1907號臺風“韋帕”登陸期間眼壁區的垂直電場探空觀測*

張廷龍 余海 陳陽 趙小平 陳潔文中海 李哲 蔣賢玲 張茂華

1) (海南省南海氣象防災減災重點實驗室, 海口 570203)

2) (西昌衛星發射中心, 西昌 615000)

2019年夏季在海南文昌獲取到1907號臺風“韋帕”眼壁內的一次電場探空資料, 本文利用衛星、雷達、地面電場及海南省地閃定位資料對該臺風特征進行詳細分析, 在此基礎上, 對探空路徑區域內的電場廓線以及電荷區分布進行了分析, 結果顯示: 在海拔高度5.74—9.10 km之間共有4個正電荷區和3個負電荷區,這7個電荷區所處的溫度區間在–2.4— –16.7 ℃之間, 自下而上各電荷區的平均電荷密度分別為0.63, –0.33,0.31, –1.03, 1.70, 1.57和–1.20 nC/m3, 初步分析認為最上部的兩個正電荷區應該為同一個電荷區, 由此在綜合考慮電荷區厚度的情況下, 發現強度最大的三個電荷區分別為最下部的正電荷區、中部的主負電荷區與上部的主正電荷區, 三者呈三極性電荷結構特征, 其次為云上邊界厚度較薄的負極性屏蔽電荷層, 下部正電荷區與主負電荷區之間的兩個電荷區最弱.

1 引 言

熱帶氣旋是發生在熱帶或副熱帶洋面上的一種強大而深厚的天氣尺度的強對流系統, 產生于西太平洋、西北太平洋及其臨近海域的熱帶氣旋被稱為臺風; 產生于大西洋和東太平洋的熱帶氣旋被稱為颶風; 產生于印度洋和南太平洋的熱帶氣旋被稱為氣旋風暴.臺風登陸時通常會伴有大風、暴雨或特大暴雨等天氣現象.最初人們認為臺風不具備產生大量閃電的微物理和垂直運動條件[1], 然而實際觀測證實了臺風也會產生大量的閃電[2?4].關于臺風電學特征的研究源于閃電探測設備的發展, 由于臺風通常發生于遠離陸地的洋面, 而一般陸基的閃電探測系統由于探測范圍有限, 只能監測到臺風登陸前后的情況, 對海洋上的閃電監測幾乎無能為力.全球閃電探測系統通過在全球范圍布設工作在甚低頻的傳感器, 實現了對全球閃電的監測, 盡管探測效率較低[5?7], 但能夠探測到臺風整個發展過程的閃電活動[8].另外, 被廣泛用于全球閃電及臺風閃電研究的還有星載閃電探測儀獲取的資料, 主要有閃電成像儀和光學瞬態探測器, 二者雖然探測效率較高[9,10], 但對臺風閃電監測的時間長度非常有限.我國于2016年12月發射了新一代靜止衛星風云四號A星, 搭載有自主研發的衛星閃電成像儀.

通過對大西洋颶風的研究, Molinari 等[11]指出颶風的閃電活動具有三圈分布特征: 眼壁區(0—100 km)存在一定的閃電活動, 但閃電頻次較低; 內雨帶(100—200 km)閃電活動很少, 但正地閃比例較高; 外雨帶(200—300 km)具有較高的閃電頻次, 且熱帶氣旋中大部分地閃發生在外雨帶.雖然不同的臺風在空間尺度上存在較大的差異, 但閃電的三圈結構被越來越多的研究所證實[12?14].在時間演變上, 臺風閃電活動一般具有間歇性特征, 即在長時間閃電活動的不活躍期間會伴有短暫的閃電活躍期[15].另外一個特征就是臺風的眼壁區會出現閃電頻數突然增高的現象, 這種眼壁區的閃電爆發通常發生于臺風強度快速增強、或處于最強時、或出現眼壁置換階段[16?20].然而, 在東北太平洋和北大西洋也觀測到相反的情況, 即眼壁區域的閃電在臺風減弱階段更為顯著[15,17,21].另外還有一些研究發現眼壁區閃電的爆發與臺風的路徑也有一定的關系[22,23].這些臺風內核閃電的演變, 一定程度上揭示了眼壁內的循環機制對起電效率以及電荷結構的影響, 最終通過云內電荷的中和或釋放響應云內電荷區位置及強度的改變和調整, 這意味著對臺風云內電荷結構的研究對認知閃電活動特征十分重要.

