郭鳳霞，張義軍，言穆弘，王濤

(1.南京信息工程大學(xué)氣象災(zāi)害省部共建教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，江蘇南京210044;2.南京信息工程大學(xué)中國(guó)氣象局大氣物理與大氣環(huán)境重點(diǎn)開放實(shí)驗(yàn)室，江蘇南京210044;3.中國(guó)氣象科學(xué)研究院雷電物理與防護(hù)工程實(shí)驗(yàn)室，北京100081;4.中國(guó)科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所西部氣候環(huán)境與災(zāi)害實(shí)驗(yàn)室，甘肅蘭州730000)

0 引言

雷暴云內(nèi)的電場(chǎng)探空研究(Krehbiel and Roble，1986;Stolzenburg et al.，1998a，1998b，1998c)發(fā)現(xiàn)，上升氣流區(qū)通常存在上下兩個(gè)正電荷區(qū)，上部正電荷區(qū)是正電荷的主要累積區(qū)域，位于－20℃高度附近，下部正電荷區(qū)位于0℃高度附近，尺度和電荷量都較小，在兩個(gè)正電荷區(qū)之間，－10～－20℃高度上有一個(gè)負(fù)電荷區(qū)。這種典型結(jié)構(gòu)被稱為偶極性(只有主正電荷區(qū)和中部負(fù)電荷區(qū))或三極性(出現(xiàn)底部正電荷區(qū))電荷結(jié)構(gòu)(Williams，1989)。

20世紀(jì)80年代以來(lái)，有一些研究在觀測(cè)資料的基礎(chǔ)上，通過(guò)點(diǎn)電荷模式、地面電場(chǎng)的極性和閃電電場(chǎng)變化的多站地面觀測(cè)，擬合了閃電源的位置，推斷了云中電荷分布。研究發(fā)現(xiàn)，在我國(guó)西北內(nèi)陸高原地區(qū)，雷暴云底部的正電荷區(qū)比常規(guī)三極性電荷結(jié)構(gòu)雷暴內(nèi)的正電荷電荷量大、分布范圍廣(Liu et al.，1989)。這種獨(dú)特的電荷結(jié)構(gòu)使雷暴云呈現(xiàn)出特殊的電特性:雷暴云當(dāng)頂時(shí)，地面電場(chǎng)多為正極性;云地閃比例大(郄秀書和郭昌明，1990)，具有較高的正地閃發(fā)生比例(Qie，1991);云內(nèi)放電過(guò)程的K變化起始于負(fù)電荷區(qū)，并向下部正電荷區(qū)傳播(郄秀書等，1998);幾乎所有的云內(nèi)放電都發(fā)生于云的下部，并中和云中部的主負(fù)電荷和下部的正電荷(Qie et al.，2000);所有的人工引發(fā)雷電都為正極性閃電，并僅有連續(xù)電流階段(Liu et al.，1994)。

為了對(duì)該地區(qū)電荷結(jié)構(gòu)特征及其形成原因做進(jìn)一步探討，2005年和2007年夏季在甘肅平?jīng)龅貐^(qū)利用國(guó)內(nèi)第一部可移動(dòng)式X波段全相參多普勒雙偏振天氣雷達(dá)714XDP(馬學(xué)謙，2007;王致君和楚榮忠，2007)、大氣平均電場(chǎng)儀、閃電快慢電場(chǎng)變化儀和雨量計(jì)等儀器，對(duì)雷暴云進(jìn)行了動(dòng)力、微物理和閃電過(guò)程的同步觀測(cè)。本文根據(jù)714XDP提供的雷達(dá)參量和高度(相對(duì)高度，下同)，利用分層決策法識(shí)別了雷暴云內(nèi)的水凝物粒子類型，并分析了雷暴云內(nèi)微物理和電過(guò)程之間的關(guān)系。

1 觀測(cè)概況

平?jīng)隼纂娕c雹暴試驗(yàn)站(106°41'E、35°34'N，海拔1 599.9 m)位于甘肅省平?jīng)鍪斜避＞嘣撜疽晕?0 km、最高點(diǎn)海拔2 940 m的六盤山沿南北向?qū)⑦@一區(qū)域分為西高東低的兩部分，所以這個(gè)地方氣流容易受地形的擾動(dòng)、抬升，當(dāng)冷鋒天氣系統(tǒng)過(guò)境時(shí)，常有積雨云和強(qiáng)風(fēng)暴產(chǎn)生。

