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广州地区雷暴过程云-地闪特征及其环境条件

蒙伟光 易燕明 杨兆礼 万齐林

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广州地区雷暴过程云-地闪特征及其环境条件

Thunderstorm Cloud-to-ground Lightning Characteristics in the Contiguous Guangzhou City and the Influences of Local Environmental Conditions

  • 摘要: 应用雷电定位系统和高空观测资料并结合雷达回波资料, 对广州地区雷暴过程云-地闪特征进行分析, 并就有、无云-地闪出现的两组不同对流天气过程的环境条件进行了比较研究。结果表明:广州地区的雷暴过程以负的云-地闪为主, 负云-地闪所占比例在90%以上。云-地闪发生频率与雷暴系统强度演变有直接联系, 对于同一系统来说, 随着系统回波强度的增强, 云-地闪发生的频率也增高。但不同系统中, 云-地闪发生频率有很大不同, 回波强(弱)的对流系统并不意味着云-地闪发生的频率就高(低)。有云-地闪记录的对流天气过程具有更大的垂直切变、更高的相对风暴螺旋度以及更多的对流抑制能量, 云-地闪现象更易于出现在更加有组织和更强的对流系统中。研究还发现广州及周边城市区域对雷暴系统回波强度及云-地闪现象可能有影响, 两个典型个例分析表明, 雷暴系统移经城市区域时回波强度减弱, 云-地闪发生频率减小, 雷暴移过城市区域后, 强度可重新加强, 云-地闪发生频率增大。
  • 图 1  云-地闪活动(各时次每10 min发生频数最大的云-地闪分布)及广州雷达回波特征(a)2005年3月22日10:00,(b)2005年3月22日11:00,(c)2005年3月22日12:00, (d)2004年6月20日19:00,(e)2004年6月20日20:00,(f)2004年6月20日21:00

    (图中阴影区为雷达回波大于25 dBz的回波区; “ +”为正云-地闪记录, “-”为负云-地闪记录)

    Fig.1  Cloud-to-ground(CG)lightning activity(the hourly maximum 10-min CG flash rate)and the associated echo intensity as depicted by Guangzhou radar(a)10:00 on March 22, 2005,(b)11:00 on March 22, 2005,(c)12:00 on March 22, 2005, (d)19:00 on June 20, 2004,(e)20:00 on June 20, 2004,(f)21:00 on June 20, 2004

    (shaded areas denote the echo intensity more than 25 dBz; a plus sign(+)and minus sign(-)indicate the position of a positive and negative CG flash)

    图 2  雷暴系统随时间演变的示意图(a)2005年3月22日10:00—13:00,(b)2004年6月20日19:00—22:00

    (图中阴影区为每间隔20 min强度大于35 dBz雷达回波区的移动情况, 灰度等级表示不同时间; 圆圈为对回波强度和云-地闪发生记录进行统计的范围)

    Fig.2  Sketch map for thunderstorm evolution (a)10:00—13:00 on March 22, 2005,(b)19:00—22:00 on June 20, 2004

    (Radar reflectivity(>35 dBz)echo are showed every 20 minutes with shaded areas; analysis rings to calculate the echo intensity and CG flash records are also showed)

    图 3  雷暴过程中每10 min平均的云-地闪发生频率及系统强度随时间的演变(a)2005年3月22日10:00—13:00,(b)2004年6月20日19:00—22:00

    Fig.3  Time series of the 10-min average CG lightning flash rate and system intensity for lightning thunderstorm cases (a)10:00—13:00 on March 22, 2005,(b)19:00—22:00 on June 20, 2004

    表 1  2003—2005年3—6月广州地区部分雷暴过程及其云-地闪特征

    Table 1.  Characteristics of cloud-to-ground(CG)lightning in several thunderstorms over Guangzhou areas from March to June during 2003—2005

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    表 2  有、无云-地闪记录对流过程环境条件对比

    Table 2.  Comparison of environmental properties for lightning storms and non-lightning storms

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    表 3  不同强度有云-地闪记录雷暴过程环境条件对比

    Table 3.  Comparison of environmental properties for severe and non-severe lightning storms

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出版历程
  • 收稿日期:  2007-04-23
  • 修回日期:  2008-03-27
  • 刊出日期:  2008-10-31