目前, 對臺風云內的電場或帶電水成物粒子的探空觀測較少, 因此耦合了電參數化過程的云模式成為研究臺風電活動特征可依賴的手段, 但由于完整地模擬整個臺風過程的計算量過大, 使得相關模擬研究仍然十分有限.要對臺風的電活動特征進行模擬, 首先要對云內的起電過程進行參數化.目前,所有有關臺風的起電參數化方案都是基于對流云的起電機制, 因此有不少工作基于中尺度模式模擬雷暴電過程[24?27], 對熱帶氣旋內部電過程模擬相對較少.Fierro等[19]首次利用云模式對一個理想的颶風微物理過程和電過程進行模擬, 起電參數化方案主要采用感應起電機制[28,29]和非感應起電機制[30], 而閃電放電采用三維隨機分叉擊穿模型[31],模擬結果發現在眼壁區電荷結構呈三極性分布, 在眼壁外圍的層狀云區和很強的外雨帶單體中電荷呈偶極性分布.隨后, Fierro和Reisner[32]利用相同的模式對颶風Rita (2005)的閃電活動進行模擬, 主要關注眼壁閃電活動與眼壁對流、颶風強度變化之間的關系.而有些研究認為熱帶氣旋眼壁區的對流一般具有負的偶極性電荷結構[33,34], 即在云的中部有一個負電荷區, 云的下部有一個正電荷區.而熱帶氣旋加強階段眼壁區深對流可以呈現正的三極性電荷結構, 而熱帶氣旋外部螺旋雨帶的電荷結構一般是正的偶極性電荷結構[19].目前, 關于臺風云內電場探空的觀測結果未見報道, 而數值模擬利用對流云相關起電機制得到的結果是否合理仍需進一步的觀測進行證實和分析, 本文利用2019年1907號臺風“韋帕”(文中簡稱為: 1907號臺風)眼壁內的一次電場探空的直接觀測資料, 首次分析了臺風登陸期間眼壁區內探空路徑上的電荷結構特征, 雖然只有一次探空過程獲取到了云內的垂直電場信息, 并不能完全代表整個眼壁內的電結構特征, 但可以從觀測的角度進一步加深對眼壁閃電爆發機理的理解, 對數值模式起電參數化方案的選取以及模擬結果的驗證也具有重要的科學參考.

2 觀測及資料

雷暴云內電場探空觀測實驗于2019年夏季在海南省文昌市龍樓鎮(110.96°E, 19.64°N)開展,龍樓鎮位于文昌市東部沿海, 受海陸風的影響, 午后容易出現對流性天氣.文昌也是海南臺風登陸最多的地區之一, 從1949—2016年期間的統計來看,共有155個臺風登陸海南, 其中登陸文昌的有49個, 在各市縣中是最多的.此次觀測涉及到的觀測設備主要有以下幾種: 1)雷暴云內電場探空系統, 該系統主要由地面自動跟蹤接收裝置與球載電暈探針式探空儀組成, 用以探測垂直方向上的電暈電流; 2)S波段多普勒天氣雷達, 位于海口永莊(110.25° E, 20.00°N), 距離東南方龍樓鎮的電場探空點約84 km, 如圖1所示, 用以指揮開展探空觀測作業; 3)地閃定位網, 該探測網共由5個子站組成, 分別位于海口(110.25°E, 20.00°N)、三亞(109.54°E, 18.23°N)、瓊中(109.83°E, 19.04°N)、瓊海(110.46°E, 19.24°N)和東方(108.64°E, 19.09°N),用以實時監測海南島對流性天氣的地閃信息, 包括發生的時間、位置、強度、極性等信息; 4)大氣平均電場儀, 在探空站點安裝了一套場磨大氣平均電場儀監測對流天氣過程的地面電場.

