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北京一次大雹天气过程的闪电活动特征分析

发布时间：2023-03-26 01:37:39   来源：文档文库   
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北京一次大雹天气过程的闪电活动特征分析
郭润霞;张文龙
【摘要】由于受闪电监测系统限制,已有研究多局限于强对流天气的地闪(cloud-to-groundlightning,CG活动特征.本文利用VLF/LF三维闪电监测定位资料,结合雷达观测等资料对北京地区一次典型大雹天气过程的全闪活动特征进行了分析.结果表明:降雹发生前,闪电活动主要分布在对流系统的后部,闪电数较少,且以负地闪活动为主;降雹期间,闪电频数显著增加,云闪(intracloudlightning,IC及正地闪活动明显加强,该阶段闪电活动主要集中在对流系统强回波中心及其前部雷达反射率因子梯度较大的区域;降雹结束之后,强回波中心基本移出北京,北京范围内的闪电频数明显减少.正闪比例在降雹发生前逐渐增大,在降雹期间稳定维持在较大值,降雹结束后迅速减小;云闪比(云闪频数/总闪频数表现为降雹发生前和降雹结束后逐渐增大趋势,在降雹期间基本维持稳定少变.闪电的电流强度主要集中在5—50kA之间,20kA以下的低雷电流强度的云闪和地闪多发生在降雹期间及降雹结束后,而20kA以上的高雷电流强度的云闪和地闪在降雹发生前占有很大比例,小于5kA的云闪在大雹发生期间所占比例明显高于地闪.降雹发生前及降雹结束后云闪发生高度在2—6km,降雹期间有所抬升,约为2—8km.闪电频数峰值超前于降水峰值5—20min.【期刊名称】《气象与环境学报》【年(卷,期】2019(035003【总页数】8页(P10-17
【关键词】三维闪电特征;冰雹;云闪;地闪;闪电频数【作者】郭润霞;张文龙

【作者单位】兰州中心气象台,甘肃兰州730000;中国气象局北京城市气象研究所,北京100089;中国气象局北京城市气象研究所,北京100089【正文语种】中文【中图分类】P458.1+21.2引言
云闪(intracloudlightning，IC和地闪(cloud-to-groundlightning，CG常与对流活动以及冰雹、强降水、雷暴大风等强天气现象紧密联系，利用闪电定位资料有助于预报雷暴的发生、发展和减弱。
近年来，国内外利用闪电定位系统和多种雷达对中尺度对流天气过程进行了大量的观测，取得了很多有意义的研究成果。Williams等[1]分析了佛罗里达的一些强雷暴天气，发现一般情况下，峰值总闪频次超前在地面观测到的强烈天气现象5—20min；MacGorman和Burgess[2]研究了产生龙卷和冰雹的强对流系统的正地闪的活动特征，指出虽然在对流风暴的生命期中负地闪占主要部分，但在一些强对流风暴过程中，如龙卷、冰雹过程中，正地闪占主要部分的时间可以在30min至数小时，且冰雹和龙卷出现在正地闪占主要地位期间或随后阶段；Ge等[3]、Yan等[4]和Qie等[5]发现雷达回波强度和地闪频数有很好的对应关系，随着风暴的生消演变，正、负闪电频数呈现不同的变化特征；Nielsen等[6]对美国一次飑线过程的地闪活动特征的分析发现，在初期发展阶段正地闪是主要的，但在飑线成熟阶段，则主要是负地闪，在消散阶段，飑线移动方向后部的层状云区会出现一些正地闪；Ge等[3]对北京夏季MCS的研究发现闪电常发生在强回波附近，但在强回波中心却很少有闪电发生；冯桂力等[7]分析山东一次典型中尺度对流系统的闪电演变特征，指出负地闪主要出现在<50℃云区、雷达回波强度>40dBz的强对流