广州地区雷暴过程云-地闪特征及其环境条件

  • 中国气象局广州热带海洋气象研究所, 广州 510080

摘要: 应用雷电定位系统和高空观测资料并结合雷达回波资料, 对广州地区雷暴过程云-地闪特征进行分析, 并就有、无云-地闪出现的两组不同对流天气过程的环境条件进行了比较研究。结果表明:广州地区的雷暴过程以负的云-地闪为主, 负云-地闪所占比例在90%以上。云-地闪发生频率与雷暴系统强度演变有直接联系, 对于同一系统来说, 随着系统回波强度的增强, 云-地闪发生的频率也增高。但不同系统中, 云-地闪发生频率有很大不同, 回波强(弱)的对流系统并不意味着云-地闪发生的频率就高(低)。有云-地闪记录的对流天气过程具有更大的垂直切变、更高的相对风暴螺旋度以及更多的对流抑制能量, 云-地闪现象更易于出现在更加有组织和更强的对流系统中。研究还发现广州及周边城市区域对雷暴系统回波强度及云-地闪现象可能有影响, 两个典型个例分析表明, 雷暴系统移经城市区域时回波强度减弱, 云-地闪发生频率减小, 雷暴移过城市区域后, 强度可重新加强, 云-地闪发生频率增大。

English Abstract

    • 随着雷电观测资料的增多, 关于雷暴过程中云-地闪特征的研究已得到开展。国外现有的研究发现, 绝大多数强风暴过程所产生的雷电以负的云-地闪为主(负云-地闪可占到云-地闪总数75%以上); 但也发现有相当一部分强风暴过程可出现正云-地闪异常增多的现象(正云-地闪占到云-地闪总数25%以上)[1-3]。正云-地闪异常现象特别引起了学者们的关注, 研究指出这种正云-地闪异常随季节和地域的不同有很大变化, 如在某些季节和地区, 正云-地闪异常的强风暴可占到强风暴总数的30%以上, 而且随着风暴强度的增强, 正云-地闪异常出现频数也增多[4]。国内也开展了一些这方面研究工作[5], 对云-地闪与强对流天气之间的关系进行分析, 得到一些有意义的结果[6-9]。云-地闪与风暴活动存在的关系意味着应用目前可以获取的雷电观测资料来指导风暴和雷电灾害临近预报可成为一种有效途径。

      尽管如此, 在其成为一种可能的预报工具之前, 云-地闪与风暴强度之间关系的复杂性仍需要进行大量的研究。尤其是不同地域存在差别, 云-地闪与风暴之间的关系是不确定的, 局地中尺度环境条件不仅直接影响到风暴的结构、动力学过程, 还间接影响到风暴的微物理特征以及电学过程等。因此, 针对当地雷暴过程中云-地闪特征进行研究是非常必要的。本工作利用目前可以获取的雷电定位观测资料, 针对广州地区雷暴过程云-地闪的特征进行分析, 并就不同强对流天气过程的环境条件进行比较研究, 试图了解该地区雷电活动特征及其可能的影响因子, 这也是进一步开展雷暴、雷电临近预报方法研究的一个关键过程。

    • 研究所使用的雷电观测资料由广东省电力部门的雷电定位系统提供。目前该系统建有14个探测站, 布局合理, 基本覆盖了广东省全境, 并能全天候工作, 可及时地为用户提供实时的雷电观测资料。该资料包括广东地区云-地闪发生的时间、位置、极性、第1次回击的电流峰值以及后续回击次数等定位结果和各种相关参数[10]

      从广东省气候中心提供的由广州市观象台人工观测到的雷暴日记录出发, 并根据雷电定位系统提供的云-地闪观测记录, 将受对流系统影响时广州市附近约50 km范围内记录到超过50次云-地闪现象的雷暴日称为有云-地闪记录的雷暴过程, 而云-地闪记录不足50次的过程称为无明显云-地闪记录的一般对流天气过程。这是由于如果有云-地闪记录就记为1次有云-地闪记录雷暴过程, 则样本量将很大, 如从2001—2004年3—6月的统计数据看, 这样定义的有云-地闪记录的雷暴过程可达到307次, 与相应时段广州雷暴日的记录数不相符。但如按以上的方法进行划定, 定义的有云-地闪记录雷暴日为148 d, 与广州观象台记录到的雷暴日数135 d接近, 因此这样的定义还是较为合理的。根据这一定义, 研究选取了2003—2005年3—6月发生在广州附近地区的两组有、无云-地闪记录的对流天气过程作比较分析, 其中包括10个有云-地闪记录的雷暴过程和10个无云-地闪记录的一般对流天气过程。表 1中给出了10个有云-地闪雷暴过程的具体情况。

      ①“广州市雷电灾害监测与预警技术”课题鉴定材料.

