m-3,而负电荷区对应的区域为6.24~6.66 km(-0.4~-1.7 ℃),电荷密度为-1.76 nC·m-3.对于最上部的正电荷区,虽然无法准确给出该电荷区的厚度以及电荷密度.但正极性电场必然在数据中断区域(6.65~ 7.46 km)回归到零值,因此,根据一维高斯公式(3)可知,该正电荷区的电荷密度至少大于0.17 nC·m-3,电荷区对应的厚度也为最大.假设云内各电荷区水平分布近似均匀,那么通过计算各电荷区电荷密度(ρ,单位:nC·m-3)与厚度(Δz,单位:m)的乘积(ρΔz)可以对比各电荷区的强度,由于上部正电荷区的电荷密度以及厚度不确定,那么可以用ρΔz/ε替代ρΔz进行比较.由公式(3)可知,ρΔz/ε即为各电荷区的ΔE.云内自下而上四个电荷区对应的ΔE分别为46.1、-171.3、159.2、-34.8 kV·m-1,这表明下部正电荷区的强度略强于中部负电荷区,相对而言,下部负电荷区与上部正电荷区相比要弱得多.
2.4 不同的探空路径对探空结果的影响由图 6可知,本次探空气球并未进入雷暴强回波中心,而是位于雷暴右侧30 dBZ的边缘区域,那么获取到的电场廓线是否能够较好的反映雷暴云内的电荷结构有待进一步的验证.为此,本文建立了一个离散的格点化圆柱体模型,用于计算不同格点处的垂直电场,其中圆柱体模型直径为r,高度为H,H和格点体积可根据模拟需求自行调整,如图 8所示.
模型假定云内各电荷区内的电荷水平均匀分布,在此基础上,根据电荷密度就可以通过静电学原理计算空中垂直电场.该算法考虑了地表平面的镜像电荷贡献.当格点化的小电荷单元的体积为ΔV,其所在的空间坐标和体电荷密度分别为(xi, yj, zk)和ρz,ρz只是高度的函数,那么空间某一点Q(x0, y0, z0)的垂直电场(Ez)可以表述为:
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其中,R1=(xi-x0)2+(yj-y0)2+(zk-z0)2,R2只是将R1中的(zk-z0)2项替换为(zk+z0)2,ε为空气的介电常数(8.86×10-12 F·m-1).这里以本文探空得到的电荷密度的高度分布作为模型的输入,计算在不同路径下,垂直电场廓线的差异.由于上部正电荷区的上边界无法获知,这里设定在海拔7.5 km处.如图 9所示,当探空路径(P1)完全处于雷暴边缘时,测量到的垂直电场与真实值存在较大的出入,而其他路径上测量到的垂直电场与真实值基本无差异.由此可见,若各电荷区内的电荷密度在水平方向上均匀分布,探空路径不处于雷暴的水平边缘区域,都能够较好的得到云内的电荷结构及其强度.
Qie等(2009)研究发现,中国内陆高原地区雷暴可以分为两类,第一类雷暴在当顶阶段地面电场主要由雷暴云内的负电荷区控制,此类雷暴与低海拔地区具有常规电结构的夏季雷暴特征基本一致;第二类雷暴在当顶阶段时,地面电场主要由云内正电荷控制,表明雷暴云下部存在范围较大的正电荷区,该类雷暴被称之为特殊型雷暴,并统计给出青海地区60%的雷暴为特殊型雷暴.由本次雷暴过程的回波及地面电场演变图 10a可知,该雷暴在当顶阶段时,地面电场先由正电场(08:50~08:55)转为负极性(08:55~09:04),然后于09:04时转为正极性并保持了8 min,最后于09:12时又转为负极性.单从演变趋势来看,该雷暴与特殊型雷暴的地面电场特征基本一致,通过对比雷达回波发现,在雷暴当顶阶段,地面电场呈正极性时(09:04~09:12),探空点位于强回波区边缘反射率为30 dBZ的区域;其前后负极性电场最强时,探空点上空对应的回波强度在15~20 dBZ.这表明雷暴当顶阶段地面电场极性与当顶的雷暴云回波强度存在一定的联系,即当顶的雷暴云回波强度大时,地面电场呈现正极性,雷暴云下部对应为正电荷区.换言之,云内电荷区的电荷密度的分布与回波强度有一定的关系.