区，密集的正地闪与强回波区相对应，而稀疏的正地闪多发生在稳定性降水或云砧部位。张萍萍等[8]分析2009年鄂北的一次冰雹天气过程发现，10min闪电频次在冰雹云发展过程中呈规律性变化，在降雹前30min内，10min闪电频次出现了20次以上的峰值，可以作为判别冰雹云的参考指标。朱浩等[9]利用ADTD资料统计分析了安徽省地闪密度与雷暴日数的关系。
虽然国内外很多学者对不同地区的强对流天气过程中的闪电活动及雷达回波的分布关系进行了研究[10-14]，但由于观测资料限制，大多局限于对地闪活动特征的探究，对于典型强对流天气系统中的云闪活动以及云闪和地闪变化特征的对比研究较少。北京地区在2015年建设完成了VLF/LF三维闪电监测网，其不仅能探测地闪，也能探测云闪，同时能够对云闪进行三维定位，为开展强对流天气过程的全闪特征研究提供了观测条件。
为此，首先选定北京地区2016年6月30日一次以大雹为典型特征的强对流天气过程，利用VLF/LF三维闪电监测定位资料，结合雷达观测、常规观测、以及加密地面自动站等资料，来分析其闪电演变特征。从而为更深入的揭示大雹天气的发生发展机理，提高对大雹等灾害性天气的预警水平提供科学参考和技术支撑。1资料来源
VLF/LF三维闪电定位系统由三维闪电探测仪、三维定位数据处理中心与数据库、三维图形显示与产品制作系统3部分组成。该系统能够对闪电VLF/LF辐射源的时间、位置、高度、强度及极性等主要参数进行三维定位，提高了定位精度与探测效率，全面探测云闪、地闪及闪电高度[15]，其对强度在5kA以上的闪电探测效率大于95%。系统主要参数见表1。北京及其周边三维闪电定位仪站点分布如图1所示。
表1VLF/LF三维闪电监测定位系统主要特征Table1MainfeaturesofVLF/LFthree-dimensionallightningmonitoringandpositioningsystem定位方法探
测效率探测参数探测精度闪电类型空间TOA定位算法5kA以上的闪电大于95%时间、经度、纬度、高度、强度、陡度、电荷、能量、云地闪标志水平位置误差小于300m,高度误差小于500m正云闪、负云闪、正地闪、负地闪
图1三维闪电定位仪在北京及其周边站点分布Fig.1Distributionmapofthree-dimensionallightninglocatorsinBeijinganditssurroundingstations2结果分析2.1冰雹灾害实况
2016年6月29日后半夜至30日上午北京出现雷阵雨天气，大部分地区以小雨为主。最大降水出现在房山南窑，为19.2mm，最大小时雨强为16.2mm，30日05—06时(北京时，下同出现在房山阎村(图2。房山、大兴两站30日凌晨05时左右出现冰雹，其中大兴庞各庄镇的局地、房山南窑水浴村出现乒乓球大小的冰雹，最大直径约50mm，最长持续时间达15min。根据北京市园林绿化局统计，大兴、房山两区共16个乡镇200个村子受到雹灾，近4.67×103ha果树和农田受灾，林果业直接经济损失高达1.7×108元。
图中黑色三角为主要的降雹点；降水量单位为mm图22016年6月29日20时至30日08时北京地区降水量Fig.2Accumulatedprecipitationfrom20:00onJune29to08:00onJune30,2016,inBeijing2.2天气背景
这是一次以东北低涡为环流背景的大冰雹天气过程，29日20时(图3，北京探空(54511CAPE(ConvectiveAvailablePotentialEnergy,CAPE为1576J·kg-1，对流层低层垂直切变较强，约为14m·s-1，K指数为38℃，由此可见，环境条件有利于飑线类强对流天气发生对流层没有明显的准饱和层，但不如雷暴大风个例的对流层中下层偏干[17]。此外，适宜的0℃和-20℃层高度，0℃层高度在3.8km附近，高度较低，-20℃层高度在7.3km附近，这些均有利于冰雹天气的形
成。
