成都地區一次強對流天氣中地閃產生的天氣動力學條件分析

柳臣中，周筠王君，張 凌，徐 毅，張曉露

(1.成都信息工程大學大氣科學學院高原大氣與環境四川省重點實驗室，四川成都610225;2.中國人民解放軍69008部隊，新疆烏魯木齊830000;3.南京信息工程大學氣象災害預報預警與評估協同創新中心，江蘇 南京210044)

強對流天氣過程常常伴隨著劇烈的閃電活動，不同地域的強對流天氣過程具有不同的閃電特征。針對強對流天氣中的閃電產生動力機制的討論，國內外學者普遍認為強上升氣流和冰相粒子的碰撞是閃電產生的基本條件。Tessendorf等[1]和 Wiens等[2]結合 2000年6月29日美國堪薩斯州西部的強雷暴起電和降水研究STEPS(severe thunderstorm electrification and precipitation study)，利用3個S波段多普勒雷達、便攜式環境電場儀和NLDN(national lightning detection network)資料重點分析了一次超級單體雷暴演變為多單體雷暴過程的動力、微物理特征，發現雷暴中的總閃率與上升氣流強度有很好的相關性，其中上升速度和垂直渦度至少要達到10 m/s和10－2s－1的量級。而Zajac等[3]則利用NLDN對強對流天氣過程中地閃活動的特征及其對云中動力過程的響應機制做了較為深入的研究，提出在多數強對流天氣中的閃電活動常常與動力過程相關，隨著動力過程的改變，強對流天氣中的帶電水成物粒子分布隨之改變，進而影響閃電放電特征。在國內，鄭棟等[4－5]提出強烈的上升氣流是閃電形成和發展的最基本條件，只有存在強上升氣流時雷暴云中的電場能量和電場強度才可能不斷地增加，其增加速度和氣體上升速度成指數規律增加。馮桂力等[6－7]利用電網閃電監測系統、714SDN多普勒雷達及GMS5衛星資料分析了一次冷渦天氣系統中的雹暴過程及其地閃活動，并提出云層的起電過程和閃電與垂直上升氣流密切相關。以往有關閃電產生的動力機制研究中主要側重于探討強對流天氣中動力過程對閃電活動的影響[8－9]，而對閃電活動影響動力過程的研究較少，閃電產生的動力機制如何建立?閃電活動與動力過程如何相互作用?這些都缺少定量描述的方法。

成都地區(30°05'N～31°26'N，103°04'E～104°53'E)位于四川盆地西部，青藏高原東部，屬亞熱帶濕潤季風氣候。受副熱帶和中緯度天氣系統的交替影響，中小尺度天氣系統活動頻繁，該地區所產生的地閃活動有著鮮明的區域性特征，雖然借助多種閃電探測手段收集的資料已經對其規律有了一些初步認識，但是由于閃電產生的時空隨機性和瞬時性，對其中動力過程的理論研究和觀測實驗還不充分。

因此，主要運用雷達、衛星和閃電定位系統等觀測資料相結合，討論成都地區獨特地形下強對流天氣中動力過程和地閃活動特征，以及兩者的相互作用機制，為成都地區強對流天氣及其地閃活動的預警預報工作提供重要的理論參考和技術支持。

1 資料和方法介紹

分析了成都地區2013年6月20日一次中尺度對流系統(MCS)，過程中的地閃活動資料主要包括四川省閃電定位網提供的地閃觀測資料，強對流天氣過程的背景及動力場分析主要借助2013年6月19日20時至20日20時(北京時，下同)MicAPS探空資料、T-lnp圖資料，2013年6月19至20日降水逐小時觀測資料(加密觀測和常規觀測)，2013年6月19日20時至20日20時1°×1°的FNL資料，研究過程中還用到TWP3型固定式邊界層風廓線雷達2013年6月20日每半小時一次的水平風資料、2013年6月19日20時至20時逐小時的風云2E靜止衛星云圖和0.1°×0.1°TBB反演資料。

成都信息工程大學氣象觀測場的TWP3型固定式邊界層風廓線雷達主要用來提供強對流天氣過程中的高空風場資料，其工作頻率為1290 MHz，最大探測高度≥3 km，最小探測高度≤100 m，提供的參數包括功率譜、回波信噪比、水平風速風向、垂直氣流速度和方向、大氣折射率結構指數等。