圖1 雷達、地閃定位網及電場探空觀測站分布 ■: 探空點; Δ: 地閃定位子站; : 雷達站和地閃定位子站Fig.1.Radar site and lightning location substation.■:Electric field sounding site; Δ: Substations of lightning location network; : Radar site and lightning location substation.

電場探空儀依據電暈放電的原理, 采用金屬探針作為傳感器實現對電暈電流的測量, 然后通過野外地面對比觀測得到電場與電暈電流的擬合關系[35], 如(1)式所示, 其中I為電暈電流, 單位為μA,E和E0分別為實時大氣電場強度和電暈放電的閾值電場強度, 單位為kV/m.用金屬探針作為傳感器, 電場測量值僅是電場總矢量在導線方向的分量.在實際觀測中為了盡可能地反映云內垂直電場, 電暈探針也是垂直放置的.在這種情況下, 若忽略水平電場的影響, 那么觀測得到的電暈電流被認為只是垂直電場的貢獻, 由此可利用一維高斯近似公式(2)式計算探空路徑上的電荷密度ρ(單位: nC/m3), 其中ε為空氣的介電常數(8.86 ×10–12F/m).電暈探針的誤差較大, 假設電暈探針在垂直方向上的擺動角度為15°, 云內氣流速度20 m/s, 在云滴和相對濕度等因素的共同作用下,電暈電流測量相對誤差約為21%[36].但探針式電場探空儀優勢是設計簡單, 成本廉低, 用以整體評估云內電荷區分布及相對強度的比對仍然有效.在具體分析時, 定義向下的電暈電流為正, 對應的空中電場也定義為正.探空儀的封裝尺寸為30 cm ×20 cm × 12 cm, 重量約1.5 kg.探針傳感器垂直安裝于封裝外側, 采集的模擬信號經模數轉換后由單片機發送至功率為2 W、工作頻段為433 M的數字傳輸模塊, 連同探空儀位置信號一起發送至地面接收站.地面接收天線為高增益全向天線, 數據傳輸距離實測達到30 km以上, 接收數據的采樣率均為1 Hz.

3 結果分析

3.1 1907號臺風的基本特征

北京時間2019年7月 30日17:00, 位于南海北部海域的熱帶云團加強為熱帶低壓, 中心(115.5°E, 18.0°N)位于文昌東偏南約513 km的海面上, 中心附近最大風速15 m/s, 31日08:00加強為2019年第7號熱帶風暴級臺風, 中心附近最大風速18 m/s.8月1日1:50前后在文昌市的翁田鎮沿海登陸, 登陸時中心最大風速23 m/s.登陸后在文昌滯留9個小時后于8月1日11:00出海, 之后轉向偏北方向移動, 圖2(b)給出了8月1日9:00文昌登陸后的葵花衛星紅外云圖.1日17:40前后在廣東省湛江市坡頭區沿海再次登陸, 登陸時中心最大風速23 m/s, 登陸后轉向偏西方向移動,穿過雷州半島進入北部灣海面, 之后沿著廣西沿海西行, 2日21:20前后在廣西防城港沿海第三次登陸, 登陸時中心最大風速也為23 m/s, 登陸后轉向西偏南方向移動進入越南北部, 強度逐漸減弱, 最終于8月3日23:00被中央氣象臺停止編號.需要指出的是, 自7月31日8:00加強為今年第1907號臺風后直至8月3日8:00, 一直維持熱帶風暴級別(圖2(c)).另外, 1907號臺風中心偏南一側對流云團長時間在海南島停滯, 給海南島帶來了較長時間的大風及降水, 海南島大部分地區的降水在100—400 mm之間.