图32016年6月29日20时(BT北京站(54511温度对数压力图Fig.3T-lnPchartatBeijingstation(54511at20:00onJune29,20162.3雷达回波和闪电活动的演变特征
由于6月30日04:30—06:00自西向东从房山至大兴相继出现降雹，因此将这一时段定为降雹期间，04:30以前为降雹发生前，06:00之后为降雹结束后。将不同时刻的雷达组合反射率叠加对应时刻前6min内的闪电活动分布，可以发现闪电活动的分布和雷达组合反射率分布之间存在较好的对应关系。
降雹发生前，03:54(图4a，北京西部边缘形成较强回波，最大回波强度超过30dBz，在东移进入北京的过程中不断发展；04:18(图4b形成东北—西南走向的回波带，在西部局地达50dBz以上，随后系统继续发展且强度迅速加强，系统整体向东南方向移动，随着对流云区的加强，层状云区也在不断扩大，闪电活动主要分布在对流系统移动方向的后部。降雹发生前，闪电发生频数较少，共发生闪电240次，其中云闪为68次(正云闪为27次，负云闪为41次，地闪为172次(正地闪为26次，负地闪为146次，可见该阶段地闪尤其是负地闪活动相对频繁，负地闪占总地闪84.9%。
图中彩色阴影表示雷达组合反射率因子，单位为dBz；黑色‘+’表示正云闪；黑色‘o’表示负云闪；蓝色‘+’表示正地闪；蓝色‘o’表示负地闪图42016年6月29日03:54(a,04:18(b,04:30(c,05:00(d,05:18(e,06:06(f北京地区雷达组合反射率因子、云闪和地闪定位Fig.4Compositereflectivityfactor,locationofICandCGat03:54(a,04:18(b,04:30(c,05:00(d,05:18(e,06:06(fonJune29,2016inBeijing降雹期间，04:30(图4c房山区北部局地回波强度达到60dBz以上，且向东南移动的强回波强中心前端回波强度梯度变大，闪电频数显著增加，霞云岭、南窑等地
开始出现冰雹；05:00—06:00(图4d、e强回波区(>45dBz继续加强发展，系统进入发展的最旺盛阶段，60dBz以上的超强回波区面积不断加大，地面出现大冰雹。闪电活动主要集中在向东南移动的对流系统的强回波中心及其前部的雷达反射率因子梯度较大的区域，层状云区域很少有闪电发生。这是因为强回波中心前部为强的对流上升气流区，其和云内强烈的下沉气流构成电荷对流输送维持的基础[19]。这一阶段共发生闪电881次，其中云闪为421次(正云闪为288次，负云闪为133次，地闪为460次(正地闪为233次，负地闪为227次，可见云闪活动明显加强，占总闪比例接近50%，正地闪比例明显增大，由大雹发生前负地闪占主要地位转变为正地闪比例超过50%。
降雹结束后，06:06(图4f回波带基本移出北京，强回波区(>45dBz也基本移出大兴区。闪电频数显著减少，并且主要发生在强回波中心外围前侧，强回波中心基本没有闪电发生。这一时段北京范围内仅发生闪电67次，其中云闪为42次(正云闪为25次，负云闪为17次，地闪为25次(正地闪为13次，负地闪为12次，可见此时云闪活动占主要地位。2.4全闪活动的统计特征2.4.1正负闪比例特征
6月30日03—07时共发生闪电1188次，其中云闪为531次，正云闪为340次，占总云闪为64.03%，地闪为657次，正地闪为272次，占总地闪41.40%，略小于冯桂力等[20]分析多次降雹天气过程后得到的平均正地闪比例45.5%，而以往的研究表明对于普通雷暴均以负地闪活动占主要地位，由此可见，在造成冰雹天气的雷暴过程中，正地闪所占比例明显高于普通雷暴。正地闪的形成原因有很多，大部分研究人员认为冰雹云的电荷结构可能与正常的三极性(或偶极性电荷结构正好相反(具有反极性电荷结构可能是导致正地闪比例较高的主要原因。此外，MacGorman和Burgess[2]研究认为冰雹天气中正地闪比例较高的可能原因有两