該基地安裝了一套由虹吸式雨量筒，大氣平均電場(chǎng)儀，閃電快慢電場(chǎng)變化測(cè)量?jī)x和GPS系統(tǒng)構(gòu)成的閃電綜合觀測(cè)平臺(tái)。714XDP天氣雷達(dá)放置在距該基地北面約500 m處的開闊區(qū)域。714XDP是2004年由中國(guó)科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所與國(guó)營(yíng)第784廠雷達(dá)研究所合作研制的國(guó)內(nèi)第一部車載可移動(dòng)式X波段雙偏振多普勒天氣雷達(dá)。它能交替或同時(shí)發(fā)射和接收水平與垂直的偏振波，不僅能得到目標(biāo)對(duì)兩種不同偏振狀態(tài)電磁波的后向散射信號(hào)強(qiáng)度的變化信息(水平反射率因子ZH)和相位(平均徑向速度V、譜寬W)，還能得到目標(biāo)相對(duì)兩種不同偏振狀態(tài)電磁波后向散射回波的差異信息(差分反射率因子ZDR、雙程傳播相位差φDP、差分傳播相移KDP和零滯后互相關(guān)系數(shù)ρHV)。綜合這些參量能夠反映云內(nèi)流場(chǎng)特征及水凝物的相態(tài)、大小和取向等信息，更有助于全面了解云和降水，特別是災(zāi)害性天氣的形成機(jī)理及其微物理的變化過(guò)程。主要性能指標(biāo)見(jiàn)馬學(xué)謙(2007)。

由于大多數(shù)儀器探測(cè)范圍有限，本文僅選擇了距雷達(dá)站較近的三次典型雷暴過(guò)程，分別發(fā)生在2005年6月30日、7月30日和2007年7月24日。這三次過(guò)程對(duì)流不穩(wěn)定能量基本處在臨界不穩(wěn)定范圍內(nèi)(0～1 000 J/kg)，中層平均相對(duì)濕度適中，對(duì)流較弱。

2 水凝物粒子識(shí)別

2.1 資料預(yù)處理

為了減少天氣擾動(dòng)對(duì)觀測(cè)資料產(chǎn)生的誤差，所有資料都必須經(jīng)過(guò)預(yù)處理，對(duì)于ZH、ZDR和ρHV分別采用3、5和5點(diǎn)大小進(jìn)行徑向數(shù)據(jù)濾波。對(duì)雙程傳播相位差φDP使用兩種濾波方式，一種是窗口大小為9點(diǎn)，對(duì)原始數(shù)據(jù)輕微的濾波，另外一種是窗口大小為25點(diǎn)的，對(duì)第一種濾過(guò)的數(shù)據(jù)再濾波。在計(jì)算差分傳播相移KDP時(shí)，對(duì)φDP采用以上兩種過(guò)濾方式，目的是對(duì)不同的降水強(qiáng)度提高雷達(dá)分辨率，一般情況下，輕微降水的雷達(dá)分辨率經(jīng)過(guò)濾波后分辨率在6 km左右，而強(qiáng)降水的雷達(dá)分辨率經(jīng)過(guò)濾波后分辨率可控制在2 km內(nèi)。ρHV以0.85為起始值，可以濾除非氣象因子產(chǎn)生的值，但為了保持原始數(shù)據(jù)的完整性，仍然保留觀測(cè)數(shù)據(jù)，不剔除ρHV小于0.85的值。由于降雨會(huì)對(duì)短波段雷達(dá)的ZH和ZDR造成明顯的衰減，甚至?xí)?yán)重影響雷達(dá)探測(cè)的精度，因此必須對(duì)其進(jìn)行衰減訂正，以獲取更精確的雷達(dá)觀測(cè)信息。就雙偏振多普勒雷達(dá)而言，差分傳播相移常數(shù)KDP對(duì)雷達(dá)標(biāo)校、波束阻塞、傳播距離影響和系統(tǒng)噪聲不太敏感，在中到大雨的定量估測(cè)、衰減訂正和雷達(dá)硬件標(biāo)校等方面具有潛在優(yōu)勢(shì)。本文參考馬學(xué)謙(2007)的方法，采用其通過(guò)714XDP實(shí)測(cè)的降雨資料與R—KDP關(guān)系和Z—R關(guān)系的對(duì)比，并利用KDP對(duì)ZH和ZDR進(jìn)行衰減訂正得到的公式(1)、(2)。

其中:ZH和ZDR表示真值;Z'H和Z'DR是觀測(cè)值;α、β是溫度影響因子，通過(guò)散射模擬表明α、β在0～30℃之間可近似為常數(shù)，α=0.84，β=0.045;b、d是滴譜影響因子，b=1.05、d=1.15。

2.2 粒子識(shí)別算法

本文參考董振賢和李妙英(2004)的分層決策方法及Straka et al.(2000)提出的針對(duì)S波段不同粒子對(duì)應(yīng)的偏振參量和溫度(高度)的閾值，依據(jù)雷達(dá)參量ZH、ZDR、KDP、ρHV和高度H，將水凝物粒子分為10類:小雨(LR)、中雨(MR)、大雨(HR)、雨/雹(R/H)、濕軟雹(WG)、大濕雹(WH)、干雹(DH)、濕雪(WS)、干雪(DS1)、實(shí)雪(DS2)。識(shí)別流程見(jiàn)圖1。