2 天氣背景介紹

據資料顯示，自2013年6月20日01:30起，成都地區迎來一次MCS，經統計全天發生地閃12937次，其中正地閃315次，負地閃12622次，是一次典型的負地閃為主導的閃電活動。MCS成熟階段共發生地閃4399次，占全天地閃次數的34%，其中4335次負地閃，64次正地閃。此次MCS導致58條電力線路中斷，通訊設備信號不暢，多處交通設施運行受阻，是成都地區自2008年后又一次過程劇烈、破壞力驚人的強對流天氣過程。圖1是由FNL1°×1°資料得到的19日和20日08時500 hPa環流形勢。圖2是由四川省自動氣象站降水加密資料得到的24小時累積降水量分布圖。圖3是由四川省閃電定位系統資料得到的地閃分布圖。

從圖1(a)可以看出，巴湖附近及中國東北部各有一低值中心，中國內蒙古西北部形成阻塞高壓，隨著高空低槽東移，地面弱冷空氣的入侵，西南暖濕氣流的不斷涌入，觸發了本地強不穩定能量的釋放。從圖1(b)可以看出，500 hPa天氣圖上副高加強西伸，原來位于內蒙古地區西北部的阻塞高壓崩潰，與此同時新疆北部強低值系統向南分裂出一低值中心加速東移，成都地區上空對流活動有所增強。高空輻散，低層輻合為其提供動力條件;高低層存在差動平流，低層存在濕舌為其提供水汽條件，這些都有利于MCS的爆發[10－11]。如圖2所示，降水主要分布在成都地區北部和東南部，即都江堰南部、彭州中部和東南部，郫縣、市區東南部、雙流和龍泉驛交界處24小時降水量普遍都達到200 mm以上，降水集中區域如彭州東部，雨量甚至達到特大暴雨的量級。如圖3所示，地閃主要分布于成都地區中部和東南大部，尤其以雙流縣東部，龍泉驛區，青白江區和金堂縣最為密集。從整體來看，降水的分布與地閃分布形勢大體相同，降水較為集中的區域也是地閃密集區。這與北京地區[5]、南京地區[12]對于地閃與降水關系的分析結果較為相似。

圖1 2013年6月19日08時與20日08時500 hPa環流形勢

圖3 2013年6月20日24小時地閃分布(圖中“+”號表示正地閃，“－”號表示負地閃)

3 強對流天氣中的動力過程

3.1 環境條件分析

大氣環境的熱動力特性能夠影響閃電活動，進入雷暴云內部的能量越多，閃電活動也越強烈[13－14]。Schultz等[15]利用多參數雷達研究了產生閃電的雷暴云動力過程，發現CAPE值越大，對流抑制能量越小，對流層垂直風切變越弱，閃電密度越大。結合本次MCS發展的3個階段可以劃分為，發展階段:20日01:30至03:00;成熟階段:03:00至05:00;消亡階段:05:00以后。表1是MicAPS探空資料經計算得到的環境參數，觀察此次強對流天氣過程到來之前參數的變化可以發現K指數、抬升指數等都有較為明顯的不穩定能量積聚的趨勢，對流穩定度指數在19日20時遠小于－10℃，達到－19.2℃。過程中抑制有效位能都大于40 J/kg，這些都有利于閃電活動發生[4]，但是由于19日前已有一次劇烈的強對流天氣發生，所以沙氏指數、抬升指數在本次過程前已經轉為負值，這表明大氣層結之前已經較不穩定。從本次MCS發展前，由表中19日20時環境參數可以看出，對流有效位能達到最高的765.3 J/kg。反觀強對流天氣消散階段，即20日08時的參數，發現0℃層、－20℃層、－30℃層較19日20時均有不同程度的下降，這些特殊層高度的降低有利于強對流天氣中的閃電活動。20日20時本次強對流天氣過程已趨于結束，沙氏指數由負轉正，特殊層高度迅速逐漸回升，對流有效位能和0℃層高度對于強對流活動潛勢預報的指示作用明顯，這與夏文梅等[12]基于南京站的研究結果基本一致。研究過程中發現對流穩定度指數也能很好地反映強對流天氣過程的演變。但與戴建華等[16]利用TRMM/LIS資料分析長江三角地區的閃電活動不同的是，成都地區閃電高發期間的抬升指數并沒有小于－2℃。