圖2 臺風路徑及強度變化情況 (a)移動路徑; (b)文昌登陸后(8月1日9:00)的葵花衛星紅外云圖; (c)臺風中心氣壓強度的時間變化Fig.2.Typhoon path and intensity change: (a) Path; (b) Himawari satellite infrared cloud image (9:00, 1 August); (c) the evolution of air pressure at the center of typhoon Wipha.

3.2 臺風前兩次登陸期間地閃活動

由于地閃定位網探測范圍主要覆蓋海南島和近海區域, 并不能監測遠海區域臺風的閃電活動情況, 因此, 為了客觀地評價臺風的地閃活動特征,這里只對2019年8月1日0:00—20:00時段內的地閃進行了統計, 即1907號臺風登陸海南(8月1日1:50)與登陸湛江(8月1日17:40)前后的地閃.由圖3(a)可見, 在此期間該臺風登陸前后的地閃活動整體偏弱, 地閃主要以負地閃為主, 負地閃占總地閃數的96.7%.地閃的整體演變趨勢表現為: 臺風在登陸海南文昌的過程中(0:00—2:00)地閃的逐小時數目呈顯著的增加趨勢, 3:00的地閃突然減小至30個/小時, 4:00的地閃數又出現快速增大, 達到了最大的118個/小時, 6:00下降到46個/小時; 在后續發展中, 只在14:00出現了較大的100個/小時, 其余時間都顯著小于40個/小時.雖然臺風于7月31日8:00加強為熱帶風暴級后一直持續到8月3日8:00, 但地閃的演變并未與臺風強度表現出一致性, 且地閃活動最頻繁時段都出現于兩次登陸前后4個小時以內.Zhang等[37]對西北太平洋臺風的分析發現, 臺風登陸后閃電活動有增強的也有減弱的, 登陸前后閃電的空間分布也不同, 登陸后強臺風雨帶的地閃密度比臺風和強熱帶風暴的減小得更快, 但熱帶風暴和熱帶低壓的地閃密度在登陸后增大.從空間分布圖3(b)來看,正地閃主要發生于瓊州海峽至雷州半島一帶以及西部洋面.圖3(c)和圖3(d)給出了地閃活動峰值時間04:27和14:32前后15 min內地閃與雷達回波的疊加, 該臺風眼附近區域的地閃活動很少, 主要出現于臺風的內雨帶和外雨帶, 由于閃電較少,宏觀上并沒有表現出明顯的三圈結構特征.

圖3 2019年8月1日0:00 ~ 20:00時段1907號臺風登陸海南與登陸湛江前后的地閃特征 (a)地閃活動的時間演變; (b)地閃活動的空間分布; (c)和(d)分別為04:27和14:32前后15 min內地閃與雷達回波的疊加, 黑色圓點代表地閃.圖中直線α, β, ζ和θ為圖4對應的剖面位置Fig.3.The characteristics of cloud-to-ground flashes in typhoon No.1907 before and after landing in Hainan and Zhanjiang from 0:00 to 20:00 on August 1, 2019: (a) The evolution of cloud-to-ground flash activities; (b) spatial distribution of cloud-to-ground flash activities; (c) and (d) are the superposition of the flash locations upon radar echo for 30 minutes around 04:27 and 14:32, respectively, and the black dot represents the cloud-to-ground flashes.The line α, β, ζ and θ in this figure is the location of corresponding section in Fig.4.

研究指出[16], 臺風眼壁區的對流結構類似于海洋季風深對流, 雷達回波特征表現為最強回波位于0 ℃層以下, 0 ℃層以上回波迅速減小, 這種特征表明眼壁內過冷水和強大上升氣流的缺乏, 一定程度上限制了冰晶和霰粒子的碰撞起電, 使得眼壁內的閃電活動相對螺旋雨帶較弱.為了分析地閃活動與回波強度之間的關系, 這里對兩次地閃峰值階段(8月1日4:00和14:00)對應的雷達回波剖面進行了分析, 如圖4所示.在地閃頻數首次達到峰值的時段, 盡管眼壁內的回波強度較大, 達到了45—50 dBZ, 但高度局限于海拔6 km以下且往上回波快速減小, 另外, 云頂高度也在14 km以下,如圖4(a)所示; 對于同時段閃電較為活躍的內雨帶, 35— 40 dBZ的回波頂高達到了約10 km且云頂高度也接近18 km(圖4(b)), 這表明強回波區的高度和深對流發展對閃電的發生有著顯著的影響.然而, 在第二個地閃峰值期間, 內雨帶回波較強且云頂高度較高的區域(圖4(c))發生的地閃數目反而小于回波弱且高度較低的區域(圖4(d)), 這可能與云內電荷區的配置有一定的關系.由圖4可見, 內雨帶的回波剖面最接近于常規雷暴云的回波結構, 這可能就是內雨帶閃電容易發生的原因, 而外雨帶的回波則更接近于層云降水區的特征.