3 資料分析

3.1 近距離雷暴

2005年6月30日和7月30日的兩次過(guò)程的回波中心距測(cè)站較近，在10 km左右，測(cè)站都出現(xiàn)了降雨。

3.1.1 地面電場(chǎng)、閃電及回波的關(guān)系

6月30日07:05(北京時(shí)間，下同)，回波主要分布在距測(cè)站直徑20 km內(nèi)東偏南及東北面。08:00左右，強(qiáng)回波區(qū)移至觀測(cè)站的東、北及東北方向。降雨傾瀉(rain gush)指突然的或強(qiáng)烈的降水，降水過(guò)程中，地面電場(chǎng)極性常會(huì)發(fā)生改變，這被稱為FEAWP(field excursion associated with precipitation)(Moore and Vonnegut，1977)。這次過(guò)程中，降雨傾瀉發(fā)生在07:30—08:00之間，降雨傾瀉期間，地面電場(chǎng)呈倒“V”字型(規(guī)定頭頂為正電荷時(shí)地面電場(chǎng)為正)(圖2a)。

7月30日的雷暴過(guò)程，強(qiáng)回波區(qū)主要集中在測(cè)站東南、南及西南15 km的范圍內(nèi)，并沿東北—西南的方向從測(cè)站的東南面經(jīng)過(guò)。13:55—15:15距測(cè)站最近，對(duì)應(yīng)著降雨傾瀉，且該期間地面電場(chǎng)與6月30日的正好相反，呈“V”字型(圖2b1)。

對(duì)比圖2a、2c和2e可見(jiàn)，降雨期間地面電場(chǎng)極性和強(qiáng)回波(30～48 dBZ)頂高度有較好的反相關(guān)性。降雨傾瀉前期對(duì)應(yīng)著較多的閃電，此時(shí)，大于30 dBZ的各強(qiáng)度回波頂高等值線相對(duì)密集，表明各相態(tài)的水凝物粒子共存的幾率增加，更有利于互相碰撞，轉(zhuǎn)移更多的電荷量，使云內(nèi)電場(chǎng)增加，放電發(fā)生。隨著降水的持續(xù)，總閃減少，但是地閃的比例增加，降水結(jié)束時(shí)，閃電數(shù)最少。

圖1 水凝物粒子識(shí)別流程Fig.1 The flowchart of hydrometeor type classification

圖2 地面電場(chǎng)和降水量(a，b)、閃電數(shù)(c，d)及各強(qiáng)度回波最大頂高(e，f)隨時(shí)間的變化a，c，e.2005年6月30日;b，d，f.2005年7月30日Fig.2 The time variations of(a，b)Egndand rainfall，(c，d)lightning flash rate and(e，f)the height of reflectivity top a，c，e.30 June 2005;b，d，f.30 July 2005

對(duì)比圖2b、2d和2f可見(jiàn)，強(qiáng)回波頂高較低，尤其大于40 dBZ的回波頂高基本在4.5 km以下。降水期間，強(qiáng)回波頂高度越高，地面負(fù)極性電場(chǎng)越大。降雨結(jié)束后，大于45 dBZ的強(qiáng)回波不存在，大于30 dBZ的強(qiáng)回波頂高也只有4 km左右，地面電場(chǎng)為弱的正極性。閃電發(fā)生期間也基本對(duì)應(yīng)于回波強(qiáng)度大于30 dBZ的回波頂高等值線相對(duì)密集之處。

3.1.2 粒子分布與地面電場(chǎng)和閃電的關(guān)系

6月30日的雷暴過(guò)程中，強(qiáng)回波中心和測(cè)站之間的水平距離基本穩(wěn)定在10～15 km。07:34為雷暴云成熟階段，40 dBZ的回波頂高達(dá)7 km，強(qiáng)回波中心對(duì)應(yīng)濕軟雹、中雨及少量冰雹的混合區(qū)。濕軟雹范圍較大，頂高延伸到近8 km高度。強(qiáng)回波外圍主要是小雨，觀測(cè)站附近降中雨，云中上部是冰相粒子干雪和實(shí)雪(圖3a)。

降雨傾瀉中期(圖3b)與07:34(圖3a)比較可知，中雨和濕軟雹的區(qū)域大大減小，濕軟雹頂高降落到4 km。降雨傾瀉后期，雷暴云下部主要的水凝物粒子為中雨和小雨，此外有少量濕軟雹。濕軟雹頂高達(dá)到6 km(圖3c)。