表1 強對流天氣過程環境因子演變

圖4 2013年6月19日20時，20日02時和08時各物理量的垂直分布廓線

圖5 2013年6月20日云頂亮溫與前后30分鐘內地閃的疊加

雷暴云內的上升速度的大小對于雷暴的發生發展起到至關重要的作用，強烈的上升運動也有利于產生更多有益閃電起電放電的水成物及冰相粒子，從而形成更強的云內電場及放電過程[17－18]。圖4為成都地區(31°N，103°E)溫度、濕度、風場物理量的垂直分布廓線。從溫度層結曲線圖(圖4a)可以看出，在MCS發展前后，3個時次曲線變化不大，中低層沒有出現明顯逆溫區，0℃層位于500 hPa高度。從垂直速度曲線圖(圖4b)可以看出，垂直速度在對流活動發展初期，700 hPa高度以下達到－1 Pa/s，上升運動明顯。隨后在700 hPa至500 hPa高度間垂直速度由負轉正，在450 hPa達到0.75 Pa/s，此時對流層中高層都為弱的下沉運動。20日02時，垂直速度在450 hPa高度以下一直為負，并在650 hPa高度達到－0.6 Pa/s，可見此時對流層中低層一直為上升運動，高層則以下沉運動為主。消散階段垂直速度在600 hPa高度前已經很快轉為正值，并于500 hPa接近1 Pa/s，表明此時對流層中層大氣開始出現強下沉運動，造成此次MCS減弱。從u分量圖(圖4c)可以看出，3個時次曲線走勢較為一致，700 hPa高度以下為一致的東風，500 hPa至400 hPa高度轉為西風，至對流層高層又再次轉為東風，但是MCS發展前，即19日20時風速在中高層變化幅度明顯要比MCS成熟后小很多。從v分量圖(圖4d)可以看出，19日20時500 hPa高度以下為一致的偏南氣流，且風速接近3 m/s，但到達對流層高層后又轉為偏北氣流。20日02時和08時兩曲線走勢相似，但是在對流層低層700 hPa高度以下，20日02時為弱的偏南氣流，20日08時為弱的偏北氣流，隨著高度升高至中層500 hPa，兩者都轉為偏南氣流，20日08時曲線又在高層350 hPa提前由偏北氣流轉為偏南氣流。對比3個時次的v分量曲線可以看出，正是由于MCS由發展進入消散階段，對流層低層的氣流出現了隨時間增加而由北向南偏移的現象。

3.2 強對流天氣演變細節

衛星資料作為研究強對流天氣中地閃活動的主要途徑，有其精度高、易處理的優越性。從近期的研究成果來看，國內外學者使用的衛星資料來源包括TRMM衛星、MTSAT衛星、GOES衛星、風云系列衛星等。圖5為風云2E靜止衛星云頂亮溫產品得到的MCS發生到消亡階段，云頂亮溫與前后30min內地閃的疊加。強對流天氣開始階段(01:30～03:00)，結合01:00(圖5a)和02:00(圖5b)的紅外云圖發現四川省中部和東北部各有一深厚的雷暴云團生成并發展，地閃開始零星出現在成都地區西部和東北部，位于云頂亮溫低于－60℃的梯度且較大的區域內。自03:00(圖5c)開始，兩雷暴云團發展迅速，不斷擴大合并發展為中尺度對流復合體(MCC)，云頂亮溫低于－50℃的冷云區也隨之擴大，且長寬都接近3個經緯距。此時地閃密集發生于成都地區中東部，形成兩條平行于MCC側邊界的閃電帶，成都地區內的地閃主體已全部位于云頂亮溫低于－70℃的區域，這與袁鐵等[19]對于華南颮線中閃電活動與云頂亮溫關系的研究結果較為一致。

成熟階段(03:00－05:00)，結合04:00(圖5d)和05:00(圖5e)的紅外云圖發現此時MCC云區面積不斷增長，隨著系統內部冷云蓋的溫度持續降低，低于－60℃的云頂亮溫區域面積也持續增大[13]。云頂亮溫低于－70℃的云區又逐漸發展為中部、東北部兩個中心，同時又有一低于－80℃的云頂亮溫低值中心形成。對比地閃頻次圖可以發現，成都地區內的地閃數量較前一階段有明顯的躍升，并且密集區位置一度和云頂亮溫低值中心重合。

消散時段(05:00之后)，結合06:00(圖5f)的紅外云圖發現MCC云區開始減弱變形，中部和東北部兩個低于－70℃的云區面積逐漸縮小，低于－80℃的低值中心向東北并移出了成都地區。此時地閃頻數較旺盛階段有所減少，從07:00(圖5g)和08:00的云圖(圖5h)可以發現，低于－60℃的云區范圍開始逐漸縮小，云頂亮溫逐漸上升，系統由盛轉衰，減弱消散。對比山東地區[6]、華北地區[13]、云南地區[20]云頂亮溫與地閃的關系可以發現，本地區MCS過程中地閃所發生的區域，同樣也為云頂亮溫≤－60℃且溫度梯度較大的區域，但是與附近的云南地區略有不同的是，本地區地閃密集區常常出現在MCS云團前部。