      表 1  2003—2005年3—6月广州地区部分雷暴过程及其云-地闪特征

      Table 1.  Characteristics of cloud-to-ground(CG)lightning in several thunderstorms over Guangzhou areas from March to June during 2003—2005

      利用雷电定位系统提供的资料和常规统计方法, 对这些有云-地闪雷暴个例中云-地闪特征进行了分析, 并探讨了其中两个较典型雷暴个例的云-地闪分布和演变特征。除此之外, 应用诊断计算的方法, 对两组不同对流天气过程的环境条件进行了比较研究, 试图了解雷电活动可能的影响因子。由于广州无高空观测资料, 文章利用了位于广州北部约60多公里的清远站探空资料来描述广州地区雷暴发生的环境场条件, 各种物理量参数均是基于该站08:00(北京时, 下同)的探空资料求得。为较好地反映雷暴活动的环境条件, 总共计算了20个各种不同的物理量参数。

    • 表 1给出了广州地区有云-地闪记录雷暴过程云-地闪的一些统计特征。在对每个个例进行统计时, 均以广州为中心对150 km范围内、云-地闪发生最频繁的3 h记录进行计数。从所分析的10个有云-地闪记录的个例情况看, 所有个例均以负的云-地闪为主, 负云-地闪所占比例都在90%以上, 最大达到了99.8%, 而正闪所占比例却很小, 这与过去的研究结论是一致的。如张敏锋等[11]在对广东地区1997—1998年雷电活动气候特征进行分析时就曾指出, 在所有云-地闪记录中负闪可占到94.97%, 而正云-地闪则仅占到5.03%, 远少于我国北方雷暴过程正云-地闪出现的比例, 与我国南北方雷暴云中正、负电荷分布特征的不同密切相关。在北方地区雷暴云中电荷的分布多呈上下为正, 中间为负的三极结构, 而南方雷暴云的电荷分布则多呈上正下负的偶极性结构[12], 其结果导致南方地区正云-地闪出现的比例远小于北方。

      但值得指出的是, 在较强的雷暴过程中, 这一地区也可能有正云-地闪出现次数增多的异常现象。如2005年3月22日发生的强飑线和降雹过程记录到了较多的正云-地闪次数, 在云-地闪发生最频繁的3 h中, 正云-地闪占到了总数的9.2%。这是否意味着强的雷暴过程可能会有更多的正云-地闪出现, 值得进一步研究。国外学者对这种正云-地闪异常增多的现象给予了较多的关注, 已有的一些研究结果发现, 美国中部平原地区相当一部分的强风暴过程可出现正云-地闪占到总闪25%以上的异常现象, 而且一些强风暴过程中的龙卷天气是随着正云-地闪出现频数达到最大或由正云-地闪向负云-地闪转变的时候出现的[4, 13]。云-地闪的极性及其变化对强风暴天气现象的预报来说, 可能有指示作用。

      另外从表 1给出的其他几个统计数据还可看到, 应用150 km范围作为计算面积, 估算的3 h平均最大云-地闪密度可达到0.13 km-2·h-1, 第1次回击电流峰值最大达到了183 kA。10个个例的平均电流强度均在20 kA以上, 而后续回击次数最多时可达到14次。但也发现一些个例除了第1次的回闪之外, 几乎无后续回击的现象发生, 这是否是一些雷暴天气所特有的特征仍需作更多的分析。

    • 为更深入地了解雷暴过程中云-地闪的特征, 将对2005年3月22日上午影响广州地区的飑线过程和2004年6月20日傍晚以后发生在广州地区的雷暴雨天气过程进行分析。