7月30日雷暴過(guò)程中降雨傾瀉前期濕軟雹的面積很小，頂高僅4 km，粒子的分布與圖3b相似，強(qiáng)回波距離測(cè)站更近，在2～14 km之間(圖3d)。降雨傾瀉中期，強(qiáng)回波區(qū)頂高5 km，面積小，僅分布著極少量濕軟雹和雹/雨，與圖3c相似。中心距離測(cè)站水平距離約15 km(圖3e)。降雨結(jié)束時(shí)，在測(cè)站上空4 km的高度上，僅有極小片范圍的濕軟雹(圖3f)。

對(duì)比兩次過(guò)程，雖然降雨期間地面電場(chǎng)有倒“V”和正“V”字型兩種特征，但地面電場(chǎng)的變化和軟雹粒子的分布有很好的相關(guān)性，地面電場(chǎng)在軟雹粒子頂高大于約6 km時(shí)為負(fù)，在4.5～6 km之間時(shí)為正，低于4.5 km時(shí)為負(fù)。

圖3 水凝物粒子及回波強(qiáng)度隨時(shí)間的變化(等值線表示回波強(qiáng)度)a，b，c.2005年6月30日;d，e，f.2005年7月30日Fig.3 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)a，b，c.30 June 2005;d，e，f.30 July 2005

Jayaratne and Saunders(1984)指出位于溫度高于反轉(zhuǎn)溫度(約－10℃)的軟雹帶正電荷，對(duì)應(yīng)于底部正電荷中心的形成。Marshall and Stolzenburg(1998)和Bateman et al.(1999)發(fā)現(xiàn)，對(duì)于新墨西哥雷暴，底部的正電荷中心主要由攜帶電荷的降水形成。由此可以粗略推斷位于雷暴云底部(＞0℃)的濕軟雹粒子(固態(tài)粒子)帶正電荷。

Stolzenburg et al.(1998a，1998b，1998c)指出主負(fù)電荷區(qū)中心的平均溫度依賴于上升速度，上升速度越大，主負(fù)電荷中心高度越高，溫度越低。Krehbiel and Roble(1986)觀測(cè)發(fā)現(xiàn)，有云閃及地閃產(chǎn)生的中部負(fù)電荷區(qū)中心基本停留在海拔7 km高度上(－15℃)。Krehbiel et al.(1979)發(fā)現(xiàn)大多數(shù)云閃和地閃的負(fù)電荷中心接近于雷達(dá)反射中心，且通常在最大反射之上。在這兩次過(guò)程中，－10℃基本位于5.8 km相對(duì)高度上，－20℃基本位于7.7 km相對(duì)高度上，上升氣流區(qū)－10℃和－20℃之間正好處在最大反射中心之上，與以上結(jié)論一致。因此，推斷此區(qū)域的粒子帶負(fù)電荷。這里一般分布著軟雹、過(guò)冷水及冰晶粒子(濕雪和實(shí)雪)。

Rutledge and MacGorman(1988)指出，尾部層狀云區(qū)域正閃的出現(xiàn)是由對(duì)流體上部荷正電的冰粒子向后的水平輸送引起的。08:45處于雷暴云的消亡后期，出現(xiàn)了幾次正地閃，這可能是云砧處的正電荷區(qū)域?qū)Φ胤烹娨鸬?，由此可以推斷，云上部的干雪和?shí)雪粒子攜帶正電荷。

以上的推斷與前面地面電場(chǎng)極性和軟雹頂高之間的關(guān)系一致。兩次過(guò)程中，測(cè)站與強(qiáng)回波中心的水平距離約為10 km，地面電場(chǎng)主要受底部電荷區(qū)和中部電荷區(qū)的控制，此外，上部電荷區(qū)也會(huì)對(duì)其產(chǎn)生較弱的影響。當(dāng)軟雹頂高達(dá)到6 km以上時(shí)，中層的軟雹多，負(fù)電荷區(qū)強(qiáng)，地面電場(chǎng)為負(fù)極性;當(dāng)軟雹頂高在4.5～6 km之間時(shí)，中層的軟雹減少，負(fù)電荷區(qū)減弱，地面電場(chǎng)在底部的濕軟雹控制下為正極性;當(dāng)軟雹頂高低于4.5 km時(shí)，軟雹所在的體積也大大減小，底層的正電荷區(qū)減弱，中層其他帶負(fù)電荷的粒子(過(guò)冷水、濕雪、實(shí)雪)形成的負(fù)電荷區(qū)使地面電場(chǎng)為負(fù)極性。