4 地閃活動特征分析

4.1 分布特征的分析

圖6 2013年6月20日地閃頻數空間分布

閃電的分布特征與強對流天氣活動的強弱程度息息相關[21]，圖6和圖7是由四川省閃電定位系統提供的地閃資料得到的地閃頻數、平均強度和累積強度分布圖。從圖6可以看出，MCS發展階段(圖6a)地閃主要分布在成都地區西南部，集中于大邑縣和邛崍市東部交界處，密集區地閃頻數可達到8次/km2。MCS成熟階段(圖6b)地閃主要分布在成都地區中部和東南部，形成“郫縣－溫江區－崇州市”、“龍泉驛區－雙流縣”兩個密集區，密集區地閃頻數在短時間內達到16次/km2。MCS消散階段(圖6c)地閃主要分布在成都地區東南部，集中于青白江區南部，龍泉驛區和雙流縣東部，密集區地閃頻數達到20次/km2。雖然頻數較發展和成熟階段多，但是其持續時間為3個階段中最長。由6月20日全天地閃分布來看(圖6d)，地閃位置隨時間由西向東演變，主要分布于成都地區中部和東南大部，其中雙流縣、龍泉驛區、青白江區和金堂縣地閃尤為密集，集中區域甚至可以達到26次/km2以上。

圖7 2013年6月20日地閃平均強度和累積強度空間分布

從圖7可以看出，本次地閃活動的平均強度(圖7a)和累積強度(圖7b)的空間分布和頻數分布類似，高值區基本都依據頻數分布于成都地區的中部及東南大部，其中24小時平均強度高值達到了240 kA以上，累積強度則達到1000 kA以上。由地閃頻數、平均強度和累積強度結合分析可以看出，本次強對流天氣產生的地閃主要發生于成都地區東南部，即雙流縣、龍泉驛區、青白江區和金堂縣范圍內，由于本次地閃活動的高峰期出現在凌晨到清晨，人員主要集中在室內相對安全，應當盡量避免交通和通訊設施受到災害性天氣的影響。

4.2 演變特征的分析

圖8是由閃電定位系統數據和降水加密資料得到的本次MCS過程中地閃頻次與累積降水量隨時間演變圖。由圖可見，自01:30起負地閃頻次明顯增加，但由于本次MCS發展前已經有幾次較為明顯的對流活動，所以降水開始就穩定在較高水平。隨著MCS的不斷增強，負地閃頻次不斷增多，在03:20出現一個峰值229次/5 min，而降水先于地閃在02:00就達到峰值2450 mm。此后負地閃一直穩定維持，并在04:55達到最大峰值240次/5 min，降水則在達到峰值2h后迅速減弱，在04:00就已減少至755 mm。自05:00開始，MCS開始減弱，此時負地閃頻次銳減，降水逐漸減弱，同時正地閃頻次有所增強，在05:05達到9次/5 min，正地閃頻次的增加也預示著本次MCS減弱消散。對比華北地區的雷暴可以看出，負地閃維持的時間與強對流維持時間大致相同，降水形勢與地閃形勢大致相同，但降水峰值要比地閃峰值早出現約80 min[13]。地閃在短時間大幅度增加，可能是由于夜間大氣層結較不穩定，而暖濕空氣又不斷涌入和抬升，使得該地區強對流天氣加劇，造成了閃電活動的頻繁產生[22]。