      2005年3月22日受地面弱冷空气和高空槽的影响, 一条近于南北向的飑线从广西东部快速向东移动, 致使飑线掠过的地方都先后出现8级以上雷雨大风、冰雹和强降水等强对流天气。飑线于11:00后开始影响到广州, 强度极强, 积雨云的云顶高度达到了13 km, 降水回波强度最强的地方超过了65 dBz, 为历史罕见。而2004年6月20日傍晚后发生的雷暴雨天气过程是在受到弱冷空气影响下, 由一个从西向东移动的α-中尺度对流系统造成的。

      图 1给出了两次天气过程影响广州地区的3 h中, 每小时云-地闪发生频数最大10 min内的分布情况, 相应图中还给出了此时广州雷达观测到的回波强度。可以看到两者有不同的地方:一是尽管2005年3月22日飑线过程的雷达回波强度很强, 最强的地方达到65 dBz以上, 但云-地闪发生的频数不如2004年6月20日发生的雷暴雨过程, 后者(2004年6月20日个例)大大超过前者(2005年3月22日个例), 并且云-地闪在一些局部地方发生的频数非常密集。如图 1, 若以广州为中心, 进一步将范围缩小到50 km进行统计, 后者10 min内云-地闪发生的密度可超过0.47 km-2·h-1。二是飑线过程的云-地闪大多出现在强回波的前沿, 这种特征可能是由于系统本身移速快、强的回波带位于系统前沿的缘故。从图 1可以看到, 飑线的线状回波很明显, 强回波带位于系统的前沿。根据Parker等[14]的分类, 此种雷暴的组织形式属于TS(trailing stratiform, 尾随层状云型)类型的中尺度对流系统(MCS)。而2004年6月20日的强对流回波可归类为PS(parallel stratiform, 平行层状云型)类型的MCS, 强的回波区位于系统中间, 其结果云-地闪更多的是分布在强降水回波的中间区域。PS类型的MCS其移动速度一般来说要比TS类型的MCS慢, 因此可带来更多的降水。自动气象站的观测记录证实了这一点, 两个个例中后者确实给广州地区带来了更多的降水, 如观测记录到前者给广州地区带来的降水量仅为68 mm, 雨强为30 mm·h-1左右, 而后者的降水量达到93 mm, 雨强最大时达到了57 mm·h-1

      图  1  云-地闪活动(各时次每10 min发生频数最大的云-地闪分布)及广州雷达回波特征(a)2005年3月22日10:00,(b)2005年3月22日11:00,(c)2005年3月22日12:00, (d)2004年6月20日19:00,(e)2004年6月20日20:00,(f)2004年6月20日21:00

      Figure 1.  Cloud-to-ground(CG)lightning activity(the hourly maximum 10-min CG flash rate)and the associated echo intensity as depicted by Guangzhou radar(a)10:00 on March 22, 2005,(b)11:00 on March 22, 2005,(c)12:00 on March 22, 2005, (d)19:00 on June 20, 2004,(e)20:00 on June 20, 2004,(f)21:00 on June 20, 2004

      对云-地闪电流强度的分析也看到两者的差别。3 h的统计分析发现, 对于后者来说平均的云-地闪电流强度可达26.2 kA, 最强达到99 kA。这些数字比前者都要大一些, 前者平均的云-地闪电流强度仅为23.7 kA, 最强的记录为85 kA。最大的差别是前者平均的后续回击次数为1.2, 是所有个例中最多, 最多的后续回击次数也达到了11次, 而后者的云-地闪无后续回击的现象发生。

      图 2给出了这两个雷暴系统随时间的演变情况, 为清楚起见, 图 2给出了所分析的3 h中, 每间隔20 min强度大于35 dBz的雷达回波区移动情况。分析时以相应时次的强回波中心为圆心, 50 km为半径作圆, 如图 2所示, 各圆基本上已将相应时次的强回波区都包括在其中, 然后对圆圈中云-地闪发生的记录和回波强度进行统计。其中系统强度主要是指对流回波的强度, 这里用圆圈中回波强度>45 dBz区域面积占圆圈面积的百分比来粗略表示。

      图  2  雷暴系统随时间演变的示意图(a)2005年3月22日10:00—13:00,(b)2004年6月20日19:00—22:00

      Figure 2.  Sketch map for thunderstorm evolution (a)10:00—13:00 on March 22, 2005,(b)19:00—22:00 on June 20, 2004