6月30日，降雨傾瀉之前云閃較多(圖2c)，表明云上部和中部的電荷區(qū)較高，范圍及電荷密度較大，云閃發(fā)生在兩者之間。閃電多使地面電場(chǎng)產(chǎn)生瞬時(shí)的正極性變化，表明云底部的電荷為正極性。降雨傾瀉前期總閃較多，但云閃減少，負(fù)地閃增加。這與Rutledge and MacGorman(1988)的結(jié)論一致:在對(duì)流降水密度最大時(shí)期負(fù)地閃率達(dá)到最大。這至少說(shuō)明中部負(fù)電荷區(qū)較強(qiáng)，而且其底部存在激發(fā)負(fù)地閃產(chǎn)生的正電荷區(qū)。降雨傾瀉后期，總閃大幅減少，只有1次正地閃和1次云閃發(fā)生，地面電場(chǎng)由正極性向負(fù)極性轉(zhuǎn)變，正地閃的發(fā)生使地面電場(chǎng)產(chǎn)生瞬時(shí)的負(fù)極性變化。這些表明隨著降雨，中部的負(fù)電荷和底部的正電荷大量消耗，但相比較而言，底部的正電荷消耗更大，中層的負(fù)電荷區(qū)相對(duì)明顯，地面電場(chǎng)主要受其控制，正地閃則很可能起始于云砧。降雨結(jié)束后云閃又開始增加，地閃很少，表明云中部的負(fù)電荷區(qū)有所恢復(fù)。07:57地面電場(chǎng)達(dá)到負(fù)的最大值，表明此時(shí)云底部的正電荷最弱。雷暴結(jié)束時(shí)出現(xiàn)幾次正地閃，表明云砧處的正電荷較多。

7月30日的雷暴過(guò)程比較弱，降雨之前基本沒(méi)有閃電發(fā)生，降雨傾瀉前期地面電場(chǎng)為正極性，發(fā)生了2次負(fù)地閃和2次正地閃，均使地面電場(chǎng)發(fā)生了正極性的變化，表明云底部分布著正電荷區(qū)，而且中上層的電荷區(qū)較低，降雨中后期，地面電場(chǎng)為負(fù)極性，發(fā)生了4次云閃，而且云閃使地面電場(chǎng)發(fā)生負(fù)極性的變化，表明控制地面電場(chǎng)的電荷區(qū)主要是上部正電荷區(qū)和中部的負(fù)電荷區(qū)，而且中部負(fù)電荷區(qū)很弱，底部的正電荷區(qū)基本消失。

這些特征與前面對(duì)粒子攜帶電荷的推斷結(jié)果一致。而且對(duì)于不同粒子所帶電荷極性的推測(cè)與非感應(yīng)冰—冰碰撞分離起電機(jī)制的實(shí)驗(yàn)室結(jié)果一致(Takahashi，1978;Jayaratne et al.，1983;Saunders et al.，1991)。

3.2 遠(yuǎn)距離雷暴

2007年7月24日發(fā)生了2次對(duì)流過(guò)程，分別發(fā)生在12:00—13:50和14:40—17:20期間，強(qiáng)回波中心基本都在距測(cè)站15 km以外。兩次過(guò)程快慢天線共采集到47次閃電，絕大多數(shù)是云閃，只能聽(tīng)到隱約雷聲，沒(méi)有清晰的聲光差記錄，說(shuō)明閃電發(fā)生的地點(diǎn)較遠(yuǎn)。

3.2.1 回波與地面電場(chǎng)及閃電的關(guān)系

12:00—13:02閃電很少，地面電場(chǎng)主要為正極性。13:02—13:41地面電場(chǎng)為較大的負(fù)值，閃電頻繁，且一般引起地面電場(chǎng)的正極性變化。13:12測(cè)站出現(xiàn)短時(shí)毛毛雨。15:35—16:35約發(fā)生20多次閃電，地面電場(chǎng)在15:47—16:11期間為正，其余時(shí)間基本為負(fù)，閃電一般引起地面電場(chǎng)正極性的變化。15:47開始出現(xiàn)毛毛雨，期間地面電場(chǎng)由正極性轉(zhuǎn)變?yōu)樨?fù)極性，幾分鐘后降水結(jié)束，地面電場(chǎng)又恢復(fù)為正極性(圖4)。

對(duì)比兩組人員糖化血紅蛋白檢測(cè)（HbAlc）、空腹血糖水平（FPG）以及口服葡萄糖50 g篩選測(cè)試糖耐受量水平（GCT）；同時(shí)對(duì)比不同檢測(cè)方式在妊娠期糖尿病中的診斷情況[3]。

