雷暴閃電活動特征研究進展

鄭棟，張文娟，姚雯，徐良韜，王飛

（中國氣象科學研究院災害天氣國家重點實驗室，北京100081）

1 引言

雷暴是閃電活動的母體，閃電活動特征與雷暴自身強度、結構等特征息息相關。經典的閃電活動特征通常指閃電活動的頻次、類型（云閃、地閃）、極性（正、負）等；近年來，隨著閃電通道三維形態探測能力的提升，閃電通道延展特征（如持續時間、空間延展等閃電尺度量）也被關注。雷暴的動力、微物理過程決定雷暴內部起電的強弱以及不同冰相粒子的帶電極性。在氣流和帶電粒子自身屬性的作用下，在云內形成不同極性電荷區的分布，被稱為電荷結構。閃電在正、負電荷區之間的強電場中始發，以雙向先導方式朝與先導擊穿極性相反的電荷區發展，并在其內傳播，特別是傾向于在高電荷密度區域傳播。因此電荷結構影響閃電的起始和通道發展特征，而這些特征最終表現為前述的閃電活動特征。雷暴閃電活動特征研究為開展雷電預警、預報、閃電資料同化和應用等提供理論基礎。

本文中，我們基于已有研究，對一般雷暴、災害性雷暴和臺風的閃電活動特征以及雷暴閃電尺度特征進行介紹和梳理，以增強對閃電活動特征的概念性認識。

2 一般雷暴閃電活動

一般雷暴是相對于災害性雷暴而言的，它們屬于強對流過程，產生較為頻繁的閃電活動，但對流強度通常弱于災害性雷暴，不產生冰雹、龍卷、災害性大風等現象。

一般雷暴中，云閃通常占總閃的大部分。從全球來講，云/地閃比例隨緯度的增大呈減小趨勢。Mackerras等[1]報道云/地閃比例在南北緯度0～20°為3.96，20～40°為3.18，40～60°為1.92，全球平均值為3.53。一般雷暴中正地閃在所有地閃中占比10%左右[2]。雷暴演變過程中，正地閃比例可能有較大變化。Zheng等[3]分析的一次中尺度對流系統消亡階段前的正地閃比例僅3.52%，但消亡階段正地閃比例達21.25%，某些時段甚至超過50%（圖1）。

圖1 2007年5月30（13時12分起）—31日（02時01分止）發生在湖北的一次雷暴過程中地閃（CG Flashes）、正地閃（PCG Flashes）和負地閃（NCG Flashes）以及正地閃占比隨時間演變

地閃接地位置通常對應雷達低仰角反射率廓線大于20或30 dBZ的區域，但分布位置可能有較大變化[4-5]。Wang等[6]發現79.1%的地閃位置對應0℃層垂直氣流在-5 m/s和5 m/s之間的弱上升和弱下沉氣流區。雷暴中不同極性的地閃可能在空間存在分離現象。Zheng等[3]發現負地閃傾向集中發生在對流區，而正地閃則分散于層云區。

一般雷暴通常具有上正-中負-下正的三級性電荷結構。由于閃電雙向先導傳播的特征，地閃極性通常由始發地閃的兩層電荷區的上部電荷區極性決定[7]。地閃更容易由下部兩個電荷區貢獻，因此三極性電荷結構往往產生更多負地閃。雷暴消亡階段，正、負地閃頻次均呈下降趨勢，但負地閃頻次下降更快，這可能是由于原負地閃集中的對流區動力過程的減弱程度更為顯著，從而導致正地閃比例在消亡階段反而增加[3]。

3 災害性雷暴閃電活動

災害性雷暴具有極強的動力和微物理過程，伴隨龍卷、災害性大風、冰雹等現象，在閃電活動特征上往往表現出不同于一般雷暴的特征。

災害性雷暴通常產生非常活躍的閃電活動。Shackford[8]發現60%的雹暴閃電頻次超過100 fl/h。Zheng等[9]分析的超級單體聚合體峰值閃電頻次超過600 fl/min。災害性雷暴中地閃占比可能低于普通雷暴。徐爽[10]分析16次北京雹暴的地閃比例平均為4.43%。Zheng等[9]研究的超級單體聚合體中地閃比例只有約1.07%。災害性雷暴還傾向產生較高的正地閃比例，甚至超過50%[9-11]。超級單體雷暴對應主上升氣流區位置可能存在一個較弱的閃電活動區，被稱為“閃電洞”（lightning hole）[12]。在雹暴中，一些研究發現地閃較少出現在降雹階段和降雹區域[11，13]。