      图 3给出了这两个个例每10 min平均的云-地闪发生频率(min-1)及系统回波强度随时间的演变情况。由于正云-地闪所占比例都较小, 没有对正负云-地闪分开进行统计。从图 3可以看到, 前者(图 3a)云-地闪发生的频率比后者(图 3b)要小很多, 在所分析的3 h中, 前者平均每分钟不超过5次, 而后者最多时可达到每分钟65次之多。从时间变化看, 随着对流系统回波强度的增强, 云-地闪发生的频率也会增大。如在飑线个例中, 系统回波强度随时间有较强的波动, 3 h中有两次明显的增强和减弱过程, 第1次增强过程在第4个10 min达到最强, 然后减弱; 第2次增强过程在第15个10 min达最强, 回波强度>45 dBz的面积比分别达到了31%和29%;尽管该个例中云-地闪发生的频率较小, 还是可以发现相应的变化特征, 也就是对应系统回波强度的增强, 云-地闪发生的频率也增大, 如第4个10 min, 云-地闪平均每分钟发生了5次, 第15个10 min平均每分钟发生了4次。值得一提的现象是, 城市可能也影响了雷暴和雷电的活动。随着第1次回波强度增强过后, 系统回波强度逐渐减弱, 在第9个10 min达最弱, 此时对应的时间是2005年3月22日11:30, 飑线系统正好移经广州城区, 系统回波强度的这种减弱可能与城市的影响有关; 在这之后回波强度又重新增强, 云-地闪发生的频率又进入一个相对的高峰期。

      图  3  雷暴过程中每10 min平均的云-地闪发生频率及系统强度随时间的演变(a)2005年3月22日10:00—13:00,(b)2004年6月20日19:00—22:00

      Figure 3.  Time series of the 10-min average CG lightning flash rate and system intensity for lightning thunderstorm cases (a)10:00—13:00 on March 22, 2005,(b)19:00—22:00 on June 20, 2004

      2004年6月20日的雷暴过程也有相似的特征。第6个10 min之前(2004年6月20日20:00之前)正好是雷暴系统移近影响广州地区的时段, 系统的回波强度也经历了一次平缓的减弱过程, 云-地闪发生的频率也大为减小。在这之后, 从第7个10 min开始, 此时雷暴系统已移过广州城区, 雷暴系统回波强度逐渐增强。尽管相对来说, 强度远不如飑线个例, 最强时回波强度>45 dBz的面积比仅为17%左右, 但云-地闪发生的频率却相当高。从第8个10 min开始出现了频繁的云-地闪现象, 连续3个10 min平均的云-地闪发生频率都超过了每分钟50次。

      城市对雷暴系统的影响过程是复杂的。过去不少观测研究已证实, 由于城市的热岛效应有利于对流的启动发展, 从而可引起城市及其下风方对流发展强度增强和降水增多的现象, 但也有研究结果指出, 对于一些移动性的雷暴系统来说, 城市的影响尤其是城市建筑物的阻挡反而会引起原有对流系统发生分裂和减弱, 并绕着城市的外围向下游移动的现象[15-16]。从两次雷暴移经城市区域时回波的演变特征看, 对流回波发生分裂的现象并不明显, 雷暴强度发生减弱的原因及其与城市影响的可能关系仍需要作更进一步的研究。

      以上的初步分析表明, 雷暴系统的回波强度与云-地闪发生的频率有直接联系, 对于同一个系统来说, 随着系统回波强度的增强, 云-地闪发生的频率也增高。但也应该看到, 不同系统中, 云-地闪发生频率有很大不同, 强(弱)回波的对流系统并不意味着云-地闪发生的频率就高(低), 说明还有其他复杂因素的影响。

    • 基于所选取的两组有、无云-地闪的对流天气过程, 计算了有关的物理量参数(表 2), 并对两组数据的系统性差别作了分析。表 2列出了有、无云-地闪对流天气环境场物理量参数的平均值, 并按两组样本平均值差异的显著等级进行了排列。

      表 2  有、无云-地闪记录对流过程环境条件对比

      Table 2.  Comparison of environmental properties for lightning storms and non-lightning storms