3.2.2 0℃與－10℃層高度回波對(duì)比

第一次過(guò)程之初，雷達(dá)西南方向有一尺度為十幾千米的回波單體A，西北面有兩個(gè)尺度為幾千米的回波單體B和C，移動(dòng)方向均為西北至東南。12:52之前，回波單體A距離測(cè)站最近，而B和C距測(cè)站較遠(yuǎn)，尺度小，回波強(qiáng)度弱，所以地面電場(chǎng)主要受單體A的控制，主要為正極性。多數(shù)時(shí)間，單體A的－10℃層高度(約在5.8 km高度)的強(qiáng)回波面積及中心回波強(qiáng)度小于0℃層高度(約在4 km高度)的。在12:30—12:40之間，－10℃和0℃層高度之間的強(qiáng)回波面積之差最大，對(duì)應(yīng)負(fù)極性的地面電場(chǎng)。12:52回波單體B消散，單體A強(qiáng)度減弱并遠(yuǎn)離測(cè)站，C移近測(cè)站，且強(qiáng)度增強(qiáng)，地面電場(chǎng)主要受單體C的控制。這一時(shí)段，單體C的0℃層的強(qiáng)回波面積遠(yuǎn)大于－10℃層的強(qiáng)回波面積，在13:10—13:35兩者相差達(dá)到最大，介于6～15 km2之間，此時(shí)也正好是回波單體距測(cè)站最近的時(shí)候，閃電頻繁，地面電場(chǎng)為較強(qiáng)的負(fù)極性(圖5a，c，e)。

圖4 2007年7月24日雷暴過(guò)程地面電場(chǎng)(a)和每10 min的總閃電數(shù)(b)隨時(shí)間的變化Fig.4 The time variations of(a)Egndand(b)lightning numbers per 10 min on 24 July 2007

第二次過(guò)程僅有一個(gè)距測(cè)站相對(duì)較遠(yuǎn)的回波體，但尺度較大，強(qiáng)度較強(qiáng)，強(qiáng)回波面積較大，最初位于雷達(dá)的西北方向，不斷向西南方移動(dòng)。－10℃層和0℃層高度上的強(qiáng)回波面積差別不大。15:42回波中心距測(cè)站最近，15:40—16:20期間－10℃層高度上的強(qiáng)回波面積小于0℃層高度上的，這段時(shí)間地面電場(chǎng)主要表現(xiàn)為正極性，此后雷暴云逐漸遠(yuǎn)離測(cè)站，兩個(gè)高度上的強(qiáng)回波面積相當(dāng)，地面電場(chǎng)主要表現(xiàn)為負(fù)極性。16:50以后，回波中心繼續(xù)遠(yuǎn)離距測(cè)站，而且0℃層高度的回波強(qiáng)度明顯的大于－10℃層的，地面電場(chǎng)為正極性(圖5b，d，f)。

由此可見(jiàn)，對(duì)于距測(cè)站距離較遠(yuǎn)的雷暴，當(dāng)－10℃層高度上的強(qiáng)回波面積比0℃層高度上的強(qiáng)回波面積大，或者兩者相當(dāng)時(shí)，測(cè)站地面電場(chǎng)為負(fù)極性;當(dāng)前者小于后者時(shí)，地面電場(chǎng)開始向正極性變化;當(dāng)前者遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于后者時(shí)，地面電場(chǎng)開始出現(xiàn)負(fù)極性。

3.2.3 粒子的分布與地面電場(chǎng)之間的關(guān)系

選取3個(gè)典型時(shí)刻12:54、15:31和16:42的體掃資料中兩個(gè)仰角12.5°和20°進(jìn)行水凝物粒子的識(shí)別(圖6)。12:54屬于第一次過(guò)程，15:31和16:42兩個(gè)時(shí)刻屬于第二次過(guò)程。

12:54時(shí)，在仰角為12.5°的PPI(plane position indicator，平面位置顯示)掃描中，單體A已消亡，單體B(西南)和C(西北)仍然存在，兩者中心距測(cè)站均約為15 km，對(duì)應(yīng)高度為3.3 km。強(qiáng)回波中心主要是濕軟雹，外圍主要分布著中雨和小雨?；夭ㄖ行腂處在降水消亡階段，濕雹所在的高度較低，而回波中心C處于發(fā)展階段，大濕雹所在的高度較高，地面電場(chǎng)表現(xiàn)為負(fù)極性。

15:31仰角為12.5°時(shí)，回波中心距離測(cè)站約25 km，對(duì)應(yīng)高度5.5 km。16:42時(shí)，回波中心遠(yuǎn)離雷達(dá)，當(dāng)仰角為12.5°時(shí)，回波中心距雷達(dá)約40 km，對(duì)應(yīng)高度為9.1 km，可見(jiàn)雖然回波中心遠(yuǎn)離了雷達(dá)，但是中層的軟雹粒子依然很多。