圖8 2013年6月20日01:30～10:30地閃頻次和累積降水量隨時間的演變

5 動力過程與地閃活動相互作用

圖9 2013年6月20日01:30～10:30成都站(30°35'06″N，103°59'23″E)風廓線時間－高度剖面與30km范圍內地閃疊加

從圖9可以看出，02:00之前，3～1 km高度風向大致為東北風，3 km以上高度的風向普遍為西北風，且風速維持在8～12 m·s－1，風隨高度逆轉，中層有冷平流出現，可能是導致此次MCS發生發展的誘因。03:00之前，即此次MCS發展階段，地閃正處于不斷增長階段，但是幅度并不大。03:00附近，1500 m高度以下風速突然增大并轉向西南風，高層統一為偏南風，此時降水量明顯增強，地閃數量明顯增多，并在05:00附近達到峰值1059次，MCS恰好處于成熟階段，觀察03:00至05:00時段3 km以上的廓線圖可以看出，降水和地閃的穩定階段，中層又一致轉為西北風，風速普遍達到12～16 m·s－1。05:00之后，MCS處于消散階段，高層風向、風速不再出現波動，此時降水逐漸減弱，地閃數量在07:30和08:30分別出現了一次小波動之后，明顯減少[23]。通過對比可以明顯看到，高空風發生切變時也正是地閃數量出現明顯變化的時刻。垂直螺旋度能夠很好的反映出強對流天氣過程中動力過程的強弱，分析19日20:00，20日02:00，08:00的垂直螺旋度(10－6m·s－2)分布，可以看出MCS成熟前(圖10a)，成都地區大部還處于 50 ×10－6m·s－2小值區內，對流活動并不強烈，此時也沒有地閃發生。當MCS進入成熟期(圖10b)，成都地區恰好位于垂直螺旋度大值中心西北范圍內，大值中心達到500×10－6m·s－2，此時降雨已經開始，但是由于該圖僅僅疊加了前后30 min的地閃位置，而此時地閃數量還不密集，所以其與垂直螺旋度的關系尚待進一步分析。對比云頂亮溫圖可以發現，其低于－60℃冷云區和垂直螺旋度大值中心有很好的對應關系，或許能夠作為研究強對流天氣的指標之一。MCS消散階段(圖10c)，垂直螺旋度大值區已經減弱并移向成都地區外圍，位于四川盆地東北部，此時降水和地閃活動都已減弱。

圖10 2013年19日20時至20日08時垂直螺旋度與前后30分鐘內地閃疊加

6 結論

利用閃電定位系統資料、衛星觀測資料、常規觀測資料，通過分析成都地區一次MCS中的動力過程及其地閃活動特征，初步討論了強對流天氣背景下動力過程和地閃活動相互作用機制，得到如下結論:

(1)CAPE和0℃層高度對于強對流活動潛勢預報的指示作用比較明顯，但是通過觀察MCS生命史期間環境因子的演變，發現對流穩定度指數也能很好的反映強對流天氣的演變。

(2)地閃活動與降水及云頂亮溫有很好的對應關系。本次MCS中降水的分布與地閃分布形勢大體相同，降水集中區域也是地閃密集區。地閃主要發生在云頂亮溫≤－60℃且溫度梯度較大的區域，地閃密集區常常出現在MCS云團中部及前部，即對流活動較為旺盛的區域。

(3)正地閃頻次的增加可能預示著強對流活動的減弱消散，負地閃維持的時間與強對流維持時間大致相同。MCS由發展階段進入成熟階段，負地閃頻次開始出現小的峰值，此后負地閃一直穩定維持并出現最大峰值。隨著MCS進入消散階段，負地閃頻次極度銳減，同時正地閃頻次有所增強。

(4)對流開始階段，對流層中層有冷平流出現，可能是導致此次MCS發展的誘因。MCS發展階段，1500 m高度以下風速突然增大并轉向西南風，高層統一為偏南風，此時降水量明顯增強，地閃數量明顯增多;MCS成熟階段，降水和地閃也處于穩定階段，對流層中層又一致轉為西北風，風速普遍達到12～16 m·s－1。MCS消散階段，高層風不再出現波動，此時降水明顯減弱，地閃數量隨之減少。

(5)當MCS成熟階段，地閃密集區恰好位于垂直螺旋度大值中心西北范圍內，大值中心達到500×10－6m·s－2。但是由于該圖僅僅疊加了前后30 min的地閃位置，而此時地閃數量還不密集，所以其與垂直螺旋度的關系尚待進一步分析。云頂亮溫≤－60℃冷云區和垂直螺旋度大值區有很好的對應關系，或許能夠作為研究強對流天氣的指標之一。成都地區受東亞季風和西南季風聯合影響，受青藏高原和四川盆地熱動力作用。該地區的地閃主要發生在7至9月份，且季節變化較為明顯。主要分析了成都地區一次MCS中的動力過程與地閃活動相互作用機制，為該地區進一步分析強對流天氣及閃電活動預警預報提供了重要的理論依據。但是，也應注意由于強對流天氣過程及閃電活動時間較短，觀測設備的時效性不足，研究尚需更多的個例加以說明驗證。

致謝:感謝北京市自然科學基金重點項目(8141002);中科院寒旱區陸面過程與氣候變化重點實驗室2013年度開放基金(LPCC201305);中國氣象局成都高原氣象開放實驗室基金項目(LPM2013014)對本文的資助

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