王晨曦等[13]、鄭棟等[14]和Xu等[15]發現部分雹暴產生了兩個閃電活躍階段：第一個對應降雹前后，閃電峰值往往出現在降雹前；降雹發生后，閃電頻次快速降低；降雹結束后，閃電頻次再次增強，并達到第二個峰值。第一階段正地閃比例較一般雷暴偏高，第二個階段正地閃比例接近一般雷暴，同時，第二個閃電活躍階段的峰值閃電頻次甚至可以強于降雹階段。鄭棟等[14]和王晨曦等[13]分別分析的北京和廣東雹暴個例以及Xu等[15]分析中的一次北京雹暴個例在動力特征上均表現為降雹結束后，雷暴對流再次增強，從而貢獻第二個閃電活躍階段。但對應第二個閃電活躍階段的對流強度弱于降雹階段的對流強度，至于為什么相對較弱的對流反而產生了更強的閃電活動，我們在后面討論。Xu等[15]還報道了另一例降雹直徑較小、持續時間較短的天津雹暴，其第二個閃電活躍階段是在對流持續減弱過程中形成的，他們認為，降雹結束后云內較小的冰粒子在中低層聚集形成電荷高密度區，貢獻了活躍的閃電活動。

閃電活動與災害天氣事件之間可能存在關聯。有研究指出冰雹出現和正地閃頻次增加相對應[16]，正地閃比例與冰雹直徑之間存在正相關[10，17]，具有高正地閃比例的雹暴，降雹持續時間傾向更長[17]。閃電頻次在災害性天氣現象出現前可能快速增加，被稱為“閃電躍增”（lightning jump）[18-19]。綜合Goodman等[20]和Gatlin等[21]的研究，閃電躍增超前龍卷10～28 min，超前災害性大風約9 min。Gatlin等[22]在90%的災害性雷暴中發現了閃電躍增現象，平均超前災害性天氣出現約27 min。Yao等[17]在北京雹暴中發現，地閃（總閃）躍增平均超前降雹25.4（32.2）min，圖2給出了他們分析中一次個例的情況。

圖2 2007年7月10日北京一次雹暴個例中基于2σ閃電躍變算法得到的閃電躍變信號

MacGorman等[23]提出“抬升電荷機制”解釋災害性雷暴中地閃比例偏低的原因。認為強上升氣流把中部主負電荷層向上抬升，使得主負電荷區與地面的距離增大，從而地閃頻次減少；而主負電荷區與上部正電荷區距離減小，使得云閃更為頻繁。Wang等[6]提供了另外一種觀點，認為強對流雷暴中，電荷結構可能呈現小電荷區交錯分布的形態，不利于大電勢形成，從而抑制了地閃發生。

災害性雷暴具有較高正地閃比例的現象可能與反極性電荷結構有關。強烈的對流和充足的水汽供應使得混合相態區域具有較高的液態含水量，導致霰粒子獲得正電荷，冰晶獲得負電荷[24]，形成了上負-中正-下負的反極性電荷結構，利于正地閃由下部兩層電荷區貢獻[9，14，25]。Xu等[26]在模擬中還發現一種動力夾卷作用，將帶負電的霰粒子輸送到帶正電的冰晶粒子上部形成局部反極性電荷結構的情況。需要說明的是，電荷結構在雷暴演變過程中是有可能變化的，反極性電荷結構也可能只是存在于雷暴的局部區域或其演變的某些時段。