圖4 圖3(c)和圖3(d)中沿直線α, β, ζ和θ的雷達回波垂直剖面(回波強度同圖3色標) (a)沿直線α; (b)沿直線β; (c) 沿直線ζ; (d) 沿直線θFig.4.Radar echo vertical cross section of line α, β, ζ and θ in Fig.3(c) and Fig.3(d) (The colorbar is the same as Fig.3): (a) Line α; (b) line β; (c) line ζ; (d) line θ.

3.3 垂直電場廓線特征

本次探空氣球穿云的時段為2019年8月1日9:53:11—10:25:12, 整個探空過程時長約32 min,10:23:04, 探空到達云頂上邊界10—15 dBZ的區域, 電暈電流也歸為零值.由葵花衛星紅外云圖、海口雷達回波以及探空路徑判斷, 此次探空進入了臺風的眼壁.圖5(a)分別給出了探空時段內(10:09)3 km高度處的雷達回波, 可見, 探空點位置(黑色三角形)處于臺風眼的附近區域.圖5(b)為圖5(a)中黑色方框區域的放大, 黑色線條為探空路徑的地面投影與回波的疊加, 自探空點位置氣球朝東偏北飛行了約27 km.為了確定探空路徑在雷達垂直剖面上的投影位置, 以接近路徑的直線AB對回波進行剖面處理, 由圖5(c)可知, 這次探空自釋放后傾斜上升, 進入云體后, 在高度約3 km處進入了強回波中心, 在海拔10 km高度處穿過了云頂, 除了2 km以下的路徑處于云的邊緣外,在此以上都處于云體內部.Zhang等[38]通過計算指出, 假設云內電荷區分布在水平上是均勻的, 只要探空路徑不完全處于云的邊緣, 那么電場探空結果可以較好地反映云內的電荷分布特征.

圖5 探空時段內的雷達回波的反射率以及垂直探空路徑在回波剖面上的顯示 (a) 10:09時的反射率(3 km高度處); (b)圖(a)中黑色方框區域的放大, 顯示探空路徑與回波的地面投影以及剖面切割線(線段AB); (c)探空路徑在回波剖面上的投影, 圖中△代表氣球釋放點位置Fig.5.Sounding path and the corresponding Radar echo (10:09): (a) Radar echo at height of 3 km; (b) enlarged view of the section in the square of picture (a), the line AB is the location of vertical cross section and the black curve is the horizontal projection of the sounding path; (c) superposition image of radar echo vertical cross section of line AB in the (a) and sounding path.△: Sounding site.