个：一是倾斜偶极性电荷结构，即由于强风切变的作用，雷暴上部的正电荷区与中部的负电荷区发生倾斜，减少了负电荷对正电荷的屏蔽作用，发源于云上部的正地闪增多；二是雷暴云下部正电荷区增强，使正地闪增多。大量研究表明，正地闪与灾害性天气的发生之间存在着一定的联系。对雷电流强度的分析表明，无论是正闪还是负闪，云闪的平均雷电流强度都小于地闪；无论是云闪还是地闪，正闪的平均雷电流强度都大于负闪(表2。支树林和楼桂杰[21]在分析江西降雹过程中的闪电活动分布及其演变特征时也表明，正闪强度普遍强于负闪。
表22016年6月30日03—07时北京地区总闪、云闪、地闪特征Table2Featuresoftotallightning,ICandCGfrom03:00to07:00onJune30,2016,inBeijing闪电类别极性频数(次平均雷电流强度/kA正闪比例/(%云闪正闪34020.233564.03负闪191-13.3089地闪正闪27225.127941.40负闪385-16.0787总闪正闪61222.408851.52负闪576-15.16022.4.2闪电频数的演变特征
一般来讲，雷暴的生命期在1—2h左右，因此以20min的时间间隔来分析闪电频数随时间的变化特征(图5。03:54,北京范围内出现第1次闪电，之后闪电频数迅速增加，正闪比例随时间先减小后增大，但仍以负地闪的活动为主；04:30—06:00房山、大兴相继出现降水甚至降雹，其中降雹过程主要发生在05:00左右，可以看到这一时段总闪频数明显增大，正闪比例迅速增大后在05:00左右有小幅下降，之后又逐渐增大至60%左右，正闪活动十分活跃；06:00后，降水回波基本移出北京，降水基本停止，此时总闪频数及正闪比迅速下降，这是因为在降雹结束后云内的冰相粒子出现突然减少或减少速度加剧，使得闪电频数突降[22]。正地闪比和正云闪比的变化与总正闪比基本一致，但正云闪比在05:00前后下降趋势相对较小，且正云闪比更大，达到70%以上。总体而言，正闪频数在降雹期间对流系统成熟阶段明显增大，正闪活动十分活跃，所占比例也明显增大，这与Holle
等[10]对4个MCS的地闪分布研究结果及冯桂力等[6]分析山东一次中尺度对流系统的闪电演变特征所得结果基本一致。MacGorman等[1]发现，大冰雹(>20mm往往发生在当正地闪占据主导地位时，持续时间可以有30min至几个小时，此次冰雹最大直径达50mm，且降雹期间正地闪比例超过50%也印证了这一点。

柱状图和折线图分别表示对应横坐标时间至其后20min内的闪电频数和百分比(如：横坐标为04:00，则表示04:00—04:20间的闪电频数和百分比。图中柱状为闪电频数，单位为次；黑色线为正闪比，单位为%；红色线为正云闪比，单位为%；蓝色线为正地闪比，单位
为%；绿色线为云闪比，单位为%图52016年6月30日03—07时北京地区闪电频数、正闪比、正云闪比、正地闪比和云闪比随时间的变化Fig.5Variationsoflightningfrequency,positivelightningratio,positiveICratio,positiveCGratioandICratiowithtimefrom03:00to07:00onJune30,2016,inBeijing云闪比(云闪频数/总闪频数分析表明，在降雹发生前逐渐增大，降雹期间基本维持在50%左右稳定少变，降雹结束后继续增大。这是由于冰雹云中的垂直气流速度较大，强烈的上升气流加强了云中的起电过程，同时上升气流将云体抬高，减小了主电荷区与其上下异性电荷区之间的距离，导致云闪频数大大增加[23]。2.4.3闪电频数与雷电流强度的关系