      抬升指数LI和对流有效位能(CAPE)在两组数据中具有最显著的差异, 均通过了95%信度检验, LI通过99%信度检验。但有趣的是, 无云-地闪记录过程的LI平均达到了-3.29 ℃, 而有云-地闪记录的过程仅为-1.72 ℃, 而且有云-地闪记录过程的CAPE值也比无云-地闪记录的要小。

      一般来说, 环境场较高的抬升指数和足够大的CAPE值有利于雷暴系统发展, 但这种关系在不同的地域可能存在差别, 而且已有的一些研究结果指出, 在实际应用中简单的气块理论和总的CAPE值大小对于上升运动和对流发展强度的指示作用并不是很好[17-18], 上升运动发展的强度与这种能量的垂直分布有关系。这里的CAPE值由自由对流高度(LFC)到平衡高度(EL)计算得到, 是大气具有的总的有效位能。而从另一方面来说, 计算时所用的探空是基于08:00的资料, 所选个例却大多发生在午后或傍晚(表 1), 也可能是由于资料的代表性问题, 造成了两组过程CAPE值和LI值的这种对比。因此从这一结果还很难说明是否有、无云-地闪现象的对流过程其气层的不稳定程度及对流发展强度确实存在这种差别, 进一步考察更多发生在临近探空时刻的雷暴个例可能会得到更清晰的结果。另外考察CAPE值在不同层次上的大小, 可能对于雷暴系统特别是雷电现象产生过程来说会更加有意义。从理论上来讲, 尽管总的CAPE值相对较小, 但如果位于低层的CAPE值足够大, 在一定条件下也可引起系统低层上升运动的充分发展, 从而能将更多混合相态的降水物质抬升到冻结高度以上, 更加有利于云中起电和正、负电荷的分离, 引发云、地闪现象发生。国外已有工作注意到了这一问题, 在考察总的CAPE值大小的同时, 对CAPE值在冻结高度(-10 ℃)上下分布的不同及其与雷电的关系给予了更多的关注[19]

      自由对流层的厚度(平衡高度与自由对流高度的差)和0~3 km高度的风垂直切变两个参数均通过90%信度检验。表 2表明:有云-地闪记录的过程具有较薄的自由对流层, 而无云-地闪记录的过程具有更厚的自由对流层。这是由于有云-地闪记录过程较高的自由对流高度和较低的平衡高度造成的。自由对流层厚度的减小, 可引起整个自由对流层内的平均浮力增大[20], 如仅从这一点上看, 前面提到的有云-地闪记录过程中较小的CAPE值, 并不意味着其垂直运动发展弱, 自由对流层厚度变薄的情况下, 可使相应的平均浮力得到提升, 从而也可造成垂直运动有较强的发展。

      有云-地闪记录过程风垂直切变要比无云-地闪记录过程的大, 从两组过程0~3 km和0~6 km高度之间的风垂直切变大小可以看到这一点。尽管两组过程中0~6 km高度的风垂直切变差别仅通过80%信度检验, 但平均来说有云-地闪记录过程的值达到了27.2 m·s-1, 而无云-地闪记录过程的值仅为17.1 m·s-1, 两者相差达10 m·s-1。其结果有云-地闪记录过程的相对风暴螺旋度达到了70 m2·s-2, 而无云-地闪记录过程的值仅为42.2 m2·s-2。相对风暴螺旋度在两组记录中的差异通过80%信度检验。

      同样是有云-地闪记录的对流过程, 但强度不同时其环境条件特征也存在较明显差异。如前面曾讨论过的两个典型个例中, 飑线过程(一般雷暴雨过程)0~3 km的风垂直切变为38.88(19.19)m·s-1, 0~6 km的风垂直切变为68(6)m·s-1, 相对风暴螺旋度为93(43)m2·s-2。另外, 前者的大气柱水汽含量较低(41 mm), 而后者则较高(66 mm), 飑线过程在850 hPa和500 hPa之间具有更高的温度递减率(6.4 ℃·km-1), 与一般雷暴雨过程个例相差近1 ℃·km-1。因此可以这样说, 飑线过程(一般雷暴雨过程)发生在温度递减率相对较高(低)和具有更强(弱)垂直切变及更高(低)相对风暴螺旋度的环境场中(表 3)。