圖5 2007年7月24日兩次過(guò)程0℃與－10℃層高度回波中心距測(cè)站距離(a，b)、回波強(qiáng)度大于45 dBZ的面積(c，d)和最大回波強(qiáng)度(e，f)隨時(shí)間的變化Fig.5 The time variations of(a，b)the horizontal distance between the strongest reflectivity center and the observation station，(c，d)area with echo strength of more than 45 dBZ and(e，f)the strongest echo strength at 0℃and－10℃on 24 July 2007

圖6 2007年7月24日仰角12.5°(a，b，c)及仰角20°(d，e，f)粒子的分布和回波強(qiáng)度(等值線)隨時(shí)間的演變a，d.12:54;b，e.15:31;c，f.16:42Fig.6 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)at(a，b，c)12.5°elevation and(d，e，f)20°elevationa，d.12:54 BST;b，e.15:31 BST;c，f.16:42 BST

圖7是12:54和15:26強(qiáng)回波中心的RHI(range-height indicator，距離高度顯示)回波強(qiáng)度及水凝物粒子分布。12:54方位角218°對(duì)應(yīng)著回波中心B，強(qiáng)回波頂高為7 km，回波中心距離測(cè)站的水平距離在地面附近約為15～20 km，在4 km高度處約為23 km，相應(yīng)的濕軟雹的頂高約為7.6 km，且在底層距地面較近，在高層距地面較遠(yuǎn)。15:26強(qiáng)回波頂高快達(dá)到10 km，強(qiáng)回波呈紡錘狀，表明對(duì)流云內(nèi)對(duì)流比較強(qiáng)。強(qiáng)回波中心分布著濕軟雹、濕雹和雹/雨混合粒子，2 km以下這些粒子較少，且離雷達(dá)較遠(yuǎn)，約為28 km;2 km以上，在水平方向18～33 km都有這些粒子的分布，頂高也達(dá)到了10 km。

由此可見(jiàn)，濕軟雹粒子的分布和地面電場(chǎng)之間的關(guān)系與前面分析的強(qiáng)回波面積與地面電場(chǎng)的分布一致，這同樣證實(shí)了前述對(duì)于不同水凝物粒子荷電極性推測(cè)的正確性。

圖7 2007年7月24日水凝物粒子及回波強(qiáng)度隨時(shí)間的變化(等值線表示回波強(qiáng)度)a.12:54;b.15:26Fig.7 The time variations of hydrometeors and echo strength(contour denotes echo strength)on 24 July 2007a.12:54 BST;b.15:26 BST

4 結(jié)論

本文將雙偏振多普勒雷達(dá)引入了雷電的綜合觀測(cè)中，通過(guò)分析兩次距離測(cè)站較近(中心距測(cè)站水平距離約10 km)的雷暴和一次較遠(yuǎn)距離(中心距離測(cè)站水平距離約14～50 km)的雷暴過(guò)程中，微物理和電過(guò)程之間的相關(guān)性，得出了以下主要結(jié)論:

1)根據(jù)地面電場(chǎng)的變化極性、放電類型和水凝物粒子分布之間的關(guān)系，可以推斷位于雷暴云底部(＞0℃)的濕軟雹粒子(固態(tài)粒子)帶正電荷;處于上升氣流區(qū)－10℃和－20℃之間、最大反射中心之上的粒子(軟雹、過(guò)冷水及濕雪和實(shí)雪)帶負(fù)電荷;云上部的干雪和實(shí)雪粒子攜帶正電荷。

2)對(duì)于距測(cè)站較近的雷暴，地面電場(chǎng)的變化和軟雹粒的頂高有很好的相關(guān)性:當(dāng)軟雹的頂高達(dá)到6 km以上時(shí)，中層的軟雹多，負(fù)電荷區(qū)強(qiáng)，地面電場(chǎng)為負(fù)極性;當(dāng)軟雹頂高在4.5～6 km之間時(shí)，中層的軟雹減少，負(fù)電荷區(qū)減弱，地面電場(chǎng)受底部的濕軟雹控制下為正極性;當(dāng)軟雹頂高低于4.5 km時(shí)，軟雹所在的體積也大大減小，底層的正電荷區(qū)減弱，中層其他帶負(fù)電荷的粒子(過(guò)冷水、濕雪、實(shí)雪)形成的負(fù)電荷區(qū)使地面電場(chǎng)為負(fù)極性。

3)降水期間(對(duì)流云距觀測(cè)站很近時(shí))，大于30 dBZ的各強(qiáng)度回波最大頂高梯度越大，閃電越多。

4)對(duì)于距測(cè)站較遠(yuǎn)的雷暴，當(dāng)－10℃層高度上的強(qiáng)回波面積比0℃層高度上的強(qiáng)回波面積大，或者兩者相當(dāng)時(shí)，地面電場(chǎng)為負(fù)極性。當(dāng)前者小于后者時(shí)，地面電場(chǎng)開始向正極性變化，如果前者遠(yuǎn)遠(yuǎn)小于后者，地面電場(chǎng)呈現(xiàn)負(fù)極性。