關于部分雹暴過程中的兩次閃電活躍階段，鄭棟等[14]和Xu等[15]都發現第一個階段（與降雹對應）的電荷結構為反極性，使得正地閃比例偏高。在第二個階段，鄭棟等[14]和Xu等[15]分析的兩個北京雹暴均形成正常的三級性結構，使得負地閃比例更大。而Xu等[15]分析的天津雹暴，第二個閃電活躍階段是在對流持續減弱過程中形成的。在電荷區下降過程中，原有下部負電荷區減弱或消失，主要電荷結構表現上負-下正的反偶極性，這種情況導致了負地閃的增加。綜合鄭棟等[14]、王晨曦等[13]和Xu等[15]的研究，圖3給出了兩種情形下雹暴閃電兩次活躍階段特征和形成機制的概念圖。

圖3 綜合鄭棟等[14]、王晨曦等[13]和Xu等[15]的研究繪制的兩種情形下雹暴閃電兩次活躍階段特征和形成機制的概念圖

閃電洞的形成被認為是由于強上升氣流導致粒子難以在該區域停留，不足以使粒子攜帶足夠的電荷并聚集[27]。另一方面，強對流所形成的有界弱回波區內很少有冰相粒子存在，閃電通道也難以發展到該區域。

災害性雷暴中大雹粒子的存在可能對閃電活動有抑制作用。冰雹由于其數濃度較低而具有較小的集合表面積，在冰-冰碰撞中電荷轉移總量小。所以在大尺度雹粒子主導的區域電荷濃度低，不利于閃電活動。另一方面，冰雹降落過程中不斷融化形成液態水膜，不利于冰-冰碰撞和分離而產生電荷分離[13，15，28]。

災害性雷暴強烈的動力和微物理過程導致閃電頻次快速增長，但當大尺度冰粒子（如冰雹粒子）增加時，起電過程反而減弱，閃電頻次則會出現下降。大冰粒子繼續增長導致降雹等災害性天氣現象，增強云內下沉氣流，使得閃電活動持續減弱，因此閃電活動峰值超前災害性天氣現象出現。降雹結束后，如果外界的動力條件能夠繼續支持對流系統發展，則有可能出現第二次閃電活躍期。該階段的動力和微物理過程弱于降雹前的階段，但此時豐富的小尺度冰粒子卻可以引起更強的起電，使得閃電活動強于降雹階段。

4 臺風閃電活動

Black等[29]最早在颶風Diana（1984）中觀測到閃電活動。目前人們認識到臺風閃電活動的三圈分布特征：內核（或眼壁）閃電頻次較低；內雨帶閃電活動稀少；外雨帶閃電頻次最高[30-31]。

閃電活動與臺風強度變化和對流結構演變密切相關。閃電頻次與臺風中心最大維持風速正相關，閃電頻次峰值可能超前臺風強度峰值出現[32-33]。眼壁閃電爆發可能預示氣旋強度的快速增強以及臺風路徑的轉折[30，34]（圖4）。眼壁閃電爆發對臺風對流結構也具有指示作用。當垂直風切變＞5 m/s時，眼壁閃電產生較強的下風向偏左的非對稱結構，切變越強，眼壁對流和閃電分布越集中[35]。颶風增強過程中，眼壁正地閃分布在負地閃的外側，能表征傾斜的眼壁結構[36]。眼壁閃電爆發時，上升氣流迅速增強，眼壁迅速收縮并呈現出最強的對流垂直結構[37]。也有一些研究指出外雨帶閃電活動相比眼壁閃電對臺風強度變化具有更好的指示作用[38]。

圖4 臺風“百合”（2001）近海和登陸期間眼壁閃電頻次和臺風強度變化圖（a）和路徑轉向圖（b）

研究發現，臺風只有出現強上升氣流（＞10 m/s）時，才能產生閃電活動[39]。臺風閃電易發生在極化修正亮溫低于225 K的深對流系統中[40]。臺風眼壁閃電頻次與混合相態區的上升氣流量、霰粒子體積和質量、液態水含量、水平風等因素有關[41]。內雨帶區域是眼壁向外排出的冰粒子的沉降作用而形成，這種沉降過程減少了過冷水含量，融化和蒸發造成的冷卻作用抑制了上升氣流，因此很少產生閃電[42-43]。外雨帶受臺風內部渦旋動力的影響較小，其起電過程被認為類似于陸地雷暴[44]。