对于云闪活动，降雹发生前及降雹结束后云闪的雷电流强度均集中在5—50kA，降雹期间出现了较多电流强度在5kA以下的云闪。10kA以下的云闪在降雹期间活动较降雹发生前及降雹结束后更为活跃；10—20kA的云闪在降雹期间所占比例有所减少，在降雹结束后所占比例增大；20kA以下的低雷电流强度的云闪多发生在降雹期间及降雹结束后，而20kA以上的高雷电流强度的云闪在降雹发生前占有很大比例，降雹期间所占比例却较小(图6a。

对于地闪活动，各阶段内均以雷电流强度在5—50kA之间的地闪活动为主。10kA以下的地闪活动在降雹期间所占比例较大，10—20kA的地闪在3个阶段所占比例基本相近，降雹期间所占比例略小于降雹发生前和降雹结束后，20—50kA的地闪在降雹期间所占比例明显小于降雹发生前和降雹结束后，50kA以上的地闪在降雹发生前所占比例极小(图6b。
图6不同电流强度的云闪(a和地闪(b占降雹发生前、降雹发生期间以及降雹结束后各阶段闪电总频数的百分比Fig.6PercentageofIC(aandCG(bwithdifferentcurrentintensityinthetotallightningfrequencybefore,duringandafterhail雷电流强度在5—50kA之间的云闪和地闪活动变化基本一致，云闪和地闪活动的主要差异在于雷电流强度小于5kA的云闪在降雹期间所占比例明显高于地闪，雷电流强度在50—100kA的云闪在降雹发生前所占比例大于地闪。2.4.4云闪高度分布特征
6月30日03—07时有高度记录的云闪为205次，对降雹发生前、降雹期间以及降雹结束后不同高度的云闪频数及平均雷电流强度计算分析表明(图7，降雹发生前(03:50—04:30及降雹结束后(06:00—07:00，云闪发生高度相对偏低，主要集中在2—6km，6km以上的云闪仅出现两次；降雹期间(04:30—06:00云闪发生高度有所抬升，主要集中在2—8km，此时云闪频数的最大值出现在5km，这是由于在降雹期间，对流发展处于成熟阶段，雷暴云中具有较强的上升气流及正电荷区的抬升[24]。
平均雷电流强度随云闪高度的变化显示，降雹发生前4km以下平均雷电流强度是逐渐增大的，4—6km雷电流强度下降，之后在9—10km出现两次雷电流强度较大的云闪；降雹期间6km以下，平均雷电流强度缓慢增大，7—9km迅速增大，之后迅速下降；降雹结束后5km以下，平均雷电流强度基本维持不变，
5—7km迅速增大，之后又逐渐减小。
图中柱状为云闪频数，单位为次；折线为平均雷电流强度，单位为kA图7降雹发生前、降雹期间、降雹结束后云闪频数及平均雷电流强度随高度的变化Fig.7VariationsofICfrequencyandaveragelightningcurrentintensitywithheightbefore,duringandafterhail由此可见，平均雷电流强度和云闪高度之间的关系总体变化表现为云闪高度存在一阈值，当云闪高度不超过该阈值时，平均雷电流强度随云闪高度的增大而增大；超过该阈值后，平均雷电流强度随云闪高度的增大而减小。
在图8中可以看到高度小于4km，正云闪所占比例相对较小。在此次过程中，0℃层高度在3.8km左右(图3。通常0℃层亮带在0℃等温线以下几百米的地方，0℃层亮带处电场发生明显突变，冰晶粒子转变为雨滴，电场迅速下降，由正电场转变为负电场；而在4km以上，对应温度低于0℃时，云中雨滴转变为冰晶粒子，电场由负极性变为正极性，正闪比例增大[25]。
一般来讲，雷暴云的上部带正电荷，下部则带负电荷，因而雷暴的电荷结构是典型的电偶极子，偶极子的带电区直径一般在几公里左右。图8中正云闪比随高度的变化也反映出这一特征，3km及其以下正云闪比仅占40%左右，此处为负电荷区，而4km及其以上正云闪所占比例虽有波动，但均超过50%，因此可判断为大片的正电荷区。
2.5闪电活动与降水的演变关系