      表 3  不同强度有云-地闪记录雷暴过程环境条件对比

      Table 3.  Comparison of environmental properties for severe and non-severe lightning storms

      另外有云-地闪记录过程的环境场具有更强的对流抑制能量(CIN), 两组过程CIN值的差别也通过了80%的信度检验。CIN表示平均大气边界层气块通过稳定层达到自由对流高度所需要做的负功, 是气块获得对流潜势所必须超越的临界值, 对对流的启动有指示作用。强的对流抑制能量, 意味着需要具有更强的上升运动向上冲击才能获得相应的对流潜势, 从另一角度说明有云-地闪记录的过程需要具有更强的上升运动。

      其他的物理量参数尽管也存在差别, 但均没有通过80%的信度检验。总的来说都体现出了对流天气过程的特点, 即对流易于发生在比较潮湿和不稳定的环境场中, 如近地面100 hPa的平均混合比都在17 g·kg-1以上, 平均可降水量均超过了50 mm; K值达到34 ℃以上, 强天气威胁指数大于280。

      综合以上的分析至少可以这样认为, 对流天气过程中云-地闪现象的发生与中尺度环境场大的垂直切变、高的相对风暴螺旋度以及一定的对流抑制能量有更密切的联系。从雷暴或强对流风暴的组织形式和动力学机制来说, 有云-地闪记录过程中环境条件具有的这些特征会更有利于强上升运动和对流的持续发展。一般来说, 环境场一定强度的风垂直切变(尤其是0~6 km气层中的垂直切变)可导致垂直上升运动的持续发展, 有利于多单体对流风暴的形成; 而更强的风垂直切变除了这种作用外, 还可以在强风暴的侧翼产生动力性气压梯度力, 并导致上升气流与风暴侧翼的垂直涡度相互配合, 形成旋转的上升运动, 促使超级单体的形成和组织性对流的发展[20]。有云-地闪记录过程中环境场具有更高的相对风暴螺旋度也可以说明这一点, 也就是云-地闪现象更易于出现在更加有组织和更强的对流系统中。

    • 应用雷电定位系统和高空观测资料并结合雷达回波资料, 文章针对广州地区雷暴过程中云-地闪的特征进行了分析, 并就有、无云-地闪记录的两组不同强对流天气过程的环境条件进行了比较。结果表明:

      1) 广州地区的雷暴过程以负的云-地闪为主, 所选的10个有云-地闪记录的雷暴过程中, 负云-地闪所占比例均在90%以上。

      2) 云-地闪发生的频率与雷暴系统的回波强度有直接联系, 对于同一系统来说, 随着系统回波强度的增强, 云-地闪发生的频率也增高。但不同系统中, 云-地闪发生频率有很大不同, 强(弱)回波的对流系统并不意味着云-地闪发生的频率就高(低)。

      3) 广州及周边城市区域对雷暴系统的回波强度可能有影响, 进而也影响了云-地闪发生的频率。典型个例的分析表明, 雷暴移经城市区域时, 受城市影响其回波强度减弱, 云-地闪发生频率减小, 移过城市区域后, 强度可重新加强, 云-地闪发生频率增大。城市的这种影响是否有代表性有待更多个例的验证。

      4) 有云-地闪记录的对流过程具有更大的风垂直切变、更高的相对风暴螺旋度以及更多的对流抑制能量, 云-地闪现象更易于出现在有组织的强对流系统中。当然, 由于探空资料的代表性问题, 这一结果也还需要更多详实资料的证实。

      另外, 环境场部分参数的差异, 用于判别对流系统发生时强度的不同是比较容易理解的, 而要从两组数据中区分和说明有无云-地闪的现象仍然是困难的。这是因为局地的环境条件虽然可直接影响到对流系统的结构、动力学过程, 但对对流系统中电学过程的影响是间接的, 云-地闪发生的过程与系统中的微物理过程关系更加直接。因此, 只有更清楚地了解系统结构特征和动力学过程与云内微物理过程相互之间的联系, 更多地从典型个例研究入手, 才能更好地从环境条件的差异去理解云中的电学现象, 有待今后进一步开展研究工作。

参考文献 (20)

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