綜上所述，由于此地區(qū)的雷暴多是地形擾動(dòng)作用形成，強(qiáng)度一般較弱，在雷暴的整個(gè)過(guò)程中，強(qiáng)回波頂高及軟雹的高度較高的情況較少，所以相對(duì)的中層的負(fù)電荷沒(méi)有南方地區(qū)的強(qiáng)，而底部的正電荷較強(qiáng)，因此當(dāng)雷暴當(dāng)頂或靠近觀測(cè)站時(shí)地面電場(chǎng)多為正極性。

董振賢，李妙英.2004.雙偏振多普勒天氣雷達(dá)的偏參量及其應(yīng)用［J］.解放軍理工大學(xué)學(xué)報(bào):自然科學(xué)版，5(3):98-102.

馬學(xué)謙.2007.基于X波段雙偏振多普勒天氣雷達(dá)降水觀測(cè)［D］.蘭州:中國(guó)科學(xué)院寒區(qū)旱區(qū)環(huán)境與工程研究所.

郄秀書，郭昌明.1990.北京與蘭州地區(qū)的地閃特征［J］.高原氣象，9(4):388-394.

郄秀書，余曄，張廣庶，等.1998.中川地區(qū)一次負(fù)地閃的起始過(guò)程研究［J］.高原氣象，17(1):34-43.

王致君，楚榮忠.2007.X波段雙通道同時(shí)收發(fā)式多普勒偏振天氣雷達(dá)［J］.高原氣象，26(1):135-140.

Bateman M G，Marshall T C，Stolzenburg M，et al.1999.Precipitation charge and size measurements inside a New Mexico mountain thunderstorm［J］.J Geophys Res，104:9643-9653.

Jayaratne E R，Saunders C P R，Hallett J.1983.Laboratory studies of the charging of soft-hail during ice crystal interactions［J］.Quart J Roy Meteor Soc，109(461):609-630.

Jayaratne E R，Saunders C P R.1984.The rain gush，lightning and the lower positive charge center in thunderstorms［J］.J Geophys Res，89:11816-11818.

Krehbiel E R，Roble R G.1986.The electrical structure of thunderstorms［M］.Washington:National Academy Press.

Krehbiel P R，Brook M，McCrory R A.1979.An analysis of the charge structure of lightning discharges to the ground［J］.J Geophys Res，84:2432-2456.

Liu X，Ye Z，Shao X.1989.Intracloud lightning in the lower part of thundercloud［J］.Acta Meteor Sinica，3:212-219.

Liu X，Wang C，Zhang Y，et al.1994.Experiment of artificially triggering lightning in China［J］.J Geophys Res，90:10727-10731.

Marshall T C，Stolzen burg M.1998.Estimates of cloud charge densities in thunderstorms［J］.J Geophys Res，103:19769-19775.

Moore C B，Vonnegut B.1977.The thundercloud，lightning［M］.San Diego:Academic Press.

Qie X.1991.The characteristrics of ground flashes in Beijing and Lanzhou regions［J］.Adv Atoms Sci，8(4):471-478.

Qie X，Yu Y，Liu X，et al.2000.Charge analysis on lightning discharges to the ground in Chinese Inland Plateau(Verge of Tibet)［J］.Annales Geophysicae，18(10):1340-1348.

Rutledge S A，MacGorman D R.1988.Cloud-to-ground lightning activity in the 10—11 June 1985 mesoscale convective system observed during the Oklahoma-Kansas PRE-STORM Project［J］.Mon Wea Rev，116:1393-1408.

Saunders C P R，Keith W D，Mitzeva R P.1991.The effect of liquid water on thunderstorm charging［J］.J Geophys Res，96(D6):11007-11017.

Stolzenburg M，David R W，Marshall T C.1998a.Electrical structure in thunderstorm convective regions:1.Mesoscale convective systems［J］.J Geophys Res，103:14059-14078.

Stolzenburg M，David R W，Marshall T C.1998b.Electrical structure in thunderstorm convective regions:2.Isolated storms［J］.J Geophys Res，103:14079-14096.

Stolzenburg M，David R W，Marshall T C.1998c.Electrical structure in thunderstorm convective regions:3.Synthesis［J］.J Geophys Res，103:14097-14108.

Straka J M，Zrnic D S，Ryzhkov A V.2000.Bulk hydrometeor classification and quantification using polarimetric radar data:Synthesis of relations［J］.J Appl Meteor，39:1341-1372.

Takahashi T.1978.Riming electrification as a charge generation mechanism in thunderstorms［J］.J Atmos Sci，35:1536-1548.

Williams E R.1989.The tripole structure of thunderstorm［J］.J Geophys Res，94:13151-13167.