圖6給出了此次電場探空得到的氣球上升速度、電暈電流、垂直電場及電荷區分布.由于臺風“韋帕”整體偏弱, 眼壁區最強回波只有35—45 dBZ,氣球上升速度基本維持在4—6 m/s之間.由電暈電流反演得到的電場圖6(c)來看, 最強負極性電場值為35.5 kV/m, 位于6.21 km (–3.60 ℃)高度處; 對于正極性電場, 最大值達到飽和, 其值為62.9 kV/m, 高度處于7.53—7.89 km (–9.15—–11.21 ℃)之間, 根據飽和電場上下相鄰區域電場廓線的線性演變趨勢, 通過斜率大致可以推斷最大正極性電場有可能達到79.86 kV/m(–10.37 ℃).上部負極性電場峰值為–19.77 kV/m(–18.63 ℃),其高度為8.87 km.Marshall和Rust[39]對墨西哥山地雷暴上升氣流區內和上升氣流區中心附近的垂直電場廓線的分析發現, 垂直電場的絕對值廓線有三個峰值組成且最大的是負電場峰值, 下部正電場峰值在海拔5.8 km處, 中部負電場峰值在7.3 km 處, 上部正電場峰值出現在10.3 km 處(電場極性定義與本文相反).對比可知, 除了上部負電場峰值的海拔相對雷暴的較低外, 其余兩個電場峰值對應的高度基本相當.一般上升氣流區內外的電結構存在差異[40], Stolzenburg 等[41]通過探空發現, 上升氣流區外圍的垂直電場廓線一般有四五個峰值.

圖6 2019年8月1日9:53:11—10:23:04臺風眼壁區內的探空結果 (a)上升速度; (b)電暈電流; (c)電場(E)、溫度(T); (d)電荷密度Fig.6.Sounding results in eyewall of No.1907 typhoon on August 1, 2019 (9:53:11–10:23:04): (a) Ascending velocity; (b) corona current; (c) E-field (E) and temperature (T); (d) charge density.

由探空可知, 在臺風眼壁9.1 km以上區域的電場為零值, 而云上邊界在10 km處, 這表明9.1—10 km范圍內的水成物粒子為電中性的或荷電量較小未被探測到.另外, 海拔5.74 km以下,電場也保持為零值, 而0 ℃的高度為5.32 km, 也就是說, 臺風眼壁區內電荷區均位于0 ℃以上的冰相混合區, 這符合對流云非感應起電機制作用的區域[42,43], 而在溫度暖于0 ℃的區域基本不直接參與起電.

3.4 云內電荷區垂直分布特征

假設眼壁內的電荷分布是近似水平均勻的, 那么就可以利用一維高斯公式(2)式計算垂直方向上云內的電荷區分布特征.由圖5(d)可知, 在高度5.74—9.10 km之間(對應的溫度為–2.4—–16.7 ℃)共有不同強度和極性的電荷區共有7個,其中包括3個負電荷區和4個正電荷區, 如圖中N1, N2, N3, P1, P2, P3和P4所示(P和N分別代表正和負).自下往上7個電荷區的平均電荷密度分別為0.63, –0.33, 0.31, –1.03, 1.70, 1.57和–1.20 nC/m3, 各電荷區中心高度依次位于6.02,6.38, 6.58, 7.11, 8.06, 8.81和8.95 km.可見, 下部的3個電荷區對應的電荷密度都小于1.0 nC/m3,而上部的四個電荷區的電荷密度都超過了1.0 nC/m3.電荷區的強度(電荷區所含的電荷量)除了受電荷密度大小影響外, 直接與電荷區的體積相關, 為了評價各個電荷區相對強度大小, 通過計算電荷密度與體積的乘積就可得到, 但由于無法獲知云內電荷區的水平尺寸, 因此, 通常采用電荷密度(ρ)與電荷區厚度(?z)的乘積對比各個電荷區的相對強弱.電荷區自下往上的厚度分別是0.52, 0.20, 0.20,0.85, 0.33, 0.11和0.15 km, 通過計算得到各電荷區的相對強度依次為0.33, –0.07, 0.06, –0.87, 0.55,0.18和–0.18 nC/m2.由此可見, P1, N2和P3是此次探空期間眼壁區內強度最大的三個電荷區,N3和P4次之, 而N1和P2是強度最小的兩個電荷區.