Piepgrass等[26]发现峰值降水强度发生在峰值闪电频率出现的10min以内。出现这种闪电峰值超前于降水峰值的可能原因是闪电活动对应很强的冰相粒子的增加过程,而这些过程加速、加强了降水[1]。但是，并不是所有的雷暴过程都对应闪电峰值超前降水峰值的情况[26]。
采用北京市地面加密站时间间隔为5min的降水数据，同时计算每5min时间内
各站点周围0.2°×0.2°范围内的闪电频数，从而考察闪电频数与降雨量的关系。图中柱状为云闪频数，单位为次；折线为正云闪百分比，单位为%图8云闪频数及正云闪百分比随高度的变化Fig.8VariationsofIClightningfrequencyandpercentageofpositiveICwithheight降水回波自西向东依次影响房山南窑、阎村站以及大兴庞各庄、采育站。对于房山南窑站(图9a，04:20开始闪电频数迅速增加，出现“跃增”现象，04:25云闪频数达到最大峰值，5min后地闪和总闪频数均达到最大峰值。04:35开始出现降水，04:40云闪第2次达到最大峰值，且维持15min，04:45总闪和地闪频数也第2次达到最大峰值，此时，降水量达到其最大峰值。由此可见，降水量最大峰值落后于地闪和总闪的第1个最大峰值15min，落后云闪第1个最大峰值20min。对于房山阎村站(图9b，04:25闪电活动逐渐增加，04:40闪电活动出现“跃增”，04:50开始出现降水。总闪频数最大峰值(04:55超前于降水峰值(05:005min。同样云闪和地闪频数最大峰值均超前降水峰值5min。此外，大兴庞各庄站、采育站也有5—10min的超前现象。
图9北京房山南窑站(a和房山阎村站(b闪电频数与降雨量随时间的变化Fig.9VariationoflightningfrequencyandrainfallovertimeatNanyao(aandYancun(bstationsofFangshandistrictofBeijing总之，此次大雹过程中，所选取的4个站点闪电频数最大峰值均超前与降水量最大峰值，超前量在5—20min左右。3结论与讨论
(1降雹发生前，闪电活动主要分布在向东南移动的对流系统的后部，闪电数较少，且以负地闪活动为主，随着对流单体的发展、闪电频数逐渐增加；降雹期间，闪电频数显著增加，云闪及正地闪活动明显加强，该阶段闪电活动主要集中在向东南移动的对流系统强回波中心及其前部反射率因子梯度较大的区域，层状云区域很少有
闪电发生；降雹结束之后，强回波中心基本移出北京，北京范围内的闪电频数明显减少，且以云闪活动为主，闪电活动主要发生在强回波外围前侧。
(2正闪比例在降雹发生前逐渐增大，在降雹期间相对稳定的维持在较大值，降雹结束后迅速减小；云闪比(云闪频数/总闪频数表现为降雹发生前和降雹结束后逐渐增大趋势，在降雹期间基本维持稳定少变。
(3闪电的雷电流强度主要集中在5—50kA之间，20kA以下的低雷电流强度的云闪和地闪多发生在降雹期间及降雹结束后，而20kA以上的高雷电流强度的云闪和地闪在降雹发生前占有很大比例，降雹期间所占比例却较小，小于5kA的云闪在大雹发生期间所占比例明显高于地闪。
(4降雹发生前及降雹结束后云闪发生高度在2—6km，降雹期间有所抬升，为2—8km，此时云闪频数的最大值出现在5km。
(5在地面各站点出现降雹以前闪电频数出现“跃增”，闪电频数峰值超前于降水峰值5—20min。
(6很多研究发现闪电跃变及其后出现的闪电峰值总是超前于地面灾害天气的发生，这对于灾害天气的预报和预警都有着重要意义，闪电频数峰值与降水峰值之间所存在的超前或滞后现象值得更进一步的研究。此外，利用VLF/LF三维闪电监测定位资料，以强降水及雷暴大风为主的强对流天气个例的闪电特征的相关研究也需要进一步开展。参考文献


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