5 閃電尺度特征與雷暴結構關系

此處閃電尺度指閃電持續時間、空間擴展等特征，屬于閃電放電的自身屬性。一次閃電的平均持續時間約0.3 s，通道的水平擴展距離平均約10 km。從氣候特征和個例統計看，閃電持續時間、通道空間擴展的數值一般呈現對數正態分布[45-47]。閃電的時空尺度在不同時間、下墊面、雷暴類型中可能存在較大差異。比如冬季雷暴中的閃電尺度可能大于夏季[45,48]；下午閃電的尺度小于上午閃電的尺度[49]；海洋閃電相比陸地閃電具有更大水平擴展[46，50]；超級單體的閃電空間擴展尺度顯著小于普通雷暴和冬季雷暴[47-48，51]。上述現象似乎指向這樣的特征：發生在對流較強的雷暴（比如夏季雷暴、下午雷暴、陸地雷暴、超級單體雷暴）中的閃電相比對流較弱的雷暴（比如冬季雷暴、上午雷暴、海洋雷暴、普通雷暴）傾向于具有更小的空間尺度。閃電持續時間在不同情況下的對比更為復雜，似乎沒有空間尺度差異特征那么明顯，且閃電持續時間與空間尺度的相關性并不強[46]。

一些針對超級單體的研究發現，閃電空間擴展尺度與所在位置處或演變階段對應的對流強度和閃電頻次之間存在宏觀上的反向對應關系，即在接近強上升氣流的區域，閃電活動頻繁、閃電尺度較小，而在遠離強上升氣流的區域，閃電活動少、閃電尺度大[9，47，51-53]。比如，Zhang等[51]發現在超級單體演變過程中，從對流區附近到前側云砧區，平均閃電尺度由小到大變化，平均閃電尺度最小值所在區域通常與閃電起始密度、閃電擴展密度和雷達反射率的大值中心區相對應（圖5）。Zheng等[47]還注意到，在超級單體聚合體整體增強且面積擴大的過程中，閃電的平均空間擴展尺度和頻次都隨之增大（慢速變化），但兩者在相鄰雷達體掃時間的變化上（快速變化）則表現出相反的特征，即當閃電頻次增加時，平均閃電空間擴展尺度減小。

圖5 2004年10月5日美國新墨西哥州一次超級單體過程三個連續體掃對應的閃電活動和雷暴結構

Bruning等[52]提出在雷暴弱對流或平流主導的區域，電荷區傾向水平擴展和垂直分層，閃電頻次低但空間擴展大；在雷暴強對流區域，受強烈的湍流、氣流切變、夾卷等影響，電荷分布形態以異種小尺度電荷區交錯分布為主，閃電頻次高，但受“破碎”的小尺度電荷區限制，閃電空間擴展小。上述模型也可以對前述不同時間、下墊面和類型雷暴的閃電尺度對比關系進行解釋。對流較強的雷暴中，電荷區可能相對較為“破碎”，則閃電頻次高但空間尺度小；相對地，對流較弱的雷暴電荷區水平擴展大，分層特征更為明顯，則閃電頻次可能相對較低但平均閃電尺度更大。但是，該模型可能只適用于一定強度區間范圍內的雷暴，近期研究也發現了對流極弱和極強情況下的一些例外的情況[46-47]。關于閃電尺度的研究還有待繼續深化。

6 總 結

本文從一般雷暴、災害性雷暴和臺風的閃電活動特征以及雷暴閃電尺度四個方面對已有研究進行了概念性梳理。過去幾十年，人們對雷暴閃電活動特征和機理的認識不斷深入，但對雷暴閃電活動的一些本質性問題仍然缺乏足夠的了解。比如在自然條件下起電、電荷分布究竟是如何發生和形成的，閃電發生的時機和位置選擇是怎樣的，多維度閃電信息如何在閃電參數化中得到應用等。云和閃電探測技術以及更精細的數值模式的進步是推進相關研究向前發展的關鍵手段。另一方面，利用已有研究成果，發展和提升雷電預警預報技術，推進閃電資料在災害天氣監測和預警預報中的應用也是當前緊迫需求。