由以上分析可知, 探空儀穿過的眼壁區在垂直方向上共有7個電荷區存在, 整體分布較為復雜,這與Stolzenburg等[41]雷暴云的電場探空觀測結果有一定的相似性.若只考慮眼壁內強度較大的3個優勢電荷區P1, N2和P3, 這3個優勢電荷區自下往上呈正、負、正的三極性結構排列, 這種分布與雷暴云的三極性電荷結構分布是否具有一致性還有待進一步的分析.雷暴云內的電荷區在垂直方向上基本都呈極性交錯的方式排列, 而P3和P4作為相鄰的兩個電荷區極性一致, 因此, 本文推測這兩個電荷區應該屬于同一個電荷區, 只是由于二者之間區域的電荷密度較小, 使得電場達不到探針放電的電場閾值, 從而在實況資料上顯示為兩個獨立的電荷區.若二者確屬同一電荷區, 那么上部主正電荷區(P3與P4合并)的平均電荷密度為0.75 nC/m3, 但由于電荷區厚度的擴展為0.97 km,電荷區的強度調整為0.73 nC/m2.在云頂的附近區域有一個負電荷區, 這應該是雷暴云頂部經常被觀測到屏蔽電荷層[44].因此, 1907號臺風探空區域內的電荷結構整體呈四極性電荷結構, 最下部為正電荷區, 往上依次改變極性, 最上部為負極性屏蔽電荷層.

3.5 地面電場的演變特征

在探空點的大氣平均電場儀完整地記錄了臺風登陸前后的地面電場, 這里定義地面正極性電場對應云內正電荷控制地面電場.圖7給出了1907號臺風前兩次登陸前后的地面電場, 可見, 在登陸前后00:00—03:25期間的電場有明顯的波段變化, 此后在03:26—08:55的地面電場基本接近于0 kV/m, 該時段對應電場儀處在臺風眼邊緣的下部; 在08:56—09:53期間出現負極性電場并且伴隨有閃電引起的快速變化, 最大電場強度在5—8 kV/m之間, 而站點上空覆蓋有臺風眼壁的弱回波云; 探空期間的地面電場雖然主要呈正極性, 但沒有顯著的變化且電場值很弱; 在10:25—11:06期間電場又基本歸于零值附近, 隨后隨著臺風的向北移動, 電場再次出現較大幅度的波動, 極性主要為負極性,對應臺風的回波強度已有所減弱, 地面電場也于臺風登陸湛江前1個小時歸于零值.從地面電場演變并不能得到更多與電荷結構有關的信息, 但可以確定的是隨著眼壁區位置的不同, 云內電荷分布還是存在著不同程度的差異, 否則根據電場探空給出的電荷分布來看, 地面電場理應由云內下部正電荷區控制, 而實際情況并非如此, 除了地面電場出現較大的波動外, 有些研究表明眼壁區內的閃電分布存在區域上的差異, 如Fierro等[22]發現眼壁雙極性窄脈沖事件的爆發隨時間呈逆時針方向依次發生,揭示了眼壁強對流單體的時空演變在不斷地對電荷區進行調整.

圖7 臺風地面電場監測 (a) 8月1日0:00—20:00, “TK”代表探空時段; (b)探空時段地面電場的擴展Fig.7.Evolution of surface electric field of No.1907 typhoon: (a) The time period from 0:00 to 20:00 on 1st August, “TK” stands for the sounding period; (b) enlarged view of sounding period as “TK” in Fig.(a).

4 結論與討論

本文利用首次在臺風眼壁區內獲取到的一次電場探空資料詳細分析了云內的電場廓線及電荷區分布特征, 并結合雷達、地閃定位和地面電場對1907號臺風特征進行了詳細的綜合分析, 主要結論有以下幾個方面.

1)雖然1907號臺風達到熱帶風暴級別長達17個小時, 但整體地閃活動較少, 空間上并沒有顯著的分布特征, 但眼壁內的地閃要明顯小于內雨帶的; 從時間的演變來看, 地閃峰值在登陸海南文昌后2小時達到峰值, 而第二峰值在登陸湛江前3小時出現.