利用圆柱模型对地面电场进行理论分析,圆柱体直径选为10 km,云内电荷密度为探空结果,即自下往上四个电荷区密度分别为:-1.81 nC·m-3(5.5~5.7 km)、2.47 nC·m-3(5.7~6.1 km)、-1.76 nC·m-3(6.1~6.7 km)和0.94 nC·m-3(6.7~7.0 km;由于数据缺失,这里假定正电荷区的上边界在海拔7 km处),计算了四极性电荷结构下的地面电场.另外,由于下部负极性电荷区位于暖云内,可能并非是暖云内的起电形成.因此,在去除该负电荷区后,也计算了三极性电荷结构下的地面电场.为了模拟更为合理,假定模型中心对应雷暴的强回波区,因此对应的电荷密度最大,边界处的回波最弱,电荷密度设定为零,中间区域的电荷密度由中心向外呈线性减小.图 10b给出了三极性和四极性电荷配置下雷暴不同距离处的地面电场,计算结果与雷暴在当顶阶段的实测地面电场的变化特征有一定的相似性.不同的是,实际雷暴在靠近和远离探空点的过程中地面电场呈现正极性和负极性变化,而模拟结果在距离模型中心5.3 km以外都为负极性电场变化,即便考虑晴天电场,也无法与实际正电场的幅度有可比性.出现这种情况有两种可能,首先,这种固定的电荷区配置并不适用于雷暴的整个发展过程;其次,云内各电荷区的中心位置也不完全一致.
2.6 正地闪成因分析该雷暴共产生15个具有单次回击的正地闪,第一个正地闪是雷暴进入成熟阶段后发生的(08:04:37),在此之前的地闪都为负极性,这意味着云内电荷区发生了调整,使得云内的电场环境有利于正地闪的发生,这种调整有可能是电荷区的增强、减弱或位置的移动,也有可能是新电荷区的产生.目前,关于正地闪的成因主要有三种理论.第一种是假设雷暴电荷结构为偶极或三极性结构时,中高层的强水平风使得上部正电荷区发生水平横移,避开了下部负电荷区的屏蔽,直接裸露于地面上方,从而为正地闪的发生提供条件(Brook et al., 1982; Curran and Rust, 1992);第二种同样基于偶极或三极性结构的前提下,认为由于降水粒子的产生,中部主负电荷区的电荷大部分也被移除,上部主正电荷区的屏蔽电荷层消失,从而能产生更多的正地闪(Carey and Rutledge, 1998).第三种是典型的三极性电荷结构中的下部小正电荷区被增强,从而变成了大规模的正电荷区(Williams, 2001).Li等(2013)在对青海地区一次雷暴过程的闪电辐射源定位的分析中指出,在雷暴进入消散阶段之前,云内主要参与放电的电荷区呈上负、下正的电荷结构,且下部正电荷区强度较大.这种情况满足第三种理论,但Li等(2013)在此期间只观测到1个正地闪.Qie等(2005a)也在青藏高原地区雷暴的观测中发现,当云下部正电荷区强度增大时,并没有正地闪发生,分析认为下部正电荷区不易发生正地闪的原因可能是由于主负电荷区与下部正电荷区之间强大的电场,使得云闪极易在这两个电荷区,而正地闪相对较难发生.
最后一个正地闪发生于雷暴成熟阶段后期(09:10:56),而09:07:41~09:28:57期间的探空结果表明云内共有四个电荷区存在.正地闪的电荷源只能是位于上部与下部的正电荷区.上部正电荷区是四个电荷区中强度最弱的,同时还受到下部强大负电荷区的屏蔽作用,很难对地发生放电,因此,作为正地闪电荷源的可能性不大.Li等(2013)研究发现,在雷暴消散阶段,云内共有四个电荷区存在,最下部为负电荷区,云内放电主要发生于下部正电荷区与其下部的负极性电荷区,另外,雷暴成熟阶段中后期和消散期共观测到8次正地闪,而整个过程也只观测到9次.本文对雷暴云成熟阶段后期与消散阶段前期电荷结构的探空结果与Li等(2013)的反演结果一致,且15次正地闪都发生于雷暴成熟阶段.Mansell等(2002, 2005)结合观测和模拟发现,负地闪是在负电荷区下部的正电荷区发展起来以后才发生的,同样的,在正电荷区下部有负电荷存在的情况下,正地闪才会发生.Qie等(2009)对西藏那曲一次特殊型雷暴过程的地闪进行统计发现,该雷暴共产生49个正地闪,最大正地闪频数达到3个/min.这些正地闪的产生很有可能也与最下部负极性电荷区的出现有关.因此,推断本次探空观测结果中暖云区内出现的负电荷区是下部正电荷区对地放电的诱因,观测到的正地闪的电荷源应为下部正电荷区.