2)從電場廓線計算得到的電荷區來看, 云內共探測到7個電荷區, 若最上部的兩個正電荷區是同屬一個電荷區, 那么最小部的電荷區為正極性, 往上依次改變極性, 它們的電荷密度(中心高度)分別為0.63 nC/m3(6.02 km), –0.33 nC/m3(6.38 km), 0.31 nC/m3(6.58 km), –1.03 nC/m3(7.11 km), 0.75 nC/m3(8.38 km)和–1.20 nC/m3(8.95 km).可見, 最上部的3個電荷區電荷密度是最大的, 但考慮各電荷區的厚度, 它們的強度分別為0.33, –0.07, 0.06, –0.87, 0.73和–0.18 nC/m2,強度最大3個電荷區為最下部的正電荷區與其上部的主負和主正電荷區.

3)此次探空給出的結果顯示, 眼壁內探空路徑區域內的優勢電荷區在垂直方向上呈三極性電荷結構, 在云上部還存在一個負極性的屏蔽電荷層.雷暴云經典的三極性電荷結構特征基本為: 云下部是正電荷區, 位于暖于0 ℃的區域; 中間是主負電荷區, 位于0 — –10 ℃的區域; 上面是一個主正電荷區, 對應溫度低于–10 ℃的區域[45,46].P1, N2和P3電荷區對應的溫度分別處于 –3.1 — –5.7 ℃,–7.7 — –11.9 ℃ 和 –13.7 — –15.3 ℃.首先, 此次觀測得到的下部正電荷區對應的溫度冷于0 ℃, 這有別于雷暴三極性電荷結構下部正電荷區所在的溫度層.在雷暴下沉氣流區, 下部正電荷區一般出現于0 ℃層的下部[41]; 另外, 當雷暴處于消散階段時, 處于混合相下部的正電荷區下沉到暖于0 ℃的區域[47,48].至于1907號臺風在成熟階段下部正電荷區是否也存在這種特征無法確定.對于中部主負電荷區, 很多雷暴云內的電場探空發現主負電荷區所對應的溫度層為–15 — –5 ℃, 厚度為千米量級[49,50], 這與此次探空對應的負電荷區(N2)的位置基本符合這一條件.臺風眼壁上部主正電荷區位置也與雷暴云三極性電荷結構的符合.對于云頂部的負極性屏蔽電荷層, 其存在的區域位于10—15 dBZ之間, 這與Dye 和Willett[51]的飛機觀測結果和Stolzenburg等[44]的電場探空結果基本一致.

4)目前有關雷暴云內的起電機制主要考慮霰粒-冰晶的碰撞起電的非感應起電機制和極化粒子碰撞分離產生電荷轉移的感應起電.霰粒-冰晶起電機制由于較高的起電效率且能很好地解釋三極性電荷結構而被廣泛認同[28,52], 而感應起電機制需要有強度大于10 kV/m的外電場條件[53].在臺風起電的數值模擬中也主要考慮這兩種起電機制, 徐良韜等[54]發展了WRF起電模式, 該模式采用了修正后的非感應起電方案[55]和感應起電方案[56].利用該模式, Xu等[34]通過對臺風的模擬發現, 熱帶氣旋眼壁區的對流一般具有中負下正的電荷結構, 分析認為是大小冰相粒子間碰撞位置的溫度偏高, 使得產生較大的霰粒子荷正電和較小的冰晶粒子荷負電; 另外, 該研究發現熱帶氣旋加強階段的眼壁內深對流呈三極性電荷結構.在對臺風莫拉菲的模擬中, 徐良韜等[57]發現眼壁在近海加強階段呈現正的三極性電荷結構, 而在臺風達到最大強度后呈現負的偶極性電荷結構, 而外雨帶對流電荷結構主要呈現正偶極性或三極性電荷結構, 不受臺風強度變化及登陸過程影響.這些研究表明, 臺風過程與雷暴的電荷結構具有一定的相似性, 但考慮到動力差異, 二者在起電機制方面是否有所不同還需要更多的觀測和研究進行證實.

本研究工作得到了西昌衛星發射中心氣象臺和西昌衛星發射中心氣象臺氣象水文室在觀測場地保障和地面電場資料方面提供的支持, 特別感謝張春峰同志在探空作業中的大力協助.