3 结论与讨论本文利用地闪定位资料对青海地区一次雷暴过程的地闪活动进行了时空分布特征的分析,在雷暴成熟阶段后期进行了云内的电场探空观测,对其电荷结构进行了详细的分析和探讨.
该雷暴过程的地闪活动具有明显的间歇性,这种时间上的间歇性在空间上表现为不连续.初步分析认为,可能有两个方面的原因.第一,雷暴云内的电荷区在不断发生着改变,地闪回击频数的间歇性很可能是云内电荷区调整引起的,这种调整包括电荷区的增强或减弱,还有就是新电荷区的出现;第二,青海地区大部分雷暴过程通常发生于午后,大气对流能量释放快,电荷区发生调整时的过程较短,地闪在时间上的间歇性和空间上的不连续性很难在时空分布上表现出来.该雷暴过程发生于早上,大气对流能量较弱(根据当地气象局的常规气象探空资料分析,大气对流有效位能只有49.25 kJ·kg-1)且释放缓慢,持续时间将近有200多分钟,电荷区发生调整的时间窗口被放大,地闪频数的间歇性得以体现.
探空开始于雷暴成熟阶段后期,结束于雷暴消散阶段.从电荷区分布来看,除了暖云区内的负电荷区外,上部的三个电荷区符合三极性电荷结构模型,且下部正电荷区的强度最大,这些特征基本符合高原地区雷暴云电荷的研究结果.且模拟结果表明探空路径不处于雷暴的水平边缘区域,都能够较好的得到云内的电荷区分布,本次探空数据的反演结果能够较好的代表真实雷暴云电荷区结构.该雷暴系统地面电场的演变特征与高原地区特殊型雷暴相似,但云内电荷区电荷密度的分布还与回波强度有一定的关系.
需要指出的是,暖云区出现的负电荷区,厚度只有200 m,但电荷密度却达到了-1.81 nC·m-3.Zhao等(2009)对平凉地区一次雷暴的电场探空观测发现,在离地2.9~3.1 km的暖云区内也存在一个负电荷区,厚度为200 m,电荷密度约-0.9 nC·m-3.并初步分析认为是下部正电荷区的屏蔽层.屏蔽电荷层理应存在于雷暴云的边界上,因为空间自由离子受强电场的吸引向雷暴云靠近时,大部分会被云边界上的水成物粒子捕获,而进入云体形成强度较大的电荷区的可能性不大.另外,Li等(2013)利用三维闪电定位系统对青海地区一次雷暴过程的研究发现,在雷暴进入消散阶段后,雷暴云下部暖云区内同样存在一个负电荷区且频繁的参与云内放电,电荷区中心离地高度为1.8 km.该负电荷区的出现必然有其内在机理,Marshall等(2009)对墨西哥山地雷暴的探空观测也发现了负极性电荷区的存在,但只是在整个电荷区下沉过程中的一个阶段,并分析认为随着下部电荷区的消散,雷暴上部又有新的电荷区形成,电荷区这种演变过程能够很好的解释雷暴后期地面电场出现的震荡,这种震荡称为EOSO(End of Storm Oscillation)现象.Zhang等(2015)在甘肃平凉地区也观测到雷暴进入消散阶段后电荷区出现下沉的现象,但下部正电荷区最早消散时,云内并未有新的电荷区形成.从本文的个例来看,下部正电荷区大部分也处于暖云区内,这表明电荷区已经出现了下沉,但是下部正电荷区的电荷密度很大,并未出现减弱.另外,若云内电荷区出现整层的下沉,表明雷暴已进入消散阶段且最早消散的应是下部的正电荷区,当主负电荷区下沉到暖云区时,由于云内气流的全面下沉,上部很难再产生强度较大的正、负电荷区.因此,该负极性电荷区的形成很有可能是处于雷暴云内的下沉气流区将局部主负电荷区的荷电粒子拖曳到暖云区内所致,同时雷暴成熟阶段观测到的15次正地闪的电荷源应为下部正电荷区,而本次探空观测结果中暖云区内出现的负电荷区极有可能是下部正电荷区对地放电的诱因.而在此之后,随着下沉气流的进一步加强,正如Marshall等(2009)和Zhang等(2015)观测到的情况,各电荷区依次下沉并最终消散,且很少再有闪电发生.
致谢 衷心感谢青海省气象局提供的雷达服务和资料支持,同时,感谢中国科学院西北生态环境资源研究院的李亚珺博士在野外观测实验给予的帮助及宝贵意见.
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